Геотектоника с основами геодинамики - Хаин В.Е.
Скачать (прямая ссылка):
Однако в качестве главного универсального механизма образования складчато-покровных систем гравитационный механизм не подходит по ряду причин. Во-первых, хотя для гравитационного сползания достаточно уклона всего в первые градусы, такой уклон образуется лишь на позднеорогенной стадии развития подвижных систем, в то время как наиболее интенсивная складчатость их внутренних зон возникает уже на раннеорогенной стадии. Во-вторых, многие горные сооружения, например Карпаты, Кавказ, Урал, Гималаи, построены в основном моновергентно, т.е., складки и надвиги на обоих склонах сооружения наклонены в одну и ту же сторону, следовательно, на одном из склонов вверх, а не вниз по склону. В Карпатах лишь в самой нижней части южного склона надвиги направлены вниз по склону, но расположение слоев показывает, что это вторичное явление. Такое явлечие наблюдается на позднеорогенной стадии становления и других горных сооружений; в Альпах оно получило название ретрошарьяжа, т.е. обратного шарьяжа. В-третьих, если слои сползли под влиянием силы тяжести со свода, на самом своде они должны вторично отсутствовать, т.е. должна образоваться зона тектонической денудации, причем равновеликая зоне гравитационной складчатости в распрямленном виде. В действительности такие юны обычно не обнаруживаются. Так, на Большом Кавказе, в его восточной осевой части, отложения нижней и средней юры не только не отсутствуют, но смяты в узкие и крутые складки. В Карпатах можно было бы предполагать существование зоны тектонической денудации - возможной родины флишевых покровов - в их внутренней зоне, но здесь возрастные аналоги флиша присутствуют и представлены более мелководными фациями.
Все эти причины заставляют признать гравитационный механизм складчато-надвиговых деформаций хотя и реальным, но явно второстепенным по отношению к главному фактору, вызывающему эти деформации.
Представители второй группы концепций происхождения региональной складчатости сжатия, в наиболее раннем толковании, связывали ее с общим сжатием, контракцией нашей Земли. Первоначально, до появления учения о геосинклиналях, они затруднялись объяснить неравномерность проявления складчатости на поверхности Земли. Позднее эта трудность казалась преодоленной - сжатию в процессе сокращения площади земной коры должны были в первую очередь подвергаться не утратившие свою пластичность мощные толщи геосинклинальных отложений, как бы раздавливаемые при этом сближающимися более жесткими платформенными глыбами. Однако этому представлению противоречит, как впервые указал австрийский геолог О. Ампферер (1906). более раннее образование складок во внутренних зонах складчатых систем по сравнению с внешними, находящимися ближе или даже в контакте с платформенной рамой, откуда исходит давление.
В связи с этим О. Ампферер, а затем Г. Штилле, Э. Краус и другие выдвинули представление о поддвиге платформ под геосинклинальное выполнение, о "всасывании" последнего в глубину под влиянием нисходящих конвективных течений в мантии. Эта точка зрения нашла некоторое подтверждение в опытах американского геофизика Д. Григгса. Ее дальнейшим развитием являются представления о механизме складчато-надвиговых деформаций, принимаемые в современной тектонике плит.
Согласно этим представлениям, основными зонами таких деформаций являются зоны конвергенции литосферных плит, т.е. их субдукции или коллизии, где господствуют условия сжатия. При этом обстановка протекания деформаций сжатия несколько различна, с одной стороны, в зонах субдукции океанских плит под островодужные или континентальные плиты, с другой - в зонах поддвига континентальных плит (платформ) под складчатые сооружения.
Рис. 15.3. Механизм формирования складчато-надвиговой структуры при срыве осадочных толщ с субдуцирующей океанской коры и образовании аккреционного клина. По Д. Сили и др., 1974
В зонах субдукции осадки, поступающие в глубоководный желоб, если они не проскальзывают далее в глубину, то подвергают ся смятию и наращивают снизу висячее крыло, т.е. континентальный или островодужный склон, формируя аккреционный клин. И основании этого клина образуется базальная поверхность срыва, а над ней слои сминаются в складки с осевыми поверхностями, полого наклоненными параллельно этой поверхности (рис. 15.3). Затем эта поверхность срыва перемещается вверх, под ней начинают снова накапливаться осадки, соскребаемые с пододвигающейся плиты, пока опять не образуется базальная поверхность срыва. Так последовательно формируются складчатые пакеты, ограниченные поверхностями надвигов; причем, как показало глубоководное бурение, возраст деформированных отложений и самих деформаций омолаживается вниз по склону, т.е. соблюдается та самая закономерность, которая наблюдается в более древних складчатых системах, - омоложение деформаций к периферии. Изоклинально-чешуйчатые флишевые толщи южного склона Большого Кавказа, северного склона Карпат, Иньяли-Дебинской зоны Верхояно-Колымской системы, Восточного Сихотэ-Алиня - хорошие примеры таких древних аккреционных клиньев в висячих крыльях ВЗБ. На западном окончании Большого Кавказа и в современную эпоху можно наблюдать, по данным сейсмопрофилирования на дне Черного моря, продолжающийся поддвиг осадков под сооружение Большого Кавказа и, следовательно, продолжающееся наращивание этого сооружения.
