1 year ago
No comment

Sorry, this entry is only available in
Russian
На жаль, цей запис доступний тільки на
Russian.
К сожалению, эта запись доступна только на
Russian.

For the sake of viewer convenience, the content is shown below in the alternative language. You may click the link to switch the active language.

В этой статье автор рассказыва­ет о том, что горные цепи Аль­пийской Европы сложены осадоч­ными и вулканическими породами, заполнявшими часть океана Тетис между Евразиатским и Африкан­ским континентами.

Они разделены на три крупных сегмента: Пиренеи, которые на­поминают внутрикратонный про­гиб, возникший в зоне трансформ­ного разлома к северу от Иберий­ского массива; «геосинклиналь­ные» цепи — самые извилистые и разнородные во всем мире и Эгей­скую и Тирренскую дуги, которые демонстрируют любопытный

«Циркумтихоокеанский» тип, со­вершенно нехарактерный для Альп.

Пиренеи

Эта цепь образовалась в эпоху раннемелового рифтогенеза, ко­торый постепенно прекратился. Он сопровождался термальным метаморфизмом в меловое вре­мя, а позднее, в конце мела, сме­нился метаморфизмом высоких давлений.

Те ученые, которые придержи­ваются «рифтовой» концепции, все еще не согласны с выделением трансформного разлома, который прослеживался между окраинами рифта. Они ссылаются на то, что палеогеографические границы по обе стороны от Пиренеев не на­рушаются. Другие же полагают, что произошло значительное пере­мещение по этому разлому, в ре­зультате чего Иберийский массив сместился на юг, а на его прежнем месте возник Бискайский залив. Таким образом, Северо-Пиреней­скую зону можно было бы рас­сматривать как «трансформную зону». Если же придерживаться второй точки зрения, то Пиренеи представляют собой уникальную горную цепь.

Геосинклинальная ось

Эта ось была образована в ре­зультате движения и возможного столкновения двух стабильных блоков — Европы и Африки. Эти смещения осложнялись наличием краевых прогибов, существовав­ших на краю каждого блока: Апу­ло-Адриатический мыс Африкан­ского кратона (который сыграл важную роль в генезисе Альпий­ской дуги) и мыс Моэзик Европейского кратона (который повлиял на формирование Кар­патской дуги и Балканского мас­сива).

Сама геосинклинальная ось об­ладает обратной вергентностью с Альпийской ветвью на краю Ев­ропейского кратона. Она поверну­та по направлению к нему, охва­тывая Бетские цепи, Корсику, Альпы, Карпаты и Балканский мас­сив, а Динарская ветвь на краю Африканского кратона повернута к Европейскому кратону, охваты­вая Северо-Африканские цепи (или Магребиды), Сицило-Калаб­рийскую дугу, Апеннины, Дина­риды и Геллениды.

В каждой из этих ветвей можно выделить внешние зоны (экстер­ниды) — дислоцированную часть кратона, подвергшуюся воздейст­вию только последней фазы складчатости (от позднего эоцена до неогена), и внутренние зоны (интерниды), отделенные от экс­тернидов важной палеогеографи­ческой и структурной прерывистой границей, которая подчеркивается «юрским простиранием». Позднее этот разлом превратился в зону латерального перемещения или надвига. На внутренней его сторо­не в юрское время располагались зоны дробления, вдоль которых прослеживались смещения под сильным давлением; кора была тонкой, а некоторые ее части — неоокеаническими.

Эта мощная зона дробления в ряде регионов почти исчезла в позднеюрское время, а в других она была уменьшена по размерам в позднем мелу и кайнозое. Воз­можная субдукция фрагментов неоокеанической коры привела к образованию сложной системы на­двигов и метаморфизму высоких давлений.

Альпийская ветвь. Аль­пийские экстерниды. Бетские вет­ви включают Пребетскую зону, расположенную у границы с чехлом платформы, и Суббетскую зону, которая целиком залегает в тектонических покровах. Пребетская зона простирается на восток до Балеарских островов, за кото­рыми протяженность внешней Альпийской цепи нарушается в позднем кайнозое Алжирско-Прованским заливом. Его образо­вание связывают с левосторонним вращением Корсико-Сардинского блока (рис. 3). Зона едва ли пред­ставлена в Сардинии и Корсике (ветви Корте), но вновь видна во французской Субальпийской ветви (Западные Альпы). На востоке Пребетская зона граничит с мас­сивными кристаллическими бло­ками («внешние кристаллические массивы»), перекрытыми в основ­ном юрскими образованиями.

Главные неотектонические структуры Альпийской Европы...

Главные неотектонические структуры Альпийской Европы…

Приближаясь к месту наиболь­ших напряжений в Швейцарии, сжатие в экстернидах становится более интенсивным, формируя при этом гельветские и ультра-гельветские покровы, перемещен­ные в основном на юг.

Различные по своей структуре части зоны экстернид наблюдают­ся по всей территории Карпат. Здесь полоса разделения между экстернидами и интернидами ха­рактеризуется уменьшением мощ­ности коры, которая в условиях сжатия была межконтинентальной зоной субдукции. После этого процесса кора края экстернид исчезла, оставив только самый верхний слой чехла; покровы этих слоев сформировали флишовые шарьяжи, или, как их называют, Молдавские надвиги.

Существование андезитовой ду­ги в неогене на севере Паннонской впадины и первоначальное умень­шение мощности субпаннонской коры, а также возникновение здесь ранее окраинного прогиба — все это говорит о существовании зоны субдукции.

Альпийские экстерниды закан­чиваются на Балканах у кристалли­ческого массива, который пред­ставляет собой деформированное южное продолжение Моэзикской платформы.

В целом можно сказать, что Альпийские экстерниды захваты­вают части платформы и его чехла, который разделен горизонталь­ным срывом на уровне триасовых эвапоритов.

Они также включают в себя межкратоновую зону субдукции, в которой основание части конти­нента исчезает, а его чехол стано­вится аллохтонным.

Эти выводы делают понятной ги­потезу о том, что пояс между экс­тернидами и интернидами должен был обладать уменьшенной мощ­ностью коры или быть зоной риф­тогенеза.

Подобная закономерность на­блюдается и в осадочных фациях с тонкими, в основном известквыми, неритовыми отложениями по направлению к внешнему краю Альпийского пояса и более гли­нистыми отложениями, типичными для погруженных участков и глу­боководными в осевой части про­гибов (Суббетская, Ультрагель­ветская и Молдавская серии). На основании этой закономерности можно предположить, что перед пакетом внутренних покровов в процессе развития пояса просле­живался синорогенный глубоко­водный желоб.

Альпийские интерниды. Бетские цепи Южной Испании состоят из нескольких зон, каждая из кото­рых имеет палеозойский гранито-гнейсовый фундамент, в основном перекрытый карбонатными поро­дами.

Хотя офиолиты в Бетском поя­се не установлены, в Корсике они слагают основную часть ин­тернидов, окаймленных образо­ваниями, которые формировались по окраинам докайнозойского неоокеанического трога.

В Альпах существуют как офи­олитовые, так и осадочные зоны. Основная часть толщ, содержащих офиолиты, слагает Пьемонтскую зону (или зону «блестящих слан­цев»). Соответствующая им палео­географическая провинция на востоке не прослеживается. К се­веру толщи, содержащие офиоли­ты, появляются только местами в зоне Валаиза.

Они окаймляют сиалический микроконтинент, зону Бриансонэ, (названный «покровом Сент-Бер­нард» швейцарскими геологами). Европейское происхождение этой структуры несомненно во Фран­цузских Альпах, где зона Валаиз выклинивается на запад. Эта серия толщ, иногда собирательно назы­ваемая Пеннинской группой, на востоке погружается под Австро-Альпийский надвиг (измененная окраина Апуло-Адриатического мыса Африканского кратона) и вновь появляется на западе Дацит около Карпат.

Продолжение (или фациальные аналоги) Пеннинской группы вновь встречаются опять перед Дацита­ми в Пьенидах, но без офиолитовых комплексов.

Покровная структура этих толщ не доказана, так как породы груп­пы простираются восточнее оси зоны альпийского скучивания. Офиолитовые толщи все же рас­пространены в поясе, который можно считать продолжением Пьенид в горах Апусени и на юге Рудных гор.

На востоке Карпат структура интернид осложнена появлением двух офиолитовых зон, хотя нет данных для подтверждения кор­реляции последних с офиолитами зоны Валаиз и Пьемонтского трога. Эти две зоны представляют собой Трансильванские офиолитовые покровы (продолжение офиолитов гор Апусени) и слагают внешний мегатрог. Расположенные север­нее внешние офиолитовые ком­плексы (покровы Цешло и Севе­рин) формируют край Дацитово­го трога.

Разделяющие их на востоке и юге Дацитов зоны кристалличе­ских образований напоминают микрократон, сходный с массивом Бриансонэ Западных Альп. Этот элемент является единственным на Балканах, где офиолиты, как правило, отсутствуют, что делает их похожими на Бетские цепи за­пада Европейско-Альпийской вет­ви.

Позднемеловой вулканизм и «ларамийские» граниты, однако, подчеркивают и их различия.

В Европейско-Альпийской дуге впадины с океанической корой появляются за пределами Бетско­го сектора — на Корсике. Они широко распространены в Альпах, но оказываются «запечатанными» в Карпатах и особенно в пределах Балканского массива. Интересно отметить, что максимальное раз­витие океанической коры соответ­ствует изогнутой части Европейско-Альпийской системы, характери­зующейся сложным покровным строением.

История развития интернид очень сложна. В триасовое время карбонатные платформенные от­ложения накапливались на сиалическом фундаменте. Эта плат­форма была разбита разломами с развитием рифтов в конце три­аса и в лейсе. Впадины с неооке­анической корой быстро расширя­лись во время «Мезозойского юрского растяжения» и были во­влечены в субдукцию с конца нижнего мела (для Валаиза и внеш­них Дацитовых трогов). Первая фаза тектогенеза, проявившаяся около 80 млн. лет назад, привела к широкому развитию метамор­физма высоких давлений.

Таким образом, к концу поздне­го мела формирование внутрен­них Пеннин, Австерид и Дацит было почти завершено. Новая и значительно более распространен­ная тектоническая фаза конца эоцена (39 млн. лет) только места­ми сопровождалась метаморфиз­мом высоких давлений.

Из приведенных выше данных можно сделать два вывода: I — тектонические фазы соответство­вали периодам усиления Атланти­ческого спрединга, а также пери­одам столкновения Европы и Аф­рики и N—субдукции, которые «запечатывали» океанические впадины, не сопровождались вулка­низмом или гранитизацией, столь типичными для Восточных Карпат и на Балканах. Здесь позднемело­вые «банатитовые дуги», возмож­но, наложились на зону субдук-ции вдоль внешнего края Дацито-вого мегатрона. Причины отсут­ствия магматизма в большей части Альпийской ветви остаются еще неустановленными.

Цепь Динарид. Экстерни­ды Динарид начинаются в Север­ной Африке с внешних зон Рифа и Тель, которые соответствуют погруженной северной окраине платформы Сахары, где чехол был менее мощным и более неритовым. Риф-Тельский осадочный раз­рез, разделенный горизонталь­ным срывом по горизонту триасо­вых гипсов, слагает покровы южной вергентности. Под ними залегают серии переходных фа­ций к платформенным отложе­ниям Сахары.

Трог Тель исчезает под водами Средиземного моря, западнее Туниса. Он прерывается современ­ными структурами Тирренского моря и вновь прослеживается в Апеннинах Марша Умбрии и Тас­каны, где залегает в аллахтоне и в параавтохтоне, а край платфор­мы располагается в южной части Италии. Абруцци Кампаниа пред­ставляет собой переходные фации Тель, а также Апулла, Паулия и плато Рагуза Сицилии, являющи­еся эквивалентными Сахарской платформе.

Покровная природа экстернидов также неясна: в большинстве слу­чаев в мезозойском чехле поверх­ностные складки характеризуются южной вергентностью. Но с дру­гой стороны, в зоне Периадриатического разлома те же самые по­роды входят в Австро-Альпийскую зону, слагая покровы, далеко пере­местившиеся на север. Этот Пери­адриатический разлом (его про­стирание маркировано гранитами олигоцена) представляет собой границу в пределах окраины Афри­канского континента, отделяющую зоны автохтона южной вергент­ности от зон с северной вергент­ностью. На глубине он также со­ответствует южной границе Пен­нинских надвигов.

В Динаридах Югославии экстер­ниды слагают Далматский берег и Карстовую зону, осадочные по­роды которых относятся к нери­товым и рифовым фациям. Только в Гелленидах прогибы с пелагиче­скими образованиями появляются в самом центре этой эпиконти­нентальной известковой провин­ции (зоны Иония, Пиндус и Биотиа, разделенных хребтами Габрово и Парнассус). Экстерниды Гелле­нид прослеживаются до массивов Пелопоннес и Крете. Их тектониче­ская структура характеризуется наличием пакетов покровов (в Дал­матской зоне) или же складками с южной вергентностью (в зоне Иония), которые образовались в неогене.

Интерниды Динарид. С запада на восток интерниды Динарид представлены узким северо-афри­канским окаймлением — массивы Риф, где снова встречаются Бет­ские серии (Бетско-Рифская дуга вновь заставляет задуматься над возможностью слияния ветвей Ди­нарид и Альп), Кабильские масси­вы Алжира, Пилоританский массив в Сицилии и массив Сила в Калаб­рии. Все эти массивы с сиаличе­ским фундаментом и карбонатны­ми породами в чехле аллохтонны по своему характеру, надвинуты на меловой и палеогеновый флиш, палеогеография которого не совсем понятна. Во всем этом реги­оне складчатость предшествовала позднему олигоцену, и отложения нижнего миоцена несогласно за­легают на эродированных ранне­третичных структурах.

В первой группе массивов по­роды офиолитовых комплексов отсутствуют как и в соответству­ющем им секторе Альпийской цепи. Офиолиты распространены в Лигурийских Апеннинах, где слагают аллохтонные пластины с восточной вергентностью, надви­нутые на Тосканский разрез. Эти офиолиты идентичны с комплек­сом Корсики и Пеннинских Альп, а сланцы верхней юры непосред­ственно залегают на океанической коре. Таким образом, они обра­зовались в едином прогибе (Пье­монт-Лигурийский трог), а пере­мещение Лигурийского покрова в восточном направлении поверх внешнего Апеннинского сектора произошло в олигоценовое время. Лигурийские покровы и их основа­ние позднее, в неогене, как еди­ный блок были перемещены в восточном направлении тогда же, когда происходило левосторон­нее вращение оси Корсика — Сардиния (см. рис. 3).

Офиолитовые пояса прерывают­ся в северном направлении Апуло­-Адриатическим выступом: они проходят под ним, смешиваются с офиолитами Альпийско-Пеннин­ского пояса и, подобно им, исче­зают под снежными вершинами Восточных Альп. Офиолиты вновь появляются на востоке Адриатики во внутренних Динаридах, где они надвинуты на экстерниды (в Серб­ском покрове), а затем далее к югу в Гелленидах слагают два пояса, которые закрывают Пела­гонийскую зону.

Северо-восточная зона (Вардар) является продолжением Югослав­ского пояса; юго-западная часть (Субпелагонская или Малиакская зона) представляет собой парал­лельный шов, скрытый на северо-западе, или это поздний (фрон­тальный) покров, краевая часть офиолитового надвига, переме­щенного с Вардара. Если принять последнюю гипотезу, то из нее следует, что Вардарский трог был единственной океанической струк­турой во всей системе Динарид и Гелленид. Обширный интенсив­ный вулканизм, сопровождавший процессы седиментации, характе­рен для времени верхнего триаса (спилит-кератофировая форма­ция) и верхней юры (калиево-рио­литовая формация), затрудняет реконструкцию общей палеогео­графической обстановки.

В олигоцене и миоцене в Маке­донской дуге прявился даже ан­дезито-базальтовый вулканизм, значение которого так еще до кон­ца и непонятно.

Вардарская зона на востоке окаймлена Сербо-Македонским и Родопским массивами (см. рис. 3), подвергшихся частичной перера­ботке. Они, вероятно, являются частями раздробленного микро­кратона, разделявшими Альпий­скую и Динаридскую системы.

Внутренняя зона Гелленид по­гружается под воды Эгейского моря и вновь появляется только на архипелаге Киклады, где самые южные острова образуют типич­ную вулканическую дугу, сформи­ровавшуюся в результате субдук­ции, которая продолжается и в наше время.

Суммируя, можно сказать, что интерниды Динаридской системы включают в себя два совершенно различных сектора: западное Сре­диземноморье, в котором океанические разрезы трудно отличимы от соседних с ними в Альпийской системе. Образовавшийся в сере­дине или начале верхней юры океанический трог закрылся в результате субдукции в эпоху верхнего мела. Этот сектор не имеет типичных вулканических проявлений вдоль своих границ. Восточносредиземноморский сек­тор, в котором разрезы оке­анической коры (образующей, возможно, два пояса) отделяются от Альпид Сербско-Македонским и Родопским микроконтинентами, существовавшими до верхнетриа­сового времени и исчезнувшими в верхней юре, тесно связаны с мощными вулканическими ком­плексами.

Гибралтарская дуга

Две европейские ветви Альпий­ского пояса как бы сближаются в районе Гибралтарской дуги, об­разуя такой структурный рисунок, для которого может быть пред­ложено два варианта интерпрета­ции. Ученые полагают, что эта дуга осталась от первоначально дугообразного палеогеографиче­ского распределения провинций седиментации. Данное предпо­ложение основано на сходстве между Бетским и Рифским разре­зами, которые были разъединены только в плиоцене проливом Гиб­ралтар. Эта гипотеза совместима с любой реконструкцией движе­ний между Европейским (или, если быть более точным, его Ибе­рийским выступом) и Африкан­ским кратонами и вполне согла­суется с новыми данными по на­чальным фазам образования Ат­лантического океана.

«Неотектонические» дуги Тирренского и Эгейского морей

Эгейская дуга представляет со­бой своеобразную структуру среди самых молодых цепей восточного Средиземноморья и резко отли­чается от океанических прогибов (таких, как внутренние прогибы Гелленид), которые закрылись в верхней юре. «Альпийские» струк­туры Гелленид появились в ре­зультате процесса субдукции, ко­торая продолжается и сейчас, ука­зывая на то, что этот регион восточного Средиземноморья является реликтом океанической коры Тетиса, еще не полностью исчезнувшего.

На это указывают следующие важные элементы структуры. 1 — глубокий желоб (Гелленский же­лоб) напоминает Циркумтихооке­анские желоба, 2 — внешняя дуга с осадочными породами, протя­гивающаяся от Пелопоннеса до юга Турции через Кипр, Крит и Родез, включает обломочный ма­териал, областью сноса которого служили внешние Геллениды, а осадочные породы накапливались над зоной субдукции, и 3 — внут­ренняя вулканическая дуга, про­стирающаяся от Саронского зали­ва до побережья Турции, марки­руется линией вулканов Поро, Мело, Санторини (Тера) и Низи­рос.

Таким образом, Эгейское море приобретает вид зарождающего­ся окраинного моря: даже появ­ление океанической коры и рас­пределение землетрясений в Эгейском море совместимы с этой моделью.

Трудности заключаются в том, что данные, полученные недавно по коре восточного Средиземно­морья, несколько противоречивы. Некоторые факты говорят о том, что кора Средиземного моря бо­лее сходна с континентальной, чем с океанической, позволяя вы­сказывать предположение о за­вершении процесса субдукции в Эгейском море (при этом океани­ческая кора полностью оказалась переработанной). В таком случае континентальные окраины Африки в настоящий момент достигают края Гелленского желоба. Тиррен­ская дуга имеет тоже некоторое сходство.

Дуга Сицилия — Калабрия подчеркивает зону субдукции с накло­ном на запад, которая представля­ет собой изогнутый прогиб, на­полненный обломочным материа­лом, снесенным с экстернидов Калабрийского сегмента. Эта ин­терпретация согласуется с рас­пределением глубинных земле­трясений в Тирренском море, ко­торое само по себе имеет вид окраинной котловины. Пояс вулка­нической дуги прослеживается вдоль вулканов Азолийских остро­вов.