5 лет назад
Нету коментариев

Альпы, в особенности Западные Альпы, считаются классической областью для исследования тектоники, и новейшие теории образования гор почти всегда исходят от этого примера, хотя колыбелью многих применяющихся теперь понятий, — как геосинклиналь, эпейрогенез и так далее, — является Америка. Об этом можно, пожалуй, сожалеть, но устранить это нельзя, и каждый исследователь, занимающийся тектоникой, открыто или незаметно, но неизменно привлекает для объяснения явлений все тот же пример Альп. Положительным является при этом то, что в области Альп, благодаря интенсивной исследовательской работе в течение десятилетий, накоплено столько фактов, сколько для других горных систем не будет добыто еще много лет. Отрицательная сторона дела заключается в том, что Альпы, как и вообще вся Западная Европа, в тектоническом отношении представляют собой не нормальный, а особый случай, и дают осложнения, которые не всегда можно признать типичными. Тем не менее Альпы остаются незаменимыми как пробный камень геотектонических теорий потому, что они представляют самый интенсивный тип деформаций и, несмотря на это, дают возможность распознавать закономерности, свойственные всем «орогенам».

Как большинство гор, рассматривавшихся до сих пор, Альпы имеют ясно и типично развитую краевую депрессию, которую можно рассматривать как полосу стабильного форланда, втянутую в погружение при образовании складок. Маломощная свита слоев от триаса до юры имеет здесь ярко выраженный характер шельфа и не отличается от Южно-Германской плиты. Подстилающие ее слои кристаллических горных пород, выходящие та поверхность в Шварцвальде и в Богемском массиве, снова подымаются в центральных альпийских массивах Монблана и Аара. На этих породах с большим перерывом залегает третичная серия, начинающаяся средним или верхним олигоценом. Здесь развивается настоящая молассовая фация краевых депрессий с конгломератами (нагельфлю) по внутреннему краю, известковыми песчаниками и известняками (молассами) в центре и часто с пресноводными известняками по северному краю. В основном здесь происходит прогрессивное засыпание погружающейся поверхности осадочными породами, сложенными материалом разрушения прилегающих к прогибу с юга возвышенных областей. Их принято называть детрактивными осадками. Наиболее грубые, мощные и древнейшие осадки серии залегают на юге, у подошвы гор. В дальнейшем депрессия расширяется по направлению к северу и захватывает форланд. Можно также сказать, что депрессия вытесняется прогрессирующим складкообразованием на север, и что ось ее перемещается в том же направлении (рис. 48). Мощность серии от среднего олигоцена до сарматского яруса достигает в осевой части бассейна от 5000 до 6000 м. В конгломератах южной окраины мощность должна быть местами еще больше. Фации колеблются между морскими, эстуарными и континентальными; часто встречаются включения каустобиолитов, в особенности бурого угля. Осадочные образования отчасти отображают климатическую ритмичность, отчасти же циклы периодических поднятий прилежащей горной области, которые приводили к периодическому огрублению материала осадочных пород. В основном здесь наблюдается совершенно то же самое, что и в варисцийской краевой впадине на северной окраине Рейнских гор.

Схема строения верхнетретичных отложений Предальпийской краевой впадины

Схема строения верхнетретичных отложений Предальпийской краевой впадины

Эта молассовая серия образует складки, в особенности вблизи края горной области, причем и образование складок продвигалось последовательно на север. Стиль складчатости в разных частях зоны различный. В Швейцарии окраинные горные массивы сложены сильно смятыми конгломератами, на которые позднее с юга надвинулись собственно Альпы, как это особенно наглядно выступает у Фирвальдштедтского озера. В баварском секторе последовательно в направлении с гага на север образовались отдельные цепи мульд, между которыми вместо седловин расположены сложно построенные узкие зоны нарушений (рис. 49).

Схема миграции к северу Предальпийской краевой впадины

Схема миграции к северу Предальпийской краевой впадины

Из распределения конгломератов отчетливо видно, что собственно поднятие альпийского орогена последовало вслед за образованием складок, в связи с формированием краевой депрессии. Фациально, а также в отношении развития эти краевые впадины напоминают неустойчивые шельфы, но эта неустойчивость обусловлена здесь деформацией альпийских горных цепей, а не строением фундамента депрессии. Насколько можно судить по сейсмическим измерениям, проведенным до сих пор, в этих краевых впадинах начинается сильное нарастание мощности специфически легкой сиалической оболочки Земли.

На юге с краевой депрессией граничит Гельветская зона, наиболее развитая главным образом в западном и среднем секторах Альп, а в направлении на восток все более сужаю­щаяся и, наконец, вовсе исчезающая. История развития и структура этой области, в настоящее время хорошо известны.

Вполне установленными можно считать следующие факты: 1) Гельветская зона имеет автохтонный фундамент из материала, подвергавшегося деформации во время варисцийского горообразования. Этот фундамент выходит на поверхность в центральных массивах, как например, в Аарском, Монблан-ском; в петротектоническом отношении он соответствует Шварцвальду, Вогезам и другим подобным участкам, т. с. Молданубской зоне Средней Европы. На этом фундаменте залегает мезозойская серия, которая по характеру триаса и юры фациально вполне соответствует серии Средней Европы, в особенности Швабского плато, и отличается от нее только присутствием меловых и древнетретичных отложений. Эта неритовая фация обнаруживает превосходно выраженные признаки циклического и мелкоциклического осадкообразования, в особенности в нижнемеловую эпоху. Порядок величин мощностей характерен для шельфа и соответствует мощностям районов, расположенных дальше к северу. Мезозой перекрывает третичная серия, включающая слои от лютетского яруса до нижнего олигоцена.

2) На этом автохтонном основании с его третичными отложениями залегает серия покровов, представляющих собой мелкие пакеты горных пород мезозойского возраста, отделенные друг от друга тонкими слоями третичных осадков. Обычно они имеют утолщенную фронтальную часть в виде лежачей антиклинали, а на месте лежащего крыла располагается тонкий милонитовый слой. В строении покровов, помимо древнетретичных отложений, участвуют главным образом меловые и юрские породы; триасовые осадки редуцированы. Таким образом, покровы были сорваны с кристаллического фундамента и передвинулись независимо друг от друга. Замечательно то, что при этом и меловой комплекс был отделен от юры.

3) Не приходится сомневаться в том, что эти покровы перемещены с юга на север, т. е. что слагающие их горные породы отложились южнее нынешних центральных массивов. Нет сомнения в том, что здесь имеются покровы, совершившие путь в несколько десятков километров. Так как их строение в настоящее время хорошо известно, то можно распутать «клубок» покровов, установить первоначальную последовательность отдельных их частей и получить непрерывный разрез изменения фаций (рис. 50, 51). Это лучше всего удается сделать для отложений нижнемеловой эпохи, так как их изопы и изопахиты вытянуты параллельно простиранию комплексов. В настоящее время возможно до известной степени рекон­струировать первоначальный характер Гельветского бассейна, Тип осадочных отложений изменяется с севера на юг таким путем, что слои известняков становятся тоньше, а мергелистые глины начинают преобладать, в особенности в нижнемеловых отложениях. Фация становится глубоконеритовой, доходя до батиальной, и теряет свой циклический характер. Серии становятся однородными. Мощность сильно увеличивается, так что на юге Гельветской зоны юра насчитывает 1800, нижний мел — 1500 и верхний мел — 500 м.

Схема перемещения фаций нижнего мела вследствие образования покровов в Северной Швейцарии (Гельветская зона), по Арнольду Гейму

Схема перемещения фаций нижнего мела вследствие образования покровов в Северной Швейцарии (Гельветская зона), по Арнольду Гейму

Если провести сравнение с экстернидами рассматривавшихся нами до сих пор более древних гор, то обнаруживается весьма значительная разница. Прежде всего здесь отсутствуют типичные мелкокластические осадочные отложения геосинклинали — граувакки, и фация принципиально не отличается от фации, распространенной в форланде платформы (шельфа), только мощность отложений становится более значительной. Далее, отсутствуют все начальные магматиты, а равно синорогенные и субссквентные магмы. Возможно, что в пределах каледонской геосинклинали Гельветской зоне соответствуют некоторые области юго-восточной окраины норвежского орогена и южного Уэльса, отличающиеся большим содержанием карбонатных пород. В варисцийской геосинклинали подобные фации распространены в известковистом среднем и верхнем девоне Рейнских гор и в каменноугольных известняках Бельгии.

Реконструирование стратиграфические профили нижнего и верхнего мела Северной Швейцарии до образования покровов, по Альберту Гейму

Реконструирование стратиграфические профили нижнего и верхнего мела Северной Швейцарии до образования покровов, по Альберту Гейму

Разница замечается также и в тектонике. На первый взгляд кажется, что образование покровов в гельветидах соответствует значительно большей интенсивности деформации. Но это — отчасти обманчивое впечатление, находящееся в связи с материалом и со стилем строения зоны. В Швейцарских гельветидах вследствие срыва мезокайнозойского чехла с глубинного фундамента наблюдается распадение его на большое число покровов; в Бельгии движение сводится к большому надвиганию на край внешней депрессии, в то время как юж­нее наблюдается сужение, выражающееся в образовании складок и сланцеватости; в норвежских каледонидзх магматическая внутренняя часть геосинклинали надвигается на немета­морфический внешний край, так что здесь вообще отсутствует типичная зона экстернид. По новейшим вычислениям швейцарских геологов сужение Гельветской зоны при образовании складок и покровов составляет 50—65% при начальной ширине ее в 80—90 км. Таким образом, Гельветская область не представляет собой однородный геосинклинальный бассейн, а является материковым склоном среднеевропейской платформы, обращенным в сторону альпийской геосинклинали. Строение внутренней части этого геосинклинального бассейна и его южной окраины представляет особую проблему, которой мы и займемся в дальнейшем.

Изучение строения пространства, примыкающего к Гельветской зоне с юга, тесно связано с проблемой флиша, которую можно назвать основной проблемой орогенного осадкооб­разования. Выше говорилось, что третичная серия Гельветских Альп охватывает осадочные породнпа. Эти осадки залегают с перерывом на сеноне и в нижней части состоят из карбонатных горных пород (нуммулитовые известняки и глауконито-известковые пески); по направлению к верхним слоям здесь все чаще появляются сланцы, песчаники и даже конгломераты. Эти отложения образуют орогенную фацию флиша, которую можно сравнить с кульмом варисцийского орогена и с некоторыми сериями граувакк каледонского орогена.

Но над гельветскими покровами залегают еще значительные массы флиша, имеющие особый характер, поскольку они содержат еще более древние слои, нежели лютетский ярус. Путем исследования микрофауны здесь были найдены во флишевой фации не только нижний эоцен и палеоцен, но также датский ярус и верхнемеловые отложения. Это означает, что в этих надвинутых массах нет стратиграфического перерыва, имеющегося в Гельветской зоне, и что эти массы первично лежали в южных, внутренних частях геосинклинали. Беспокойные, явно орогенные условия образования этих осадков подчеркиваются еще тем обстоятельством, что в конгломератах, а отчасти и в мелкозернистых осадочных отложениях встречаются мелкие и большие валуны горных пород, совершенно отсутствующие в ближайших окрестностях. Среди этих так называемых «экзотических» валунов встречаются мезозойские горные породы южно альпийских фаций, а наряду с ними и много кристаллических пород, заведомо происходящих, однако, не из центральных массивов; они родственны гранитам и кристаллическим сланцам более южной пеннинской и восточноальпийской зон. Этот так называемый «дикий флиш», который в настоящее время разделяется на целый ряд различных элементов, дает основание предполагать, что флишевый бассейн имел когда-то южный берег, из продуктов разрушения которого и образовались «экзотические» валуны. Последовавшее движение покровов отделило затем эти детрактивные отложения от места их возникновения.

Мне известны подобные же нагромождения огромных глыб в кульме Судет. На основании имеющихся описаний можно предполагать, что совершенно аналогичные явления имеются в верхнем карбоне и в нижней перми по западной окраине Урала, где, однако, в последующем не было столь сильного перемещения.

В настоящее время еще не установлено, образовывал ли дикий флиш в швейцарском секторе особый бассейн, или он был тесно связан с Гельветским бассейном на севере, или же с Пеннинским бассейном, т. е. с собственно геосинклиналью на юге. Возможно также, что в бурных условиях горообразования эти связи менялись. Возможно, что связь иногда прерывалась Кордильерами или цепями островов; при этом здесь известны и вулканические явления. Проверить все эти подробности едва ли представляется возможным.

Между прочим, восточнее, в верхнебаварском или австрийском секторе Альп, флишевый бассейн, по-видимому, значительно больше индивидуализирован и занимает место выклинивающегося Гельветского бассейна. Некоторые исследователи считают, что там даже нижний мел представлен флишевыми фациями. В Карпатах развитие флишевого бассейна выступает значительно яснее. Уже из этого можно сделать вывод, что пороги, разделяющие части бассейна альпийской геосинклинали, не обязательно должны быть параллельны простиранию возникающих в дальнейшем гор и что эти частные элементы нельзя проследить на всем протяжении гор, так как они выклиниваются по простиранию: они представляют собой тоже брахигеосинклинали. Чересчур схематическое рассмотрение вопроса повело к различным неправильным выводам. Геосинклиналь дифференцируется не только на зоны параллельно простиранию, но также и на ограниченные участки, располагающиеся поперек простиранию.

Изменения по простиранию оказываются свойственными также Пеннинской области, примыкающей к флишевому бассейну с юга и отчасти тесно связанной с ним, Эта область представляет, пожалуй, самую интересную и важную часть альпийской геосинклинали. Мы имеем здесь дело, придерживаясь подразделения Кобера, с метаморфидами, охватывающими свиту горных пород, которая в некотором отношении может сравниваться с Саксо-Тюринтской зоной варисцийской геосинклинали. Характерными для метаморфид являются мощные и весьма однообразные осадочные породы сланцевого характера. Более древняя серия метаморфических сланцев и граувакк, так называемых ‘сланцев Казанна, определенно содержит слои каменноугольного возраста: содержит ли она и более древние слои — неизвестно. Выше налегает маломощный триас лагунного «германского» характера, т. е. мрамори-зованные известняки и доломиты с пестрыми филлитами. Выше следует свита блестящих сланцев (schistes lustres), весьма характерная для внутренних Альп. Это — филлитовые и известковые сланцы, а также тонкие слои кварцитов весьма однообразного характера и огромной мощности. Вследствие редкости ископаемых возраст их выяснен только отчасти. Значительная часть свиты принадлежит, по-видимому, лейасу. Раньше считали, что эти «объединенные серии» («series comp-rehensives») могут охватывать несколько формаций и что соответственно этому пеннинские блестящие сланцы отвечают юрской системе и значительной части меловой. Но в настоящее время этот взгляд считается недостаточно обоснованным. Оказывается, что более молодые свиты, соответствующие верхнемеловой и древнетретичной эпохам, выражены флишевой фацией, т. е. состоят из типичных геосинклинальных отсортированных осадочных отложений с градационной текстурой (так называемый Прэтигау-флиш). По-видимому, эти породы оторвались при горообразовании от древнего основания бассейна и надвинулись на лежащую севернее зону. Следовательно, проблема дикого флиша, о которой шла речь, может найти свое разрешение. Но и блестящие сланцы тоже можно рас­сматривать как типичную геосинклинальную серию, тем более что они в большом количестве содержат характерные начальные вулканиты (офиолиты, празиниты и серпентиниты), отно­сящиеся, во всяком случае, к мезозойскому времени. Но этим не исчерпывается набор магматических образований Пеннинской зоны. Наряду с основными плутоническими породами в выше залегающих частях мезозойской серии имеются большие массы гранито-гнейсов, которые придают нижним частям серии блестящих сланцев особый отпечаток. В хорошо исследо­ванной области Симплонского туннеля эти гранито-гнейсы составляют основу всего фундамента и рассматриваются как ядра сводов, покрытые более или менее согласно напластован­ной оболочкой блестящих сланцев (рис. 52). Но они часто встречаются и среди слоев, расположенных выше этих сланцев в виде согласно внедренных тел с ясно выраженной парал­лельной текстурой.

а) Профиль по линии Симплонского туннеля, по Шмидту и Прейсверку   б) Схема тектоники Симплонской области согласно покровной теории

а) Профиль по линии Симплонского туннеля, по Шмидту и Прейсверку б) Схема тектоники Симплонской области согласно покровной теории

Известно, что такие условия залегания раньше объяснялись чисто тектонически. Гнейсо-граниты рассматривались как ядра больших лежачих складок, крылья ко­торых слагаются блестящими сланцами. В совокупности образуется плоский щит из покровов, фронтальные части которых погружаются в синклиналь, сложенную блестящими сланцами, а тыльные уходят в крутопадающие корни складок, т. е. в замки синклиналей блестящих сланцев. Такое представление долгое время принималось за аксиому, несмотря на часто выра­жавшееся сомнение со стороны «непосвященных» («аутсайдеров»), к которым принадлежал и я. И только за последнее время начинает прокладывать себе дорогу более благоразумное и менее фантастическое объяснение описанным выше формам залегания. Во всяком случае, не приходится сомневаться в том, что здесь имеется несколько больших надвигов па­леозойских элементов на мезозойские блестящие сланцы. Для многих мелкозернистых, согласно залегающих аплитовых гнейсов можно легче найти объяснение, если рассматривать их как палингенные расплавы древних гранитов или прямо как интрузии. Таким образом, они могут быть синорогенными (т. е. могли внедриться во время деформации), причем вполне возможным является их возникновение из анатектических древних гранитов. Такое представление дает поразительную аналогию с условиями в Саксо-Тюрингской зоне, в особенности в гнейсовых куполах Рудных гор. Однако мы будем говорить об этом подробнее в дальнейшем, в связи с другим вопросом, а здесь только отметим, что тектогенез в этой зоне определенно древнее, нежели в гельветидах внешней зоны. Хотя и не удалось доказать предположение некоторых исследователей, что главная деформация пеннин происходила в нижнеюрскую эпоху, тем не менее ныне предполагается, что образование пеннинских покровов относится, во всяком случае частично, к дотретичному времени и что более молодой верхнемеловой и древнетретичный флиш трансгрессивно ложился на уже отчасти образованные пеннинские складчатые покровы. Соображения о сочетании тектонических покровов с внедрениями магмы относятся, конечно, только к глубоким частям системы пеннинских покровов, которые вследствие сильного поднятия шарниров в Симплонской области и в примыкающей к ней кульминации Тессин-Тоза выходят наружу. На востоке и на западе на них накладываются более высоко залегающие элементы, так что здесь на поверхности они не выходят. На западе в строении Валлиса и примыкающих к нему Франко-Итальянских Альп участвуют главным образом средние и верхние пеннинские покровы. Здесь различают обычно два элемента: покров Сан-Бернара и покров Данбланш. Ядра обоих состоят из палеозойских, а также и более древних сланцев высокой степени метаморфизма и магматических глубинных пород кислого характера; бывают, в особенности в более молодых частях, и основные магматиты. Далее сюда принадлежат большие гранито-гнейсовые купола (Монте-Роза, Гран-Парадизо), возраст которых точно еще не установлен. Плутонические породы изменены эпиметаморфически в период альпийского складкообразования. Между верхними покровами залегает мощный мезозой в батиально-абиссальных фациях, большей частью несколько метаморфизованный. Здесь имеются рассланцованныг триасовые известняки, блестящие сланцы, мраморизованные юрские известняки, радиоляриты и офиолитовые вулканические породы. Все эти породы связаны петрографически и но положению с большими массами блестящих сланцев в пограничной итальянско-французской области Западных Альп.

Тектоника Пеннинской зоны до сих пор представляет неразрешенную загадку. По старым классическим представлениям Люжона и Аргана здесь должна находиться система ле­жачих складок, перемещенных в виде покровов с юга на север. Их корни, т. е. круто падающие ядра антиклиналей, сложенных гнейсами, и замки синклиналей, сложенных сланцами, якобы можно распознать в смятой в узкие складки зоне Ив-реи, представляющей собой древний «рубец» альпийской складчатой системы. Фронтальные части покровов, а в особенности мезозойские серии и флиш, отчасти отделились от ядер и залегают теперь в виде изолированных эрозией останцев или так называемых «тектонических утесов» на гельветских складках. Восточнее Симплона, где шарниры складок и покровов снова погружаются к востоку, над самыми глубинными пениинскими покровами опять появляются залегающие выше элементы, которые даже дополняются здесь тремя-четырьмя самыми верхними покровами. Эти покровы Рудольф Штауб называет нижневосточноальпийскими, рассматривая их как переход к следующей, южной зоне Альп. Арган и Штауб высказали также мнение, что эти покровы были заложены уже в мезозое в виде эмбриональных антиклиналей, ядра которых слагались грубокластическими осадочными породами. При пароксизмах складкообразования эти ядра антиклиналей якобы образовали затем фронтальные части огромных лежачих складок.

По поводу этой классической теории покровов прежде всего следует заметить, что она слишком схематична. В свое время она была огромным достижением, так как являлась первой широко задуманной попыткой внести порядок в почти неразрешимый вопрос происхождения тектонических форм и указывала на принципиальную возможность существования типов движений, которые прежде считались неосуществимыми. Впоследствии эта теория закоснела. Утверждение, что покровы, известные западнее тессинской кульминации, продолжались и на восток в одинаковой фации, привело к невероятному заключению, что в области Тессина в третичном периоде была удалена эрозией масса гор высотой в 19 км. Если придерживаться представления, что остатки покровов на поверхности Гельветской зоны происходят из южной части Пеннинской зоны и из нижневосточноальпийской области и что каждый залегающий выше покров имеет свои корни еще дальше на юг, то это приводит к признанию таких огромных движений, какие почти не поддаются представлению. Вообще оказалось почти невозможным удовлетворительно установить последовательность покровов. Характерно то обстоятельство, что французские исследователи, исходившие из более простых условий Западных Альп, получили совсем иные результаты, нежели швейцарские геологи, пытавшиеся реконструировать тектонику, исходя из изучения Восточной Швейцарии, т. е. Центральных Альп. Наконец, что касается количества покровов, направления движения, а в особенности так называемого «обратного образования складок», то нужно отметить, что по этим вопросам за последние годы стали известны некоторые совершенно новые и неожиданные факты, в рассмотрение которых я, однако, вдаваться здесь не могу.

Опубликованные надежные результаты исследования оказываются все же достаточными для того, чтобы охарактеризовать Пеннинскую зону альпийского орогена. Не приходится сомневаться в том, что здесь проходит более глубокая зона альпийской геосинклинали, получившая свой особый отпечаток благодаря мощной фации мезозойских блестящих сланцев и связанных с ними офиолитов (основных зеленокаменных пород). Местами имеются также абиссальные отложения, а более молодые серии верхнемелового и древнетретичного возраста представлены большей частью фацией флиша, т. е. орогенных граувакк и сланцев. Беспокойство земной коры отмечается здесь уже раньше, а именно, по наличию полос грубокластических осадочных пород, часто связанных с рифовьтми известняками. Мы имеем в виду цепи островов и зоны мелководья, возникающие на ранней стадии при образовании эмбриональных складок, преобразующихся позже в Кордильеры и потом в оси лежачих складок. В подлинности этого явления сомневаться не приходится. Но при этом не следует допускать, что эти Кордильеры сопровождают Пеннинскую зону параллельно ее ‘простиранию во всю ее длину (рис. 53). В настоящее время нам представляется почти наивным предположение, что такие покровы или Кордильеры проходили лишь с небольшими изменениями от Женевского озера до Вены. Очень возможно, что такие Кордильеры протягивались отчасти под косым углом к простиранию возникших позднее горных хребтов. Поэтому при реконструкции тектоники по стратиграфическим данным всегда рекомендуется осторожность. Расчленение ортогеосинклинали на пороги и бассейны представляется очень характерным моментом, который можно проследить, например, и в варисцийской геосинклинали Средней Европы, Подобное расчленение было, по-видимому, более ярко выражено в так называемых нижневосточноальпийских сериях покровов с их сильно дифференцированными осадочными толщами, часто относящимися к неритовой зоне, чем в центральных Пеннинах с их однообразными блестящими сланцами. Это следует объяснить тем обстоятельством, что свита пород Пеннинской зоны относится к центральной части геосинклинали, а нижневосточноальпийскую серию нужно относить уже к ее южному крылу. Кроме того, следует считать, что не только отдельные Кордильеры, но и вся нижневосточноальпийская зона получила развитие лишь в одном определенном секторе альпийской геосинклинали, в данном случае в восточной Швейцарии (Граубюнден). Западнее Симплона, а в особенности во Французских Альпах, верных доказательств ее не имеется. Бросается в глаза то обстоятельство, что область флиша и нижневосточноальпийская область распространены в особенности в том секторе, где, как уже отмечалось, находящаяся севернее их Гельветская зона сужается и исчезает.

а) Мезозойские пороги (кордильеры) в области Западных Карпат, по Штаубу и Жинью     б) Пороги и бассейны в северной части Восточных Альп до альпийской складчатости, по М. Рихтеру

а) Мезозойские пороги (кордильеры) в области Западных Карпат, по Штаубу и Жинью б) Пороги и бассейны в северной части Восточных Альп до альпийской складчатости, по М. Рихтеру

Другим характерным признаком Пеннинской зоны является глубинный характер тектоники и сильный метаморфизм. Блестящие сланцы относятся к эпи- и мезозонам метаморфизма. Участие магматитов нужно считать доказанным даже и в том случае, если не признавать палингенную природу некоторых симплонских гнейсов. При этом имеются в виду не офиолиты подготовительной фазы, о которых уже говорилось выше, а некоторые определенно синтектонические гранитные породы в Тессине и позднетектонические граниты, как гранит Бергелля, с присущей им довольно широко распространенной минерализацией. Стиль складок, в особенности в более глубоких пеннинских покровах, указывает совершенно определенно на деформацию на значительной глубине при высоком давлении и высокой температуре.

Что касается направления движения, то в общем принимается направление с юга на север. Это правильно по отношению к нижним покровам и к северной части зоны; на юге же и в отношении верхних покровов это положение не совсем бесспорно. Уже покровы Сан-Бернар и Данбланш обнаруживают своеобразные повороты на юг, которые в литературе опи­сываются как не вполне объяснимое «обратное образование складок». Наконец, на южной окраине Альп в Италия все так называемые «корни покровов» не только поставлены отвесно, но даже опрокинуты к югу. Попытки объяснить это позднейшими поддвигами с юга никак нельзя признать удовлетворительными, и в настоящее время исследователи склонны рас­сматривать это явление прямо как результат движения на юг. Надо также учесть, что образование складок в Пеннин-ской зоне началось рано, до третичного периода, и что затем складкообразование продолжалось очень долго в окраинных областях Альп. Таким образом, нельзя предполагать, что здесь происходило однообразное движение.

Эта характеристика показывает, что Пеннинская зона имеет много признаков, общих с соответствующими элементами более древних орогенов. Гнейсовые куполы Рудных гор и Бёльштейнского Оденвальда во многом напоминают более глубокие покровы Симплона, а метаморфизм «западного силура» в Норвегии и дэльрэдекой формации в Шотландии также дает повод к постановке аналогичных вопросов. Для всех этих областей типичны блестящие сланцы, синтектонические и позднетектонические граниты и начальные магматиты офиолитового ряда. Характерным признаком является также и более древняя деформация по сравнению с внешней каймой орогена. Поэтому можно признать, что выделение этой зоны как зоны метаморфид, по примеру Кобера, является вполне обоснованным; возможно даже, что эту зону следует рассматривать как действительное активное ядро орогена.

В Западном, французско-итальянском секторе Альп южнее пеннинских покровов и их предполагаемых корней более южных элементов не видно. Блестящие сланцы пеннинских покровов и своеобразная, рассматриваемая как «рубец» в альпийской складчатости зона Ивреи с кинцигитовыми гнейсами и основными интрузиями примыкают к краевой зоне верхнетретичных осадочных отложений низменности р. По. Границей горной области служит здесь огромная вертикальная зона нарушений. Далее на восток, у Североитальянских озер, выступает на поверхность новая зона, а именно Южные или Восточные Альпы. Морфологически здесь можно установить чрезвычайно резкую противоположность, выражающуюся в том, что вместо мягких форм рельефа в кристаллических и блестящих сланцах появляются крутые, дикие очертания вершин карбонатных триасовых пород. В геологическом отношении примечательно резкое несогласие в кровле варисцийских складок, т. е. расчленение на два этажа: на основание, складки которого образовались уже в варисцийском периоде тектогенеза, и на альпийскую надстройку, в которой складчатость большей частью значительно слабее. Эта надстройка, в противоположность Пеннинской зоне, не обнаруживает и следов метаморфизма. Правда, в настоящее время, в отличие от прежних представлений, предполагают, что и в Пеннинской зоне имеется поздневарисцийское несогласие, которое, однако, вследствие деформации на большой глубине и при высокой температуре позднее снова было замаскировано, так что фундамент и надстройка стали механически однородными. В южноальпийской зоне, лежавшей по время альпийского складкообразования выше, резкие различия основания и надстройки сохранились еще и по настоящее время, так как послеварисцийский покров из карбонатных пород мезозоя не метаморфизован и, вследствие малой пластичности массы рифовых известняков, не испытал мелкой складчатости. Тектоника здесь выражается в глыбовых перемещениях, чем эта область и отличается от складчатого стиля строения Гельветской зоны с ее смятыми в мелкие складки, тонкослоистыми осадочными толщами.

Южноальпийская область обладает типом фаций, который характерен для значительной части Средиземноморья. По сравнению со всеми областями, лежащими севернее, здесь преобладает карбонатная фация, имеющая весьма большую мощность. В Альпах триас только местами имеет батиальный характер, но достигает мощности 5000 м, а в Южных Альпах, возможно, и 7000 м, что указывает на непрерывное погружение, которое сопровождалось в некоторых областях довольно значительной магматической деятельностью в ладинском веке.

Следует отмстить, что здесь наряду с основными начальными вулканическими породами и их туфами имеются также и кислые интрузивные массы атлантического и переходного состава. Юрские отложения сильно дифференцированы. Наряду со сланцевыми фациями, распространенными также и в области Средиземного моря, встречаются батиальные цефалоподовые известняки и радиоляриты, которые, возможно, являются здесь представителями абиссальной зоны. В других районах распространены рифовые известняки титонского яруса, которые следует причислять к областям порогов, так что в юрских отложениях расчленение всего геосинклинального пространства на пороги и бассейны достигает апогея. Для меловых отложений также характерны частые переходы литорально-неритовых фаций (ургон, рудистовые известняки) в более глубокие геосинклинальные (майолика, бианконе, скатлия), причем в качестве третьего элемента здесь проявляется орогеенная флишевая фация, распространение которой в меловых отложениях ограничивается, однако, северными окраинными районами геосинклинали, т. е. внешними зонами. И только в палеогене при прогрессирующем поднятии центральных зон орогенные флишевые осадки охватывают и главный прогиб Средиземного моря и заменяют там исчезающую глубоководную фацию, в то время как литорально-неритовая фация на юге представлена нуммулитовыми известняками. Вообще же можно сказать, что неритовые известняковые толщи характерны для южной, главной части средиземноморской геосинклинали, а орогенная флишевая фация — для более подвижной северной части. Эта несимметричность в распределении фаций проявляется также и в тектоническом строении. Движение па окраине Пеннин­ской зоны направлено на север; здесь имеются громадные надвиги. Но южнее направление меняется: в большей части Южных Альп и в их продолжении на восток и на юго-восток, — в Динаридах западной части Балканского полуострова — движение направлено отчетливо на юг или на юго-запад. Однако имеющиеся здесь надвиги нигде не достигают размеров севе­роальпийских покровов. Существуют разногласия по вопросу о том; представляют ли Южные Альпы в области Северо-итальяпских озер только южную зону Альп, сдвинутую на юг и исчезающую дальше на западе, или же они являются западным окончанием самостоятельной горной системы — Динарид, которые поворачивают на юго-восток и достигают в за­падной части Балканского полуострова широкого развития, разделяясь здесь на несколько самостоятельных зон. Возможно, что окончательно разрешить этот вопрос вообще нельзя. Во всяком случае, внутренняя зона складчатых гор — так называемые централиды Кобера — содержит древнее, рано консолидировавшееся ядро, которое при альпийском складкооб­разовании было перекрыто, или же, по выражению Ампферера, «было проглочено». В таком случае граница имеет характер структурной формы, которая известна под названием «рубца». Если при этом имеется верхняя свита осадочных пород, то она может быть сорвана с подстилающих слоев и надвинута на прилегающие зоны. При незначительной мощности покрова осадочных отложений или же при полном отсутствии их. самые внутренние части централид образуют во время складкообразования жесткое междугорье, которое Кобер называет интернидами. В Альпах междугорье отсутствует. Границу между северной и южной ветвями гор образует здесь альпийско-динарский рубец или зона Ивреи. Восточнее, менаду Карпатским хребтом на севере и Динарским хребтом на юге, вклинивается Паннонская масса Венгрии и центральный массив Балканского полуострова. Во всяком случае, Южные Альпы в альпийском орогене аналогичны Молданубской зоне варисцийской горной системы и гнейсам Шотландского нагорья в каледонидах Северной Европы. Здесь характерны расчленение на два этажа и глыбовая тектоника с краевыми надвигами во время главного горообразования. Встречаются также молодые позднеорогенные граниты (Адамелло и др.). Мощные свиты осадочных пород с незначительной деформацией также имеют своих варисцийских аналогов (например, «брахигеосинклиналь» Пражского района с ее мощным кембросилуром). Тот факт, что эта внутренняя зона развита не беспрерывно, а местами заменяется рубцом, тоже имеет аналогию в варисцийской системе, например, в отсутствие Молданубской зоны в восточноварисцийской, а возможно, и в армориканской дуге. Поэтому разделение на ин-терниды и централиды представляется мне излишним.

Таким образом, если на основании приведенного сопоставления и можно сделать вывод, что орогены разного возраста в Западной Европе обнаруживают известную общую законо­мерность в распределении зон, в характере свойственного им складкообразования и метаморфизма, во времени образования складок и магматических явлений, то все же следует при выводах из этого положения избегать слишком большого схематизма. Смена типов фаций, как на это указал Пейве, подчиняется определенной закономерности, но она часто и в очень сильной степени обусловливается также местными факторами. В связи с отличиями в характере материала оказывается очень различным и стиль складкообразования: метаморфизм, кливаж (сланцеватость), изоклинальная складчатость и образование покровов представляют собой различные формы деформации, заменяющие друг друга и стоящие в связи с глубинным строением, с материалом, с интенсивностью деформации и со свободой движения. Ни одну зону нельзя проследить вдоль всей горной системы. Некоторые зоны могут исчезнуть в направлении простирания, другие — удвоиться или продолжаться в направлении под прямым углом к простиранию. Так, например, в Восточных Альпах встречаются две или даже три зоны южноальпийского характера, между которыми имеются элементы с пеннинской фацией. Именно это обстоятельство и повело к гипертрофированному представлению о покровах. В настоящее время оно поддерживается лишь немногими учеными, ибо такое расположение зон лучше объясняется представлением о нескольких бассейнах, располагающихся под косым углом к простиранию Альп, из которых каждый бассейн имеет свой особый фациальный и тектонический облик. Только применение без всякой критики положения, что каждая зона, т. е. каждая область развития определенных фаций, простирается бесконечно далеко, через всю длину геосинклинали, могло повести к схематическим, а с механической точки зрения. — нелепым представлениям о клубках складок, которые описывались в первых десятилетиях нынешнего столетия. Мы должны согласиться в одном: никто из тех, кто изучал Альпы, не станет серьезно отрицать наличие больших надвигов, в особенности вдоль зональных границ; далее, мы хорошо знаем, что там встречаются тектонические «окна» и «утесы». Так, например, нельзя отрицать, что Восточные Альпы по своей западной окраине довольно далеко надвинуты на Западные Альпы в направлении с юго-востока на северо-запад и что в Энгадине из-под восточноальпийского покрова выходит пеннинское «окно». Но мы никак не можем считать правильным утверждение, что весь массив Восточных Альп надвинулся на 100 км или даже более того на север на Центральные Альпы. Такое утверждение является лишь следствием схематического мышления, которое, как в античной трагедии, требует единства трех моментов: единства времени — постройки в одну фазу, единства места — беспрерывности распространения фаций по простиранию зон и единства действия — направления и формы движения. В настоящее время мы знаем, что этих трех единств не имеется. Поэтому и построенная на них теория представляет собой анахронизм.

Необходимо подчеркнуть одно обстоятельство, имеющее значение при морфологическом анализе складчатых гор, образующихся из геосинклиналей. Складкообразование не однозначно с морфологическим поднятием, т. е. орогенезом или горообразованием в строгом значении этого понятия. Напротив, в Альпах, например, можно найти доказательства, что образование складок и покровов часто происходило под уровнем моря и что они по возрасту древнее, нежели образование высоких горных хребтов. Еще в третичном периоде Альпы яв­лялись горами средней высоты. Накопление детрактивных осадочных пород в краевых и внутренних впадинах представляет собой процесс, происходящий после образования структуры. Достаточно только вспомнить форму среднеазиатских гор, которые являются одними из самых высоких в мире, чтобы ясно по нять, что структурная деформация и поднятие не имеют друг с другом ничего общего. В Гималаях поднятие также продолжается и по сей день, тогда как образование складок уже давно закончилось. Возможно, что при этом играют извест­ную роль позднетектонические и субсеквентные интрузии (образование «центральных батолитов»). Но еще более вероятными являются процессы изостатического выравнивания, ко­торые после складкообразования произвели поднятие клубков из легкого сиалического материала. Поэтому я обозначаю деформацию или образование структуры выражением тектогенез, а выражение орогенез распространяю на совокупность всех движений «орогенной», т. е. неустойчивой зоны.