Внутреннее строение складчатых поясов

¹ Термин «коллаж» (фр. collage от слова col - клей) означает мозаику, клеенную из разнородных кусков.

Внутреннее строение складчатых поясов отличается большой сложностью, ибо любой такой пояс представляет собой коллаж¹ разнородных структурных элементов — обломков континентов, островных дуг, образований ложа океанов и их окраинных морей, внутриокеанских поднятий. Присутствие в пределах складчатого пояса крупных (многие сотни километров в поперечнике) глыб более древней, докембрийской континентальной коры, обломков позднепротерозойской Пангеи I, выделявшихся прежде под названием срединных массивов, а ныне называемых по аналогии с подобными структурами в современных океанах микроконтинентами, служит основанием для подразделения складчатых поясов на отдельные складчатые системы, находящиеся между такими микроконтинентами или между ними и настоящими континентами. Подобными складчатыми системами являются Уральская, Южно- и Северо-Тяньшаньские, Большой Кавказ и др. Их протяженность составляет более тысячи, поперечник — первые сотни километров. Иногда несколько систем группируются по структурному и (или) историческому признаку в складчатые области — например, Восточно-Казахстанскую и Алтае-Саянскую в Урало-Охотском поясе, Западно-Средиземноморскую, Карпато-Балканскую — в Средиземноморском.

Передовые (краевые) прогибы. Складчатые системы занимающие в поясе окраинное положение и пограничные с континентальными платформами, нередко отделяются от последних прогибами, получившими название передовых, или краевых. В некоторых случаях такие прогибы отсутствуют и тогда складчатое сооружение оказывается непосредственно надвинутым на десятки, иногда даже на сотни километров на платформу — Скандинавские и Гренландские каледониды, Северные Аппалачи, Урал в районах Башкирского Каратау и Полюдова кряжа. В других случаях отсутствие передового прогиба связано с поперечным поднятием фундамента прилегающей платформы. Так, Минераловодское поднятие разделяет два передовых прогиба Большого Кавказа — Кубанский (Индоло-Кубанский) и Терский (Терско-Каспийский).

Н.С. Шатский различал два тина сочленения складчатых систем с платформами — вдоль краевых прогибов и краевых швов, указывая, что первый тип характерен для сочленения складчатых систем с плитами, а второй — со щитами. Действительно, большинство приведенных выше примеров отсутствия передовых прогибов относится к сочленениям складчатых сооружений со щитами (Скандинавские каледониды с Балтийским, Гренландские каледониды и Северные Аппалачи — с Канадско-Гренландским). Однако Шатский считал краевые швы вертикальными глубинными разломами, а А.А. Богданов полагал, что они продолжаются в основание передовых прогибов вдоль оси последних, составляя границу между их внешними и внутренними зонами (крыльями). В действительности оказалось, что эти «швы» представляют фронтальные зоны пологих надвигов — шарьяжей (см. гл. 15) и не продолжаются под смежные передовые прогибы.

Участки непосредственного надвигания складчатого сооружения на платформу или поперечных поднятий ее фундамента расчленяют систему передовых прогибов на отдельные звенья — впадины протяженностью в сотни километров и с поперечником обычно в несколько десятков километров. Так, в Предуральской системе прогибов различают (с юга на север) Бельскую, Юрюзано-Сылвенскую, Камскую, Верхнепечорскую, Косью-Роговскую (Воркутинскую), Коротаихскую впадины (рис. 12.2).

Рис. 12.2. Герцинский Предуральский и мезозойский Предверхоянский передовые прогибы, по Е.Е. Милановскому (1989).
Впадины передовых прогибов: Бельская (1), Юргозано-Сылвенская и Камская (2), Верхнепечорская (3), Болыпесыннинская (4), Косью-Роговская (5), Коротаихская (6), Предверхоянская (7).
Поднятия в передовых прогибах: Каратау (8), Полюдов Камень (9), гряда Чернышёва (10), гряда Чернова (11), Китчанское (12); 13 — Нельканская зона надвигов, а — Восточно-Европейская и Сибирская платформы, б, в, г — передовые прогибы, в том числе наиболее длительно погружавшиеся (в) и относительно приподнятые (г) их участки, д — поднятия с выходом пород основания передовых прогибов; е — складчатые комплексы Урала и Верхоянья; ж — надвиги; з — наложенные впадины

Передовые прогибы закладываютгся в пределах тыльных, проксимальных частей пассивных окрaин континентального шельфа и начинают фоpмироваться одновременно с началом поднятия смежного складчатого сооружения. Первоначально они могут представлять собой относительно глубоководные бассейны с дефицитным глинистым или глинисто-кремнистым осадконакоплением (примеры — Предуральские прогибы в ранней перми, Предкарпатский в олигоцене, Предкавказские в олигоцене — раннем миоцене). В соответствующих климатических условиях далее начинается накопление эвапоритов, в том числе каменной и даже калийных солей (кунгур Предуральских прогибов, средний миоцен Предкарпатья, и др.) или угленосных толщ (северные Предуральские прогибы в кунгуре). С усилением роста смежного складчатого горного сооружения прогибы начинают заполняться молассами, но, как показывает, в частности, пример Предкавказья, существенную роль может сыграть и принос обломочного материала с испытывающей осушение платформы. Весьма наглядно роль различных источников сноса — платформенного и орогенного — выступает на сейсмических профилях, где видны наклоненные к оси прогиба с одной и с другой стороны клиноформы, образующие комплексы бокового наращивания.

Погружение передовых прогибов резко усиливается с началом непосредственного надвигания на них тектонических покровов, продукты разрушения фронтальных частей которых захороняются и виде олистостром. В дальнейшем процесс надвигания охватывает и внутренние крылья самих передовых прогибов, обусловливая в конечном счете их асимметричную форму с контрастом между интенсивно деформированным внутренним и обычно относительно пологим и просто построенным внешним крыльями. Присутствие в разрезе эвапоритов, как в Предуралье или Предкарпатье, приводит к дальнейшему усложнению структуры.

Внешние зоны периферических складчатых систем. В отличие от внутренних зон, эти зоны однообразны по развитию и строению.

Характерной чертой внешних зон является их расположение на той же континентальной коре, что и кора (фундамент) прилегающей платформы. Фундамент платформы, как показывают сейемические профили Аппалачей, Канадских Кордильер и, отчасти Урала, либо плавно, либо ступенчато, по системе листрических сбросов, погружается под осадочный комплекс внешних зон. Этот осадочный комплекс, отвечающий образованиям внешнего шельфа континентального склона, обычно оказывается сорванным с фундамента и перемещенным на значительное расстояние — многих десятков, даже более сотни километров — в сторону платформы. При этом он приобретает характерную моновергентную чешуйчато-надвиговую структуру с отдельными более крупными шарьяжами. По мере приближения к платформе поверхность надвигания нередко смещается на более верхние уровни, совпадающие с высокопластичными пачками глин или эвапоритов. Иногда близ поверхности надвиги не проявляются и мы наблюдаем лишь ассиметричные антиклинали, но на глубине крутые крылья последних оказываются срезанными надвигами. Помимо основных надвигов, отвечающих главной, направленной к кратону вергентности, отмечаются меньшего масштаба надвиги встречного направления на пологих крыльях складок, вырезающие приподнятые треугольники. Существуют основания думать, что главные надвиги могут быть унаследованными от листрических сбросов былой пассивной окраины

Граница внешних зон с внутренними обычно проводится по первому от платформы «офиолитовому шву», но надо иметь в виду, что такая демаркация нередко может оказаться условной. Так, в случае Урала представляется вполне логичным разграничивать внешние и внутренние зоны по Главному Уральскому надвигу; однако нет уверенности в том, что фундамент Восточно-Европейского континента не продолжается далее к востоку под тектоническими покровами Тагильского и Магнитогорского «синклинориев». Тем более нельзя проводить эту границу по западному краю отдельных офиолитовых шарьяжей западного склона Урала, вроде Кракияского или Бардымского.

Описанный структурный стиль внешних зон обнаруживает удивительную выдержанность и сходство в географически удаленных друг от друга складчатых системах, из которых помимо Урала, Аппалачей, Канадских Кордильер упомянем Верхоянье, Большой Кавказ, Копетдаг, Пиренеи, Альпы, Апеннины, Карпаты, Динариды-Эллиниды, Загрос, Белуджистан и Индо-Бирманские цепи.

Ширина внешних зон колеблется от первых десятков до первых сотен километров. Наиболее широкой внешней зоной обладает Верхояно-Колымская система нашего Северо-Востока: ее ширина достигает 900 км.

Отложения, слагающие внешние зоны, накапливались, как уже отмечалось, в условиях внешнего шельфа и континентального склона, но их нижние горизонты могли образовываться еще в рифтогенную стадию развития пассивной окраины, как это предполагается для рифея западного склона Урала. В литолого-формационном отношении вышележащие осадки относятся к шельфовым карбонатам, песчано-глинистым образованиям, эвапоритам, а также к кремнисто-глинистым и (или) флишевым отложениям континентального склона. Характерной считается амагматичность внешних зон. Именно это дало основание Г. Штилле выделять эти зоны в качестве миогеосинклиналей, т.е. «не совсем геосинклиналей», в отличие от эвгеосинклиналей, т.е. настоящих высокомагматичных геосинклиналей внутренних зон. Позже Р. Дитц и Дж. Холден предложили заменить термин «миогеосинклиналь» на «миогеоклиналь», учитывая, что комплекс осадков, слагающих внешние зоны, имеет форму не выполнения прогиба, а скорее клина с мощностью, увеличивающейся до многих километров (иногда более 10—12) в направлении от платформы в глубь складчатой системы. Представление об амагматичности внешних зон орогенов невполне точно — здесь встречаются покровы и силлы основных магматитов, а также кольцевые ультраосновные — щелочные плутоны, образовавшиеся на рифтогенной стадии развития пассивной окраины.

В дистальной части внешних зон могут появляться покровы пород кристаллического фундамента, которые первоначально слагали поднятия на внешнем крае шельфа. Такие покровы известны в Гренландских каледонидах, в Гималаях; их аналогами, по существу, являются внешние кристаллические массивы Западных Альп, поднятие Уралтау на Урале, Блю-Ридж в Аппалачах (последняя частично). В их тыльной части может сохраниться шельфовый (внешний шельф) чехол (Тетис—Гималаи).

Внутренние зоны орогенов. Приводимая ниже характеристика относится как к внутренним зонам периферических систем складчатых поясов, так и целиком к более внутренним системам этих пояcoв. Как подчеркивалось выше, их строение отличается очень большой разнородностью и разнообразием. Наиболее характерный элемент — офиолитовые покровы. Они могут располагаться либо на осадочных образованиях внутреннего края внешних зон, либо непосредственно на их кристаллическом фундаменте, что может являться следствием обдукции океанской коры (литосферы; см. выше). При этом фундамент может испытать ремобилизацию под влиянием экранирования теплового потока офиолитовыми покровами и осадочным чехлом (в случае его присутствия). В результате образуются гранитогнейсовые купола (см. 15.2).

Офиолиты покровов внутренних зон могут иметь различное происхождение. Лишь некоторые из них оказываются образованными в спрединговых зонах открытого океана, другие — в аналогичных условиях окраинных морей, третьи составляют основание энсиматических вулканических дуг. В последнем случае офиолитовые покровы надстраиваются островодужными вулканическими комплексами, хотя нередко наблюдается и перевернутая их последовательность.

В составе внутренних зон значительную роль может играть складчатое осадочно-пирокластическое выполнение преддуговых, междуговых и тыльно-дуговых прогибов, также нередко испытавших шарьирование. Встречаются фрагменты рифовых построек, венчавших отмирающие вулканические дуги, и биостромы, представлявшие чехол внутриокеанских вулканических поднятий.

Рис. 12.3 Интерпретация структуры Западных Гималаев, по М. Матауэру (1983) и Большого Кавказа, по К.О. Соборнову (1994):
1 — Индостанская литосферная плита: осадочный чехол (а), древний цоколь (б), мантия (в); 2 — офиолиты (океанская литосфера); 3 — Азиатская литосферная плита: осадочный чехол (а), древний цоколь (б), мантия (в); 4—7 — комплексы Большого Кавказа: осадочные комплексы (4), верхняя континентальная кора (5), нижняя континентальная кора (6), океанская кора (7)

Рис. 12.4. Геологические профили Колумбийских (А) и Эквадорских (Б) Анд, по Ф.Мегару (1987).
ОК - океанская кора, ОФ - офиолиты

В коллизионных межконтинентальных орогенах, в их наиболее центральных или внутренних частях нередко наблюдаются покровы кристаллических пород, первично принадлежавших уже другому континентальному ограничению бассейна с океанской корой по сравнению с кристаллическими комплексами покровов внешних зон. Таковы, например, покровы «кристаллиникума» Восточных Альп, Западных и Восточных Внутренних Карпат. В периферических складчатых системах материал этих покровов первично принадлежал расположенному в их тылу микроконтиненту — Адриатическому (Апулийскому) для Альп, Бихорскому для Карпат.

В окраинно-континентальных орогенах их обращенное к океану крыло образовано в основном изоклинально-чешуйчато-надвиговыми комплексами аккреционной призмы, включающими серпентинитовый меланж и тектонические линзы офиолитов. Вергентность, как правило, направлена к океану. Однако встречаются и офиолитовые покровы, обдуцированные на более древние элементы окраины орогена. Характерен метаморфизм высокого давления — низкой температуры, а в тылу таких зон простираются пояса гранитных батолитов и высокотемпературных метаморфитов.

Периферическим системам межконтинентальных складчатых поясов обычно свойственно асимметричное строение с вергентностью, направленной к смежным платформам и распространяющейся, как оказало выше, и на внутренние крылья передовых прогибов. Такая картина наблюдается на Урале, в Верхоянье, Карпатах, Альпах, Гималаях и других складчатых сооружениях этого типа, и лишь Большой Кавказ с его южной вергентиостью составляет исключение (рис. 12.3). Другое исключение — веерообразно построенные Пиренеи, зажатые между континентом Евразии и микроконтинентом Иберии. Но в целом межконтинентальные складчатые пояса обладают дивергентной структурой; так, складчатые системы северной ветви Альпийско-Гималайского пояса надвинуты к северу, а южной ветви — к югу. То же свойственно герцинидам Центральной Европы.

Окраинно-континентальные складчатые пояса также характеризуются дивергентным строением, связанным с поддвигом под них с одной стороны океанской плиты (субдукция типа Б), а с другой — континентальной платформы (субдукция типа А). Такая структура наиболее типично выражена в Кордильерах Северной и Южной Америки (рис. 12.4).

Существенные изменения в развитии и структуре складчатых поясов происходят вдоль их простирания. Меняются их ширина, внутреннее устройство, в частности распределение микроконтинентов и складчатых систем, интенсивность и морфология складчатости, амплитуда надвигов и шарьяжей, степень развития гранитоидного плутонизма, проявления метаморфизма, что в свою очередь не может не отражаться на металллогенических особенностях. Эти изменения, как правило, происходят скачкоообразно, вдоль поперечных разломов, которые на доорогенном этапе развития пояса играли роль трансформных. Кроме поперечных большое значение в строении складчатых поясов имеют продольные разломы-сдвиги, которые образуются на орогенном этапе.

Рис. 12.5. Формирование Карпатской складчатой дуги в результате вращательного перемещения сиалических единиц Внутренних Карпат и шарьирования на край Евразийского континента(по палеомагнитным) и шарьирования на край Евразийского континента (по 3. Балла, 1985, упрощено). На последнюю карту нанесены палеомагнитные склонения в породах верхнего мела по данным М.Л. Баженова и В.С. Буртмана (1990). 1 — сиалические единицы Внутренних Карпат; 2 — область, впоследствии размытая при шарьировании; 3 — складчатые зоны Флишевых Карпат; 4 — направление вращательных перемещений; 5 — полюсы вращения; 6 — фронт карпатских шарьяжей; 7 — палеомагнитные склонения в породах верхнего мела. ЕА — Евразийский континент

Рис. 12.6. Южно-Каспийская виргация, по М. Л. Коппу (1991). Стрелками обозначено направление выжимания горных масс: 1 — оси складок; 2 — надвиги; 3 — сдвиги

Рис. 12.7. Положение экзотических терреинов в структуре Анадырско-Корякского региона, по А.П. Ставскому и др., (1988):
а — экзотические террейны (1 — Пенжинский, 2 — Усть-Бельский, 3 — Ваежский, 4 — Пекульнейский, 5 — Канчаланский, 6 — Майницкий, 7 — Эконайский, 8 — Олюторский); б — границы терреинов: выходящие на поверхность (сплошная линия) и скрытые под молодыми отложениями (точки); в—ж — субдукционные вулканические пояса, главным образом окраинно-континентальные: Удско-Мургальский волжско-готеривский (в), Охотско-Чукотский альбско-маастрихтский (г), Анадырско-Бристольский палеоцен-эоценовый (д), Корякско-Западнокамчатский эоцен-миоценовый (е), Апукско-Вывенкский плиоцен-четвертичный (ж); з — рассчитанные положения выхода древних сейсмофокальных зон для перечисленных поясов (буквы указывают на условный знак соответствующего пояса); и — прочие комплексы: между экзотическими террейнами и в их чехле

Рис. 12.8. Современное структурное положение экзотического террейна Якутат в Кордильерах и реконструкция его перемещения начиная с эоцена. По А. Брунсу, 1983:
Ал — Аляска, В — Вашингтон, О — Орегон, К — Калифорния; 1 — террейн Якутат, точками обозначена его подводная часть; 2 — террейн Врангелия; 3 — надвиги; 4 — зона субдукции

Все эти изменения связаны с конфигурацией границ сталкивающихся в процессе конвергенции плит и с вытекающей отсюда неперпендикулярностью их встречных движений этим границам. Это и приводит к появлению продольной компоненты движений. Отражением неровностей границ плит является существование выступов и заливов фронтов складчатых поясов и дугообразные изгибы складчатых систем. Все это свидетельствует о продольном течении вовлеченных в их строение масс горных пород (рис. 12.5). Это течение приводит также к существенным продольным изменениям складчатой структуры поясов. Сужениям поясов отвечает воздымание шарниров складок, подъем и расширение антиклинориев и сужение синклинориев, сближение осей складок, их скучивание — так называемые синтаксисы типа Пенджабского. В промежутках, где наблюдается расширение поясов, оси складок обнаруживают расхождение, называемое виргацией, шарниры складок погружаются, синклинории расширяются за счет антиклинориев. Такова картина в области Южно-Каспийской впадины, между Большим Кавказом и Копетдагом (Рис. 12.6).

Концепция террейнов. В 70-х — начале 80-х гг. на материале Северо-Американских Кордильер возникла концепция, получившая название концепции террейнов. Было установлено, что внутренние зоны Кордильер состоят из большого числа блоков, разделенных разломами как надвигового, так сдвигового и сбросового типов, причем каждый такой блок — террейн — характеризуется специфическим литолого-стратиграфическим разрезом, структурой, геологической историей, тектонической природой (рис. 12.7). Эта природа разнообразна: террейны могут представлять обломки микроконтинентов, островных дуг, вулканических энсиматических и энсиалических, невулканических, внутриокеанских поднятий, изометрических (типа поднятия Шатского), линейных (типа асейсмических хребтов вроде хр. Наска в Тихом океане), крупных гийотов. Соседствующие друг с другом террейны могут настолько отличаться в этом смысле, что они не могли первоначально располагаться рядом — их различия не могут быть объяснены перемещением по разграничивающим разломам. Их современное смежное положение является вторичным и возникло в процессе горизонтальных перемещений. Некоторые факты свидетельствуют, что такое перемещение могло быть значительным — до сотен и даже тысяч километров.

К таким фактам относится обнаружение в отложениях некоторых кордильерских террейнов фауны, резко отличной от фауны близлежащей континентальной окраины Северной Америки и характерной для более южной, тетической зоогеографической провинции. Эти фаунистические данные подтверждаются другой категорией фактов — палеомагнитными определениями. Становится ясным, что соответствующие террейны испытали перемещение не только перпендикулярно к краю континента, но и в продольном к нему направлении, причем гораздо более существенное. Подобные террейны отдаленного происхождения, не всегда ясного, получили название «подозрительных» (suspect terranes) или экзотических, в отличие от «родственных» ближайшей континентальной окраине. Как справедливо отмечается в русской и зарубежной литературе, концепция террейнов не представляла собой нечто совершенно новое в рамках более широкой концепции мобилизма, допускающей крупные горизонтальные перемещения отдельных блоков земной коры и литосферы в самых различных направлениях. Новым элементом явилась констатация того, что внутренние зоны подвижных поясов могут представлять коллаж совершенно чуждых друг другу структурных единиц и что некоторые из них могли проделать путь до их современного местонахождения в многие сотни и тысячи километров, причем не поперек, а вдоль континентальных окраин. С утверждением этой концепции история Североамериканских Кордильер в мезозое и раннем кайнозое предстала история последовательного «причаливания» к краю Североамериканского континента все новых террейнов (рис. 12.8), причем некоторые из них перед этим соединялись между собой, образуя сложные террейны.

К концу 80-х годов концепция терреинов, утвердившись на почве Северо-Американских Кордильер, стала быстро распространяться на другие сегменты Тихоокеанского подвижного кольца, в числе и на наш Северо-Восток. Террейны с экзотической «тетической» фауной верхнего палеозоя и триаса были обнаружены в Корякии в непосредственном соседстве с блоками с фауной бореальной провинции. В дальнейшем концепция терреинов была применена к Аппалачам, Британским каледонидам, европейским герцинидам и ей, таким образом, было придано универсальное значение в анализе структуры и истории подвижных поясов.

Концепция террейнов показала, что подвижность коры и литосферы в будущих складчатых поясах еще намного выше, чем ранее предполага лось, и что в этих поясах идет интенсивное продольное перс мещение материала. Впрочем, об этом уже можно было догадываться по существованию крупных продольных и диагональных сдвигов амплитудой в многие сотни километров, столь характерных почти для всех звеньев Тихоокеанского кольца, включая на западе Сихотэ-Алинь, Японские острова, Филиппины, Новую Гвинею, Новую Зеландию, а на востоке в особенности СевероАмериканские Кордильеры.

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 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 повышенной щелочности. В пределах массивов могут существовать и прогибы с повышенной мощностью осадков, например Баррандов в Богемском (Чешском) массиве.

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 предгорный прогиб.

Вce стадии этого процесса можно наблюдать на примере северного Закавказья. В его западной части между складчатыми сужениями 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 позднемиоценово-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 вулканнческих дуг и соответствующих сейсмофокальных зон. Аналогичное положение занимает более древняя Черноморская впадина, возникв 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 литосферы и повышенный тепловой поток, дает основание судить о подъеме астеносферы и «мантийном диапиризме». Последний нередко рассматривается как первопричина новообразования этих впадин, не зависящая от конвергенции литосферных плит, приведшей к образованию самого Альпийско-Гималайского пояса. С таким взглядом нельзя согласиться, более вероятно, что мантийный диапиризм представляет побочный продукт коллизии литосферных плит и вызванного ею диссипативного разогрева литосферы.