Эндогенная складчатость

Уже давно установлено, что образование складок, развитых в осадочных толщах верхней, приповерхностной, части земной коры, не сопровождается существенными изменениями первоначального состава пород. Эти складки Э. Арган назвал покровными складками или складками чехла.

Другую группу составляют складки, развитые в метаморфических толщах, в той или иной степени, а иногда и полностью перекристаллизованных и состоящих из кристаллических сланцев, амфиболитов, гнейсов и других подобных пород. Так как пространстиенное расположение вновь образованных минералов почти всегда согласно с элементами строения складок, можно предполагать, что перекристаллизация пород и складкообразование происходили одновременно в условиях высоких давлений и температур, соответствующих в земной коре глубине в несколько километров. Складчатость, возникающая в таких условиях, получила название глубинной.

Покровная складчатость. Самым широким распространением среди покровной складчатости пользуются складки регионального сжатия (компрессионные), возникающие в результате продольного изгиба слоистых толщ под воздействием горизонтально ориентированного стресса. Этот тип складок считался ярким показателем геосинклинального режима развития земной коры. Следует наметить, однако, что складчатость данного типа местами распространяется и на прилегающие части платформ (горы Атласа в Северо-Западной Африке, Юрские горы в Западной Европе, гряда Чернышева в Тимано-Печорской области и др.).

Складки регионального сжатия характеризуются четко выраженной линейностью, выдержанной ориентировкой осей, а также наклона осевых поверхностей складок — вергентностью. Примером могут служить складчатые комплексы Урала, Тянь-Шаня, Кавказа, Верхоянья (рис. 15.2). Это главный тип складчатости, называемый еще альпинотипным. Равное по площади и по форме распространение антиклиналей и синклиналей, согласная ориентировка осей складок и выдержанная вергентность указывают на региональное воздействие сжимающих сил в направлении, перпендикулярном к осям складок, и неизбежное при этом сокращение площади, занимавшейся осадочными породами до складкообразования.

Pиc. 15.2. Альпинотипная складчатость с южной вергентностью во флишевых отложениях Большого Кавказа, профиль по р. Алазань. По В.Н. Шолпо и др. (1993)

В отношении образования складчатости регионального сжатия за последние 150 лет был выдвинут целый ряд механизмов. Их можно свести в две основные группы.

Представители первой группы связывали генезис региональной складчатости с вертикальными движениями, развивающимися внутри геосинклинали. Самые ранние высказывания такого род относятся еще к 20-м годам XIX в. (Б. Штудер). Складчатость, по этим представлениям, образуется в результате внедрения магмагических масс с соответствующими раздвигом и смятием слоев в складки. В недавнее время близкие представления на более современной основе развивались В.В. Белоусовым и его сотрудниками. Основная идея этой концепции, получившая название «глубинного диапиризма», заключается в том, что в процессе регионального метаморфизма и гранитизации геосинклинальные отложения в осевых частях прогибов увеличиваются в объеме, уменьшают свою плотность и в связи с ограниченным на глубине пространством сжимаются в складки и поднимаются вверх в направлении наименьшего сопротивления, раздвигая и сминая породы периферических частей геосинклинали.

Эта концепция наталкивается на следующие основные возражения. Во-первых, микроструктурный анализ указывает на горизонтальную, а не вертикальную ориентировку усилий при образовании линейной складчатости. Во-вторых, не всегда складчатые сооружения имеют метаморфические ядра, в которых метаморфизм достигает амфиболитовой фации, обеспечивающей разуплотнение пород. И в-третьих, размеры этих ядер не соответствуют размеру сокращения поперечника складчатой зоны на периферии ядра, оказываясь заметно меньшими. В связи со вторым возражением было выдвинуто дополнительное предположение о том, что процесс разуплотнения может иметь место уже при катагенезе глинистых толщ в связи с превращением монтмориллонита в гидрослюду. Оказалось, однако, что на Большом Кавказе, на материале которого это было установлено, глинистые породы нижней — средней юры, образующие ядро складчатого сооружения, имели не монтмориллонитовый, а иллитовый состав.

Таким образом, концепция глубинного диапиризма не дает удовлетворительного объяснения происхождению альпинотипной складчатости.

Дрyгой мexaнизм, в котором приоритет также отдается вертикальным движениям, это механизм гравитационной складчатости, предложенный еще в конце XIX в. швейцарскими исследователями Альп (Г. Шардт, М. Люжон). Он вступает в действие в результате образования и роста горного сооружения, когда под влиянием силы тяжести слои начинают сползать с его свода вниз по склонам, сминаясь в складки; срыв происходит по пластичным горизонтам разреза. Этот механизм имеет, несомненно, реальное значение, и им объясняется образование, в частности, флишевых покровов во Французских Альпах (флиш особенно податлив к сползанию благодаря тонкому переслаиванию глинистых и песчаных прослоев).

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.

Глубоководным бурением и детальным сейсмопрофилированием к настоящему времени хорошо изучены подобные аккреционные клинья на ряде современных активных океанских окраин, в частности, в островодужном склоне желоба Нанкай у берегов Японии, на восточном окончании Алеутской дуги, у побережья штата Орегон (США), также в Тихом океане, против о. Барбадос в Атлантическом океане, у о. Тимор в Индийском океане, у побережья Макрана (Иран) также в Индийском океане. По мере развития аккреционного клина наряду с подошвенными срывами — пологими надвигами образуются несколько более крутые, но также наклоненные внутрь склона секущие надвиги, а затем и направленные вниз по склону гравитационные сбросы.

15.4 Схема формирования чешуйчатой антиклинали (по П. Джонсу, 1982) и сбалансированный разрез Варандийской антиклинали на Северном Кавказе (по П.Джонсу, К.О. Соборнову, 1994)

Другая обстановка, предусматриваемая тектоникой плит, для развития складчато-надвиговых деформаций — это обстановка поддвига кристаллического фундамента платформ под осадочный чехол бывшей пассивной континентальной окраины (отложения шельфа и континентального склона) и молассовое выполнение передовых прогибов. Ведущую роль в этом процессе играет пласювый срыв чехла по поверхности фундамента и отдельных частей разреза чехла и моласс по наиболее пластичным (глины, соли, гипсы) или водонасыщенным горизонтам. Встречая при этом упор, слои сминаются в складки, в дальнейшем нагромождающиеся одни на другие, образуя так называемые дуплексы. Этот процесс был хорошо изучен первоначально на примере Скалистых гор Канады А.В. Балли и другими, а затем выявлен и на Северном и Приполярном Урале В.В. Юдиным и особенно К.О. Соборновым. Он свойствен, очевидно, всем внешним зонам складчато-покровных сооружений и внутренним крыльям передовых прогибов, хорошо воспроизводится моделированием на ЭВМ (рис. 15.4) и графическим построением сбалансированных профилей, в которых соблюдается неизменность мощности и первоначальной длины слоев. На позднеорогенной стадии развития складчато-покровного сооружения, когда уже сформировался заметный горный рельеф, к усилием общего сжатия добавляется сила тяжести, т.е. вступает в действие гравитационный фактор. Общее перемещение слоев по горизонтали вкрест простирания складчатой системы может досшгнуть многих десятков и даже более 100 км. Именно таким образом объясняется образование складчато-надвнговой гряды Чернышева по другую сторону передового прогиба Приполярного Урала (В.В. Юдин) или складчатой зоны Юрских гор также с внешней стороны Предальпийского прогиба (Г. Лаубшер). В первом случае имел место срыв по соленосному горизонту верхов ордовика, во втором — также по соленосному верхнему триасу (кайперу). В процессе коллизии континентальных плит с окончанием поглощения океанской коры субдукция типа Б переходит в субдукцию типа А. Субдукция типа А имеет место, очевидно, и в интракратонных моногеосинклиналях, выражаясь в поддвиге океанской или переходной коры последних под нормальную континентальную кору их ограничения. То же могло иметь место в зеленокаменных поясах архея.

Складчатость регионального сжатия на платформах. Происхождение платформенной складчатости долго оставалось неясным. Многие считали, что платформенные складки обязаны своим возникновением блоковым подвижкам фундамента, т.е. его вертикальным движениям. Это породило представление о подавляющей массе локальных поднятий как об отраженных, глыбовых складках. Но вопрос о причинах поднятия самих блоков фундамента оставался, по существу, без ответа — высказывались лишь самые туманные соображения о разуплотнении пород фундамента под влиянием каких-то процессов их преобразования. Этим предположениям противоречит, однако, характер гравитационных аномалий над такими блоками — положительных, а не отрицательных. К тому же основная часть платформенных складок относится к типу бескорневых — они не выражены на поверхности фундаментa и даже в низах чехла.

Указывая на эти и другие особенности платформенных складок — их группировку в платформенные валы, параллельные периферическим складчатым системам, асимметрию с более крутыми крыльями, внешними по отношению к последним, М.А. Камалетдинов, Ю.В. и Т.Т. Казанцевы пришли к заключению, что платформенная складчатость также образуется вследствие регионального сжатия, направленного от складчатых орогенов. При этом сжатие передается вдоль компетентных, преимущественно карбонатных пачек, которые отслаиваются от нижележащих пачек и от фундамента вдоль некомпетентных пластичных глинистых пачек, испытывающих нагнетание в своды растущих антиклинальных изгибов. В разрезе Русской плиты (Волго-Уральская область) выделяется несколько таких пачек, с которыми может быть связано образование ее локальных поднятий.

Рис. 15.5. Жигулевский надвиг по данным бурения. По В.Л. Лобову и др. (1974)

Одним из убедительных доказательств большой роли тангенциальных напряжений сжатия в деформациях платформенного чехла является развитие в нем надвиговых структур. Классический пример — Жигулевский надвиг, описанный впервые А.П. Павловым и подтвержденный бурением (рис. 15.5); предполагается существовани такого же надвига по северной периферии Оренбургского вала, давно известны надвиги вдоль северной окраины Донецкого кряжа. Все они параллельны альпийскому складчатому поясу, хотя отстоят от него на сотни километров. Но на такое же расстояние распространяются исходившие от альпийского пояса деформации чехла в Западной Европе, включая вал Вилд-Пэи-де-Брэй в районе Ла-Манша и надвиг по северной периферии Гарца и Куяво-Поморский складчатый вал в Польше. Еще более яркий пример — яньшанская складчатость чехла Южно-Китайской и Китайско-Корейской платформ, параллельная Тихоокеанскому подвижному поясу и явно с ним связанная. Время проявления этих деформаций совпадает с аналогичными событиями в альпийском поясе. Однако следует отметить, что локализация и ориентировка складчатости в платформенных чехлах в определенной мере зависят от структуры поверхности фундамента. Так, платформенные валы развиты в ограничении авлакогенов; если последние узкие, то они тяготеют к их осевым зонам. Но авлакогены не обязательно простираются параллельно периферическим складчатым системам; в этом случае, очевидно, происходит разложение сил.

Не все платформенные складки являются бескорневыми, под некоторыми из них действительно выявлены поднятые блоки фундамента, что особенно характерно для молодых платформ. Очевидно, в этом случае напряжения передавались через фундамент, причем не всегда от периферии платформ; пример — Западно-Сибирская плита, не ограниченная активными орогенами. В подобной ситуации деформации могли порождаться внутриплитными напряжениями. Как теперь установлено, такие напряжения развиты повсеместно и отдаленно связаны либо с осями спрединга, либо с зонами коллизии, например в Скандинавии со спредингом Срединно-Атлантического хребта, а во Франции и Германии с коллизионным Альпийско-Карпатским поясом. Кроме того, имеются основания выделять особый тип складчатости, связанной с блоковыми деформациями фундамента.

Складки облекания (отраженная, штамповая складчатость) представляют собой поперечные изгибы в осадочном чехле, образующиеся при блоковых перемещениях фундамента. Этот тип складок характерен для платформ, отчасти межгорных и передовых (их внешние борта) прогибов.

В большинстве регионов складки облекания начинают формироваться одновременно с осадконакоплением при перемещениях блоков фундамента, разделенных разрывами. Это подтверждается закономерным уменьшением мощностей в сводах антиклиналей и их увеличением в синклиналях. Разрывы из фундамента могут проникать и в породы осадочного чехла; таким путем возникают чередующиеся антиклинали и синклинали, разделенные продольными разрывами (обычно сбросами или взбросами), с уплощенными или плоскими замками и сравнительно крутыми крыльями. Такие складки получили название горст-антиклиналей и грабен-синклиналей. В ядрах горст-антиклиналей на поверхность нередко оказываются выведенными породы фундамента.

Размеры складок облекания различны. Наиболее крупные из них достигают 100 км и более. Форма складок изометричная, овальная или угловатая, коробчатая, реже линейная с асимметричным профилем, иногда подвернутыми крыльями. В их расположении часто (но не всегда) отсутствует общая ориентировка, а крылья складок наследуют направления разрывов фундамента. Поэтому нередко форма и ориентировка даже соседних складок, как и более мелких структур, могут быть различными.

Происхождение отраженных складок, как уже указывалось, вряд ли связано с разуплотнением блоков фундамента. Более естественно и, следовательно, более вероятно объяснение, предложенное П.Е. Оффманом, — неравномерное опускание разбитого на блоки фундамента при его общем погружении вследствие охлаждения литосферы. Такое происхождение могут иметь пологие малоамплитудные (десятки метров) складки северной части Волго-Уральской области, не параллельные Уралу (Е.Б. Риле). С этой точки зрения понятно и увеличение высоты складок с возрастанием размера погружения, и то, что эта высота на порядок меньше мощности осадков, т.е. общего размера погружения. Но наиболее резко выраженные складки могут быть связаны с региональным сжатием фундамента.

Приразрывные складки образуются при перемещении крыльев разрывов по наклонным сместителям. Чаще всего они развиваются в верхних активных крыльях взбросов и надвигов. Если же верхнее крыло сложено малопластичными, крепкими породами, в частности породами фундамента, то приразрывные складки могут возникнуть и в нижнем крыле под воздействием напора верхнего крыла.

Наиболее благоприятны в отношении образования приразрывных складок разрывы с наклоном сместителя от 40 до 60°. Вблизи сместителя в таких случаях образуются наклоненные или опрокинутые складки, ориентированные параллельно простиранию разрыва, частые вблизи сместителя и затухающие по мере удаления от него. От этих условий зависит и ширина полосы, захваченной приразрывной складчатостью. Обычно она невелика и складки быстро затухают в сторону от поверхности разрыва.

Рис. 15.6. Присдвиговые складки волочения разлома Сан-Андреас в Калифорнии и связанного с ним разлома Калаверас. И те и другие указывают на правостороннее смещение. По Дж. Муди и М. Хиллу (1960)

Особое место среди приразломных складок принадлежит присдвиговым складкам, развитым на крыльях крупных сдвигов, например сдвига Сан-Андреас (рис. 15.6). Оси их образуют острый угол с линией сдвига, направленный обратно направлению смещения данного крыла. Аналогичное происхождение имеют складки Ферганской впадины (Б.Б. Ситдиков) и, вероятно, также Таджикской впадины.

Складки, связанные с перемещениями магмы в земной коре. Вблизи контактов многих массивов интрузивных пород, возникающих как на значительных глубинах в форме батолитов, так и в непосредственной близости от гипабиссальных тел, во вмещающих породах развиваются складки продольного и реже поперечного изгиба, оси которых ориентированы согласно с очертаниями массивов. В плане эти складки обычно обтекают внешние контуры интрузивных тел, что нередко приводило к ложному заключению об их возникновении позже интрузивных пород, которые как бы раздавливали осадочные толщи в процессе складкообразования. В действительности образование таких складок связано с давлением магмы при ее продвижении в верхние части земной коры. Ширина пород, подвергающихся при этом складкообразованию, оказывается различной, зависит от площади массива и обычно не превышает первых километров. Складки вблизи небольших гипабиссальных тел образуют полосы в десятки и сотни метров шириной.

Диапировые складки (складки нагнетания) впервые были установлены румынским геологом Л. Мразеком в 1906 г. Они развиваются в осадочном чехле нередко независимо от строения фундамента и представляют собой антиклинальные структуры, образующиеся в слоистых толщах при внедрении в них пород, обладающих низкой вязкостью или низкой плотностью. Это соли, ангидрит, гипс, угли, глины, насыщенные водой, способные пластично деформироваться и течь в сторону меньшего давления или под влиянием собственного веса.

Наиболее широко среди диапировых складок развиты соляные купола и глиняные диапиры. В соляных куполах различают ядро, сложенное пластичными породами, и окружающие ядро и прорванные им менее пластичные и более тяжелые толщи (рис. 15.7). Внутренняя структура ядра характеризуется исключительно сложным строением. Слагающие его пластичные породы смяты в типичные складки течения, направленные к земной поверхности, слои при этом растягиваются, образуют сложные изгибы, раздувы и нередко разрываются. Вмещающие толщи у границ с ядром выгнуты вверх, сильно раздроблены, часто запрокинуты, нарушены многочисленными разрывами и поверхностями скольжения, по которым отдельные пачки и пакеты слоев отрываются и перемещаются вслед за ядром на значительные расстояния.

Рис. 15.7. Соляной купол в Клодове, Польша; в каменной соли, слагающей ядро, — сложная дисгармоничная складчатость течения (по М. Ксенжкевичу, Я. Самсоновичу, 1965). Внизу — радиальная и концентрическая системы сбросов на структурной карте соляного купола Клей-Крик, побережье Мексиканского залива (по Л. Паркеру, А. МакДоуеллу), а также схема образования соляного купола

Таким образом, в диапировых структурах сочетаются два вида складок: в активном ядре развиваются складки течения, а окружающие ядро толщи подвергаются поперечному изгибу. В зависимости от того, обнажается ядро на поверхности или нет, соляные купола делятся на открытые и закрытые. На поверхности солей в открытых куполах развивается соляная шляпа (кепрок), представляющая собой глинистую массу, вымытую из растворенных водой отложений. В сводах закрытых куполов нередко происходят проседание и дробление пород, покрывающих соляные массы, и купола в таких случаях принимают вид разбитой тарелки.

По очертаниям в плане соляные диапиры делятся на куполовидные и линейные. Куполовидные структуры имеют овальные и округлые очертания, поперечные размеры которых составляют 5—10 км и изредка могут достигать многих десятков и даже сотни километров (Индерский купол в Прикаспии).

Классические области солянокупольной тектоники — Прикаспийская и Днепровско-Донецкая впадины, Среднеевропейская мегасинеклиза, впадина Мексиканского залива. Здесь известны сотни куполов. В последнее десятилетие выявлено широкое развитие соляной тектоники на пассивных подводных окраинах Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов. Соляные купола развиваются очень медленно, обычно параллельно с накоплением перекрывающих их отложений. Об этом свидетельствует уменьшение мощностей отложений в сводовых частях куполов, выпадение отдельных свит из разрезов, появление местных перерывов и несогласий.

Линейные соляно-диапировые складки имеют иное строение: при относительно небольшой ширине они вытянуты в длину до 10 км и более. Такие складки развиты в ряде краевых прогибов, в частности на юге Предуральского прогиба, в Предкарпатском прогибе (где и были впервые установлены), а также в межгорных прогибах, рифтах и авлакогенах. Узкие антиклинали чередуются с широкими синклиналями, образуя типичную гребневидную складчатость. Линейные диапировые складки как с соляными, так и с глиняными ядрами представляют, по существу, те же складки регионального сжатия, но усложненные проявлениями интенсивного перетекания пластичного материала.

В отношении происхождения соляных куполов в русской литературе наиболее распространена точка зрения Ю.А. Косыгина, подкрепленная физическим моделированием (А.М. Сычева-Михайлова), которая связывает его с инверсией плотностей, с меньшей плотностью соли (2, 15) по сравнению с плотностью вмещающих пород (2, 3—2, 4), обусловливающей воплывание соли из-под последних. Начальное условие — мощность соленосной толщи более 120 м и покрывающих отложений более 300 м. Эмбриональной формой соляного диапиризма являются «соляные подушки», раздувы соли без протыкания вышележащих слоев. При развитом диапиризме мощность соляных ядер может превышать 1 км.

Подтверждением механизма инверсии плотностей может служить практически горизонтальное залегание подсолевых отложений, например в Прикаспийской впадине, и неупорядоченное размещение соляных куполов. Следует, однако, указать, что на глубине соляные купола по периферии Прикаспийской впадины и над разломами (ступенями) фундамента на севере Германии и в Северном море сливаются в соляные валы, протягивающиеся на многие десятки, иногда более сотни километров. Это указывает на определенное влияние неровностей фундамента. Дополнительную роль в росте куполов играет возрастающая мощность надсолевых отложений в синклиналях по сравнению с куполами. Повышение пластичности соли с глубиной может быть обязано как литостатической нагрузке, так и повышению температуры. Тот факт, что развитие куполов происходит не только длительно, но и скачкообразно, и что эти скачки совпадают с фазами тектогенеза в смежных складчатых системах, не позволяет считать солянокупольную тектонику вполне автономным процессом.

На континентальных склонах пассивных окраин, как это установлено в Мексиканском заливе и у побережья Бразилии, в связи с уменьшением нагрузки вышележащих осадков и действием силы тяжести происходит выдавливание соли и ее стекание вниз по склону с образованием сложной складчатости. Масштаб этого явления (сочетание галокинеза и гравитации) в северном обрамлении глубоководной части Мексиканского залива (впадины Сигсби) настолько значителен, что созданная им зона дислокаций сравнима по протяженности и ширине с альпийским поясом Западной Европы.

Рис. 15.8. Глиняный диапир в структуре поднятия Нефтяных камней на погружении Большого Кавказа (по Ф.И. Самедову, 1970) и угольный диапир Бабаевского месторождения в Южно-Уральском бассейне (по П.И. Ильину, 1960):
1—3 — глины эоцена—миоцена (1 — коунской свиты, 2 — майкопской свиты; 3 — диатомовой свиты); 4 — бурый уголь нижнего миоцена

Областями распространения глиняных диапиров являются в основном периклинальные, краевые и межгорные прогибы и современные аккреционные клинья над зонами ВЗБ. В бывшем СССР они наиболее широко развиты в Керченско-Таманском районе, на юго-восточном погружении Большого Кавказа (рис. 15.8) и северо-западном погружении Копетдага и в смежной с ними Южно-Каспийской впадине. С глиняным диапиризмом, как отмечал И.М. Губкин, тесно связан грязевой вулканизм, и оба явления характерны для многих нефтегазоносных областей. Для объяснения глиняного диапиризма и грязевого вулканизма механизм инверсии плотностей не подходит, ибо плотность глин не меньше плотности других осадочных пород. Но здесь вступает в действие другой мощный фактор, направленный противоположно силе тяжести, — аномально высокое пластовое давление, свойственное глинистым толщам с неотжатой водой. Кроме того, глиняные диапиры обычно образуются в обстановке регионального сжатия, которое само провоцирует нагнетание глин в своды антиклиналей. Поскольку оба эти условия — обстановка сжатия и аномально высокое пластовое давление — характерны для аккреционных клиньев, неудивительно, что глиняный диапиризм и грязевый вулканизм широкое распространены именно в этих структурах. В них же встречается еще одна разновидность диапиров — серпентинитовые диапиры, образующиеся за счет гидратации ультрамафических пород субдуцируемой океанской литосферы; они распространены, например, на внутреннем склоне Марианского желоба. Древние диапиры такого типа именуются протрузиями; они также широко распространены. Но протрузии серпентинитов возникают и вдоль трансформных разломов в связанных с ними желобах и известны, например, в Атлантическом океане.

Еще одно явление, родственное грязевому вулканизму, описано П.П. Иванчуком под названием гидровулканизма, а позже — американским геологом Р. У. Копфом под названием гидротектоники. Речь идет о поднятиях, осложненных густой сетью разрывов и трещин, созданных напором находящихся под аномально высоким давлением подземных вод. Хороший пример такой структуры — Дарвазский купол на Центральнокаракумском своде.

1 Автор параграфа В. А. Галкин.

Кливаж ¹. Складчатость часто сопровождается кливажем. Макроскопически кливаж представляет собой параллельную делимость пород, напоминающую спайность в минералах. В породах разного состава и разной структурной позиции кливаж выражен по-разному. Он часто отсутствует в породах, смятых в самые сложные складки, а в пределах одной складки может присутствовать не в каждом слое или может быть выражен с неодинаковой ясностью и частотой в слоях разного состава и структуры.

Традиционно образование кливажа связывалось с чисто механическим процессом пластической деформации пород вдоль многочисленных поверхностей скалывания и срезывания. В настоящее время предпочтение отдается процессу минералогической дифференциации во время деформации. Дифференциация осуществляется путем растворения некоторых минералов, таких как кварц, кальцит, хлорит, в зонах нагруженных контактов обломочных зерен или крыльев развивающихся микроскладок, их переносе во флюиде и осаждении в зонах относительно низких напряжений — тенях давления зерен, в трещинах растяжения, в замках микроскладок. Остаточная концентрация слаборастворимых компонент, таких как слоистые силикаты, рудное вещество, органический материал, приводит к возникновению квазипараллельных зон пониженной механической прочности — кливажных зон. Кливажные зоны обособляют линзочки с повышенной механической прочностью — микролитоны. Кливаж развивается, совершенствуется во время деформации, процессы растворения под давлением сопровождаются чисто механическими эффектами скольжения вдоль кливажных зон, расплющивания микролитонов. Поэтому правильнее всего понимать кливаж как эволюционирующую микротекстуру физико-химического происхождения, имеющую то или иное макроскопическое проявление. Кливаж всегда формируется в парагенезе с минеральными жилами растяжения, бороздами нарастания и тенями давления и ориентирован перпендикулярно главные сжимающим напряжениям. Объемы перемещения и дифференциации вещества в процессе кливажеобразования могут достигать десятков процентов от первоначальных, а расстояния переноса — сотен метров и даже километров.

Классификации кливажа многочисленны и довольно сложны. Наиболее распространены морфологические классификации кливажа как микротекстуры или по его взаимоотношению со слоистостью и складками.

При микроскопическом описании выделяют две главные разновидности — дизъюнктивный кливаж и кренуляционный кливаж, которым в отечественной терминологии соответствуют межзерновой кливаж и кливаж плойчатости (рис. 15.9). Межзерновой кливаж развит преимущественно в обломочных слабоизмененных породах, кливаж плойчатости — в метаморфизоваиных породах или аргиллитах с имеющейся ранней плоскостной текстурой.

Рис. 15.9. Морфологические типы микроскопических плоскостных текстур: а — сланцеватость, б — межзерновой кливаж, в — кливаж плойчатости, г — преломление доскладчатых плоскостных текстур при изгибе слоев с разными механическими свойствами. По В.Г. Талицкому, В.А. Галкину, 1988

Кливаж может развиваться раньше, во время или после складкообразования, быть локально проявленным или региональным. Довольно часто обнаруживается послойный кливаж, формирующийся до складчатости в процессе катагенетического преобразования и уплотнения пород или при тектонической деформации сжатия перпендикулярно слоистости. Региональный клкваж, связанный со складчатостью, развивается обычно на стадии продольного укорочения слоев еще до изгиба, при этом он оказывается ориентированным перпендикулярно сжатию и слоистости. Во время роста складок геометрические соотношения кливажа и слоистости изменяются и характер этих изменений указывает на механизм деформации внутри и на границах слоев и пачек.

Если слои или пачки испытывают однородный изгиб со сплющиванием, скольжением вдоль кливажа, но без смещения по границам слоев, возникает веерообразный кливаж и обратный веерообразный кливаж. Если скольжение вдоль кливажа внутри слоя сопровождается скольжением по границам слоев, возникают различные типы преломляющегося кливажа (S- и Z-образный). Если главными механизмами деформации становятся сплющивание и скольжение по кливажу без существенного изгиба, формируется параллельный (главный) кливаж разной степени совершенства.

Некоторые авторы большое значение придают механизму роста складок за счет скольжения частей породы по секущему слоистость кливажу. При этом осевые плоскости складок оказываются параллельными кливажу. Такие складки получили в отечественной литературе название «складок скалывания», или «кливажных складок». Как отдельные микролитоны, так и целые пакеты микролитонов («пакеты скольжения») скользят в таких складках в направлении касательных напряжений, значительно изменяя начальную мощность пород в сторону ее уменьшения на крыльях и увеличения в замках. Описанный механизм, несомненно, имеет место, однако он всегда сопровождается сплющиванием, а часто небольшим, трудно определимым изгибом. Складки скалывания поэтому не могут рассматриваться как структуры, стоящие обособленно в общем ряду складок регионального сжатия.

Кливаж развивается в той зоне земной коры, где деформаци за счет растворения и переотложения вещества преобладает над собственно метаморфическими изменениями минерального состава пород. Если метаморфические изменения и перскристаллизация преобладают, развиваются различные типы сланцеватости. Для сланцеватости характерна параллельная ориентировка различных слюд или других уплощенных минералов и макроскопически она часто почти неотличима от кливажа. В некоторых типах пород могут наблюдаться текстуры, имеющие признаки как кливажа, так и сланцеватости.

Оценки термодинамических условий образования кливажа указывают на средние глубины 2—6 км и невысокие уровни дифференциальных напряжений — до первых десятков мегапаскалей.

Глубинная (синметаморфическая) складчатость. Этот тип складчатости очень широко распространен, особенно в докембрийоких толщах фундамента платформ и в ядрах складчатых сооружений фанерозоя. Складки данного типа — это складки течения, развившиеся под воздействием стресса при высокопластичном состоянии пород в условиях повышенных давлений и температур. Перемещение вещества происходит в виде вязкопластичного течения и одновременно охватывает всю массу пород (рис. 15.10). При разнородном составе слои с низкой вязкостью могут образовывать раздувы в замках антиклинальных складок, а при очень больших различиях в вязкости деформации принимают хаотический характер или образуют мелкую плойчатость.

Рис. 15.10. Синметаморфическая складчатость течения в мигматитах, по В.В. Эзу (1978)

Стресс, вызывающий образование глубинной складчатости, может действовать преимущественно в горизонтальном или вертикальном направлении. В первом случае возникает складчатость вертикального, а во втором — горизонтального течения.

Складчатость вертикального течения возникает под воздействием горизонтальных или близких к ним усилий и очень широко распространена. Основное значение в этом процессе имеют относительные перемещения крупных сегментов земной коры (литосферы) вдоль глубинных разломов, вследствие чего при общем горизонтальном сжатии огромные клинья земной коры (литосферы) выдавливаются вверх. Такая обстановка возникает, в частности, на границах литосферных плит. Складки вертикального течения характеризуются резко выраженной линейностью, острыми замками, крутым наклонным расположением осевых поверхностей, интенсивно развитой сланцеватостью, параллельной осевым поверхностям, и кливажем.

Складчатость горизонтального течения возникает при действии стресса в вертикальном направлении и развивается при общих поднятиях вследствие перемещения вверх магматических масс. При встречном гравитационном сопротивлении толщи выжимаются в стороны, неравномерно перемещаясь в горизонтальном или наклонном направлении. Складки горизонтального течения обладают плавными очертаниями, крутым или вертикальным положением шарниров и таким же наклоном пород на крыльях. Поверхиости кливажа располагаются субгоризонтально.

Необходимо подчеркнуть, что не существует четкой грани между покровной складчатостью продольного изгиба и глубинной складчатостью как складчатостью сдвига — течения, и не без основания некоторые исследователи (Е.И. Паталаха, Ю.В. Миллер) рассматривают всю складчатость как складчатость течения, что все же представляется преувеличением. Но несомненно, в направлении ядер складчатых сооружений и с глубиной складчатость продольного изгиба переходит в складчатость вертикального течения; такой же переход должен происходить и во времени, по мере нарастания напряжений, температур и давления флюидов, содержащихся в осадках. В этом смысле определенное зерно истины содержится и в концепции «глубинного диапиризма» — переход вертикального течения в осевых зонах складчатых сооружений в латеральное смещение слоев на их периферии, но с тем принципиальным отличием, что сам вертикальный восходящий поток обусловливается региональным сжатием и сдвигом на границе схождения (конвергенции) литосферных плит, в зонах субдукции обоих типов и коллизии плит. Причем этот поток ориентирован обычно не строго вертикально, а наклонно, и отличия между складчатостью вертикального и горизонтального течения не aбсолютны. Скорее, напротив, один вид складчатости течения переходит в другой и по латерали, например при образовании складок нагнетания, когда в синклиналях поток ориентирован горизонтально, а в ядрах антиклиналей вертикально, и по вертикали — вертикальный поток близ поверхности превращается в горизонтальный, что наблюдается при образовании шарьяжей.

Рис. 15.11. Наложение складчатости в метаморфических толщах архея (беломорский комплекс, Северная Карелия), по Б.И. Кузнецову, 1969, упрощено:
1 — гнейсы; 2 — амфиболиты; 3—4 — осевые поверхности складок (3 — ранних, 4 — наложенных); 5 — направление погружения шарнира, черточка обозначает наклон осевой поверхности

Региональная смена складчатости продольного изгиба складчатостью течения совпадает с появлением кливажа течения и началом метаморфизма. Но еще раньше собственно складчатость продольного изгиба сменяется «складчатостью скалывания» с секущим кливажем. Эти изменения происходят и по вертикали при определенных уровнях, положение которых зависит от геотермического градиента. Соответственно выделяются этажи деформаций, которые не следует путать со структурными этажами, хотя каждый структурный этаж может достигать в своем развитии определенного этажа деформаций и не более.

Следует отметить, что складчатость продольного изгиба сменяется «складчатостью скалывания» и сдвига — течения в первую очередь вдоль зон крупных разломов; это объясняется понижением вязкости пород в этих зонах. Переход к складчатости течения наблюдается сначала в пачках наиболее пластичных, некомпетентных пород (глины и пр.), где возникают складки волочения. В результате в крупные складки компетентных пород оказываются вписанными пласты с мелкой прихотливой складчатостью пород некомпетентных. Это явление получило название дисгармоничной складчатости.

Метаморфические толщи обычно испытали сложные деформации с проявлением нескольких их фаз при изменяющихся полях напряжений. Этим обусловлено практически повсеместное проявление в них наложенной складчатости, т.е. повторное, неоднократное смятие слоев в складки разных форм, ориентировки и размеров. При этом более ранние складки не исчезают бесследно, а лишь маскируются более поздними, оказываются как бы включенными в более позднюю складчатую структуру (рис. 15.11). Разработана специальная методика, позволяющая расшифровать последовательность фаз деформаций, образования кливажа, сланцеватости, линейности и фаз метаморфизма и их соотношений во времени. В русской литературе эта методика освещена в руководствах А.Н. Казакова (1976) и В.В. Эза (1978).

Рис. 15.12. Гранитогнейсовые купола Родезийского массива, архей (по А.М. Макгрегору, 1951). Внизу — форма гранитогнейсовых куполов в вертикальном сечении, Балтийский щит, нижний протерозой (по Н. Эдельману, 1960).
1 — чехол молодых отложений; 2 — граниты; 3 — кристаллические сланцы; 4 — гнейсы; 5 — мигматитовые граниты

¹ Особой разновидностью таких куполов являются купола, оболочка которыx первично залегала на гнейсовом фундаменте в виде аллохтона. Аналогичные структуры описаны в Восточной Финляндии, и к ним, вероятно, относятся купола Восточно-Уральской зоны поднятий.

Гранитогнейсовые купола и валы. Особой и очень важной формой синметаморфической складчатости являюттся гранитогнейсовые купола и валы. Они представляют собой обычно довольно крупные (десятки и нередко более сотни километров в поперечнике) и в общем пологие поднятия, образованные гранитогнейсами (рис. 15.12). В их ядре залегают граниты анатектичеокого происхождения, а по периферии куполов и валов развиты метаморфические сланцы убывающей степени метаморфизма. Комплекс таких сланцев во многих случаях отделен от гранитогнейсового ядра поверхностью первичного несогласия. Такие купола, впервые описанные в северо-западном Приладожье финским геологом П. Эскола (автором понятия о метаморфических фациях), получили название окаймленных куполов¹. На контакте их оболочки и ядра может наблюдаться явление, называемое «эффектом Седерхольма» — по имени другого крупного финского геолога, занимавшегося изучением докембрия. Оно заключается в том, что базальный конгломерат оболочки содержит гальку гранитогнейсов и гранитов, тождественных породам ядра, а вместе с тем эти гранитоиды могут прорывать образования оболочки, оказываясь, таким ооразом, одновременно и древнее и моложе последних. Объясняется это тем, что породы ядра первично представляли собой фундамент (а оболочка — чехол), но затем подверглись ремобилизации, т.е. повторному разогреву с переходом в пластичное и даже расплавленное (граниты) состояние.

Само образование куполов и валов обязано тому же явлению инверсии плотностей, что и образование соляных куполов, — слагающие их ядра гранитогнейсы и граниты легче вмещающих их метаморфических пород и поэтому всплывают из-под них, когда низы метаморфизуемой толщи достигают амфиболитовой ступени метаморфизма и подвергаются гранитизации. В то время, как породы ядер куполов и валов залегают полого, метаморфические образования их крыльев оказываются смятыми в мелкие сжатые складки, как правило, с вергентностью, направленной к ядру купола. При этом материал оболочки куполов как бы выжимается из межкупольных пространств и набегает на их своды. Гранитогнейсовые купола чрезвычайно широко распространены в раннедокембрийском фундаменте платформ. Они нередко ветречаются и среди чехла раннепротерозойских протоплатформ (Алданский щит, Западная Австралия), где представляют выступы их ремобилизованного архейского фундамента; то же наблюдается и среди рифейских чехлов. Нередки купола и валы и в осевых зонах позднедокембрийских и палеозойских складчатых сооружений (например, восточного склона Урала и Аппалачей), но в мезокайнозойских системах встречаются уже как исключение (Забайкалье, Канадские Кордильеры). Большая редкость этих структур в молодых сооружениях объясняется двумя факторами: меньшей эродированностью последних (гранитогнейсовые купола образуются на глубине порядка 10 км) и убыванием теплового потока со временем (в раннем докембрии он был в 3—4 раза выше современного).