Альпийская покровно-складчатая система образует выпуклую к северо-северо-западу дугу протяженностью в 1200 км, своим юго-западным окончанием достигающую Средиземного моря и северо-востока о-ва Корсика, а на северо-востоке погружающуюся под поперечную впадину Венского бассейна (рис.11-4). На юго-западе она шарнирно смыкается с Апеннинами в районе Генуи, а на юго-востоке к ней примыкают Динариды. С севера на значительном протяжении вдоль Альп простирается передовой молассовый прогиб, а на юге их отделяет от Апеннин общий Падан-ский межгорный прогиб.Предальпийский прогиб замыкается на западе в районе Женевы. Он возник в конце эоцена и заполнен оли-гоцен-миоценовыми молассами мощностью до 6 км, подстилаемыми платформенным чехлом мезозоя-нижнего палеогена, Этот чехол смят в складки и нарушен надвигами в северном борту прогиба, в Юрских горах, Чехол здесь сорван с палеозойского фундамента по триасовым эвапоритам под напором со стороны Альп
в конце миоцена. Тогда же были деформированы мо-лассы внутреннего крыла передового прогиба.
Северная, Внешняя мегазона Альп, сформированная на основе Зпадно-Европейской эпигерцинской платформы, состоит из трех зон. В Центральных Альпах это Гельветская зона, состоящая из пакета тектонических покровов чехла, представленных отложениями, в основном карбонатными и глинистыми, пассивной окраины Евразии, от пермских до эоценовых, и переброшенных к северу через Внешние Кристаллические массивы. Эти массивы сами надвинуты к северу; они образованы глубоко метаморфизованными породами и гранитами герцинского и кадомского комплексов, включая нижнепалеозойские офиолиты. В Восточных Альпах Гельветская зона суживается и в конце концов оказывается полностью перекрытой покровами более южных зон. В Западных, Французских Альпах Внешняя мегазона, напротив, расширяется и выражена Субальпийскими цепями в области Дофинэ, которые на северо-востоке смыкаются со складчатой Юрой. Эта Субальпийская зона шире Гельветской и имеет менее напряженную складчато-надвиговую структуру, На
юге она расширяется и в палеогеографическом смысле включает отложения не только шельфа пассивной окраины, но и относительно глубокого Воконтского прогиба с черносланцевыми осадками.
Центральная мегазона Альп в палеотектоническом смысле соответствует океанскому бассейну Западного Тетиса, раскрывшемуся в конце средней юры и развивавшемуся в течение поздней юры и раннего мела. Основная часть этого бассейна была общей для Альп и Северных Апеннин и называется Лигурийско-Пьемон-тской. Спредингу предшествовал континентальный рифтинг асимметричного типа в середине триаса и повторно в первой половине юры . В Западных Альпахпомимо основного бассейна в раннем мелу возник другой, Валисский трог с корой океанского типа, отделенный от собственно Пьемонтского Бриансон-ским микроконтинентом. Океанская кора мегазоны, ныне представленная офиолитами, первично перекрывалась мощной толщей черных сланцев, испытавших затем начальный метаморфизм и превращенных в «блестящие сланцы», а затем мел-нижнепалеогеновым фли-шем. В настоящее время все четыре элемента строения мегазоны - континентальный субстрат, офиолиты, «блестящие сланцы» и флиш образуют сложные и самостоятельные тектонические покровы, перемещенные
на большое расстояние к северу, особенно в Центральных Альпах, где они образуют самостоятельный покровный комплекс Предальп, перекрывающий Гельветские покровы. А в Восточных Альпах эти образования, напротив, выступают в огромных тектонических окнах Тауэрна и Энгадина из-под еще более высоких и южных Австроальпийских покровов . В этой же части Альп флиш слагает самостоятельную зону, к востоку все более перекрывающую Гельветскую. На нее здесь, в свою очередь, надвинуты Австроальпийские покровы, родиной которых является южное обрамление Лигурийско-Пьемонт-ского океана. В сложении этих покровов участвуют кадомскии и герцинскии кристаллический фундамент, палеозойские отложения пассивной окраины Гондва-ны, триасово-нижнемеловые карбонаты. Нижние покровы включают породы допермского фундамента, верхние представляют покровы чехла. Первые деформации на востоке начались в конце юры - начале мела, но основное перемещение покровов произошло в середине мела (это и есть австрийская фаза Штилле), о чем свидетельствует несогласное залегание поверх покровов обломочных отложений верхнего турона - эоцена (так называемая фация Гозау). Дальнейшее перемещение Австроальпийских покровов к северу происходило уже в олигоцен-миоцене совместно с подстилающими покровами более внешних зон.
Южная мегазона Альп вторично отделена от основной части сооружения молодым, олигоцен-миоце-новым Инсубрийским разломом, представляющим вер-хнекоровый взбросо-сдвиг, по которому произошло некоторое обратное надвигание центральных зон к югу и правостороннее смещение минимум на 80 км, а также внедрение плутонов гранитоидов. Южные Альпы рассматриваются как выступ Апулийской (или Адриатической) континентальной микроплиты - оттор-женца Гондваны, надвинутой начиная с середины мела на Евразийскую плиту с образованием Альпийского сооружения. Фундамент микроконтинента обнажается вдоль северного края мегазоны; в зоне Ивреа на западе он обнажен до гранулитовых низов коры и перехода к мантии. Чехол в общем сходен с австроальпий-ским, но на востоке в верхнем палеозое появляются морские фации, а верхний мел и нижний палеоген представлены флишем. Структура Южных Альп складча-то-надвиговая, южно-вергентная, со срывом чехла с фундамента по верхнепермским или верхнетриасовым эвапоритам.
Паданский молассовый прогиб является общим для Альп и Апеннин -тыльным для первых, передовым для вторых. Он вмещает молассовую толщу исключительно большой мощности - 9 км, только плиоцена и плейстоцена. На юго-востоке прогиб продолжается вдоль Апеннин .
Если не считать позднекиммерийских деформаций на юго-востоке, связанных с закрытием «океана Ме-лиата» , первые интенсивные деформации сжатия Альпийский ороген испытал в середине мела, особенно их восточный сегмент . Эти деформации сопровождались метаморфизмом, как нормальным, так и высокого давления - низкой температуры. После короткой паузы деформации возобновились в конце эоцена и особенно в олигоцене, уже на фоне коллизии Апулии и Евразии, приведшей к общей инверсии и заложению молассовых прогибов.
Деформации на периферии орогена продолжались вплоть до позднего миоцена, а напряжения сжатия сказываются и в настоящее время, вызывая медленный (1 мм/г) подъем Альп, сопоставляемый со скоростью их денудации.
Posts Tagged ‘Океан’
Этот сегмент Атлантики расположен между побережьем США и Приморских провинциий Канады, а южнее - между Антильской дугой на западе и северозападной Африкой (Марокко, Мавританией, Сенегалом) на востоке, о его северном и южном разломных обрамлениях уже говорилось выше.
Срединно-Атлантический хребет (рис. 12-2) в данном сегменте образует плавный изгиб, обращенный выпуклостью к западу. Его ширина максимальна на севере, где достигает 1500 км, и уменьшается к югу до 130 км. Рифтовая долина на всем протяжении выражена четко. В пределах данного сегмента хребет пересечен четырьмя крупными трансформными разломами: Океанограф (35° с.ш.), Хейс (33° с.ш.), Атлантис (30° с.ш.) и Кейн (24° с.ш.) со смещениями до 150 км. Кроме того, хребет нарушен нетрансформными поперечными разломами, которые вместе с первыми пересекают хребет через каждые 20-100 км. Детальные исследования показали, что эта сегментация заметно влияет на изменение мощности и состава коры и верхней мантии по простиранию хребта - кора наиболее тонкая на участках пересечения разломами (так называемых нодальных). И здесь чаще всего наблюдаются выходы на поверхность дна серпентинизированных мантийных перидотитов. Вдоль оси хребта установлено также несколько полей металлоносных гидротерм. Заметные вариации выявлены и в поперечном профиле хребта и рифтовой долины - он может быть симметричным или асимметричным; разрывы, ограничивающие отдельные блоки гребневой зоны, могут быть наклонены к оси или от оси рифта.
К западу от срединного хребта расположена наиболее крупная и глубокая, до 5,8-6,0 км, котловина океана - Северо-Американская. Примерно в ее центре находится Бермудское поднятие - квазиизометричное, ограниченное уступами плато, увенчанное одноименными островами, сложенными неогеновыми известняками. Бурением установлено, что фундаментом поднятия являются океанские базальты аптского возраста, перекрытые мел-кайнозойским чехлом. Фундамент и нижняя часть чехла разбиты сбросами и имеют блоковое строение.
В северной части котловины почти на 1000 км в юго-восточном направлении от континентального подножья протягивается Новоанглийская цепь подводных гор, высотой до 2-3 км. Она находится на продолжении полосы Монтеригийских кольцевых щелочных плутонов Канадского щита и Северных Аппалачей, возраст которых раннемеловой.
Подводная окраина Северной Америки в пределах рассматриваемого сегмента характеризуется суживающимся к югу шельфом, за счет которого к югу от мыса Гаттерас развивается краевое плато Блейк, лежащее на глубине 900-2400 м, шириной до 240 км, ограниченное на востоке крутым, до 40°, эскарпом высотой до 3 км. Этот эскарп имеет подводно-эрозионное происхождение и формировался под влиянием глубинного контурного течения. На юго-западе Северо-Американская котловина ограничивается Багамским архипелагом, представляющим мощную карбонатную платформу на океанском основании.
Северо-Американская котловина пересечена целой серией примерно равноудаленных трансформных разломов, достигающих континентальной окраины. Наиболее крупным является Багамский разлом, ограничивающий с севера одноименную карбонатную платформу.
Континентальную окраину Северной Америки подстилает кора по крайней мере трех различных типов (рис. 12-3). В пределах прибрежной равнины и внутреннего шельфа распространена подвергшаяся рифтингу континентальная кора. Она отличается от развитой западнее нормальной континентальной коры мощностью >30 км несколько пониженной мощностью вследствие растяжения, и разбитостью сбросами, в остальном сохраняя сейсмические параметры, свойственные типичной континентальной коре. Восточнее, в довольно узкой (~20 км) полосе развита кора переходного типа от континентальной к океанской; это, по крайней мере, в верхней части утоненная и пронизанная мафитовыми дайками и силлами континентальная кора, подстилаемая (underplating) основными же интрузивами. Еще восточнее в более широкой полосе, включающей континентальный склон и подножье, распространен особый, краевой тип океанской коры, выделенный недавно. Он характеризуется заметно большей мощностью по сравнению с нормальной океанской корой прилегающей абиссальной равнины и сложен в верхней части базальтами, переходящими в сторону океана во 2-ой слой океанской коры, но отличающийся в 2-3 раза большей мощностью и присутствием наклоненных опять же в направлении океана отражающих сейсмических границ. Нижняя же часть разреза этой коры со скоростями продольных волн 7,1-7,5 км/с интерпретируется как образованная интрузивными мафитами повышенной магнезиальности; она, очевидно переходит к востоку в 3-й слой нормальной океанской коры. Предполагается, что образование коры данного типа происходило в самую начальную стадию спрединга, поскольку к ней приурочены линейные магнитные аномалии, параллельные основной спрединговой системе.
В кристаллическую кору двух первых типов врезаны грабены, вернее, полуграбены, отвечающие по-зднетриасовой-раннеюрской стадии рифтинга. Наиболее вероятно, что рифтинг реализовался по асимметричной модели Вернике, с поверхностью срыва (detachment), выходящей на западе. Выполнение риф-товых грабенов представлено континентальными обломочными осадками, базальтами и в самой верхней части солями; мощность этих отложений достигает 8 км! Переход от рифтовой стадии к дрифтовой (спре-динговой) совершился разновременно - в юго-западном субсегменте окраины (ныне относящемуся к США) в самом начале юры (200 млн лет т.н., сопровождаясь деформациями сжатия и внедрением силлов и даек диабазов, а в северо-восточном, Канадском субсегменте после этого магматизма - в начале средней юры (185 млн лет т.н.).
Пострифтовый разрез Северо-Американской континентальной окраины включает полную серию сред-неюрских-четвертичных отложений. Они выполняют полосу прогибов-бассейнов, в которых их мощность достигает 8-13 км,авместессинрифтовыми осадками до 16-18 км. Таких прогибов, вытянутых вдоль окраины и разделенных порогами, именуемыми платформами, насчитывается шесть. Границы этих платформ, на которых мощность чехла и полнота его разреза существенно убывают, совпадают с разломами, поперечными к краю континента. Размещены прогибы в пределах шельфа; вдоль их внешнего края простирается продолжающийся из Мексиканского залива барьерный риф, начало формирования которого относится к средней юре, а отмирание - к баррему на севере, альбу на юге. Противоположный борт прогибов совпадает с флексурой фундамента, погружающегося от 2-4 км до >8 км, и достаточно резким уменьшением мощности коры. В основании пострифтового разреза залегают обломочные осадки и эвапориты, а выше преобладают обломочные отложения, но в верхнем мелу, особенно на юге, они частично вытесняются мелом. После перерыва на границе мела и палеогена, возобновляется карбонатонакопление, причем относительно глубоководное, но начиная с олигоцена и доныне снова господствует отложение терригенных осадков.
В направлении абиссальной котловины глубоко-водность осадков естественно возрастает, а их мощность быстро уменьшается.
Весьма спокойное, субгоризонтальное залегание пострифтового комплекса нарушается сбросами в его нижней части, проникающими из синрифтового этажа, а также соляными и магматическими диапирами. Первые приурочены в основном к внешней кромке шельфа.
В истории Индийского океана принято различать три главных этапа. Первый из них начался в конце средней юры, -160 млн лет т.н., и продолжался до середины мела. В отличие от Атлантики, заложение Индийского океана произошло целиком в пределах Гопдва-ны, которая в позднем палеозое и раннем мезозое граничила на севере с океаном Тетис. Началу спрединга в Индийском океане предшествовало образование в ото же время мощной континентальной рифтовой системы, фрагменты которой сохранились в Восточной Африке, на западной окраине Мадагаскара п Индии, а также северо-западной и западной окраине Австралии. Вдоль восточпоафрикапской ветви этой системы морские трансгрессии проникали далеко на юг начиная со средней перми, то же имело место па северо-западной и западной окраинах Индостана. Непосредственно перед переходом от рифтипга к спреднпгу, в ранней и средней юре на обширном пространстве периферии южной половины будущего океана широко проявился трапповый магматизм - В Патагонии, Южной Африке, Восточной Антарктиде, Тасмании и даже Новой Зеландии.
Океанская кора, возникшая на этом первом этапе развития Индийского океана (рис.14-10,14-11), начавшемся 160 млн лет т.н., сохранилась в его периферических частях - в Сомалийско-Мозамбикском бассейне, в море Уэдделла, на севере Центральной котловины - к юго-западу от Шри Ланки, в Бенгальском заливе и к северо-западу и западу от Австралии. Эти данные указывают на отделение Восточной Гондваны в составе Индии с Шри Ланкой, Мадагаскара с Сейшеллами, Антарктиды и Австралии от Африки и Аравии. Мадагаскар сместился относительно Африки первоначально к югу вдоль разломов Дэви и Принс-Эдвард. Началось и отделение севера «Большой Индии», включавшей Гималаи, от Австралии, но южная Индия оставалась солидарной с Антарктидой и Австралией. Сохранившаяся ось спредиыга в первом районе, на западе, простирается широтно, а во втором, на востоке, близ Австралии, скорее меридионально. Можно предполагать, что через трансформные разломы они были связаны с осью спрединга Неотетиса, протягивавшейся севернее Индии и Австралии (к которой, по некоторым представлениям, примыкал Кабульский блок). На второй стадии данного этапа произошло полное отделение Индии от Австралии-Антарктиды за счет продвижения оси спрединга из впадин Арго и Гаскойн к югу, во впадины Кювье и Перт. Но Мадагаскар, Сейшеллы и Шри Ланка оставались с ней связанными. К этой стадии, отвечавшей неокому, относится и раскрытие Бенгальского залива, которому предшествовал трапповый магматизм Раджмахала. Спрединг в Неотетисе, между Тибетом и Индией, прекратился в конце данного этапа.
Второй этап развития Индийского океана охватывает поздний мел и ранний палеоген до среднего эоцена (-43 млн лет) включительно. Точное время перестройки, реорганизации плит, знаменующей переход от первого этапа ко второму, определить затруднительно, так как оно приходится на аит-туронский период спокойного магнитного поля; условно можно относить его к середине мела, -100 млн лет т.н. Главным событием этого этапа явилось отделение Индии от Антарктиды и ее быстрый дрейф к северу со скоростью до 13 см/г., закончившийся в конце этапа столкновением Индии с Евразией. К этому времени прекратился спрединг в котловине Уортоп и Индийская плита сомкнулась с Австралийской, образовав единую Индо-Авст-ралийскую литосферную плиту.
В данном этапе, как и предыдущем, целесообразно выделить две стадии - позднемеловую и раннепалео-геновую. В течение первой из них произошло отделение Сейшелл и Индии от Мадагаскара, начавшееся -87 млн лет т.н. с мощных базальтовых излияний вдоль восточного края Мадагаскара, которому, как плага-ют, способствовало прохождение над плюмом, ныне находящимся в районе о-ва Марион на плато Крозе (см. выше). Серия магнитных аномалий от А34 до А29 документирует раскрытие котловин Маскаренско-Мадагаскарской и Крозе, причем ось спрединга между Мадагаскаром и Сейшеллами - Индией имела северо-западную ориентировку. С началом данного этапа совпало также отделение Австралии от Антарктиды с образованием Австрало-Антарктического спрединго-вого хребта, а с его концом - окончание формирования Восточно-Индийского хребта и поднятия Брокен - Кергелен, вскоре нарушенного возникновением Юго-Восточно-Индийского спредингового хребта. Начало второй стадии совпадает с границей мел/палеоген, т.е. ~65 млн лет т.н. Она ознаменовалась отделением Индии от Сейшелл (с Маскаренским плато?), затуханием спрединга в Маскаренско-Мадагаскарской котловине, образованием Восточно-Сомалийской и Аравийской котловин, в которых закартированы аномалии А29-А19. Ось спрединга имела западо-северо-западную ориентировку. Этому непосредственно предшествовал трапповый магматизм Декана и Сейшелл, связанный, как полагают, с активностью плюма, ныне приуроченного к о-ву Реюньон.
Третий этап развития Индийского океана, начавшийся в позднем эоцене, это прежде всего этап формирования современной системы спрединговых хребтов, сочленяющихся близ о-ва Родригес. Основным стержнем этой системы является цепь хребтов, протягивающаяся в юго-восточном направлении от Аравийско-Индийского хребта к Юго-Восточно-Индийскому хребту, а затем в широтном направлении через Австрало-Антарктический хребет. Первоначально эта конфигурация зародилась уже на мел-палеогеновой границе, но тогда еще не хватало в полном объеме ее юго-восточного звена, которое образовалось в результате миграции оси спрединга Австрало-Антарктического хребта к северо-западу. Это было продолжение процесса мантийного течения со стороны Тихого океана, ранее создавшего Австрало-Антарктический хребет и Тасманово море и проявляющегося до настоящего времени в районе «Австрало-Антарктического несогласия».
На первой стадии данного этапа, до среднего миоцена, еще сохранялась свободная связь Индийского океана с Тихим через широтный пролив к северу от Австралии и Новой Гвинеи. Этот пролив находился в пределах Индо-Австралийской плиты, а его кора подвергалась субдукции к северу под Индонезийский архипелаг, принадлежавший Евразийской плите. В позднем миоцене - плиоцене субдукция в районе о-ва Тимор сменилась коллизией Зондской дуги непосредственно с подводной окраиной Австралийского материка. На этой стадии ось спрединга на северо-западе обрывалась у разлома Оуэн, который тогда проходил почти вплотную к побережью Аравии. Но в среднем миоцене началось раскрытие котловины Оуэн, а в позднем миоцене, около 10 млн лет т.н., Аденского залива и Красного моря, с отделением Аравии от Африки вдоль трансформного разлома Мертвого моря.
Так закончилось становление современной структуры Индийского океана, раскрытие которого как бы компенсировало закрытие противоположного сегмента Тетиса.
Эта зона отделяет Евразийскую впадину от Аме-разийской и состоит из поднятий хр. Ломоносова, Альфа и Менделеева и разделяющих их глубоководных котловин Толля и Макарова.
Хребет Ломоносова примыкает к Евразийской котловине и протягивается на 1800 км через Северный полюс от Земли Элсмира к шельфу Новосибирских о-вов, от которого отделяется, как упоминалось, Хатан-гско-Бофортским (Ломоносовским) разломом. Ширина хребта минимальна - ~20 км в районе полюса и максимальна - до 100-200 км в приконтинентальных частях. Плоская вершинная часть хребта оконтурива-ется изобатой 1,5 км. Кора хребта относится к континентальному типу (рис.13-3), но, очевидно, подверглась утонению, ибо ее мощность составляет ~27 км. Фундамент хребта имеет заведомо додевонский, возможно докембрийский возраст, а в его чехле присутствуют среднепалеозойские, верхнемеловые и кайнозойские отложения. Первые и вторые, скорее всего, выполняют рифтогенные грабены, а разрез третьих начинается
со среднего эоцена, лежащего с эрозионным несогласием на подстилающих образованиях. Мощность кайнозойских осадков составляет ~0,5, а более древних может достигать 1,5-2,0 км.
Хребет обладает блоковой структурой, причем отмечается, что разломы, разграничивающие блоки, простираются косо по отношению к общему простиранию хребта и сами блоки расположены кулисообразно. Структура пригренландской части хребта отличается от структуры присибирской части; все это по геофизическим данным.
Котловины Макарова и Толля (Подводников) простираются в общем параллельно хр. Ломоносова вдоль его противоположной по отношению к Евразийской котловине стороны. Их общая длина составляет 830 км, а ширина - 330 км. Глубина котловины Макарова достигает 4 км, а котловины Толля - 2,8 км; их разделяет порог Арлис. Меньшая глубина котловины Толля связана с большей мощностью осадков - 3,5-4,0 км, за счет более интенсивного поступления осадков с Сибири. Характер коры в этих котловинах точно не установлен. Ее мощность здесь заведомо меньше, чем в хр. Ломоносова, но мощность только нижней коры в котловине Макарова определена в 15 км, что заметно превышает нормальную для океанской коры. Были указания на присутствие в котловине Макарова линейных магнитных аномалий АЗЗ-А23, что должно было бы указывать на ее формирование в позднем сеноне-раннем эоцене. Однако эти указания пока не получили подтверждения, и остается точно не известным, относится ли кора данных котловин к океанскому или переходному типу. И тем не менее их возраст, промежуточный (как и положение) между возрастами Амера-зийской и Евразийской впадин, является наиболее вероятным.
Поднятия Альфа и Менделеева лежат в одной полосе, протягивающейся на 1000 км от Земли Элсмира к о-ву Врангеля и очерченной изобатой 2,5 км, но простираются под некоторым углом одно по отношению к другому. Они шире хр. Ломоносова - от 250 до 800 км, и обладают более расплывчатыми очертаниями (по изобате 2 км), с вершинными частями, лежащими на глубине несколько более 1 км. Мощность коры под обоими поднятиями близка к таковой хр. Ломоносова, а мощность осадочного чехла на поднятии Альфа составляет 0,4-1,2 км, причем драгированием
здесь подняты маастрихтские и эоценовые туфогенные осадки.
Недостаток фактических данных породил дискуссию в отношении тектонической природы этих поднятий. Наиболее вероятны два толкования - континентальные обломки, сходные с хр. Ломоносова или внут-риплитные вулканические плато. Первая версия представляется более правдоподобной. Она подтверждена экспедицией ВНИИОкеанологии в 2000 году на хр. Менделеева.