Загальна характеристика складчастих поясів. Великі складчасті пояса, що розділяють і обрамляють древні платформи, почали формуватися в пізньому протерозої. Протяжність складчастих поясів становить багато тисяч км, а ширина зазвичай перевищує тисячу км. Головними складчастими поясами є (рис. 8.16):
1. Тихоокеанський (Круготіхоокеанскій) - альпійський.
2. Урало-Охотський (або Урало-Монгольський) - герцинский.
3. Середземноморський (або Альпійсько-Гімалайський) - альпійський.
4. Північно-Атлантичного - каледонский.
5. Арктичний - кіммерійський.
Мал. 8.16. Головні складчасті пояса фанерозою, по К.Сайферту, Л.Сіркіну (1979), зі змінами. 1 - складчасті пояса (Т - Тихоокеанський, УО - Урало-Охотський, С - Середземноморський, СА-Северо-Атлантичний, А - Арктичний); 2 - древні платформи (КРАТОН) і їх фрагменти.
Всі перераховані складчасті пояса виникли в своїй основній частині в межах древніх океанічних басейнів або на їх периферії. Попередником Урало-Охотського поясу був Палеоазіатський океан, Середземноморського - океан Тетіс, Північно-Атлантичного - океан Япетус, Арктичного - Бореальний океан. Свідченням океанського походження складчастих поясів є присутність в них офиолитов - реліктів океанської кори. Всі названі океани (крім Тихого) були вторинними, утвореними в результаті роздроблення і деструкції суперконтиненту Пангея-I, що поєднував в середньому протерозої всі сучасні древні платформи. У глобальному масштабі статистично намічаються певні епохи закладення басейнів з океанської корою і закінчення їх розвитку з новоутворенням континентальної кори - епохи орогенезу.
Головними епохами орогенезу були байкальська (в кінці докембрію), каледонская (в кінці силуру - початку девону), герцинская (в пізньому палеозої), кіммерійська (в кінці юри - початку мела), альпійська (в олігоцені - квартер). Вони завершують цикли тривалістю 150-200 млн років, вперше виділені в кінці XIX століття французьким геологом М.Бертраном і тому отримали назву на честь його - цикли Бертрана.
Всі складчасті пояса пережили більше одного циклу Бертрана, і тривалість їх активного розвитку охоплює багато сотень млн. Років. Повний цикл еволюції складчастого пояса (від виникнення до закриття океану) отримав назву циклу Вілсона (Вілсона), в честь одного з основоположників тектоніки плит канадського геофізика Дж.Т. Вілсона, який виділив їх в 1986 році. Цикли Вілсона проявляються в масштабі всього або майже всього пояса, в той час як складові їх цикли Бертрана зачіпають лише окремі його частини.
Цикли Вілсона (Вілсона) включають 6 стадій: 1) континентальний ріфтогенез (приклад, Східно-Африканська рифтова система); 2) рання стадія (красноморского рифт); 3) зріла стадія (Атлантичний океан); 4) стадія згасання (західна частина Тихого океану); 5) заключна стадія (Середземне море); 6) реліктова стадія або геосутура (лінія Інду в Гімалаях). Для кожної стадії характерний певний тип рухів (підняття, розтягнення, стиснення, знову підняття), тип опадів і магматити.
Існує два типи складчастих поясів: 1) міжконтинентальні (або колізійні); 2) кінцево-континентальні (або субдукціонним).
Після закінчення активного розвитку складчастого пояса орогенний режим змінюється платформним. Окремі частини поясів можуть бути еродовані і перекриті осадовим чохлом, перетворюючись в плити молодих платформ (наприклад, північна периферія Середземноморського пояса нині зайнята Західно-Європейської, Скіфської і Туранської плитами). Інші частини пояса в новітню епоху відчували повторне горотворення вже у внутрішньоконтинентальних умовах (наприклад, Урал, Тянь-Шань, Алтай і ряд інших гірських споруд Урало-Охотського поясу. Нерідко всередині майбутніх поясів в результаті прояву двох циклів Бертрана рифтингу спрединг, закриття океанського басейну і орогенез, а між ними субплатформеннимі режим, проявляються двічі.
Внутрішня будова складчастих поясів. Внутрішня будова складчастих поясів дуже складне, по суті, будь-який пояс являє собою колаж різнорідних структурних елементів - уламків континентів, острівних дуг, утворень ложа океанів і їх окраїнних морів, внутріокеанскіх підняттів і ін. Складчасті пояси прийнято поділяти на окремі складчасті системи, що знаходяться між блоками (серединними масивами або мікроконтиненти) континентальної кори або між ними і справжніми континентами. Складчасті системи займають в поясі околичне положення і прикордонне з континентальними платформами і мають умовно зональну будову. Виділяються крайові прогини. зовнішні і внутрішні зони орогенов.
При зчленуванні з плитою платформи відокремлюються від них крайовими або передовими прогинами (Предуральский, предкавказских, Передкарпатський), а при зчленуванні зі щитом - прогини відсутні (наприклад, насунені скандинавські каледоніди з Балтійським щитом). Прогини спочатку можуть заповнюватися глибоководними глинисто-кременистими опадами, потім евапоритами, молассами іноді у вигляді кліноформ. В подальшому збільшується роль тектонічних покривів, олістостром і асиметричною складчастості.
Зовнішні зони периферичних складчастих систем на відміну від внутрішніх зон більш одноманітні за будовою і розвитку. Вони розташовані на тій-таки континентальної корі, що і кора (фундамент) прилеглої платформи. Фундамент платформ ступеньчатой, або полого по системі лістріческіх скидів, занурюється під осадовий комплекс зовнішніх зон. Цей комплекс - освіти шельфу і континентального схилу, зазвичай зірваний з фундаменту і переміщений на десятки і більше сотні км в сторону платформи і являє собою чешуйчато-надвиговую структуру, іноді насунути на товщі передового прогину (Аппалачі, Канадські Кордильєри, Великий Кавказ, Піренеї, Альпи , Карпати і т.д.). Ширина зовнішніх зон коливається від перших десятків до перших сотень км і максимально - до 900 км в Верхоянская-Колимській системі. На підставі амагматічності цих зон свого часу Г.Штілле виділяв ці структури як міогеосинкліналі, на відміну від евгеосинкліналей, тобто справжніх високомагматічних геосінкліналей внутрішніх зон.
Кордон зовнішніх зон з внутрішніми досить умовна і зазвичай проводиться за першим від платформи «офиолитового шву».
Внутрішні зони орогенов - складчастих поясів і складчастих систем відрізняються великою різноманітністю і різноманітністю. Найбільш характерний елемент для них - офіолітовие покриви різного походження (спредінгових зон, окраїнних морів, енсіматіческіх вулканічних дуг). Вони можуть розташовуватися або на осадових утвореннях внутрішнього краю зовнішніх зон, або на їх кристалічному фундаменті в результаті обдукція. При цьому фундамент може випробувати ремобілізації при прогріванні тепловими потоками, в результаті чого утворюються гранітогнейсових купола.
У внутрішніх частинах колізійних міжконтинентальних орогенов нерідко спостерігаються покриви кристалічних порід, що раніше належали іншому континентального обмеження басейну з океанічною корою. Периферичних системам цих орогенов властиво асиметричну будову з вергентностью, спрямованої до суміжних платформ і розповсюджується на внутрішні крила передових прогинів.
У кінцево-континентальних орогенов їх звернене до океану крило утворене зазвичай ізоклінальних-чешйчато-надвіговимі комплексами аккреционного призми, що включають серпентенітовий меланж і тектонічні обдуцірованние лінзи офиолитов. Для цих зон характерний високобарний метаморфизм (високого тиску і низьких температур). В їхньому тилу простягаються пояси гранітних батолітов і високотемпературних метаморфіти. Кінцево-континентальні складчасті пояса характеризуються дівергентним будовою, пов'язаним з поддвіганіем під них з одного боку океанічної плити (субдукції типу Б), а з іншого - континентальної платформи (субдукції типу А) (наприклад, Кордильєри Північної і Південної Америки).
Розвиток складчастих поясів. Необхідно відзначити, що по простяганню складчастих поясів відбуваються істотно розрізняються зміни в розвитку, структурі, ширині і ін. Параметрів. В основному вони пов'язані зі зміною кордонів стикаються в процесі конвергенції літосферних плит.
З появою тектоніки плит історія складчастих поясів розглядається в рамках ідей циклу Вілсона. Але необхідно враховувати, що розвиток складчастих поясів йшло різними шляхами, а тому має багато індивідуальних рис. Спільним є для них те, що басейн з корою океанічного типу, в кінці кінців, перетворюється в Ороген з потужною (до 60-70 км) і зрілої континентальної корою, тобто обстановка переважаючого розтягування і опускання змінюється в кінці циклу обстановкою стиснення і підняття. Різноманітність проявляється лише в розходженні умов закладення басейнів океанічного типу і умов формування орогенов, особливо на середніх стадіях їх розвитку.
В цілому, виділяється кілька стадій (як зазначалося вище) в розвитку складчастих поясів:
1) Закладення рухливих поясів.
2) Початкова стадія розвитку рухливих поясів.
3) Зріла стадія рухливих поясів.
4) орогенов стадія розвитку рухливих поясів (головна стадія освіти складчастих поясів), яка розділяється на дві подстадии: а) раннеорогенную, коли горотворення йде за рахунок тектонічного скучивания, викликаного тангенціальним стисненням, що супроводжується метаморфізмом, гранітизацією і накопиченням моласс; б) позднеорогенную, коли темп здіймання складчастого спорудження різко прискорюється з супутнім лавинним опадонакопиченням, інтенсивної вулканічної діяльністю, тектонічним скучіваніе, регіональним метаморфізмом і гранітизацією.
5) Тафрогенная стадія розвитку рухливих поясів. Орогенов стадія триває не більше перших десятків млн. Років, а по її закінченні настає релаксація напружень тангенціального стиснення і воно змінюється розтягуванням. Гірські споруди як би розходяться по лістріческіх скидах з утворенням тафрогенов (грабенов), часто виконаних континентальними вугленосними, червоноколірними опадами, перемежованими з покривами толеітових базальтів. Ця стадія в певному сенсі гомологична раннеавлакогенной стадії розвитку древніх платформ.
Складчастість - процес зміни залягання гірських порід в земній корі, що виявляється в згинанні різних за формою (пластообразних і ін.) І за масштабом геологічних тіл під впливом тектонічних рухів і частково екзогенних процесів (більш широкий термін - «ськладкообразованіє»).
Складчастість може проявлятися в короткий або тривалий проміжок геологічного часу. Тривалі і багатоактні процеси складчастості називаються епохами складчастості, що мають загальнопланетарне поширення. Наприклад, саамская або архейська, карельська, свекофеннськие (1850-1600 млн. Років тому), готська (
У генетичній класифікації виділяються ендогенні покривні типи (складчастість регіонального здавлювання, гравітаційного ковзання, діапіровие, пов'язані з розривами і переміщеннями магми і ін.) І глибинні типи (складчастість вертикального течії і т.д.).
У кінематичної класифікації виділяється три типи: складчастість загального смятия (повна або голоморфна), що виявляється при горизонтальному або похилому осьовому стисненні; переривчаста або ідіоморфни; складчастість, що виявляється при місцевому вертикальному стисненні; складчастість, що виявляється гравітаційним шляхом.
Крім вищевказаних типів, виділяються такі різновиди складчастості: брилові, нагнітання, волочіння, течії, ковзання, дисгармонійний, успадкована, переривчаста, поперечна і ін.