Факультет

Студентам

Посетителям

Альпийская Европа

В этой статье автор Ж. Дебельмас рассказывает о том, что горные цепи Альпийской Европы сложены осадочными и вулканическими породами, заполнявшими часть океана Тетис между Евразиатским и Африканским континентами.

Они разделены на три крупных сегмента: Пиренеи, которые напоминают внутрикратонный прогиб, возникший в зоне трансформного разлома к северу от Иберийского массива; «геосинклинальные» цепи — самые извилистые и разнородные во всем мире и Эгейскую и Тирренскую дуги, которые демонстрируют любопытный «Циркумтихоокеанский» тип, совершенно нехарактерный для Альп.

Пиренеи

Эта цепь образовалась в эпоху раннемелового рифтогенеза, который постепенно прекратился. Он сопровождался термальным метаморфизмом в меловое время, а позднее, в конце мела, сменился метаморфизмом высоких давлений.

Те ученые, которые придерживаются «рифтовой» концепции, все еще не согласны с выделением трансформного разлома, который прослеживался между окраинами рифта. Они ссылаются на то, что палеогеографические границы по обе стороны от Пиренеев не нарушаются. Другие же полагают, что произошло значительное перемещение по этому разлому, в результате чего Иберийский массив сместился на юг, а на его прежнем месте возник Бискайский залив. Таким образом, Северо-Пиренейскую зону можно было бы рассматривать как «трансформную зону». Если же придерживаться второй точки зрения, то Пиренеи представляют собой уникальную горную цепь.

Геосинклинальная ось

Эта ось была образована в результате движения и возможного столкновения двух стабильных блоков — Европы и Африки. Эти смещения осложнялись наличием краевых прогибов, существовавших на краю каждого блока: Апуло-Адриатический мыс Африканского кратона (который сыграл важную роль в генезисе Альпийской дуги) и мыс Моэзик Европейского кратона (который повлиял на формирование Карпатской дуги и Балканского массива).

Сама геосинклинальная ось обладает обратной вергентностью с Альпийской ветвью на краю Европейского кратона. Она повернута по направлению к нему, охватывая Бетские цепи, Корсику, Альпы, Карпаты и Балканский массив, а Динарская ветвь на краю Африканского кратона повернута к Европейскому кратону, охватывая Северо-Африканские цепи (или Магребиды), Сицило-Калабрийскую дугу, Апеннины, Динариды и Геллениды.

В каждой из этих ветвей можно выделить внешние зоны (экстерниды) — дислоцированную часть кратона, подвергшуюся воздействию только последней фазы складчатости (от позднего эоцена до неогена), и внутренние зоны (интерниды), отделенные от экстернидов важной палеогеографической и структурной прерывистой границей, которая подчеркивается «юрским простиранием». Позднее этот разлом превратился в зону латерального перемещения или надвига. На внутренней его стороне в юрское время располагались зоны дробления, вдоль которых прослеживались смещения под сильным давлением; кора была тонкой, а некоторые ее части — неоокеаническими.

Эта мощная зона дробления в ряде регионов почти исчезла в позднеюрское время, а в других она была уменьшена по размерам в позднем мелу и кайнозое. Возможная субдукция фрагментов неоокеанической коры привела к образованию сложной системы надвигов и метаморфизму высоких давлений.

Альпийская ветвь. Альпийские экстерниды. Бетские ветви включают Пребетскую зону, расположенную у границы с чехлом платформы, и Суббетскую зону, которая целиком залегает в тектонических покровах. Пребетская зона простирается на восток до Балеарских островов, за которыми протяженность внешней Альпийской цепи нарушается в позднем кайнозое Алжирско-Прованским заливом. Его образование связывают с левосторонним вращением Корсико-Сардинского блока. Зона едва ли представлена в Сардинии и Корсике (ветви Корте), но вновь видна во французской Субальпийской ветви (Западные Альпы). На востоке Пребетская зона граничит с массивными кристаллическими блоками («внешние кристаллические массивы»), перекрытыми в основном юрскими образованиями.

Приближаясь к месту наибольших напряжений в Швейцарии, сжатие в экстернидах становится более интенсивным, формируя при этом гельветские и ультрагельветские покровы, перемещенные в основном на юг.

Различные по своей структуре части зоны экстернид наблюдаются по всей территории Карпат. Здесь полоса разделения между экстернидами и интернидами характеризуется уменьшением мощности коры, которая в условиях сжатия была межконтинентальной зоной субдукции. После этого процесса кора края экстернид исчезла, оставив только самый верхний слой чехла; покровы этих слоев сформировали флишовые шарьяжи, или, как их называют, Молдавские надвиги.

Существование андезитовой дуги в неогене на севере Паннонской впадины и первоначальное уменьшение мощности субпаннонской коры, а также возникновение здесь ранее окраинного прогиба — все это говорит о существовании зоны субдукции.

Альпийские экстерниды заканчиваются на Балканах у кристаллического массива, который представляет собой деформированное южное продолжение Моэзикской платформы.

В целом можно сказать, что Альпийские экстерниды захватывают части платформы и его чехла, который разделен горизонтальным срывом на уровне триасовых эвапоритов.

Они также включают в себя межкратоновую зону субдукции, в которой основание части континента исчезает, а его чехол становится аллохтонным.

Эти выводы делают понятной гипотезу о том, что пояс между экстернидами и интернидами должен был обладать уменьшенной мощностью коры или быть зоной рифтогенеза.

Подобная закономерность наблюдается и в осадочных фациях с тонкими, в основном известковыми, неритовыми отложениями по направлению к внешнему краю Альпийского пояса и более глинистыми отложениями, типичными для погруженных участков и глубоководными в осевой части прогибов (Суббетская, Ультрагельветская и Молдавская серии). На основании этой закономерности можно предположить, что перед пакетом внутренних покровов в процессе развития пояса прослеживался синорогенный глубоководный желоб.

Альпийские интерниды. Бетские цепи Южной Испании состоят из нескольких зон, каждая из которых имеет палеозойский гранитогнейсовый фундамент, в основном перекрытый карбонатными породами.

Хотя офиолиты в Бетском поясе не установлены, в Корсике они слагают основную часть интернидов, окаймленных образованиями, которые формировались по окраинам докайнозойского неоокеанического трога.

В Альпах существуют как офиолитовые, так и осадочные зоны. Основная часть толщ, содержащих офиолиты, слагает Пьемонтскую зону (или зону «блестящих сланцев»). Соответствующая им палеогеографическая провинция на востоке не прослеживается. К северу толщи, содержащие офиолиты, появляются только местами в зоне Валаиза.

Они окаймляют сиалический микроконтинент, зону Бриансонэ, (названный «покровом Сент-Бернард» швейцарскими геологами). Европейское происхождение этой структуры несомненно во Французских Альпах, где зона Валаиз выклинивается на запад. Эта серия толщ, иногда собирательно называемая Пеннинской группой, на востоке погружается под Австро-Альпийский надвиг (измененная окраина Апуло-Адриатического мыса Африканского кратона) и вновь появляется на западе Дацит около Карпат.

Продолжение (или фациальные аналоги) Пеннинской группы вновь встречаются опять перед Дацитами в Пьенидах, но без офиолитовых комплексов.

Покровная структура этих толщ не доказана, так как породы группы простираются восточнее оси зоны альпийского скучивания. Офиолитовые толщи все же распространены в поясе, который можно считать продолжением Пьенид в горах Апусени и на юге Рудных гор.

На востоке Карпат структура интернид осложнена появлением двух офиолитовых зон, хотя нет данных для подтверждения корреляции последних с офиолитами зоны Валаиз и Пьемонтского трога. Эти две зоны представляют собой Трансильванские офиолитовые покровы (продолжение офиолитов гор Апусени) и слагают внешний мегатрог. Расположенные севернее внешние офиолитовые комплексы (покровы Цешло и Северин) формируют край Дацитового трога.

Разделяющие их на востоке и юге Дацитов зоны кристаллических образований напоминают микрократон, сходный с массивом Бриансонэ Западных Альп. Этот элемент является единственным на Балканах, где офиолиты, как правило, отсутствуют, что делает их похожими на Бетские цепи запада Европейско-Альпийской ветви.

Позднемеловой вулканизм и «ларамийские» граниты, однако, подчеркивают и их различия.

В Европейско-Альпийской дуге впадины с океанической корой появляются за пределами Бетского сектора — на Корсике. Они широко распространены в Альпах, но оказываются «запечатанными» в Карпатах и особенно в пределах Балканского массива. Интересно отметить, что максимальное развитие океанической коры соответствует изогнутой части Европейско-Альпийской системы, характеризующейся сложным покровным строением.

История развития интернид очень сложна. В триасовое время карбонатные платформенные отложения накапливались на сиалическом фундаменте. Эта платформа была разбита разломами с развитием рифтов в конце триаса и в лейсе. Впадины с неоокеанической корой быстро расширялись во время «Мезозойского юрского растяжения» и были вовлечены в субдукцию с конца нижнего мела (для Валаиза и внешних Дацитовых трогов). Первая фаза тектогенеза, проявившаяся около 80 млн. лет назад, привела к широкому развитию метаморфизма высоких давлений.

Таким образом, к концу позднего мела формирование внутренних Пеннин, Австерид и Дацит было почти завершено. Новая и значительно более распространенная тектоническая фаза конца эоцена (39 млн. лет) только местами сопровождалась метаморфизмом высоких давлений.

Из приведенных выше данных можно сделать два вывода:

I — тектонические фазы соответствовали периодам усиления Атлантического спрединга, а также периодам столкновения Европы и Африки и II — субдукции, которые «запечатывали» океанические впадины, не сопровождались вулканизмом или гранитизацией, столь типичными для Восточных Карпат и на Балканах. Здесь позднемеловые «банатитовые дуги», возможно, наложились на зону субдукции вдоль внешнего края Дацитового мегатрона. Причины отсутствия магматизма в большей части Альпийской ветви остаются еще неустановленными.

Цепь Динарид. Экстерниды Динарид начинаются в Северной Африке с внешних зон Рифа и Тель, которые соответствуют погруженной северной окраине платформы Сахары, где чехол был менее мощным и более неритовым. Риф-Тельский осадочный разрез, разделенный горизонтальным срывом по горизонту триасовых гипсов, слагает покровы южной вергентности. Под ними залегают серии переходных фаций к платформенным отложениям Сахары.

Трог Тель исчезает под водами Средиземного моря, западнее Туниса. Он прерывается современными структурами Тирренского моря и вновь прослеживается в Апеннинах Марша Умбрии и Тасканы, где залегает в аллахтоне и в параавтохтоне, а край платформы располагается в южной части Италии. Абруцци Кампаниа представляет собой переходные фации Тель, а также Апулла, Паулия и плато Рагуза Сицилии, являющиеся эквивалентными Сахарской платформе.

Покровная природа экстернидов также неясна: в большинстве случаев в мезозойском чехле поверхностные складки характеризуются южной вергентностью. Но с другой стороны, в зоне Периадриатического разлома те же самые породы входят в Австро-Альпийскую зону, слагая покровы, далеко переместившиеся на север. Этот Периадриатический разлом (его простирание маркировано гранитами олигоцена) представляет собой границу в пределах окраины Африканского континента, отделяющую зоны автохтона южной вергентности от зон с северной вергентностью. На глубине он также соответствует южной границе Пеннинских надвигов.

В Динаридах Югославии экстерниды слагают Далматский берег и Карстовую зону, осадочные породы которых относятся к неритовым и рифовым фациям. Только в Гелленидах прогибы с пелагическими образованиями появляются в самом центре этой эпиконтинентальной известковой провинции (зоны Иония, Пиндус и Биотиа, разделенных хребтами Габрово и Парнассус). Экстерниды Гелленид прослеживаются до массивов Пелопоннес и Крете. Их тектоническая структура характеризуется наличием пакетов покровов (в Далматской зоне) или же складками с южной вергентностью (в зоне Иония), которые образовались в неогене.

Интерниды Динарид. С запада на восток интерниды Динарид представлены узким северо-африканским окаймлением — массивы Риф, где снова встречаются Бетские серии (Бетско-Рифская дуга вновь заставляет задуматься над возможностью слияния ветвей Динарид и Альп), Кабильские массивы Алжира, Пилоританский массив в Сицилии и массив Сила в Калабрии. Все эти массивы с сиалическим фундаментом и карбонатными породами в чехле аллохтонны по своему характеру, надвинуты на меловой и палеогеновый флиш, палеогеография которого не совсем понятна. Во всем этом регионе складчатость предшествовала позднему олигоцену, и отложения нижнего миоцена несогласно залегают на эродированных раннетретичных структурах.

В первой группе массивов породы офиолитовых комплексов отсутствуют как и в соответствующем им секторе Альпийской цепи. Офиолиты распространены в Лигурийских Апеннинах, где слагают аллохтонные пластины с восточной вергентностью, надвинутые на Тосканский разрез. Эти офиолиты идентичны с комплексом Корсики и Пеннинских Альп, а сланцы верхней юры непосредственно залегают на океанической коре. Таким образом, они образовались в едином прогибе (Пьемонт-Лигурийский трог), а перемещение Лигурийского покрова в восточном направлении поверх внешнего Апеннинского сектора произошло в олигоценовое время. Лигурийские покровы и их основание позднее, в неогене, как единый блок были перемещены в восточном направлении тогда же, когда происходило левостороннее вращение оси Корсика — Сардиния.

Офиолитовые пояса прерываются в северном направлении Апуло-Адриатическим выступом: они проходят под ним, смешиваются с офиолитами Альпийско-Пеннинского пояса и, подобно им, исчезают под снежными вершинами Восточных Альп. Офиолиты вновь появляются на востоке Адриатики во внутренних Динаридах, где они надвинуты на экстерниды (в Сербском покрове), а затем далее к югу в Гелленидах слагают два пояса, которые закрывают Пелагонийскую зону.

Северо-восточная зона (Вардар) является продолжением Югославского пояса; юго-западная часть (Субпелагонская или Малиакская зона) представляет собой параллельный шов, скрытый на северо-западе, или это поздний (фронтальный) покров, краевая часть офиолитового надвига, перемещенного с Вардара. Если принять последнюю гипотезу, то из нее следует, что Вардарский трог был единственной океанической структурой во всей системе Динарид и Гелленид. Обширный интенсивный вулканизм, сопровождавший процессы седиментации, характерен для времени верхнего триаса (спилит-кератофировая формация) и верхней юры (калиево-риолитовая формация), затрудняет реконструкцию общей палеогеографической обстановки.

В олигоцене и миоцене в Македонской дуге проявился даже андезито-базальтовый вулканизм, значение которого так еще до конца и непонятно.

Вардарская зона на востоке окаймлена Сербо-Македонским и Родопским массивами, подвергшихся частичной переработке. Они, вероятно, являются частями раздробленного микрократона, разделявшими Альпийскую и Динаридскую системы.

Внутренняя зона Гелленид погружается под воды Эгейского моря и вновь появляется только на архипелаге Киклады, где самые южные острова образуют типичную вулканическую дугу, сформировавшуюся в результате субдукции, которая продолжается и в наше время.

Суммируя, можно сказать, что интерниды Динаридской системы включают в себя два совершенно различных сектора: западное Средиземноморье, в котором океанические разрезы трудноотличимы от соседних с ними в Альпийской системе. Образовавшийся в середине или начале верхней юры океанический трог закрылся в результате субдукции в эпоху верхнего мела. Этот сектор не имеет типичных вулканических проявлений вдоль своих границ. Восточно-средиземноморский сектор, в котором разрезы океанической коры (образующей, возможно, два пояса) отделяются от Альпид Сербско-Македонским и Родопским микроконтинентами, существовавшими до верхнетриасового времени и исчезнувшими в верхней юре, тесно связаны с мощными вулканическими комплексами.

Гибралтарская дуга

Две европейские ветви Альпийского пояса как бы сближаются в районе Гибралтарской дуги, образуя такой структурный рисунок, для которого может быть предложено два варианта интерпретации. Ученые полагают, что эта дуга осталась от первоначально дугообразного палеогеографического распределения провинций седиментации. Данное предположение основано на сходстве между Бетским и Рифским разрезами, которые были разъединены только в плиоцене проливом Гибралтар. Эта гипотеза совместима с любой реконструкцией движений между Европейским (или, если быть более точным, его Иберийским выступом) и Африканским кратонами и вполне согласуется с новыми данными по начальным фазам образования Атлантического океана.

«Неотектонические» дуги Тирренского и Эгейского морей

Эгейская дуга представляет собой своеобразную структуру среди самых молодых цепей восточного Средиземноморья и резко отличается от океанических прогибов (таких, как внутренние прогибы Гелленид), которые закрылись в верхней юре. «Альпийские» структуры Гелленид появились в результате процесса субдукции, которая продолжается и сейчас, указывая на то, что этот регион восточного Средиземноморья является реликтом океанической коры Тетиса, еще не полностью исчезнувшего.

На это указывают следующие важные элементы структуры.

  • 1 — глубокий желоб (Гелленский желоб) напоминает Циркумтихоокеанские желоба,
  • 2 — внешняя дуга с осадочными породами, протягивающаяся от Пелопоннеса до юга Турции через Кипр, Крит и Родез, включает обломочный материал, областью сноса которого служили внешние Геллениды, а осадочные породы накапливались над зоной субдукции,
  • 3 — внутренняя вулканическая дуга, простирающаяся от Саронского залива до побережья Турции, маркируется линией вулканов Поро, Мело, Санторини (Тера) и Низирос.

Таким образом, Эгейское море приобретает вид зарождающегося окраинного моря: даже появление океанической коры и распределение землетрясений в Эгейском море совместимы с этой моделью.

Трудности заключаются в том, что данные, полученные недавно по коре восточного Средиземноморья, несколько противоречивы.

Некоторые факты говорят о том, что кора Средиземного моря более сходна с континентальной, чем с океанической, позволяя высказывать предположение о завершении процесса субдукции в Эгейском море (при этом океаническая кора полностью оказалась переработанной). В таком случае континентальные окраины Африки в настоящий момент достигают края Гелленского желоба. Тирренская дуга имеет тоже некоторое сходство.

Дуга Сицилия — Калабрия подчеркивает зону субдукции с наклоном на запад, которая представляет собой изогнутый прогиб, наполненный обломочным материалом, снесенным с экстернидов Калабрийского сегмента. Эта интерпретация согласуется с распределением глубинных землетрясений в Тирренском море, которое само по себе имеет вид окраинной котловины. Пояс вулканической дуги прослеживается вдоль вулканов Азолийских островов.

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.



Сообщить об опечатке

Текст, который будет отправлен нашим редакторам: