1. Предмет геотектоники. Основные разделы геотектоники

Срединно-океанские хребты и в меньшей степени абиссальные равнины расчленены, как правило, перпендикулярно к их прости­ранию, разломами, получившими в 1965 г. от Дж. Вилсона на­звание трансформных. Эти разломы расчленяют срединные хреб­ты и оси спрединга на отдельные сегменты, смещенные в плане относительно друг друга. Амплитуда смещения составляет сотни километров и может превышать для отдельного разлома 1000 км (разлом Мендосино в северо-восточной части Тихого океана), а по зоне сближенных разломов типа экваториальной зоны разло­мов в Атлантике или зоне Элтанин в юго-восточной части Тихого океана достигает 4000 км. При отсутствии поблизости осей спре­динга, как в северо-восточной части Тихого океана, амплитуда разлома устанавливается по смещению одноименных магнитных аномалий.

На первый взгляд, трансформные разломы представляют со­бой сдвиги, но, как показал Вилсон, они принципиально отлича­ются от сдвигов тем, что противоположно направленное смещение их крыльев наблюдается лишь на участке, соединяющем оси спре­динга. За его пределами оба крыла движутся в одну сторону, хо­тя скорость этого движения может несколько отличаться. Эта особенность трансформных разломов очень скоро была подтверж­дена сейсмологами, обнаружившими, что землетрясения происхо­дят вдоль этих разломов только на участках между осями спредин­га. Позднее прямые наблюдения с подводных обитае­мых аппаратов над зеркалами скольжения принесли дополнительное подтверждение теории Вилсона. За пределами сейсмически активных участков трансформные разломы являются как бы мертвыми и представляют лишь следы бывших смещений, зафик­сированные в древней коре.

Траектории трансформных разломов не только перпендику­лярны срединным хребтам, но и следуют вдоль малых кругов, проведенных относительно полюсов раскрытия (что и дает воз­можность, как указывалось, устанавливать положение этих полю­сов), а направление скольжения вдоль них отвечает направлению движения плит, разделенных смещаемой осью спрединга. Но за пределами сейсмоактивного участка простирание разлома может отклоняться от простирания малого круга, и чем дальше от это­го участка, тем больше. Это означает, что в более раннее время положение полюса раскрытия и направление движения плит мог­ли отличаться от современных.

Морфологически трансформные разломы выражены уступа­ми, иногда высотой более 1 км, и вытянутыми вдоль них узкими ущельями глубиной до 1,5 км в гребневой зоне хребта и до 0,5 км На его флангах. Относительно поднятым всегда оказывается кры­ло разлома, сложенное более (молодой литосферой, что соответст­вует закономерности Слейтера — Сорохтина о погружении лито­сферы с возрастом. Уступы трансформных разломов нередко да­ют хорошие обнажения разрезов океанской коры и верхов ман­тии, удобные для драгирования и наблюдений с подводных аппа­ратов.

Вдоль трансформных разломов наблюдаются проявления вул­канической деятельности, гидротермы и протрузии серпентинизированных пород мантии.

Трансформные разломы различаются по своему масштабу и значению. Прежде всего выделяется категория крупнейших раз­ломов. В. Е. Хаин предложил именовать их магистральными, а И. М. Пущаровский — трансокеанскими. Они пересекают океан от края до края, не только срединные хребты, но и абиссальные равнины, и могут продолжаться в пределы смежных материков. Протяженность подобных разломов нередко составляет несколько тысяч километров, например разломов-гигантов северо-восточной части Тихого океана — Мендосино, Меррей, Кларион, а расстояние между ними — порядка тысячи километров.

Кроме магистральных разломов существует еще по крайней мере три порядка трансформных разломов меньшего масштаба. Наиболее крупные из них пересекают срединные хребты примерно через 100—200 км и продолжаются на некоторое расстояние в пре­делы абиссальных равнин. Разломы следующей по значению категории не выходят за пределы срединных хребтов и отстоят друг от друга на десятки километров. Наконец, более мелкие разломы пересекают лишь гребневые зоны и рифтовые долины.

Недавно установлено любопытное явление прорастания, или пропагации, оси спрединга по простиранию, за ограничивавший ее трансформный разлом. Это приводит к появлению в соседнем сегменте новой оси спрединга рядом с прежней. В конце концов старая ось спрединга может отмереть, произойдет перескок актив­ной оси спрединга в новое положение.

Как само образование трансформных разломов служит це­ли приспособления положения оси спрединга к ее изгибу под влиянием изменившегося направления смещения литосферных плит, так и перескоки и прорастание осей спрединга также свя­заны с 'перестройками в относительных перемещениях этих плит.

Абиссальные равнины по занимаемой ими площади являются преобладающим элементом строения океанского ложа, занимая пространство между срединными хребтами и континентальными подножиями. Они подстилаются корой в основном доолигоценового возраста и имеют глубину от 4000 до 6000 м, если не считать прорезающих их трансформных желобов, только что упоминав­шихся выше. Кора в пределах абиссальных равнин отвечает нор­мальному для океанов типу и в общем выдержана по толщине, за исключением того, что осадочный слой в направлении конти­нентального подножия постепенно увеличивается в мощности за счет появления все более древних горизонтов, до верхов средней юры (бат-келловей) в Атлантическом и Тихом океанах, а также за счет поступления обломочного и вулканического материала с суши (пелагические осадки сменяются гемипелагическими), в част­ности эоловым путем. Против устьев крупных рек — Амазонки, Нигера, Конго, Инда и особенно Ганга и Брахмапутры в верши­не Бенгальского залива и некоторых других — на нормальную океанскую кору накладываются мощные конусы выноса, продол­жающие дельты. Их мощность может достигать нескольких кило­метров, а значительная роль в сложении принадлежит турбидитам. Во втором слое исчезает разница в сейсмических скоростях верхней (2А) и нижней (2В) частей за счет повышения плотнос­ти верхней части в связи с охлаждением и «залечиванием» тре­щин. Возрастает и мощность литосферы благодаря опусканию ее границы с астеносферой, опять-таки вследствие охлаждения но все эти изменения происходят плавно, растягиваясь на большие расстояния.

Некоторые абиссальные равнины, особенно в Атлантическом и Индийском океанах, обладают почти идеально плоским рельефом, обязанным тому, что повсеместно наблюдаемые неровности поверхности акустического фундамента здесь затянуты достаточно мощным слоем осадков. Другие абиссальные равнины, преимущественно в Тихом океане, характеризуются, напротив, холмистым рельефом, обычно непосредственно отражающим неровности кров­ли фундамента, т. е. базальтового слоя, возникшие еще в период его формирования и развития на срединном хребте. Опять же в Тихом океане, но отчасти и в других океанах среди равнин возвы­шаются подводные вулканические горы; их насчитываются тыся­чи. Некоторые такие вулканы выступают над поверхностью океа­на в виде вулканических островов, например Реюньон в Индий­ском океане, а их высота над океанским ложем сравнима с высо­той самых высоких пиков на суше (например, вулканы о. Гавайи). Особую разновидность подводных гор образуют гийоты — плос­ковершинные возвышенности, встречающиеся на глубине до 2 км и представляющие потухшие вулканы, вершины которых в свое время были срезаны морской абразией, затем перекрыты мелководными осадками и далее погрузились, вследствие охлаж­дения подстилающей их коры, ниже уровня океана. Гийоты также наиболее многочисленны в Тихом океане, в его западной час­ти.

Абиссальные равнины в мегарельефе ложа океанов распада­ются на отдельные котловины, разделенные крупными подводны­ми хребтами и возвышенностями. Котловины имеют обычно округло-овальную форму и более 1000 км по длинной оси. В Атлантическом океане к западу от срединного хребта выделя­ются котловины Северо-Американская, Гвианская, Бразильская, Аргентинская, а к востоку — Иберийская, Канарская, Гвиней­ская, Ангольская, Капская; в Индийском океане на западе — Со­малийская, Мадагаскарская, Мозамбикская, Маскаренская, Крозе. На востоке — Бенгальская, Уортон, Северо-Австралийская, Перт; и Тихом океане — Северо-Западная, Центральная, Южная, Севе­ро-Восточная — к западу от Восточно-Тихоокеанского поднятия, Гватемальская. Кокосовая, Перуанская, Наска, Чилийская — к востоку от этого поднятия, Беллинсгаузена — к югу от Южно-Тихоокеанского поднятия и др.

Кроме срединно-океанских спрединговых хребтов в Мировом океане существует еще большое число крупных подводных возвы­шенностей и хребтов иного происхождения, разделяющих глубоководные котловины. Эти поднятия океанского ложа имеют раз­нообразную форму. Одни из них более или менее изометричные, овально-округлые, например, Бермудское — в Атлантическом океане, Крозе — в Индийском, Шатского и Хесса — в Тихом и ряд других. Некоторые из них за плоский рельеф, образованный осадочным слоем, называют плато, например плато Онтонг-Джава в Тихом океане. Другие — отчетливо линейные, протягиваю­щиеся местами на тысячи километров при ширине порядка сотни километров; классические примеры — Мальдивский и Восточно-Индийский хребты в Индийском океане. Третьи имеют промежу­точную форму — вытянутую, с несколько неправильными очерта­ниями, например Кергелен в Индийском океане, Китовый хре­бет — в Атлантическом. Все эти хребты и возвышенности подни­маются над смежными глубоководными котловинами на 2—3 км и больше; кое-где их вершины выступают над уровнем океана в виде островов — Бермудские, Зеленого Мыса в Атлантике, Кро­зе, Кергелен и Херд в Индийском океане и немногие другие.. Ли­нейные хребты, в отличие от срединно-океанских спрединговых, иногда называют асейсмичными, но это определение не всегда до­статочно точно, например в Мальдивском и Восточно-Индийском хребтах известны очаги землетрясений.

Для большинства внутриплитных поднятий очевидно вулка­ническое происхождение.

С этим в общем согласуется и наблюдаемое практически под всеми поднятиями утолщение коры, мощность которой в отдель­ных поднятиях, например Шатского, Хесса, Онтонг-Джава в Ти­хом океане, может превышать 30 км, т. е. становится сравнимой с континентальной. Последнее дало повод относить эти поднятия к категории микроконтинентов (см. ниже), однако более деталь­ное сейсмическое изучение строения их коры показало, что она имеет то же трехслойное строение, что и типичная океанская ко­ра, с теми же скоростными характеристиками каждого из слоев.

Океанская природа коры поднятий подтверждается и составом вулканитов верхов 2-го слоя, вскрытых бурением. Увеличение об­щей мощности коры идет за счет возрастания мощности всех трех Слоев в отдельности. Для 2-го и 3-го слоев это, очевидно, объяс­няется увеличением интенсивности магматизма по сравнению с нормальной для спрединговых зон, а также большей продолжи­тельностью его проявления, в связи с чем нормальная океанская кора надстраивается позднее образованными вулканитами, а в не­которых случаях, как на Кергелене и о-вах Зеленого Мыса, и внед­рением интрузий. Мощность осадочного слоя на поднятиях тоже бывает увеличенной, поскольку вершины поднятий находятся выше уровня растворения карбонатов или на столь небольшой глубине, что здесь возможно образование биогермов.

Возникновение внутриплитных поднятий обычно связывают с действием мантийных струй и горячими точками, для которых типичен свойственный этим поднятиям щелочно-базальтовый маг­матизм. Определенная часть горячих точек приурочена к трой­ным сочленениям осей спрединга.

Хотя решающая роль магматизма в создании внутриплитных подводных хребтов и поднятий очевидна, нельзя исключить и зна­чения тектонических процессов, в частности блоковых движений.

. Микроконтиненты

Первоначально значительная часть внутренних поднятий океа­на с толстой корой относилась к категории микроконтинентов, но затем бурение и сейсмические исследования показали, что число настоящих представителей этой категории структур весьма огра­ниченно. В Атлантическом океане к ним относится плато Роколл близ Британских островов, банка Орфан близ Ньюфаундленда; в Индийском океане — плато Агульяс у южной оконечности Африки, Мадагаскар с его южным подводным продолжением, Сей­шельские острова; в Тихом океане — возвышенности Лорд-Хау, Норфолк к востоку от Австралии, а также Новая Зеландия с Но­возеландским подводным плато к востоку от нее; в Северном Ле­довитом океане — хр. Ломоносова и под большим вопросом — хр. Альфа — Менделеева.

Микроконтиненты характеризуются плоским рельефом поверх­ности, лежащей на глубине до 2—3 км ниже уровня океана, но отдельные участки могут выступать в виде мелководных банок (Роколл) или даже островов, в некоторых случаях (например,

Осадочный чехол несколько утолщен по сравнению с абиссаль­ными равнинами и в нем могут присутствовать отложения, пред­шествующие раскрытию данного океана. Вулканические проявле­ния наблюдаются неповсеместно и принадлежат бимодальной ас­социации, характерной для континентальных рифтов. Возраст фундамента может быть различным — от палеозойского к востоку от Австралии до раннедокембрийского, даже архейского, на плато Роколл и Мадагаскаре.

Происхождение микроконтинентов представляется достаточно ясным — они откалывались от континентов обычно на ранних ста­диях раскрытия океана; затем ось спрединга перескакивала в центральную часть современного океана. Начальной стадией обо­собления микроконтинентов является образование краевых плато, некоторые из них уже наполовину отделены от кон­тинента рифтовыми грабенами, в которых еще сохранилась уто­ненная континентальная кора. Примером может служить Квинслендское плато к востоку от Австралии. Следующая стадия — перерастание континентального рифта в зону спрединга — может быть проиллюстрирована примерам трога Роколл, возникшего в конце мела и отделившего плато Роколл от материка Европы.

. Возраст и происхождение океанов

В настоящее время благодаря глубоководному бурению и кар­тированию линейных магнитных аномалий возраст современных океанских бассейнов может считаться уже довольно надежно ус­тановленным. В Атлантическом и Тихом океанах наиболее древ­няя кора имеет бат-келловейский (165 млн лет) доказанный воз­раст, возможно несколько древнее, в Индийском океане — окс­фордский (158 млн лет), в Арктическом океане — среднемеловой (около 100 млн лет). Для всех океанов, кроме Тихого, этот воз­раст означает время начала взламывания коры суперконтинента Пангея и начала спрединга.

В отношении Тихого океана приходится прийти к заклю­чению, что его современная молодая кора является лишь обнов­ленной и что начало формирования этого океана относится, веро­ятно, к протерозою, если не к более раннему времени, хотя с того времени его конфигурация и площадь могли претерпевать значительные изменения.

Но существовали ли в доюрское время и другие палеоокеаны? Этот вопрос решается неоднозначно в русской литературе; есть ученые (П. П. Тимофеев, И. В. Хворова и др.), отвечающие на него отрицательно, хотя вся совокупность геологических и гео­физических данных говорит об обратном.

К числу геологических свидетельств относится, как и в слу­чае Тихого океана, распространение офиолитов. Среди протеро­зойских образований они еще сравнительно редки, но начиная с кембрия становятся достаточно широко распространенными. Эти офиолиты далеко не обязательно представляют кору открытого океана, они могут принадлежать коре окраинных морей, но по­следние сами должны были быть частью океана. То же относит­ся и к глубоководным осадкам — турбидитам, кремням (радио­ляриты и др.), пелагическим известнякам, широко развитым в палеозое и известным в протерозое. Распрямление складок и вос­становление донадвиговой структуры складчатых поясов, в кото­рых участвуют офиолиты и глубоководные отложения, приводят к выводу, что их первичная ширина была намного больше совре­менной и сравнимой с шириной молодых океанов. Но решающее слово в вопросе о ширине древних глубоководных бассейнов с ко­рой океанского типа принадлежит палеомагнетизму, а палеомагнитные данные однозначно свидетельствуют о существовании палеоокеанов шириной в тысячи километров, подобно современным океанам. Конечно, это не были сплошные пространства с боль­шими глубинами и океанского типа корой; среди них, как и в сов­ременных и молодых океанах, могли существовать микроконтинен­ты, островные дуги и окраинные моря. Более того, кора послед­них имела больше шансов сохраниться и войти в состав коры сов­ременных континентов в процессе субдукции и особенно обдукции, чем кора открытого океана и особенно срединно-океанских хребтов, которая могла полностью или почти полностью субдуцироваться под континенты или островные дуги.

Серьезным дополнительным аргументом в пользу существова­ния доюрских океанов является широкое распространение не толь­ко палеозойских, но и докембрийских комплексов отложений, ха­рактерных для современных континентальных окраин (А. И. Ко­нюхов). Кроме турбидитов, которые образуются на глубинах не менее 1200—1866 м, особенно показательно присутствие осадков приливно-отливного происхождения, так называемых хайдалитов, так как приливы наблюдаются лишь в крупных открытых бассей­нах и не свойственны окраинным и внутренним морям. Приливно-отливное происхождение могут иметь строматолиты, получившие массовое распространение уже в протерозое. Показательно также развитие осадков, характерных для зон апвеллинга, т. е. подъе­ма вдоль континентальных окраин глубинных вод, обогащенных со­единениями фосфора, органическим углеродом, биогенным кремне­земом, некоторыми редкими и рассеянными элементами.

Противники существования палеоокеанов приводят два глав­ных аргумента: 1) в разрезе древних подвижных поясов не наб­людается столь маломощных осадков, какие характеризуют абис­сальные равнины, молодых океанов, 2) состав осадков этих поя­сов отличается от состава осадков молодых океанов, в особеннос­ти в отношении кремнистых толщ, якобы не имеющих аналогов в чехле молодых океанов.

Палеогеографические и палеотектонические реконструкции по­казывают, что в палеозое и позднем протерозое существовал кро­ме пра-Тихого океана ряд других океанских бассейнов. Одним из них был океан Япетус, существовавший до девона и занимавший положение, близ­кое к положению современной Северной Атлантики. Это дало ос­нование Дж. Т. Вилсону говорить о повторном раскрытии Атлан­тики в юре. Другой, значительно более крупный, океан — Палео­азиатский (Урало-Охотский)—отделил Восточно-Европейский материк от Сибирского, а последний — от Китайско-Корейского; он существовал до позднего палеозоя, а на крайнем востоке и до раннего мезозоя включительно. Третий океан простирался в ши­ротном направлении между северными и южными материками; он давно получил название Тетиса; развитие этого океана продолжа­лось до кайнозоя, а частично продолжается и в современную эпо­ху (Средиземное море). Наконец, в Арктической области Земли намечается существование в палеозое и мезозое еще одного океа­на —Арктического.

Приведенные выше датировки возраста отдельных из совре­менных океанов относятся к их наиболее древним сегментам. Между тем раскрытие океанов происходило не сразу на всем их протя­жении, а по отдельным сегментам, разграниченным магистральными трансформными разломами, как бы с остановками на каждом из таких разломов и последующим их взламыванием и про­растанием рифта.

Выше мы изложили основные сведения о молодых и древних океанах. Теперь перейдем к вопросу о механизме океанообразования, а сначала немного истории.

Происхождение океанов интересовало ученых еще в античной древности и в средние века. Тогда господствовала точка зрения, что океан первоначально одевал всю Землю, а затем вода стала уходить в подземные пустоты и начала обнажаться суша. Поводом для таких воззрений явно служит тот факт, что даже на до­вольно высоких горах находят раковины морских животных, а также наблюдения над карстовыми процессами, широко распрост­раненными в Средиземноморье. С появлением научной геологии, когда ведущая роль стала признаваться за поднятиями, идея об уходе воды в подземные пустоты была, естественно, оставлена и возобладало мнение о разрастании суши за счет океана в резуль­тате поднятий. С появлением учения о геосинклиналях и орогене­зе оно трансформировалось в представление о разрастании кон­тинентальной коры и сокращении площади океанов, которые, од­нако, оставались на том месте, которое занимали раньше, но в уменьшенных размерах. Это представление дольше всего удержи­валось в Северной Америке, палеогеографические реконструкции которой вплоть до 50-х годов нашего века показывали этот мате­рик со всех сторон окруженным океанами.

Между тем первый удар по концепции постоянства океанов был нанесен уже Э. Зюссом на рубеже XIX и XX вв., когда он вы­двинул идею о существовании суперконтинента Гондвана и вторичности океанов, разделяющих ее обломки. Однако, Зюсс, а вслед за ним и другие европейские геологи, в том числе А. Д.Ар­хангельский, видели причину распада Гондваны и образования молодых океанов в погружении промежуточных блоков континен­тальной коры. Такое мнение могло удерживаться лишь до середи­ны 50-х годов, когда было окончательно доказано предположение Вегенера и Лукашевича о резком отличии океанской коры от кон­тинентальной, а данные палеомагнетизма показали, что Гондва­на и Пангея в целом были образованы компактным расположе­нием современных материков. Это побудило большинство геоло­гов перейти на позиции мобилизма и в конце концов привело к теории спредингового происхождения океанов.

Между тем сторонники фиксизма в лице В. В. Белоусова у нас и голландского ученого Р.ван Беммелена за рубежом не сра­зу сложили оружие и выдвинули гипотезу о том, что превраще­ние континентальной коры в океанскую происходит путем ее базификации, или океанизации, которая выражается в подъеме ог­ромных масс разогретого базальта, перекрытии и насыщении им континентальной коры и погружении ее остатков в мантию вплоть до подошвы астеносферы.

Таким образом, лишь теория спрединга и вообще тектоники плит дает удовлетворительное объяснение происхождению океа­нов. Действительно, только спрединг может объяснить совпадение следующих данных:

1) систематическое увеличение возраста базальтов 2-го слоя и перекрывающих их осадков от осей срединных океанов в направ­лении континентов;

2) увеличение мощности и стратиграфического диапазона оса­дочного слоя от нулевых значений на оси спрединга в том же на­правлении;

3) увеличение глубины океана с увеличением возраста коры и переход от более мелководных, (хотя и пелагических осадков к более глубоководным вверх по разрезу осадочного чехла;

4) присутствие в основании осадочного слоя металлоносных осадков, отложенных гидротермами на осях спрединга;

5. 
   увеличение мощности и плотности литосферы от срединно­го хребта к континенту;
   
6. 
   уменьшение интенсивности магнитных аномалий в том же направлении;
   
7. 
   снижение величины теплового потока в том же направле­нии.
   

Переходные между континентами и океанами области имеют особое значение в «тектонической жизни» земной коры и лито­сферы. Здесь накапливается основная масса осадков и вулкани­тов, здесь они подвергаются, сразу или через некоторое время, наиболее интенсивным деформациям, здесь континентальная кора (вмещается субокеанской или океанской, а океанская преобразу­ется в континентальную. С практической точки зрения важно то, что эти области — основные зоны нефтегазонакопления.

Переходные области обычно именуют континентальными окраи­нами, хотя они в такой же или даже большей мере являются ок­раинами океанов, занимая около 20% их площади. С позиций тектоники плит их подразделяют на два типа: пассивные (внутриплитные) и активные (субдукционные и трансформные). Транс­формные пользуются наименьшим распространением.
Пассивные окраины.

Этот тип континентальных окраин был, по существу, впервые выделен еще Э. Зюссом в 1885 г., указавшим на различие между двумя типами берегов — атлантическим, с несогласным срезани­ем складчатых систем суши береговой линией океанов, развити­ем широких прибрежных равнин и отсутствием параллельных бере­гу островных дуг, и тихоокеанским, обладающим противополож­ными признаками. В настоящее время главными особенностями пассивных окраин надо считать их внутриплитное положение и низкую сейсмическую и вулканическую активность с отсутствием глубинных сейсмофокальных зон.

Пассивные окраины характерны для молодых океанов — Ат­лантического, кроме двух участков против Антильской и Южно­-Сандвичевой вулканических дуг, Индийского, кроме обрамления Вондской дуги, Северного Ледовитого, а также для антарктичес­кой, окраины Тихого океана. Образовались они в про­цессе раскола суперконтинента Пангея, начавшегося около 200 млн лет назад, и их возраст колеблется в пределах от этой даты до эоцена включительно.

В строении типичных пассивных окраин всегда выделяется три главных элемента (не считая прибрежной равнины): 1) шельф; 2) континентальный склон; 3) континентальное подножие.

Еще одним, но не обязательным элементом строения пассив­ных окраин являются краевые плато. Они представляют собой опу­щенные на глубину до 2—3 км периферические участки шельфа, Как бы ступени, отделенные от последнего либо уступом типа кон­тинентального склона, либо желобом рифтового происхождения. Ширина таких плато достигает первых сотен километров.

Глубоководное бурение и сейсмопрофилирование показали, что шельфы и краевые плато обычно подстилаются той же консолидированной континентальной корой, как и прилегающая часть материка, но эта кора утонена до 25—30 км, разбита разломами и пронизана дайками основных пород. Ее верхняя часть обычно представляет чередование горстов и грабенов или полуграбенов, обычно с наклоном поверхности блоков фундамента и слоев в грабене в сторону континента и увеличением мощности осадков в них том же направлении.

Вся эта структура формируется на рифтовой стадии развития будущей континентальной окраины, когда еще не произошло разделение континентов, но уже намечается их предстоящий раскол.

Избыток обломочного материала, если он имеется, прорыва­ется через цепочку барьерных рифов вдоль подводных каньонов, рассекающих континентальный склон, и поступает на континентальное подножие, наращивая его осадочную призму.

Континентальные склоны и внутренние части континентальных подножий подстилаются переходной, или субокеанской, корой, т.е. резко утоненной, переработанной и часто пронизанной дайками основных магматитов первично-континентальной корой. Граница этой переходной коры и собственно океанской проходит в средней части континентального подножия; ее трудно уло­вить под мощной толщей осадков. Во всяком случае, границу континент/океан нельзя автоматически совмещать с зоной конти­нентального склона, как это делалось раньше, ибо положение по­следней часто определяется не тектоническими, а экзогенными факторами.

Итак, изучение пассивных континентальных окраин показало, что в своем развитии их строение претерпевает вполне закономер­ную эволюцию, в которой можно выделить три главные стадии: предрифтовую, рифтовую и послерифтовую, или спрединговую (ее еще называют дрифтовой).

На предрифтовой стадии будущая пассивная окраина может испытать некоторое поднятие, но оно, видимо, не является обяза­тельным и во всяком случае не всегда ведет к уничтожению размы­вом накопившегося ранее платформенного осадочного чехла. От­ложения этого чехла могут, следовательно, рассматриваться как предрифтовые. К ним относятся, например, отложения палеозоя в районе Ньюфаундленда, триаса и юры на западной окраине Авст­ралии и т. п.

На рифтовой стадии континентальная кора подвергается все нарастающему дроблению разрывами, обычно листрического типа, с образованием клавиатуры грабенов (полуграбенов) и горстов, заполнением грабенов обломочными континентальными осадками, внедрением даек основных пород, излияниями базальтов типа кон­тинентальных толеитов, утонением кристаллической коры, вверху путем ее хрупкого разрушения, внизу — пластического течения. В итоге нормальная континентальная кора замещается корой пе­реходного типа — субокеанской. Переход от рифтовой стадии к послерифтовой — это переход от рифтинга без нарушения сплошности континентальной коры к ее расколу, раздвигу с началом спрединга и новообразования океан­ской коры. Этот переход лучше всего фиксируется несогласным залеганием послерифтового комплекса на рифтовом, с перекрыти­ем как горстовых выступов фундамента, так и осадков, выполняю­щих грабены.

Сама пострифтовая стадия характеризуется плавным, а иног­да и ступенчатым погружением уже сформированной пассивной окраины в сторону новообразованной океанской впадины и после­довательным наращиванием осадков шельфа, нередко с их проградацией в сторону океана, а также континентального склона и подножия.

Таким образом, вверх по разрезу пострифтового комплекса наблюдается изменение состава осадков на все более открытоморские. Эта общая тенденция осложняется влиянием эвстатических колебаний уровня океана, вызывающих чередование более мел­ководных и относительно более глубоководных осадков и переры­вы в осадконакоплении.

Процесс рифтогенеза иногда возобновляется и на пострифтовой стадии, как это наблюдалось на атлантической окраине Бра­зилии в конце позднего мела, где пострифтовая стадия началась в альбе. В продольном направлении пассивные окраины расчленя­ются на сегменты поперечными разломами, представляющими продолжение трансформных разломов океана. Сегменты несколь­ко отличаются друг от друга в развитии и строении; это приводит, в частности, к образованию в пределах шельфа и подножия обо­собленных осадочных бассейнов. Хорошим примером в этом отно­шении является окраина Северной Америки.

В своем дальнейшем развитии древние пассивные окраины под­вергались надвиганию или, вернее, пододвигались под сближав­шиеся с ними островные дуги, микроконтиненты или даже конти­ненты. В результате слагавшие их осадочных комплексы испытывали интенсивное сжатие и соответствующие деформации, сминались в складки, нарушались надвигами, образовывали пластины шарьяжей, часто срываясь со своего фундамента и (или) расслаи­ваясь вдоль более пластичных толщ. При этом листрические сбро­сы могли превращаться в надвиги, чтобы иногда затем, при пов­торном раскрытии новых океанов, снова превратиться в такие сбросы, как это случилось, по данным сейсмики, с каледонскими надвигами на северо-западной подводной окраине Шотландии.

Активные окраины имеют гораздо более сложное строение и испытывают более сложное развитие, чем пассивные. Их главная особенность — наличие активной наклонной сейсмофокальной зо­ны, с которой связана не только сейсмичность, но и магматическая деятельность, а также складчато-надвиговые деформации и мета­морфизм. В общем активные окраины занимают пространство между этими зонами, собственно и являющимися зонами конвер­генции плит и зонами субдукции, с одной стороны, и континен­том — с другой.

Среди активных окраин четко выделяются два типа: приконтинентальный (или восточно-тихоокеанский) и островодужный (или западно-тихоокеанский). Указание на сложность строения этих окраин относится, по существу, лишь к последнему типу, ибо первый построен достаточно просто. В этом типе переход от глу­боководного желоба, вдоль оси которого выходит на поверхность дна зона субдукции, к континенту выражен крутым внутренним склоном этого желоба, являющимся одновременно континенталь­ным склоном, и узким шельфом. Ширина всей этой зоны состав­ляет порядка 200 км. Край континента оказывается приподнятым и надстроенным вулканоплутоническим поясом. Типичный пример современной активной окраины данного типа дает тихоокеанская окраина Южной Америки (рис. 11.4), вдоль которой протягивает­ся высокая горная цепь Анд; отсюда ее другое название — андийский тип.

Второй, островодужный, тип активных окраин включает как минимум следующие элементы: 1) собственно континентальная окраина, мало отличающаяся от пассивных окраин, но более уз­кая, хотя встречаются и более широкие окраины, например в рай­оне Охотского, Восточно-Китайского и Южно-Китайского морей;

Рассмотрим подробнее строение островодужных окраин по направлению от океана к континенту. Учтем, что краевые валы и желоба одинаково свойственны и приконтинентальному типу ак­тивных окраин.

В поперечном сечении желоба имеют У-образную форму, но всегда заметно асимметричную: внутренний склон более крути и высокий, чем внешний. С осью желоба совпадает выход на по­верхность сейсмофокальной зоны. В данном типе окраин она, как правило, более крутая, чем в приконтинентальном, андском, типе.

По мере роста аккреционного клина обычно происходит его подъем, причем нередко более древняя, верхняя часть клина поднимается над уровнем океана в виде внешней, невулканической дуги. Такая дуга протягивается вдоль Зондского желоба против Суматры и Явы в виде о-вов Ментавай, элементом внешней дуги является о. Барбадос к востоку от Малых Антильских островов. Между внешней дугой и главной, вулканической, дугой простира­ется преддуговой прогиб, выполняемый осадками, сносимыми как с невулканической, так и в основном с вулканической дуги и пред­ставленными терригенными породами, в особенности граувакками. Эти отложения залегают резко несогласно на образованиях аккре­ционного клина и бывают в разной степени, но всегда менее ин­тенсивно деформированными. При отсутствии морфологически выраженной внешней дуги ей может отвечать перелом, бровка в склоне желоба, а преддуговому прогибу — терраса на этом скло­не. Но иногда встречаются и относительно ровные склоны.

Наблюдения с подводных аппаратов, в частности у берегов Японии, показали, что внутренние склоны желобов часто ослож­нены гравитационными сбросами и оползнями, которые как бы на­ложены на тектонику сжатия, характерную для аккреционных клиньев.

Вулканические дуги существуют двух типов: энсиматические и энсиалические. Энсиматические дуги закладываются на океан­ской коре, нередко на месте трансформных разломов, когда одно крыло, с более древней корой, начинает пододвигаться под дру­гое, сложенное более молодой корой; такое происхождение припи­сывается, в частности, отмершей дуге Кюсю—Палау в Филиппин­ском море. Энсиалические дуги образуются на континентальной коре, обычно на коре микроконтинентов, отторгнутых от континента рифтингом и спредингом. Таковы Японская дуга, Камчатская, возможно с ее Курильским продолжением, частично Филиппин­ская и некоторые другие.

Это менее распространенный и не встречающийся в чистом виде тип континентальных окраин. Он может быть разделен на два подтипа — трансформные дивергентные окраины и транс­формные конвергентные окраины.

Типичным примером современной трансформной дивергентной окраины является атлантическая окраина Африки на участке се­верного побережья Гвинейского залива, где Африканский континент как бы подрезан экваториальной зоной разломов Атлантики. Здесь проявлены все характерные черты трансформной окраины: узкий шельф, узкий и очень крутой континентальный склон, с ос­нованием которого совпадает резкая тектоническая граница меж­ду континентальной и океанской корой, практически без переход­ной коры между ними, слаборазвитое континентальное подножие. По разлому на границе континент/океан наблюдаются как верти­кальные сбросовые, так и горизонтальные сдвиговые смещения, т.е. эта граница носит транстенсивный, сдвигово-раздвиговый характер.

Такие же, но менее протяженные окраины развиты в Атланти­ке вдоль южного ограничения Ньюфаундлендского выступа Север­ной Америки, вдоль южного ограничения Фолклендского плато и вдоль юго-восточного ограничения Южной Африки; обе последних обусловлены существованием крупнейшего Фолклендско-Агульясского разлома. В Индийском океане трансформный характер име­ет восточное ограничение Мадагаскара и его подводного продолжения, юго-восточное ограничение Аравийского полуострова, а также некоторые участки северо-западного и южного обрамления Австралии. В Тихом океане к данному типу и подтипу принадле­жит северная окраина Новозеландского плато.

Крупные складчатые пояса, разделяющие и обрамляющие древние платформы с докембрийским (архей, нижний и средний протерозой) фундаментом, начали формироваться в позднем про­терозое (1,0—0,85 млрд лет). Протяженность складчатых поясов составляет многие тысячи километров, ширина обычно превышает тысячу километров. Главными складчатыми поясами планеты являются следующие (рис. 12.1).

1. Тихоокеанский (Круготихоокеанский) пояс, обрамляющий впадину Тихого океана и отделяющий ее от древних платформ (кратонов): Гиперборейской на севере, Сибирской, Китайско-Корейской, Южно-Китайской, Австралийской на западе, Антарк­тической на юге и Северо- и Южно-Американских на востоке. Этот пояс нередко делится на два — Западно- и Восточно-Тихо­океанские; последний именуется еще Кордильерским.

2. 
   Урало-Охотский, или Урало-Монгольский, пояс, простираю­щийся от Баренцева и Карского до Охотского и Японского морей и отделяющий Восточно-Европейскую и Сибирскую древние платформы от Таримской и Китайско-Корейской. Имеет дугооб­разную форму с выпуклостью к юго-западу. Северная часть пояса простирается субмеридионально и именуется Урало-Сибирским поясом, южная простирается субширотно и называется Центральноазиатским поясом. На севере сочленяется с Северо-Атлантичес­ким и Арктическим поясами, на востоке — с Западно-Тихоокеан­ским.
   
3. 
   Средиземноморский пояс пересекает земной шар в широт­ном направлении от Карибского до Южно-Китайского моря, отде­ляя южную группу древних платформ, до середины юры состав­лявшую суперконтинент Гондвану, от северной группы: Северо-Американской, Восточно-Европейской, Таримской, Китайско-Корейской. На западе сочленяется с Восточно-Тихоокеанским (Кордильерским), на востоке — с Западно-Тихоокеанским пояса­ми. После полного раскрытия в середине мела Атлантического океана пояс замкнулся на западе, упираясь в последний. В районе Южного Тянь-Шаня практически смыкается с Урало-Охотским поясом.
   
4. 
   Северо-Атлантический пояс отделяет Северо-Американский кратон от Восточно-Европейского и на юге сочленяется со Среди­земноморским поясом, а на севере — с Арктическим на западе и Урало-Охотским на востоке.
   

Все перечисленные складчатые пояса возникли в своей основ­ной части в пределах древних океанских бассейнов или на их пе­риферии (Тихий океан). Предшественником Урало-Охотского пояса был Палеоазиатский океан, Средиземноморского пояса —океан Тетис, Северо-Атлантического пояса — океан Япетус, Арк­тического пояса — Бореальный океан. Свидетельством океанского происхождения складчатых поясов является присутствие в них многочисленных выходов офиолитов — реликтов океанской коры и литосферы. Все названные океаны, кроме Тихого, были вторич­ными, образованными в результате раздробления и деструкции суперконтинента Пангея I, объединявшего в среднем протерозое все современные древние платформы. Доказательством такого их происхождения является присутствие в них многочисленных об­ломков раннедокембрийской континентальной коры — микрокон­тинентов и несогласное срезание контурами поясов элементов внутренней структуры древних платформ; примером последнего могут служить восточные и южные ограничения Восточно-Евро­пейской платформы.

Со времени заложения в позднем протерозое складчатые пояса прошли сложную и длительную историю развития. Эта история включала заложение в их пределах новых глубоководных морских бассейнов с корой океанского или переходного типа, возникнове­ние среди них вулканических и невулканических островных дуг, замыкание этих и ранее существовавших бассейнов в результате столкновения ограничивающих их континентальных глыб или островных дуг или, наконец, этих дуг между собой или с конти­нентальными глыбами. Эти процессы протекали разновременно в разных частях одного и того же пояса. Тем не менее в глобальном масштабе статистически намечаются определенные эпохи заложе­ния бассейнов с океанской корой и окончания их развития с ново­образованием континентальной коры — эпохи орогенеза.

Главными эпохами орогенеза являлись байкальская в конце, докембрия, каледонская в конце силура — начале девона, герцинская в позднем палеозое, киммерийская в конце юры — начале мела, альпийская в олигоцене — квартере. Они завершают циклы продолжительностью 150—200 млн лет, впервые выделенные в конце XIX в. французским геологом М. Бертраном и поэтому ; заслуживающие название циклов Бертрана. Каледонская эпоха явилась завершающей для Северо-Атлантического складчатого 'пояса, герцинская — для большей части Урало-Охотского пояса, киммерийской эпохой завершилось развитие Арктического пояса. Тихоокеанский и Средиземноморский пояса сохранили свою высо­кую подвижность до наших дней. Все эти складчатые пояса пережили более одного цикла Бертрана, и продолжительность их активного развития охватывает многие сотни миллионов лет. Пол­ный цикл эволюции складчатого пояса, от возникновения до за­крытия океана, получил название цикла Вилсона, в честь канад­ского геофизика, одного из основоположников тектоники плит. Циклы Вилсона проявляются в масштабе всего или почти всего пояса, в то время как составляющие их циклы Бертрана и завер­шающие их эпохи орогенеза затрагивают лишь отдельные его части.

Существует два главных типа складчатых поясов. Один из них составляют межконтинентальные пояса, возникшие на месте вто­ричных океанов, образовавшихся в свою очередь в результате деструкции среднепротерозойского суперконтинента — Пангеи I. К этому типу принадлежат все перечисленные выше складчатые пояса, кроме тихоокеанских. Последние составляют второй тип складчатых поясов — окраинно-континентальный, образовавшийся на границе Пангеи I и ее фрагментов с Панталассой — предшест­венницей Тихого океана. Межконтинентальные пояса заканчивают свое развитие полным поглощением океанской коры и столкнове­нием—коллизией — ограничивающих их континентов. Окраинно-континентальные пояса еще не закончили свое развитие, и кора Тихого океана продолжает субдуцироваться под эти пояса. Вот почему пояса первого типа именуются еще коллизионными, а второго типа— субдукционными.

Нередки также области внутри будущих складчатых поясов, на площади которых в результате проявления одного или двух цик­лов Бертрана произошло закрытие океанского бассейна, складча­тость, горообразование, а затем относительно кратковременное ослабление тектонической активности, которое сменилось новым рифтингом, повторным раскрытием океанского бассейна и даль­нейшей его эволюцией в направлении орогенеза. Такова, например, история западной и южной частей Средиземноморского пояса в позднем палеозое, испытавших герцинский орогенез, затем пере­живших платформенную или близкую к ней («квазиплатформен­ную») стадию развития в начале мезозоя, повторный рифтинг и спрединг в середине мезозоя и в конечном счете давших начало молодому Альпийско-Гималайскому горному поя­су.

Внутреннее строение складчатых поясов

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

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

Участки непосредственного надвигания складчатого сооруже­ния на платформу или поперечных поднятий ее фундамента рас­членяют систему передовых прогибов на отдельные звенья — впадины протяженностью в сотни километров и с поперечником обычно в несколько десятков километров.

Передовые прогибы закладываются в пределах тыльных, прок­симальных частей пассивных окраин континентов, в зоне внутрен­него шельфа и начинают формироваться одновременно с началом поднятия смежного складчатого сооружения. Первоначально они могут представлять собой относительно глубоководные бассейны с дефицитным глинистым или глинисто-кремнистым осадконакоплением. С уси­лением роста смежного складчатого горного сооружения прогибы начинают заполняться молассами, но, как показывает, в частности, пример Предкавказья, существенную роль может сыграть и принос обломочного материала с испытывающей осушение плат­формы. Весьма наглядно роль различных источников сноса — платформенного и орогенного — выступает на сейсмических про­филях, где видны наклоненные к оси прогиба с одной и с другой стороны клиноформы, образующие комплексы бокового наращи­вания.

Погружение передовых прогибов резко усиливается с началом непосредственного надвигания на них тектонических покровов, продукты разрушения фронтальных частей которых захоронятся в виде олистостром. В дальнейшем процесс надвигания охва­тывает и внутренние крылья самих передовых прогибов, обуслов­ливая в конечном счете их асимметричную форму с контрастом между интенсивно деформированным внутренним и обычно относи­тельно пологим и просто построенным внешним крыльями.

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

Характерной чертой внешних зон является их расположение на той же континентальной коре, что и кора (фундамент) прилега­ющей платформы. Фундамент платформы, как показывают сейсми­ческие профили Аппалачей, Канадских Кордильер и отчасти Ура­ла, либо плавно, либо ступенчато, по системе листрических сбро­сов, погружается под осадочный комплекс внешних зон.

Граница внешних зон с внутренними обычно проводится по первому от платформы «офиолитовому шву», но надо иметь в ви­ду, что такая демаркация нередко может оказаться условной. Так, в случае Урала представляется вполне логичным разграничивать внешние и внутренние зоны по Главному Уральскому надвигу; од­нако нет уверенности в том, что фундамент Восточно-Европейского континента не продолжается далее к востоку под тектоническими покровами Тагильского и Магнитогорского «синклинориев».

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

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

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

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

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

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

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

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

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