Осадочные формации плитного чехла и эволюция структурного плана платформ

Осадочные формации платформ в целом отличаются от форма­ций подвижных поясов отсутствием или во всяком случае слабым развитием, с одной стороны, глубоководных и, с другой стороны, грубообломочных континентальных осадков. Лишь скорее в виде исключения на плитах встречаются черносланцевые толщи типа верхнедевонского доманика Русской и Тимано-Печорской плит, сибирского верхнекембрийского «доманика», верхнеюрской баженовской свиты Западной Сибири, черных сланцев среднего палео­зоя плиты Мидконтинента Северной Америки. Все эти образова­ния возникли в условиях некомпенсированного прогибания при глубине моря в несколько сотен метров, в то время как глубина накопления типичных осадков платформенного чехла обычно не превышала 50 м и лишь местами достигала 100 м.

Поскольку платформенное осадконакопление протекало в кон­тинентальных или очень мелководных условиях, на него сущест­венное влияние оказывала климатическая обстановка. Вследствие этого характер отложений, слагающих крупные формационные ря­ди отдельных этапов (циклов) развития плитного чехла, заметно различается, и эти ряды приходится рассматривать раздельно . Однако формации, занимающие одинаковое положе­ние в этих рядах, имеют достаточно много общего и характеризу­ют одни и те же фазы тектонического развития.

В основании формационных рядов чехла обычно залегают кон­тинентальные обломочные формации: серо-, красно- или пестро-цветные бескарбонатные, с каолиновым цементом — продуктом размыва коры выветривания, иногда с лимническими углями в ус­ловиях гумидного климата (красная окраска характерна для тро­пических условий, серая — для умеренных), а также красноцветные с карбонатным цементом, нередко гипсоносные — в аридном климате. С началом морокой трансгрессии на смену континенталь­ным формациям сначала приходят паралические или лагунные: соответственно сероцветная паралическая угленосная в гумидном и гипсосоленосная эвапоритовая — в аридном климате. Как отме­чалось выше, особенно мощные эвапориты, нередко включающие не только каменную, но и калийные соли, накапливаются в авлакогенах, например в Днепровско-Донецком, и в глубоких синеклизах типа Прикаспийской или Среднеевропейской. По мере дальней­шего развития трансгрессии эти формации перекрываются трансгрессивными терригенными формациями — в гумидном климате кварцево-песчаной с глауконитом и фосфоритами, а в аридном — пестроцветной песчано-глинистой, иногда с гипсом.

В фазу максимальной трансгрессии, когда внутренние источники сноса — щи­ты, массивы, вершины антеклиз — перекрываются морем, преоб­ладание получают карбонатные формации — гумидные мергельно-известняковые (в мелу и палеогене формация писчего мела и мелоподобных мергелей) и аридные — преимущественно доломито­вые. В отдельных более глубоких впадинах и, в частности, в авлакогенах в условиях дефицита материала отлагаются темные, обогащенные органическим веществом минерально-сланцевые тол­щи «доманикового» типа; зоны их накопления нередко окаймля­ются рифовыми постройками авандельтового происхождения . Трансгрессия в конце концов сменяется регрессией и начинается обратная последовательность формаций, завершающая­ся снова континентальными, в холодном климате покровно-ледниковыми (квартер Северного полушария, неоген — квартер Южно­го) формациями. Последние могут находиться и в основании ря­да, например в верхах карбона — низах перми южных, гондванских платформ. Во внеледниковых областях ледниковая формация замещается лёссовой.

На протяжении плитной стадии, которая на древних платфор­мах длилась 500—600 млн лет, их структурный план претерпевал неоднократные изменения. Эти изменения были приурочены в ос­новном к границам циклов и подчинялись закономерности, впервые установленной для Русской плиты А. П. Карпинским и ока­завшейся справедливой для всех других платформ.

Рассматривая в целом факторы развития и эволюции струк­туры платформ, приходим к заключению, что оно определялось как внутренними, так и внешними факторами. К внутренним фак­торам относятся разогрев и охлаждение литосферы платформ. Разогрев происходил в эпохи существования суперконтинентов — в раннем рифее, в позднем палеозое — раннем мезозое и в более короткие эпохи активизации, в частности в девоне. Для него бы­ли особенно благоприятны периоды замедленного движения литосферных плит, в состав которых входили те или иные платфор­мы. Следствием разогрева являлось растяжение, приводившее к образованию рифтов и к магматизму — базальтовому и щелочно-базальтовому. В промежуточные эпохи охлаждения литосферы платформы испытывали нарастающее погружение, над авлакогенами формировались синеклизы, в чехле развивалась отраженная складчатость. Н. С. Шатский полагал, что эта тенденция вообще господствует на платформах и что щиты и антеклизы являются остаточными формами, отстававшими от синеклиз в процессе об­щего погружения. Некоторые факты — обилие перерывов в осадконакоплении, проявления интрузивного магматизма на щитах и антиклизах — показывают, что это не так или во всяком случае не совсем так и что положительные структуры платформ испы­тывают активный подъем.

30 Платформенный магматизм. Этапы развития платформ

Несмотря на то что платформенные вулканиты по объему со­ставляют менее 10% общего объема фанерозойских вулканитов, известных в пределах современных континентов, сам по себе и особенно по своему минерагеническому значению платформен­ный вулканизм и вообще магматизм представляют достаточно важ­ное явление, а платформенные магматиты обладают вполне опре­деленной спецификой.

Наиболее широко распространенной на платформах магматической ассоциацией является трапповая ассоциация. Она состоит из занимающих огромные площади (нередко более 1 млн км²) по­кровов толеитовьгх платобазальтов, извержения которых носили в
основном линейный характер с отдельными вулканическими цент­
рами вдоль разломов.

Континентальные толеитовые базальты отличаются от срединно-океанских несколько повышенным содержанием щелочей, осо­бенно К₂О, связанным с ассимиляцией континентальной коры. Встречаются также покровы ультраосновных (пикриты) и суб­щелочных пород. Интрузивная трапповая формация состоит из силлов и даек долеритов, габбро-долеритов и габбро-диабазов, из которых первые достигают мощности 200—300 м. Любопытно, что по наблюдениям С. А. Куренкова, в Тунгусской синеклизе дайковые комплексы отчасти напоминают офиолитовые комплексы да­ек, отличаясь менее регулярным строением. Следовательно, здесь шел процесс рассредоточенного растяжения, в известной мере аналогичный рассеянному спредингу задуговых бассейнов. Распространение трапповой ассоциации во времени совпадает с периодами начала распада суперконтинентов — во-первых, с рифеем и вендом. И во вторых, с поздним палеозоем и мезозоем. Во втором периоде трапповая ассоциация обнаруживает наибольшую связь с распадом Гондваны; она проявлена в позд­ней перми восточных Гималаев и юго-запада Южно-Китайской платформы, в позднем триасе — ранней юре Южной Африки, Антарктиды и Тас­мании, в поздней юре — раннем мелу Юж­ной Америки, Южной Африки и Индоста­на, в верхах мела — низах палеогена за­падного Индостана, Йемена и Эфиопии. Почти все эти траппы в настоящее время обнаруживаются по разные стороны моло­дых океанов — Атлантического, Индийско­го, хотя первоначально их выходы состав­ляли сплошные ареалы. В Северном по­лушарии крупнейшим является трапповое поле Тунгусской синеклизы и южного Таймыра в основном раннетриасового воз­раста; кроме того, нижнемеловые траппы довольно широко распространены в Афри­ке, а близкие к траппам вулканиты кон­ца мела — начала палеогена — на край­нем севере Атлантики (Брито-Арктическая провинция).

Трапповой ассоциации уступает по распространенности щелочно-базальтовая. Пространственно и во времени они нередко связаны одна с дру­гой, например в Сибири и Восточной Африке. Источник магмы этой ассоциации лежал на большей глубине в мантии, чем трапповой. Она состоит из эффузивной и интрузивной формаций; первая представлена главным образом трахибазальтами с широ­кой гаммой дифференциатов — от ультраосновных до кислых, в частности фонолитов. Интрузивная формация выражена кольце­выми плутонами ультраосновных и щелочных пород до нефелиновых сиенитов, щелочных гранитов и карбонатитов включительно. В поперечном сечении они имеют форму вложенных одна в другую воронок, при этом возраст пород омолаживается к центру плуто­на и в этом же направлении повышается их основность и щелоч­ность. Как показывает пример кольцевых плутонов Египта и Су­дана, а также некоторых других, их формирование может длить­ся десятки и даже более 100 млн лет.

Эффузивная и интрузивная щелочно-базальтовые формации нередко обособлены друг от друга. Эффузивная формация тяготеет в своем распространении к рифтам и палеорифтам — авлакогенам, а в общем занимает повышенные участки залегания плат­форменного фундамента, в то время как трапповая ассоциация занимает синеклизы, представляющие, вероятно, огромные вулканотектонические депрессии, структуры проседания. Во времени щелочно-базальтовая формация либо предшествует платобазальтовой, либо следует за ней. Очевидно, платобазальты изливаются в кульминационные эпохи магматической активности, когда очаги плавления достигают наименьших глубин, а само плавление при­обретает наибольший масштаб.

Знаменитая своей алмазоносностью кимберлитовая интрузив­ная формация родственна щелочно-базальтовой и встречается в виде трубок вдоль разломов и особенно в узлах их пере­сечения, в межрифтовых пространствах Основные районы развития кимберлитовой формации — Сибирская платформа, Южная и Западная Африка. Кимберлитовая формация — это самая глубинная магматическая формация континентов, ибо алмазы образуются на глубинах не менее 150—200 км, но и эта цифра не превышает мощности континентальной литосферы. Надо полагать, что глубинные магматические очаги возникали под континентами в древних ослабленных зонах литосферы (древние сутуры и т. п.) под влиянием разогрева еще более глубокой мантии и поступления из нее флюидов и их метасоматического воздействия в эпохи распада суперконтинентов и (или) относительно стабильного положения соответствующих литосферных плит.
31Области внутриконтинентального орогенеза. общая характеристика ?

Помимо орогенов — складчато-покровных горных сооружений, возникших в пределах основных подвижных поясов Земли, в зо­нах конвергенции главных литосферных плит, — существует зна­чительное число горных сооружений, образованных в большем или меньшем удалении от этих зон, в пределах внутренних кон­тинентальных частей литосферных плит, т. е. во внутриплитной обстановке. Эти горные сооружения образуются без предвари­тельной «геосинклинальной подготовки» в областях, которые пе­ред тем более или менее длительное время развиваются в спокой­ном платформенном тектоническом режиме на зрелой континен­тальной коре и соответственно не характеризуются мощным мор­ским осадконакоплением и подводным и островодужным вулканиз­мом. Их нередко в связи с этим именуют вторичными, или эпиплатформенными, орогенами в отличие от первичных, эпигеосинклинальных (термины предложены С. С. Шульцем в 1962 г.), а сам процесс начала их образования после относительного текто­нического покоя называют тектонической активизацией (В. В. Бе­лоусов).

Наиболее крупным в мире и типичным поясом внутриконтинентального орогенеза является Центральноазиатский пояс. Он вклю­чает горные сооружения Гиндукуша, Тянь-Шаня, Памира, Кунь­луня, Наньшаня, Циньлина, Алтая, Саян, Прибайкалья, Забай­калья, Станового хребта. Многие из них не только не уступают по своим размерам и высоте молодым, первичным орогенам Альп, Кавказа и других, но их превосходят — отдельные вершины Тянь-Шаня, Памира, Куньлуня достигают высоты более 7 км. Центральноазиатский пояс непосредственно примыкает с севера к Альпийско-Гималайскому поясу первичных орогенов и начал фор­мироваться одновременно, а частично непосредственно вслед за ним, что указывает на общую причину их образования, равно как и то обстоятельство, что внутренняя структура Центральноазиатского пояса свидетельствует о происхождении в условиях горизонтального сжатия, ориентированного в меридиональном направлении.

Такую общую причину большинство современных исследовате­лей усматривают в столкновении (коллизии) Индостанской и Ев­разийской континентальных плит, начавшемся в позднем эоцене, около 50 млн лет назад. Однако конкретный механизм вызванно­го этим процессом континентального горообразования остается дискуссионным.

Дополнительное освещение процесс внутриконтинентального орогенеза получил с позиций двухъярусной тектоники плит, учи­тывающей реологическую расслоенность литосферы.

Рассматривая пояс новейшего орогенеза центральной Евразии и северо-западной Африки в целом, т. е. включая и эпигеосинклинальные и эпиплатформенные сооружения, можно заметить, что Памирская дуга не единственная на его протяжении; другими ду­гами, выпуклыми к северу, являются Альпийско-Карпатская и Малокавказская. Все эти дуги связаны с воздействием на южное фанерозойское складчатое обрамление Евразии выступов и (или) отторженцев Гондваны, соответственно Пенджабского, Аравийско­го и Адриатического (Апулийского). В промежутке складчатые системы испытывают отклонение в обратном, южном, направле­нии и ветвление — виргацию. Такими виргациями являются Эгейская, Южно-Каспийская, Таджикская.

Возвращаясь к собственно Центральноазиатскому поясу, от­метим, что его внутреннее строение характеризуется в самом об­щем плане чередованием горных сооружений и межгорных впа­дин.

Горные сооружения, сложенные комплексом сложнодислоцированных и частично метаморфизованных, пронизанных гранита­ми палеозойских и докембрийских образований, как правило, над­винуты на межгорные впадины и предгорные прогибы, выполнен­ные мощными молассами. Эти молассы отличаются от моласс эпигеосинклинальных орогенов редуцированностью морских эле­ментов и резким преобладанием континентальных, особенно в Центральноазиатском поясе. Как и в эпигеосинклинальных орогенах, наблюдается погружение моласс вверх по разрезу с появлени­ем отложений ледникового происхождения и в аридном климате со сменой красной окраски серой. Мощность моласс достигает многих, иногда более десятка километров. Они обычно подстила­ются образованиями платформенного чехла, вполне сходными с таковыми смежной неактивизированной части платформы. В Цент­ральноазиатском поясе возраст этих платформенных образований мезозой — ранний палеоген; активизация и накопление моласс здесь начались в олигоцене.

Элементы внутренней структуры горных поднятий пояса по своему простиранию согласуются с простиранием слоев складча­того основания, но сам стиль этой структуры сильно варьирует в зависимости от таких факторов, как степень удаленности от ис­точника тангенциальных напряжений, в случае Центральноазиатского пояса — от Пенджабского выступа Индийской плиты. В непосредственной близости от последнего, на Памире, где первич­ный, эпигеосинклинальный орогенез прошел в конце юры — нача­ле мела, вторичный орогенез сопровождался интенсивными де­формациями, вплоть до образования надвигов, шарьяжей и кли­важа.

Совершенно очевидно, что все эти структурные и геоморфо­логические поднятия представляют продукт коллизии литосферных плит, несколько более удаленный от шва столкновения, чем пер­вичные, эпигеосинклинальные орогены. Однако существуют и еще более удаленные, на расстояние в сотни километров, складчатые поднятия, отделенные от основных складчатых поясов простран­ствами субгоризонтального залегания платформенного чехла. О том, что и их образование связано с коллизией, свидетельствует параллельность их простирания основным складчатым поясам и совпадение времени их образования с главной эпохой деформаций последних. Как правило, эти поднятия возникают на месте ранее существовавших рифтов — авлакогенов — и являются, таким об­разом, результатом их инверсии. Причиной последней служит тан­генциальный стресс, исходящий от прогонного пояса, т.е. от зоны коллизии, что подтверждается наблюдениями над современным напряженным состоянием коры, указывающими на повсеместно распространенное внутриплитное сжатие, ориентированное в нап­равлении либо от срединно-океанских хребтов, либо от таких орогенов, как Альпы или Кордильеры.

Из сделанного обзора можно прийти к выводу, что в природе существует довольно большое разнообразие морфологических и генетических типов внутриплитных складчатых и нескладчатых поднятий, многие из которых представляют собой настоящие орогены, сравнимые по масштабу с новообразованными/первичными или эпигеосинклинальными. Наиболее крупные из них подобно последним непосредственно связаны с эффектом коллизии литосферных плит, другие представляют собой отдаленное следствие той же коллизии, третьи требуют особого объяснения, в частности в рамках представления о «горячих точках». В сумме эти внутриконтинентальные орогены занимают на современной поверхнос­ти Земли площадь, не меньшую, чем молодые, первичные орогены, что подчеркивает их значение.
32 Магматизм внутриконтинентальных орогенов

По степени и характеру проявления сопутствующей магмати­ческой деятельности эти орогены также достаточно разнообразны. Некоторые из них практически амагматичны; таковы все телекол­лизионные поднятия и даже значительная часть периколлизионных, например Тянь-Шань; Алтай. Практически амагматичны периокеанские поднятия. Вероятно, это объясняется слабой про­ницаемостью литосферы в связи с наличием изолирующего слоя пластичной нижней коры. В других внутриконтинентальных орогенах мы находим более или менее обильные проявления базаль­тового или щелочно-базальтового вулканизма, иногда с более кис­лыми дериватами. Таким вулканизмом характеризуются Восточ­ный Саян, Прибайкалье, Монголия в Центральноазиатском поясе, Центральный Французский и Богемский массивы в Западной и Центральной Европе, массивы Ахаггар и Тибести и некоторые другие в Северной Африке. Этот вулканизм, судя по составу ксе­нолитов, носит явно глубинный, мантийный характер.

Еще больший интерес представляет интрузивный, гранитоидный магматизм, распространенный в особенности в области мезо­зойского вторичного орогенеза Восточной Азии, от Станового хребта и Алданского щита на севере до Индокитая на юге и к востоку от линии, протягивающейся от Байкала к Малакке. Про­дукты этого магматизма часто называют апорогенными гранитоидам. Скорее они заслуживают названия телеорогенных, поскольку явно отдаленно связаны с воздействием подвижных поясов — в Восточной Азии широкая полоса этих гранитоидов мезозойского возраста окаймляет с запада Тихоокеанский пояс. Это наводит на мысль о связи их образования с далеким тылом пологой зоны субдукции, породившей краевой Восточно-Азиатский вулканоплутонический пояс. Петрохимически эти гранитоиды отличаются несколько по­вышенной щелочностью и имеют в основном коровое или мантийно-коровое происхождение.

Многочисленные относительно мелкие тела гранитоидов — монцонитов и др. — ларамийского возраста пронизывают район Восточных Скалистых гор, проникая и в смежную часть платфор­мы. На плато Колорадо этот магматизм проявлен классическими лакколитами гор Генри. Этот плутонизм, вероятно, имеет то же происхождение, что и восточноазиатский. В обеих областях с гранитоидами данного типа связано важное промышленное редкометальное оруденение — руды олова, вольфрама, молибдена и др.

Заметим, что межгорные прогибы вторичных орогенов — Центральноазиатского, Скалистых гор — содержат значительные зале­жи нефти и газа, причем, что особенно интересно, в континенталь­ных отложениях.
Внутриконтинентальный орогенез — распределение во времени

Когда в 40—50-е годы был первоначально установлен этот тип орогенеза, он казался свойственным лишь новейшему, олигоцен-четвертичному, этапу развития земной коры. Однако в дальнейшем оказалось, что такое представление неправильно и что проявления вторичного орогенеза неоднократно наблюдались и в геологичес­ком прошлом. Свидетельством этого являются молассы, залегаю­щие непосредственно на значительно более древнем складчатом основании или перекрывающем его чехле платформенного типа, а также «анорогенные» гранитоиды и проявления регионального метаморфизма и связанного с ним радиометрического «омоложе­ния» пород.

Весьма показательными в этом смысле регионами являются Прибайкалье и Западное Забайкалье. Здесь на протяжении позд­него протерозоя, палеозоя и мезозоя наблюдалось последователь­ное смещение зон геосинклинального осадконакопления, принад­лежащих северной части Центральноазиатского подвижного поя­са, на юг от Сибирского кратона и соответственное смещение зон первичного орогенеза. Вместе с тем в каждую очередную орогеническую эпоху — салаирскую, каледонскую, герцинскую, ким­мерийскую — проявления орогенеза не ограничивались зонами предшествующего геосинклинального осадконакопления, а рас­пространялись на более северные районы, вплоть до южного края Сибирского кратона. Именно этим объясняется исключительное обилие разновозрастных гранитоидов в данном регионе. Здесь, по существу, надо говорить не о повторном, вторичном, а о неодно­кратно повторявшемся рекуррентном орогенезе.

На фоне общего тангенциального сжатия, испытывавшегося по­ясами этого орогенеза, в некоторых регионах могли происходить и обратные явления — растяжение и рифтогенез.

Таким образом, местные условия влияют на конкретную исто­рию движений и деформаций того или иного региона; глобальный контроль проступает лишь как общая тенденция и проявляется через региональное. Можно сказать, что глобальные движения создают лишь канву, на которую наносится прихотливый и из­менчивый региональный узор. Эта глобальная периодичность отчетливо выступает лишь при статистической обработке всего материала; ее, в частности, удалось выявить В. Е. Хаину и К. Б. Сеславинскому при полуколичественной обработке данных о различных проявлениях эпох повышенной эндогенной активнос­ти Земли в фанерозое, а В. Г. Чернову — при анализе распреде­ления псефитов. Этот анализ подтверждает и реальность прояв­ления циклов Бертрана — каледонского, герцинского. и др. — в глобальном масштабе.

Необходимо заметить наконец, что любой непрерывный про­цесс естественно заключает в себе предпосылки своей прерывис­тости, дискретности, ибо накопление количественных изменений неизбежно влечет за собой качественный скачок. Так, накопление напряжений в земной коре сменяется их разрядкой — землетря­сением, накопление осадков на бровке шельфа — их сбросом мутьевым потоком по склону и т. п. Роль «спускового крючка» может играть как внутренний, имманентно присущий самому процессу фактор, так и внешний, например землетрясение по отношению к мутьевому потоку, причем внешний фактор может выступать в качестве причины определенной периодичности, рит­мичности в проявлении прерывистости процесса.

Этапы развития тектонической картографии

Первые попытки создания тектонических карт, вернее схем, относятся к концу XIX — началу XX в. Это были карты тектони­ческих линий; на них показывалось простирание складок и разломов, характерное для той или иной складчатой системы или плат­формы. Считалось, что складчатым системам определенного воз­раста свойственно и определенное простирание, по крайней мере в пределах одного материка. Для тех регионов, которые еще не были изучены геологически, простирание складчатых систем отож­дествлялось с простиранием горных хребтов; так поступал, напри­мер, Э. Зюсс в отношении Центральной Азии. Карты тектоничес­ких линий разного возраста создавались до 50-х годов нашего столетия (схема Дж. Умбгрове для всего мира, 1947). К. ним отно­сятся карты А. П. Карпинского (Европейская Россия) и В. А. Об­ручева (Сибирь).

Вторым этапом в развитии тектонического картографирования явилось выделение площадей, формирование складчатой структу­ры которых завершилось в одну из эпох складчатости, выделен­ных в 1887 г. М. Бертраном (каледонская, герцинская и др.). Тектоническое районирование Европы по этому принципу было впервые предпринято Э. Огом (1907), но наибольшую известность получила схема Г. Штилле (1924). В 1933г. были одновременно опубликованы три схемы тектонического районирования СССР: Д. В. Наливкина. М. М. Тетяева и А. Д. Архангельского — Н. С. Шатского. Последняя из них оказалась наиболее удачной, по­скольку при ее составлении в качестве основного критерия был использован возраст лишь той складчатости, которая отвечает времени завершения геосинклинального развития и смены геосин­клинального режима платформенным.

В 40—60-е годы в связи с накоплением данных геологического картирования, глубокого бурения (в основном нефтяного) и нача­лом использования материалов региональных геофизических съемок и профилей происходит переход к третьему этапу — созда­нию обзорных тектонических карт отдельных крупных стран (СССР, США) и материков. По существу, первой картой этого типа явилась «Тектоническая карта СССР» масштаба 1:4 000 000 под редакцией Н. С. Шатского (1953), переизданная в 1956г. в масштабе 1:5000 000. «Тектоническая карта США» (1944), как и созданные по ее образцу «Тектоническая карта Канады» (1950) и «Тектоническая карта Австралии» (1961), были не столько тек­тоническими, сколько структурными. «Тектоническая карта СССР» явилась прототипом для первой «Международной тектонической карты Европы» (1964) под редакцией П. С. Шатского и А. А. Бог­данова. «Тектонической карты Евразии» (1966) под редакцией А. Л. Яншина и международных тектонических карт Северной Америки (1969), Африки (1968), Австралии (1971), Южной Аме­рики (1978), карты Антарктиды (1980) и др.

При некотором различии в деталях легенды для складчатых горных сооружений и выступов фундамента платформ (щиты, массивы) ведущим оставалось районирование по возрасту главной (завершающей, «платформообразующей») складчатости с учетом смены формаций — геосинклинальных орогенными (молассы) — и появления гранитных батолитов. Однако этот метод оказался недостаточным для показа внутреннего строения складчатых сооружений. Их главный (завершающий) геосинклинальный ком­плекс на «Тектонических картах СССР» 1953 и 1956 гг. и на «Международной тектонической карте Европы» (1-е изд., 1964) для этой цели был подразделен на отдельные структурные этажи (обычно три) и особо выделен «комплекс основания» (доальпийский в альпийских складчатых системах, догерцинский — в герцинских и т. п.). Под структурным этажом, или ярусом (это си­нонимы), понимаются части складчатого комплекса, разделенные несогласиями. На «Тектонической карте СССР» масштаба 1:2 500 000 под редакцией Т. Н. Спижарского (1966) структурным этажам (ярусам) придан строго генетический смысл — они отве­чают определенным стадиям развития геосинклинали и выделя­ются особо, т. е. в разных хронологических рамках для отдельных складчатых систем нашей страны.

Во втором издании «Тектонической карты Европы» вместо вы­деления структурных этажей применено расчленение складчатых комплексов по основным фазам деформаций, предшествующим завершающей складчатости. Эти фазы деформаций фактически соответствуют несогласиям, разграничивающим структурные эта­жи. Расчленению здесь, в отличие от первого издания, подверг­лись и комплексы основания — они разделены в соответствии с главными эпохами их деформации, например, в альпийских соо­ружениях среди них выделены герцинские, каледонские и более древние комплексы. Одновременно показано, что они подверглись переработке в завершающую эпоху деформаций (вертикальная штриховка соответствующего цвета). Этот же прием — показ пе­реработки — был использован для докембрийских комплексов щитов и массивов древних платформ, где тектономагматическая переработка особенно широко распространена и интенсивно про­явлена.

Вместе с тем со времени перехода к составлению крупномасш­табных тектонических карт стало ясным, что для изображения отдельных районов платформ, покрытых осадочным чехлом, необ­ходимо применение другого метода, чем для складчатых ком­плексов, по двум причинам. Во-первых, фундамент здесь большей частью глубоко погребен под чехлом и его расчленение по воз­расту складчатости с той же детальностью, как и для обнаженных складчатых систем, или затруднено, или просто еще невозможно. Во-вторых, чехол содержит залежи важных полезных ископае­мых — нефти, газа, угля и других, и показ его структуры имеет существенное практическое значение. Поэтому начиная с «Текто­нической карты США» (1944) и «Тектонической карты СССР» (1998) для покрытых чехлом отдельных районов платформы ис­пользуется разработанный нефтяниками метод стратоизогипс. Предпочтение отдается изображению в изогипсах глубин залега­ния фундамента; разным ступеням глубин отвечают, кроме того, разные оттенки основного цвета, присвоенного платформам. Чтобы был виден возраст их фундамента (время завершивших его формирование деформаций), древним и молодым платформам прида­ются разные гаммы цветов; на картах СССР, Европы, Евразии особые цвета приданы и эпибайкальским платформам. Авторы «Тектонической карты Австралии» (1971) пошли по несколько иному пути: они расчленили платформы по возрасту комплексов их осадочного чехла: позднедокембрийского, фанерозойского, мезокайнозойского. Наконец, третий, близкий ко второму, способ расчленения платформенного чехла применен на «Тектонической карте Белоруссии» под редакцией Р. Г. Гарецкого: на ней выделе­ны участки преобладания (по мощности) отдельных комплексов фанерозойского чехла.

При наличии данных о строении фундамента платформ на кар­ту наносятся границы его разновозрастных блоков и некоторые детали внутреннего их строения, например выявленные геофизи­ческими исследованиями и (или) бурением гранитные массивы; так сделано, например, на «Международной тектонической карте Европы» (2-е изд., 1983). На той же карте для наиболее изучен­ной Восточно-Европейской платформы помещена более мелко­масштабная врезка с показом строения ее фундамента.

Масштаб обзорных карт позволяет в складчатых комплексах и комплексах фундамента показать вещественный состав по край­ней мере части структурных этажей, т.е. некоторые характерные формации. В 60-е и последующие годы наряду с обзорными картами в нашей стране широкое распространение получили региональные тектонические карты в масштабе от 1 : 500 000 до 1 : 1 000 000. Такие карты в настоящее время изданы для многих бывших союзных республик и регионов (например, для Восточно-Европейской и Сибирской платформ, Украины, Кавказа, Казахстана). Легенды этих карт с теми или иными вариациями составлены по образцу легенды «Тектонической карты СССР» под редакцией Н. С. Шатского (1956).

Новый этап в развитии тектонической картографии наступил в 70-е годы в связи с распространением идей неомобилизма и особенно пересмотром учения о геосинклиналях на основе идеи об их заложении на океанской коре и о прогрессивной эволюции последней в направлении превращения в кору континентального типа. Соответственно основное тектоническое районирование стало проводиться по времени становления континентальной коры, а расчленение складчатых систем — по стадиям геосинклинального процесса — океанской, переходной, зрелой континентальной ко­ры. Поскольку практически имелся в виду возраст гранитно-мета­морфического слоя, осадочный чехол платформ и осадочный ком­плекс внешних зон геосинклиналей (миогеосинклиналей) при этом «снимался», в отличие от традиционного типа карт. Первой картой такого типа стала «Тектоническая карта Урала» масштаба 1:1 000 000 (1977), за ней последовали карты Северной Евразии масштаба 1:5 000 000, Северо-Востока СССР, Казахстана. Работа по составлению всех карт проводилась в основном в Геологичес­ком институте АН СССР и возглавлялась А. В. Пейве. Карты близкого типа были изданы за рубежом для Нового Южного Уэльса (Австралия, Э. Шайбнер) и Аппалачей (Г. Вильяме).

В последнее время выяснилась большая сложность строения ряда складчатых поясов, начиная с Североамериканских Кордиль­ер, состоящих как бы из мозаики («коллажа») блоков, переме­щенных вдоль сдвигов на расстояние иногда более 1000км. Это приводит к совмещению блоков, весьма различных по истории и структуре. В легенде новой «Тектонической карты Канадских Кор­дильер» каждый из таких блоков — так называемых террейнов получил собственное обозначение.

Все до сих пор упоминавшиеся карты были составлены для континентальных участков земной поверхности (некоторое исклю­чение — «Тектоническая карта Евразии», 1966), и лишь в 70-е годы с накоплением фактического материала стало возможным изображение тектоники дна океанов. Первой «океанской» картой явилась «Тектоническая карта Тихоокеанского сегмента Земли» под редакцией Ю. М. Пущаровского и Г. Б. Удинцева (1970). Кар­та эта в основном структурно-геоморфологическая; в ней отсут­ствуют возрастные подразделения, кроме деления на древний Тихий и молодые — Северный Ледовитый и Индийский — океаны, к она не раскрывала историю океанской коры. Это было вполне естественным, ибо ко времени составления данной карты еще не существовало объективных данных для раскрытия истории океа­нов. Когда такие данные появились в виде материалов глубоко­водного бурения и картирования линейных магнитных аномалий, американский геолог Б. С. Хейзен с сотрудниками приступили к составлению карт строения ложа океанов, названных ими геоло­гическими, но в действительности более близких к палеогеологическим. Районирование ложа океанов проведено на этих картах по возрасту подошвы осадочного слоя, обычно соответствующему и возрасту кровли второго, базальтового, слоя. Как правило, этот возраст увеличивается от оси срединных хребтов к континенталь­ному подножию.

После создания тектонических карт практически для всех кон­тинентов и геологических карт для океанов появилась возмож­ность для составления «Тектонической карты Мира». Первая та­кая карта, еще малосовершенная, была опубликована в масштабе 1 : 25 000 000 в 1977 г. НИИ Зарубежгеологией и МГУ. Тектоничес­кое районирование континентов в ней дано по ранее Опубликованным обзорным картам. Структура океанов изображена по глубине залегания второго слоя коры, что примерно соответствует подош­ве осадочного чехла платформ; кроме того, контуры с отмывкой показывают распространение отдельных базальных возрастных подразделений осадочного слоя. В 1984 г. вышла из печати пер­вая «Международная тектоническая карта Мира» в масштабах 1:15 000 000 и 1:45 000 000. В строении складчатых геосинклиналь­ных систем различаются зоны, заложенные на континентальной (миогеосинклинали, срединные массивы), «переходной» (мезогеосинклинали) и океанской (эвгеосинклинали) коре, а общее их районирование проведено по времени наиболее интенсивных, обыч­но завершающих деформаций, как правило, совпадающих с регио­нальным метаморфизмом и гранитизацией, т. е. со становлением зрелой континентальной коры. Тем самым достигнуто совмещение традиционного принципа районирования по времени завершаю­щей складчатости и нового принципа районирования по времени становления зрелой континентальной коры. Глобальное обобще­ние заставило авторов карты отказаться от обычного выделения эпох деформаций под их европейскими названиями: каледонская, герцинская и другие, и выделить их в большем числе с чисто гео­хронологическими обозначениями — позднепалеозойская, раннемезозойская и т.п. Ложе океана по аналогии с картами Б. С.Хейзена расчленено по геологическому возрасту; изолиниями показа­но изменение мощности осадочного чехла. Возрастное деление примерно совпадает со структурно-геоморфологическим, ибо все современные срединные хребты имеют возраст коры моложе эоценового, а их гребневая часть ограничивается аномалиями 5 или 4 (поздний миоцен).

Таким образом, тектоническое картографирование прошло большой путь и достигло значительных успехов, в особенности в нашей стране. У нас изданы и первые руководства по тектонической картографии — Т. Н. Спижарского (Ю73), Б. П. Бархатова (1979), Ю. А. Косыгина и В. А. Кулындышева (1981). Определи­лись и основные типы тектонических карт.