1. Предмет геотектоники. Основные разделы геотектоники

Нормальное взаимодействие континентальной и океанской ли­тосферы на конвергентных границах выражается субдукцией. Только местами и на короткое время появляется такое сочетание тектонических условий, при котором океанская литосфера бывает, поднята и надвинута на континентальную окраину. В этом убеждают хорошо сохранившиеся фрагменты океанской литосфе­ры размером в десятки и первые сотни километров, залегающие в виде пологих тектонических покровов (относимых к категории офиолитовых аллохтонов;) поверх осадочных или вулка­нических формаций на пассивных и активных континентальных окраинах. В настоящее время этот процесс, по-видимому, нигде не происходит, но сравнительно недавний (плиоценовый) эпизод установлен на сочленении Чилийского спредингового хребта с Андской активной окраиной. Там же, возможно, начи­нается надвигание следующего фрагмента океанской литосферы. Уже в конце 60-х годов, когда крупные офиолитовые аллохтоны были идентифицированы как фрагменты океанской литосферы, возник вопрос о возможных механизмах их надвигания па конти­нентальные окраины.

В большинстве случаев датировки свидетельствуют о том, что океанская литосфера сформировалась незадолго до своей обдукции к моменту надвигания это была молодая, тонкая и еще не охлажденная литосфера с относительно низкой средней плотностью и поэтому, в соответствии с изостазией, высоким гипсомет­рическим положением. Последнее, по-видимому, можно считать одним из необходимых условий обдукции.

Для суждения о механизмах обдукции важно и то, что в над­винутых фрагментах представлена только верхняя часть океан­ской литосферы: вся кора (осадки I слоя, базальты и долеритовые дайки II слоя, габброиды и расслоенный гипербазит-базитовый комплекс III слоя) и несколько километров (до 10 км в наиболее мощных пластинах) перидотитов верхней мантии. Это означает, что при обдукции происходило отслаивание верхней части океан­ской литосферы. Только она надвигалась затем на континенталь­ную окраину, а остальная, нижняя часть перидотитов литосферы перемещалась и деформировалась на глубине.

Отслаивание верхов литосферы начиналось в условиях океан­ского дна, где, судя по геофизическим данным, при сжатии формируются сколы, переходящие в надвиги. В ряде случаев по пологим надвигам происходило сдваивание разреза верхов океанской литосферы и уже такой сдвоенный пакет обдуцировал на континентальную окраину. Такие сложные аллохтоны описаны, в частности, в Анатолии, на Малом Кавказе, в Северной Шотландии.

Обдукция, как правило, сопровождается динамотермальным метаморфическим воздействием горячих перидотитов, слагающих низы литосферной пластины, на породы автохтона. В случае сдваивания разреза метаморфизм наблюдается и в основании верхней пластины. Такие базальные метаморфические ореолы подробно изучены в Омане, на Новой Гвинее, в Новой Каледонии, на Ньюфаундленде и в ряде других регионов. В низах литосферной пластины появляются и нарастают разлинзование и милонитизация, ориентированные параллельно контакту и секущие пер­вичную текстуру и зональность перидотитов. Далее, за поверх­ностью контакта, следует сам метаморфический ореол мощностью в несколько сотен метров: амфиболиты и мафические гранулиты, переходящие вниз в зеленые сланцы, а затем в неметаморфизованные вулканиты или осадочные породы. Этот ореол несет на себе признаки формирования в условиях средних (500—850°) или высоких (700—1000°) температур при высоких термических градиентах (до 2—3° на 1м) и давлении 5—10 кбар. Радиологи­ческие определения возраста метаморфических минералов дати­руют надвигание перидотитов.

Геодинамические механизмы обдукции разнообразны, можно различать два главных случая: обдукцию на границе океанского бассейна и обдукцию при его замыкании.

Обдукция на краю океанского бассейна происходит как у ак­тивных, так и у пассивных его окраин. Модель обдукции при столкновении спредингового хребта с активной континентальной окраиной. Если хребет простирается приблизительно парал­лельно окраине, то в ходе субдукции континентальная плита пе­рекроет ближайшее его крыло и придет в соприкосновение с поднятым краем другого крыла, которое в результате может оказаться надвинутым. При дальнейшем сближении литосферных плит возможно возобновление субдукции, а на континентальной окраине останется надвинутая на нее пластина океанской лито­сферы. Весьма вероятно, что при таком механизме отделение пластины будущего аллохтона происходит по границе совсем еще тонкой литосферы и астеносферы.

Именно эта модель нашла подтверждение при исследованиях того отрезка Андской зоны субдукции (46—47° ю.ш,), где погло­щается Чилийский спрединговый хребет. Многочислен­ные трансформные разломы делят его на сегменты, вытянутые под острым углом к желобу. Сегмент, ограниченный разломами Трес-Монтсс и Тайтао, субдуцировал 2,5—4 млн лет назад в районе п-ова Тайтао. Его перекрытие континентальной корой сопровождалось прогревом, образованием палингенных магмати­ческих расплавов, которые интрузировали морские отложения верхнего миоцена в непосредственной близости от желоба. Так на п-ове Тайтао появились мелкие тела гранодиоритов и риолитов с возрастом 3,6 млн лет.

Обдукция при замыкании бассейнов океанского типа. Геоло­гические условия нахождения многих обдуцированных фрагмен­тов океанской литосферы вблизи глубинных офиолитовых швов Средиземноморско-Гималайского и других складчатых поясов позволяют связать их происхождение с замыканием малых океан­ских бассейнов, подобных Тасманову и Красному морям. Если раскрытие таких бассейнов непосредственно сменяется их сжатием, то высокий тепловой - поток благоприятствует отслаиванию литосферных пластин. Срав­нительно высокое гипсометрическое положение молодой океанской литосферы и погруженные под уровень моря плечи утоненной континентальной коры на краях таких спрединговых бассейнов способствуют обдукции. При полном смыкании континентального обрамления структурный шов воздымается, а на дне смежных эпиконтинентальных бассейнов появляется уклон, обеспечиваю­щий дальнейшее гравитационное перемещение обдуцированных пластин океанской литосферы, сопровождаемое формированием рлистостром.

Обдукция молодой океанской литосферы возможна и при за­мыкании краевых морей. Примером служит описанное И. Диэлом (3977) надвигание фрагментов океанской коры на южноамери­канский борт Патагонского задугового бассейна при его закры­тии в середине мела.

16. Коллизия

Если к конвергентной границе с обеих сторон подходит конти­нентальная литосфера, то относительно легкие сиалические поро­ды не погружаются в мантию, а вступают в активное механическое взаимодействие. Интенсивное сжатие порождает сложные струк­туры и горообразование. При этом проявляется внутренняя тек­тоническая расслоенность литосферы, она делится на пластины, которые испытывают горизонтальное смещение и дисгармоничные деформации. В условиях тектонического скучивания и утолщения континентальной коры в ней образуются палингенные очаги гра­нитной магмы. Так на конвергентной границе вместо субдукции развивается коллизия (лат. collisio; англ., франц. collision), т.е. столкновение литосферных плит — геодинамический режим, который в настоящее время проявляется на протяжении многих тысяч километров вдоль Средиземноморско-Гималайского склад­чатого пояса и выражен соответствующей сейсмичностью. Как мы уже отмечали, некоторые исследова­тели, вслед за А. Балли, рассматривают этот режим как особый вид субдукции — альпинотипную субдукцию (А-субдукцию).

Наряду с коллизией «континент—континент» иногда различа­ют коллизию континента и островной дуги или двух островных дуг. В русском тектоническом лексиконе есть возможность назы­вать подобные события столкновением, применяя термин «колли­зия» в его основном значении — для межконтинентального взаи­модействия.

Коллизия, связанные с ней движения и деформации макси­мальны на тех отрезках Альпийско-Гималайского пояса, где южной окраине Евразии противостоят выступы континентальных, плит Индостана и Аравии, а также активно смещавшаяся на север Адриатическая (Апулийская) микроплита. В этих местах форми­руются пережимы (синтаксисы, скучивания) складчатого пояса, такие как Пенджабский и Ассамский.

Образование зон коллизии возможно при сжатии сравнительно узких бассейнов красноморского типа, замыкание которых обычно сопровождается обдукцией офиолитов. Однако гораздо чаще кол­лизии предшествует сближение континентальных единиц, обрам­лявших более крупные бассейны, которое происходит по мере субдукции разделявшей их океанской литосферы. Такое сближение завершается переходом от субдукции к коллизии, что можно на­блюдать в настоящее время на границе Евразийской и Австралий­ской плит. Коллизия началась в районе современного острова Тимор в плиоцене (5—3,5 млн лет назад), когда обрамлявшая Австралийский континент с севера океанская литосфера полностью субдуцировала там под вулканическую дугу Банда па активной евразийской окраине. Погрузившаяся в астеносферу плита до сих пор проявляет себя сейсмическими очагами реликтовой зоны Беньофа. Прогрессирующая коллизия тоже выражена сейсмич­ностью, которая маркирует надвигание австралийской окраины, а также мелкие разрывные смещения в обстановке сжатия (рис. (>.ЗО). Складки, надвиги формируются и в отложениях плиоцена — квартера на южном крае коллизионной системы в Тиморском троге.

В это же время на западном продолжении зоны в Яванском желобе идет субдукция океанской литосферы под Зондскую ак­тивную окраину. Смена режима происходит к западу от острова Тимор, где к конвергентной границе под острым углом подходит линия пассивного сочленения океанской и континентальной час­тей Австралийской плиты. Геометрические соотношения таковы, что при дальнейшей конвергенции эта точка пересечения двух границ будет смещаться на запад и коллизионная система будет разрастаться в этом направлении за счет субдукционной.

Грандиозное сооружение Гималаев и Тибета дает представле­ние о более зрелой, по все еще активной фазе коллизионного взаимодействия крупных континентальных единиц. Оно началось и эоцене 50—45 млн лет назад, когда океанская литосфера, отде­лявшая субконтинент Индостана от Евразийской окраины, пол­ностью под нее субдуцировала. Направление этой субдукции предопределило южную вергентность складчатости и надвигов: коллизионного этапа.

То обстоятельство, что под Гималаями мантийная литосфера Индостана, погружаясь в астеносферу, не проявляет себя сейсми­ческими очагами, объясняют термальными условиями коллизион­ных орогенов, где, в отличие от зон субдукции, разогрев происхо­дит уже на малых глубинах Встречное движение Индостана и Евразии, скорость которого до начала коллизии достигала 15—20 см/год, продолжалось ив дальнейшем. Согласно Ф.Патриа и Х.Ачаче (1984), сначала (до олигоцена) оно происходило со скоростью около 10см/год, поз­же—5 см/год и менее, а суммарное сближение после начала кол­лизии, по-видимому, превышает 2000 км. Полагают что такое встречное перемещение континентальных плит компенсируется не только многократным «счешучиванием» континентальной коры, следствием которого стало се утолщение и воздымание высочай­шего в мире горного сооружения. Значительная часть перемеще­ния уравновешивается продольным отжиманием горных масс складчатого пояса в западном и восточном направлениях. Наконец, еще одна часть этого перемещения компен­сируется на северном обрамлении складчатого пояса в обширной (вплоть до Байкала) области «торошения» континентальной ли­тосферы, где доминируют правосторонние сдвиги северо-запад­ного и левосторонние сдвиги северо-восточного простирания. В настоящее время коллизия Индостана и Евразии продолжается, что наглядно проявляется не только в сейсмичнос­ти, но и в данных лазерной геодезии о современных движениях как по надвигам (в том числе на Памире), так и по сдвигам (например, по Таласо-Ферганскому).

Наряду с интенсивными складчато-надвиговыми деформация­ми зонам коллизии свойственны проявления высокоградиентного метаморфизма, в том числе высокотемпературного, обусловлен­ного подъемом изотерм. Метаморфизм продолжается и после формирования шарьяжной структуры, изограды нередко пересе­кают границы тектонических покровов, как это наблюдается, в частности, в Западных Альпах.

При конвергенции неоднородных по своему строению литосферных плит, состоящих из континентальных и океанских час­тей, а также при взаимодействии континентальной окраины с несколькими разными плитами и микроплитами, наблюдаются, переходы по простиранию от зон коллизии к зонам субдукции пли наоборот.

Проявления эти достаточно многообразны. К ним относятся прежде всего современные вертикальные движения земной коры, которые наблюдаются повсеместно, хотя их скорость и невели­ка — первые миллиметры в год. Относительные горизонтальные движения вне подвижных поясов проявляются лишь в форме раздвига в рифтовых зонах, например в Восточно-Африканской рифтовой системе и особенно в ее северном, Афарском, звене. На об­ширных пространствах вне рифтовых зон, например в платфор­менной части Северной Америки, космогеодезические измерения не обнаружили следов дифференциальных горизонтальных дви­жений — эти части литосферных плит движутся как одно целое.

Вместе с тем внутренние части плит повсеместно, очевидно за исключением рифтовых зон, испытывают напряжения сжатия, как показали измерения в скважинах, определения фокальных ме­ханизмов землетрясений и другие наблюдения. Векторы этих напряжений ориентированы либо перпендикулярно ближайшим осям спрединга, например в Скандинавии срединным хребтам Нор­вежско-Гренландского бассейна, либо перпендикулярно фронту складчатых горных сооружений, например Альпийской дуге в За­падной Европе. Это совершенно определенно указывает на источ­ник напряжений: в первом случае — зоны спрединга и отталкивания литосферных плит от оси хребта, во втором случае — зо­ны коллизии, т. е. столкновения литосферных плит. Аналогичные данные получены относительно океанских плит, где источником сведений являются определения механизмов изредка происходя­щих здесь землетрясений. Наглядное свидетельство деформаций сжатия в пределах этих плит — обнаруженные в северо-восточ­ной части Индийского океана, па широте о. Шри-Ланка, складчато-разрывные дислокации. Надвиговые или раздвиговые дислока­ции наблюдаются вдоль трансформных разломов. На сейсмичес­ких профилях через абиссальные равнины в акустическом фунда­менте, т. е. в породах консолидированной части океанской коры, часто видны либо листрические сбросы, либо надвиги.

Внутренние части литосферных плит, по определению, долж­ны рассматриваться как асейсмичные. Между тем это не вполне соответствует действительности. Слабые сейсмические толчки про­исходят практически повсеместно, но и более значительные земле­трясения, с магнитудой до 5—6 и иногда больше, не столь уж редки. В основном они приурочены к рифтовым зонам, в частности к Восточно-Африканской рифтовой системе.

Определенную сейсмичность обнаруживают пассивные окраи­ны континентов.

Отнюдь не лишены внутренние части плит и проявлений вул­канизма. Наиболее значительные из них связаны с рифтовыми системами. В Восточно-Африканской рифтовой системе находятся даже крупные стратовулканы, как Кения, Килиманджаро, в Западной Африке — вулкан Камерун и другие вулканичес­кие центры, а на продолжении «линии Камеруна» в Атлантике — ряд вулканических островов — Фернандо-По (ныне о. Биоко) и др. Проявления молодого вулканизма известны в Африке и се­вернее Камеруна. Значительный вулканизм характеризует Западно-Европейскую рифтовую систе­му на протяжении от Рейнских Сланцевых гор и Верхнерейнского грабена до Тунисского пролива, включая Центральный Французский массив с его многочисленными недавно потухшими вулканами и следами поствулканической деятельности. В Азии проявления молодого вулканизма наблюдаются в Байкальской рифтовой си­стеме, а также на Чукотке (Анюйские вулканы), в Тибете. В Ан­тарктиде расположены крупные вулканы Эребус и Террор. В Се­верной Америке молодой вулканизм свойствен Кордильерам, в том числе их восточной части в пределах США рифту Рио-Гранде, району Иеллоустонского парка, где его можно отнести к внутриплитным явлениям, в отличие от вулканизма Каскадных гор и Южной Аляски, тяготеющего уже к западному ограниче­нию Северо-Американской литосферной плиты.

Внутриплитный вулканизм еще более широко проявлен в оке­анских бассейнах. Наиболее эффектными его выражениями явля­ются вулканы Канарских островов — Тенерифе и др. — и про­должения «линии Камеруна» в Атлантике, вулканические остро­ва Реюньон и Маврикий в Индийском океане, многочисленные островные вулканы в Тихом океане, в том числе Гавайи, Галаппагос, Таити и многие другие. Но еще более многочисленны подвод­ные вулканы, особенно в Тихом океане.

Практически все продукты внутриплитных вулканических из­вержений принадлежат щелочно-базальтовой формации, различ­ным ее дериватам вплоть до кислых. Сами эти извержения связы­вают с активностью мантийных струй («плюмов»), порождающих «горячие точки».

Приведенные данные показывают, что внутренние части литосферных плит лишь в самом первом приближении могут рассмат­риваться как лишенные проявлений современных и молодых дви­жений, вертикальных и горизонтальных, сейсмичности и вулка­низма. Конечно, масштаб этих проявлений неизмеримо меньше, чем приуроченных к границам плит, но сами по себе они доста­точно важны, в частности потому, что могут иметь катастрофичес­кие последствия, — вспомним Лиссабонское землетрясение и не­давнее извержение углекислого газа па оз. Ниос, расположенном на «линии Камеруна».

18. Основные типы внутриплитных дислокаций

Планетарная трещиноватость. Наиболее универсальным, по­всеместно распространенным типом внутриплитных дислокаций является трещиноватость. Она наблюдается во всех горных поро­дах, независимо от их возраста и литологического состава, но в наиболее «чистом» виде, не искаженном другими деформация­ми, —в отложениях платформенного (плитного) чехла. Лучше всего ее можно наблюдать в карьерах. Мощным средством изу­чения планетарной трещиноватости оказались космические снимки, по данным дешифрирования которых составлены карты тре­щиноватости крупных регионов. Давно замечено, что именно тре­щиноватость горных пород предопределяет рисунок речной и ов­ражной сети, а значит, и водораздельных гряд, и даже леднико­вый рельеф областей древнего материкового оледенения контро­лируется ею. Имен­но через рельеф и связанный с составом пород растительный покров трещиноватость главным образом и проявляется на космоснимках.

Статистическая обработка материалов показывает, что в сво­ей ориентировке трещиноватость подчиняется определенной зако­номерности — лучи на розах-диаграммах отвечают трем парам сопряженных систем, из которых одна следует вдоль широт и ме­ридианов и именуется ортогональной, а две других занимают диа­гональное положение: 300—120° и 330—150°. Эта закономерная ориентировка относительно оси вращения Земли может объяс­няться лишь образованием трещиноватости и, как будет показа­но ниже, сети более крупных разломов вследствие напряжений, возникающих при изменении фигуры Земли, степени ее зллипсоидальности, при изменениях скорости ее вращения (чем больше эта скорость, тем земной шар более сплюснут, и наоборот). Но непосредственной причиной образования трещин служат диагенез и литификация осадочных пород и остывание магматических и метаморфических пород, происходящие в поле ротационных напря­жений.

То обстоятельство, что планетарная трещиноватость сохраня­ет свою ориентировку, с небольшими вариациями, в породах са­мого разного возраста, говорит о большой устойчивости этой ори­ентировки, которая, казалось бы, трудно согласуется с изменчи­востью положения литосферных плит, с их вращением по отноше­нию к координатной сети земного шара. Аналогичное противоре­чие отмечается и для сети глубинных разломов. Наи­более просто это противоречие объясняет В. С. Буртман: уже су­ществующая анизотропия делает энергетически более выгодным возобновление старых трещин и разломов по сравнению с зало­жением новых по новым направлениям, которые не могут отсто­ять от старых трещин больше чем па 15° (поскольку расстояние между основными системами трещин составляет 30°). Но при этом прежняя ортогональная система может стать диагональной и наоборот.

Линеаменты. Термин «линеамент» был введен в литературу американским геологом У. Хоббсом в 1911 г. первоначально для обозначения вытянутых по одному направлению элементов релье­фа и структуры. В дальнейшем этот термин применялся довольно редко, преимущественно для протяженных зон разрывных наруше­ний (например, Урало-Оманский линеамент). Он получил новое значение и широкое применение с началом дешифрирования космоснимков. На них достаточно отчетливо проявлены широкие (километры, первые десятки километров) и протяженные (многие сотни, нередко более тысячи километров) зоны концентрации тре­щин, разрывов, даек магматических пород, пересекающие как платформы, так и складчатые системы. Такие линеаментные зо­ны выделены на Русской плите. Установлены они и на Южно-Американской платформе, где один из них пересекает в северо-восточном направлении прибрежную позднедокембрийскую складчатую систему Рибейра и затем продолжается в глубь синеклизы Параны, подчеркиваясь роем даек и магнитными анома­лиями.

33. Глубинные разломы. Начиная с 30-х годов нашего столетия исследователи стали обращать все большее внимание на сущест­вование разломов большой протяженности, длительного развития и большой глубины заложения, разделяющих разнородно постро­енные блоки земной коры.

А. В, Пейве в более поздних работах 50—60-х годов значи­тельно расширил свои первоначальные представления о глубин­ных разломах, раскрыв их значение в унаследованном развитии тектонических структур и процессах магматизма. Существование глубинных разломов нашло определенное подтверждение при про­ведении профилей глубинного сейсмического зондирования, осо­бенно через фундаменты древних платформ.

Между тем учение о глубинных разломах нуждается в серь­езном пересмотре с позиций тектоники плит, что мы и попытаемся сделать в дальнейшем изложении. Но сначала напомним ис­ходные определение и признаки, по которым устанавливаются или во всяком случае устанавливались глубинные разломы. По опре­делению Л. В. Пейве, глубинный разлом должен обладать тремя особенностями — планетарной протяженностью, значительной (подразумевается мантийной) глубиной заложения и большой длительностью развития. Позднее была отмечена и четвертая осо­бенность глубинного разлома: он разделяет блоки земной коры, отличающиеся по своей структуре, тектоническому режиму и истории развития.

Первая из особенностей глубинных разломов -- их протяжен­ность — устанавливается по данным геологического картирова­ния — сгущению параллельных разломов, повышению интенсив­ности складчатости, проявлениям основного и ультраосновного магматизма, динамометаморфизма, дешифрованию космических снимков, геофизичес­ким данным, в частности по сочетанию «гравитационных ступе­ней» (резких перепадов значений силы тяжести) с линейными магнитными аномалиями, контакту блоков с разными простира­ниями и конфигурацией этих аномалий, данным ГСЗ о смещении поверхности Мохо, сгущению очагов землетрясений.

Вторая особенность — большая глубина заложения -- наибо­лее объективно устанавливается по данным глубинного сейсми­ческого зондирования (смещение поверхности Мохо), данным сейс­мологии (очаги землетрясений), а также по присутствию основных и особенно ультраосновных магматитов.

Третья особенность — длительность развития — выявляется по резким различиям в фациальном характере и мощностях осадоч­ных и вулканогенных толщ по обе стороны разлома, а также по продолжительности магматической деятельности вдоль линии это­го разлома. Следует учитывать, что в активности разлома могут быть перерывы.

Четвертая особенность — различия в структуре и истории раз­вития разделенных разломом блоков земной коры и литосферы — устанавливается как геологическими, так и геофизическими ме­тодами, о чем уже говорилось.

Приведенная характеристика глубинных разломов не вполне приложима к некоторым разрывным нарушениям, ранее рассмат­ривавшимся как заведомо глубинные, например к краевым швам, по Н. С. Шатскому. Их расположение между континентальными платформами и внешними зонами складчатых сооружений, под­стилаемыми той же континентальной консолидированной корой, показывает, что они занимают внутриплитное положение. Совре­менные данные об их глубинном продолжении свидетельствуют, что это фронтальные пологие надвиги и шарьяжи материала внешних зон на смежную платформу. Это касается обоих примеров краевых швов, приведенных Шатским, — линии Логана (надвига Аппалачей на Канадский щит) и фронтального надвига Скандинавских каледонид на Балтийский щит. В последнем случае это выход на поверхность границы комплекса шарьяжных пластин, корни которого следует искать приблизительно в 300 км западнее в Норвежском море и который на всю эту ширину подстилается породами Балтийского щита. Таким образом, краевые швы плат­форм не могут рассматриваться как глубинные разломы; истин­ные ограничения платформ находятся в глубине смежных склад­чатых сооружений, в частности па границе их внешних и внутрен­них зон.

Понятию глубинных разломов полностью отвечают лишь так называемые сутуры, или швы, маркирующие зоны столкновения, коллизии литосферных плит. Это важнейшие элементы строения подвижных поясов. Их наиболее достоверным признаком явля­ется распространение офиолитов (т. е. древней коры океанского типа, обычно в виде меланжа), нередко испытавших метамор­физм высокого давления -- низкой температуры (глаукофановые сланцы), который может затем смениться зеленосланцевым. Обычно это довольно крутые зоны, но нередко они обладают заметным наклоном. Швы эти разделяют крупные блоки коры и литосферы, иногда именуемые геоблоками (Л. И. Красный), резко отличаю­щиеся по структуре и истории развития. Эти различия могут служить основанием для установления (хотя бы предположительного) сутур даже там, где отсутствуют выходы офиолитового меланжа и глаукофановых сланцев. Заключительные движения в зонах сутур ориентированы в основной вер­тикально и нередко носят сдвиговый характер; часто это пластич­ные, или вязкие, сдвиги, подчеркиваемые полосами развития бластомилонитов, как в китайском хребте Циньлин. Но несколько ра­нее из этих зон могут оказаться выжатыми офиолитовые пласти­ны, наползающие в виде шарьяжей на смежные континентальные блоки в одну сторону, как в зоне Инда — Цанг-па в Гималаях, или в обе стороны, как в Севапо-Зангезурской зоне на Малом Кавказе и на ее западном продолжении в Анатолии.

В дальнейшей своей истории сутуры вместе с разграничиваю­щими их блоками могут войти в состав фундамента платформ, превращаясь тем самым из межплитных во внутриплитные струк­туры, и в пределах плит скрыться под осадочным чехлом. В этом случае прослеживание сутур осуществляется геофизическими ме­тодами — сейсмическими (ГСЗ), магнитометрическими (линей­ные магнитные аномалии) и др. Наиболее древние сутуры имеют позднеархейский — раннепротерозойский возраст; примером мо­гут служить Криворожский разлом Украинского щита.

Древние, в том числе погребенные, сутуры образуют ослаблен­ные зоны в литосфере внутренних частей континентов, и вдоль них нередко происходит разрядка внутриплитных напряжений, и воз­никают разного рода дислокации. В общем сутуры — важнейшие элементы строения не только подвижных поясов, как было ука­зано выше, но и континентов в целом, и с их выделения должно начинаться тектоническое районирование при составлении текто­нических карт.

В строении складчатых поясов и образующихся на их месте платформ, точнее их фундамента, в том или ином виде могут сох­раняться следы крупнейших трансформных разломов, существо­вавших на доорогенном этапе их развития. Такие поперечные зо­ны намечаются, например, в Северо-Американских Кордильерах, на продолжении гигантских трансформных разломов северо-вос­точной части Тихого океана — Мендосино и др.

Тем не менее крупные, планетарного масштаба сдвиги остают­ся важными внутриплитными структурами (рис. 7.2). Их протя­женность может превышать 1000 км, а амплитуда достигает сотен километров: сдвиг Таньлу в Восточном Китае 550 км (по некото­рым данным значительно больше), сдвиг Сан-Андреас в Калифор­нии 580 км, Таласо-Ферганский и Центральный Сихотэ-Алинский-сдвиги порядка 200 км и т. д. Скорость смещения вдоль сдвигов может превышать 1 см/год, а при сейсмических толчках достига­ет нескольких метров, иногда более 10 м.

К разряду глубинных разломов-раздвигов могут быть отнесе­ны образующиеся позднее континентальные рифтовые системы, учитывая их протяженность, длительность развития (нередко с большими перерывами) и проявления базальтового и щелочно-базальтового, а иногда и ультраосновного магматизма. В своем дальнейшем развитии они могут перерождаться в дивергентные границы плит, что мы и видим па примере Восточно-Африкан­ской рифтовой системы, развитие которой уже привело к откалы­ванию Аравийской плиты и ведет в настоящее время к откалыва­нию Сомалийской плиты от Африканской.

Уже почти полвека назад, как указывалось выше, Р. Зондер в 1948 г. обратил внимание на. то, что глубинные разломы ориен­тированы в определенных направлениях относительно оси враще­ния Земли и образуют в совокупности регматическую сеть, со­стоящую из трех систем разломов — ортогональной и двух диа­гональных, обнаруженных также при изучении планетарной тре­щиноватости (см. выше). Выше говорилось и о вероятном (если не единственно возможном) происхождении регматической сети, связанном с перестройкой фигуры Земли при изменении скорости или положения оси ее вращения. Приведено было и объяснение того, каким образом закономерная ориентировка разломов и тре­щин сохраняется, несмотря на крупные горизонтальные перемеще­ния литосферных плит и их вращение. К сказанному необходимо добавить, что роль глубинных разломов при перемещениях плит отнюдь не является пассивной — именно по ним происходит рас­кол плит с образованием осей спрединга и трансформных разло­мов, которые тем самым ориентируются вдоль тех же «сакрамен­тальных» направлений и служат теми рельсами, вдоль которых движутся плиты и их сегменты, разделенные трансформами.

Несмотря на то что в свете тектоники плит число разломов, которые могут быть отнесены к глубинным ,в их классическом по­нимании, должно быть ограничено и сама трактовка этих разло­мов изменена, их существенное значение в контроле размещения месторождений полезных ископаемых не подлежит сомнению. Это касается прежде всего раздвиговых, рифтовых структур. В океа­нах вдоль них наблюдается интенсивная гидротермальная деятель­ность с накоплением сульфидов ряда металлов, на континентах с рифтами также бывают связаны месторождения свинца, цинка, а главное, здесь над рифтами развиваются осадочные бассейны, в которых и образуются залежи нефти и газа. В сутурных зонах континентов в связи с присутствием гипербазитов и габбро встре­чаются месторождения хромитов, платины, асбеста и некоторые другие. В ослабленных зонах над сутурами в фундаменте древ­них платформ, особенно на их пересечениях, размещаются ал­мазоносные кимберлитовые трубки и т. д.