общие сведения о предмете геотектоники -

ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНСТВО ПО ОБРАЗОВАНИЮ
Федеральное государственное образовательное учреждение
высшего профессионального образования
«Сибирский федеральный университет»
Цыкин Ростислав Алексеевич
Сазонов Анатолий Максимович
Прокатень Елена Вячеславовна
Дисциплина «Геотектоника и геодинамика»
КОНСПЕКТ ЛЕКЦИЙ
Красноярск, 2008
УДК 551.24
Цыкин, Р.А.
Конспект лекций по дисциплине «Геотектоника и геодинамика» по направлению 130 300 «Прикладная геология», специальность 130 301 «Геологическая съемка, поиски и разведка месторождений полезных ископаемых» /
Р.А. Цыкин, А.М. Сазонов, Е.В. Прокатень. - Красноярск: Сиб. Федер. Ун-т,
2008. – 78 с.
Систематически рассмотрены 16 тем, объединенных в 4 модуля:
1. Оболочки, виды движений и свойства литосферы (4 лекции). 2. Механизмы
структурообразования в земной коре (6 лекций). 3. Историческая геотектоника (4 лекции). 4. Геодинамика (2 лекции). Общий объем лекционного курса
32 часа. Разработка тем выполнена с учетом учебных пособий последних лет
издания и трудов по фундаментальным проблемам геотектоники, включая
оценки современного состояния геотектоники и геодинамики.
Рис.1, табл. 2, библиогр. 8 назв.
Печатается по решению Редакционно-издательского совета СФУ
Сибирский федеральный университет, 2009
2
ОГЛАВЛЕНИЕ
Введение
4
Модуль 1. Оболочки, виды движений и свойства литосферы
1.
Общие сведения о предмете геотектоники
5
2.
Тектоносфера и литосфера
10
3.
Неотектонические движения и деформации
14
4.
Методы палеотектонического анализа
18
Модуль 2. Механизмы структурообразования в земной коре
5.
Строение океанского дна и происхождение океанов
22
6.
Эволюция геосинклинально-складчатых поясов
27
7.
Континентальные платформы
31
8.
Тектоника континентальных рифтов и впадин
36
9.
Орогенез и тектоно-магматическая активизация
39
10. Глубинные и крупные коровые разломы
44
Модуль 3 Историческая геотектоника
11. Цикличность геологического развития
48
12. Тектонические карты
51
13. Основные этапы эволюции земной коры
56
14. Обзор геотектонических гипотез
62
Модуль 4. Геодинамика
15. Геодинамические реконструкции
67
16. Состояние и тенденции развития геотектоники
72
Заключение
76
Литература
77
3
ВВЕДЕНИЕ
Дисциплина «Геотектоника и геодинамика», преподаваемая в VIII семестре обучения, имеет важное значение при подготовке инженерных кадров
геологов. С одной стороны, она углубляет и формирует знания о внутреннем
строении Земли, о процессах, порождаемых тепловой энергией ядра и нижней мантии, о взаимосвязях планеты с ближним и дальним Космосом, о
структурообразовании в земной коре, с которым связаны месторождения
рудных и нерудных полезных ископаемых. С другой стороны, она знакомит
студентов с современными представлениями о происхождении Земли и ее
оболочек, с основами истории формирования крупных геоструктур континентов и слагающих их геологических формаций, о необратимо-циклическом
развитии земной коры. Правомерно заявить, что геотектоника во многом способствует формированию профессионального мировоззрения будущих специалистов.
Дисциплина многопрофильная, основные разделы ее такие: а) оболочки, виды движений и свойства литосферы, б) механизмы структурообразования в земной коре, в) историческая геотектоника, г) геодинамика. Последовательное изложение учебного материала достигается прочтением 16 двухчасовых лекций, содержание которых приведено в данном конспекте. В материале лекций соблюдены принципы преемственности знаний, их развития и углубления. Изложение материала настраивает слушателей на творческую активность в процессе самостоятельной работы. В качестве иллюстративного
материала приведены тектонические схемы и разрезы, способствующие восприятию раскрываемых понятий и представлений. Эти иллюстрации при чтении лекций будут воспроизведены на интерактивной доске с соответствующими комментариями. В лекционном курсе изложены основы тектонической
картографии. В заключительной лекции рассмотрено современное состояние
геотектоники и геодинамики и сделан вывод о вероятности существенного
прогресса в совершенствовании теоретических оснований дисциплины, что
неизбежно повлияет на эффективность геологоразведочных работ.
4
1. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ПРЕДМЕТЕ ГЕОТЕКТОНИКИ
1. Определение геотектоники и геодинамики, цели и задачи курса.
2. Разделы геотектоники и ее связи с ведущими геологическими
науками.
3. История развития геотектоники.
4. Зонально-сферическое строение Земли.
Геотектоника – наука о внутреннем строении Земли, истории формирования геоструктур земной коры, источниках энергии и типах тектонических
движений. Геодинамика – раздел геотектоники, рассматривающий структурообразование в земной коре в соответствии с теорией образования и движения литосферных плит. Цели учебной дисциплины – формирование у студентов представлений о внутреннем строении и саморазвитии Земли, о земной
коре, сферах мантии, ядре, о типах тектонических движений, основных механизмах структурообразования и эндогенных режимах, о литосферных плитах,
типах их границ и перемещениях на сфере. Задачи изучения – усвоение представлений о веществе и термодинамических параметрах внутренних сфер
Земли, о главных структурах земной коры, их формировании в связи с мантийными и коровыми процессами, о методах изучения неотектоники и палеотектоники, о направленно-циклическом развитии земной коры, изучение методов чтения и построения тектонических карт, приобретение навыков тектонического анализа и моделирования.
Разделы геотектоники следующие: а) морфологическая тектоника
(структурная геология), б) региональная тектоника (особенности и история
формирования структур геолого-географических регионов), в) историческая
тектоника (обоснование этапов становления структур земной коры, эволюция
эндогенных режимов, выделение тектонических циклов, г) динамическая
тектоника (тектонофизика, физика Земли), д) геодинамика (образование,
движение, взаимодействия литосферных плит). Геотектоника наиболее тесно
связана с региональной и исторической геологией, геофизикой, стратиграфией, геологическим картированием, металлогенией и планетологией.
Региональная геология содержит сведения о структурных элементах
территорий, отличающихся основными особенностями геологического
строения (регионов), историческая геология интерпретирует ход геологического развития платформ и складчатых систем – чередование трансгрессий и
регрессий, эпохи складчатости и магматизма, изменение органического мира
как следствие эволюции внешних оболочек Земли и земной коры. Геофизика
поставляет необходимые сведения о гравитационном, магнитном и сейсмическом полях, отражающие вещественные и плотностные неоднородности зем-
5
ной коры. Стратиграфия отражает эволюцию осадочной оболочки земной коры и даѐт необходимые сведения для построения геохронологической шкалы
и, соответственно, датирования эпох и фаз складчатости и магматизма. Геологическое картирование поставляет фактический материал для составления
специальных карт и схем. Металлогения является вещественным отражением
геотектонического развития. Планетология поставляет сравнительный материал для интерпретации внутреннего строения, происхождения Земли и эволюции еѐ оболочек.
Геотектоника сформировалась как самостоятельная наука в начале ХХ
в., а геодинамика – в шестидесятые годы минувшего столетия. Ранее вопросы
структурообразования в земной коре, ее движениях и деформациях, построение гипотез образования и развития Земли рассматривались в недифференцированной геологии и естествознании. Академик В.Е. Хаин выделил пять
этапов предыстории и истории геотектоники. Первый этап (ХVII-XVIII в.в.)
суммировал представления мыслителей древности и средних веков об изменениях земной поверхности, образовании минералов, горных пород и руд, о
формах геологических тел. Еще в античное время наметились два представления в объяснении механизма формирования геологических тел – нептунизм, придавший главную роль морям, и плутонизм, считавший первоисточником геологических процессов внутреннее тепло Земли. В 1669 г. итальянский богослов Н. Стенон сформулировал положения, заложившие основы
стратиграфии и структурной геологии: 1) слои первоначально накапливаются
горизонтально и нижний слой является самым древним; 2) если более древний слой наклонен, то его деформация произошла до накопления верхнего
слоя; 3) горы не представляют собой постоянной величины, то есть возникают и исчезают. Видные естествоиспытатели Р. Декарт и Г. Лейбниц писали,
что Земля первоначально была расплавленным телом, а затем остыла и покрылась твердой корой. Сгущение паров породило Мировой океан, а уход
вод в подземные пустоты создал сушу.
Второй этап (начало ХIX в.) заложил основы геологических знаний в
процессе противоборства концепций нептунизма (А. Вернер) и плутонизма
(Дж. Геттон). На этом этапе возникла стратиграфия, множился опыт геологического картирования в странах Европы, возник и пользовался популярностью катастрофизм (Ж. Кювье и А. Броньяр), позитивной стороной которого
было выделение орогенических (тектонических) фаз. Этап завершился появлением знаменитой книги англичанина Ч. Лайеля «Основы геологии», внедрившего в естествознание принципы эволюционизма и актуализма. Третий
этап охватывает вторую половину XIX в. Он знаменуется обоснованием
французом Эли де Бомоном гипотезы контракции, пользовавшейся популярностью более 70 лет. Эта гипотеза основывалась на представлениях об охлаждении Земли и уменьшении ее радиуса, вследствие чего жесткая земная кора испытывала деформации. Складкообразование происходило циклично, в
6
ходе 32 циклов, обоснованных ранее катастрофистами. В течение каждого
цикла создавались системы складок определенных простираний. Зародилось
учение о геосинклиналях (американцы Дж. Холл и Дж. Дэна), которым позднее француз Э. Ог противопоставил «континентальные площади» (платформы). В конце этапа появился фундаментальный трактат австрийца Э. Зюсса
«Лик Земли» и работа Э. Ога «Геосинклинали и континентальные площади»,
вслед за которой он издал книгу «Геология», выдержавшую несколько изданий в русском переводе.
Четвертый этап (первая половина ХХ в.) знаменателен обособлением
геотектоники, появлением первых тектонических схем, обоснованием ряда
гипотез развития Земли и земной коры, которые подорвали господство контракционной гипотезы. За короткое время были опубликованы гипотезы подкоровых течений (О. Ампферер, 1906), расширяющейся Земли (Б. Линдеман,
1927), пульсаций (В. Бухер, 1933, М.А. Усов, 1939), плавания континентов
(А. Вегенер, 1912). Трудами советских геологов, академиков А.Д. Архангельского и Н.С. Шатского было обосновано учение о геосинклиналях и платформах как основных структурах континентов. В ходе геологического развития площади платформ наращиваются за счет завершивших развитие геосинклиналей. На этом этапе сформулированы представления о глубинных
разломах (академик А.В. Пейве, 1945), о неотектонике (В.А. Обручев и Н.И.
Николаев, 1949), геологических формациях (Н.П. Херасков, А.Б. Вассоевич,
В.И. Попов и др.). В эти годы появились первые учебники – сначала по
структурной геологии (Б. и Р. Уиллисы, Ч. Лизс, М.А. Усов), а затем – по геотектонике (М.М. Тетяев, Е.В. Милановский, В.В. Белоусов).
Пятый этап (вторая половина ХХ в.). Развитие теоретических оснований дисциплины позволило развернуть работы по составлению обзорных и
региональных тектонических карт СССР (Н.С. Шатский, 1952 и 1956,
Т.Н. Спижарский, 1966), Европы (международный коллектив под редакцией
А.А. Богданова (1964), Евразии (А.Л. Яншин, 1966). Были составлены среднемасштабные карты Кавказа, Урала, Казахстана, Якутии, Северо-Востока
России. Кроме того, были изданы специальные тектонические карты (Докембрия континентов, Возраста континентальной коры, Неотектоники, Разломов
СССР и сопредельных стран). При тектонических исследованиях стали использоваться космические снимки территорий. Если в начале этапа картографирование авторские коллективы осуществляли на основе возрастного и
структурно-исторического принципов, то в последней четверти ХХ в. стали
все шире применять геодинамические интерпретации, что обусловлено развитием учения (теории) плитотектоники. Это стало возможным вследствие
успехов в геофизическом изучении морского и океанского дна, бурением
скважин с буровых платформ и спутниковой альтиметрии водной поверхности. Итогом этой работы было издание сводок по тектонике плит (К. Ле Пишон, Ж. Франшто, Ж. Боннин, 1977) и геодинамике (Л.П.Зоненшайн, Л.А.
7
Савостин, 1979). Параллельно развивались представления о тектонической
расслоенности литосферы (А.В. Пейве, Ю.А. Пущаровский и др., 1990) и
плюмтектонике – температурно-плотностных неоднородностях мантии с
подъемом и опусканием колонн вещества до границы с ядром (Н.Л. Добрецов, А.Г. Кирдяшкин, 1994).
Новое тысячелетие знаменует наступление очередного этапа геотектоники, о чем свидетельствует недавно вышедшая сводка «Фундаментальные
проблемы общей тектоники» (2001), публикации в научных журналах и новые книги. Они свидетельствуют о создании новой парадигмы – системы
взглядов, учитывающих экспериментальные исследования вещества при
сверхвысоких температурах и давлениях, развертывание глубинного геофизического зондирования и сейсмотомографии, компьютерного моделирования эндогенных режимов.
Внутренние геосферы Земли (сверху вниз) состоят из земной коры
(около 0,6 % земного радиуса), мантии толщиной около 2900 км, внешнего
жидкого ядра (2250 км) и внутреннего – твердого (около 1200 км). Оболочное
строение планеты было установлено еще в начале ХХ в., благодаря анализу
сейсмограмм крупных землетрясений.
О составе внутреннего ядра судят по метеоритам, среди которых есть
железные с высоким содержанием никеля. В ядре присутствуют также кремний, кислород, сера и водород (гидриды железа). Внешнее ядро обнаруживает свойства вязкой жидкости (не проходят поперечные сейсмические волны).
В его составе ведущую роль играет металлическое и закисное железо, увеличиваются количества Si, O, S. Мантия Земли имеет более сложный состав,
обусловленный соединениями Si, Mg, Fe, Al, Ca и О. Ученые обсуждают несколько вариантов состава верхней мантии – пиролитовый (главные минералы оливин, пироксены и гранат в соотношении 4:2:1), пиклогитовый (пироксен, гранат, оливина до 40 %), эклогитовый (пироксен-гранатовый), лерцолитовый со шпинелью (оливин-пироксеновый). С ростом температур и давлений в направлении ядра предполагаются структурные перестройки вещества
с образованием все более плотных модификаций. Нижняя часть мантии
предположительно состоит из фазы со структурой перовскита (Mg, Fe) SiO3 70 % и магнезиовюстита (Mg, Fe)O – 20 %. Оставшиеся 10 % приходятся, вероятно, на оксиды кремния, магния, железа и алюминия.
На основе интерпретации сейсмических данных, полученных на сейсмостанциях разных стран при сильных и катастрофических землетрясениях, в
шестидесятых годах ХХ в. К Буллен выделил следующие сейсмические
«слои» внутри земного шара (с изменениями):
А – земная кора (континентальная), толщина около 40 км, плотность
вещества 2,7-3 г/см3;
В – верхняя мантия до глубины 400 км, плотность 3,3 – 3,65 г/см3;
8
В1 – слой до глубины 670 км (верхняя мантия по Н.Л. Добрецову и др.),
плотность 3,7-3,8 г/см3;
С – средняя мантия до глубины 900 км, плотность 3,8-4,7 г/см3;
Д – нижняя мантия до 2800 км, плотность 4,8-5,7 г/см3;
Д1 – переходный слой до 2850 км, плотность 6-9 г/см3;
Е – внешнее ядро до 4980 км, плотность 9,4-11,5 г/см3;
F – переходный слой до 5120 км, плотность 11,6-12 г/см3;
G – внутреннее ядро до центра планеты около 6370 км, плотность 12,112,3 г/см3.
С учѐтом данных сейсмической томографии Ю.М. Пущаровский в
2001 г. выделил следующие оболочки мантии:
Литосфера до 200 км;
Верхняя мантия до 670 км;
Переходный слой I - 670-840 км;
Средняя мантия до 1760 км;
Переходный слой II до 2200 км;
Нижняя мантия до 2900 км;
Переходный слой III до 2900 км
Земную кору подразделяют на океанскую и континентальную. Кроме
того, имеются переходные типы – субокеанский и субконтинентальный. Океанская кора имеет трехчленное строение: а) осадочный слой переменной
мощности (от 0 до 10-15 км), сложенный отложениями кайнозоя – позднего
мезозоя; б) базальтовый (1,5-2,5 км), сложенный толеитовыми базальтами с
прослоями кремнистых осадков; в) габбро-ультраосновной. Строение первых
двух слоев изучено по данным глубоководного бурения, третьего – по результатам драгирования раздвигов океанского дна.
Земная кора континентов имеет толщину 30-75 км (в среднем, около 40
км), для нее предложены трех-четырехслойная модели. Верхним является
осадочный слой (0-22 км), сложенный слабо и умеренно деформированными
и не метаморфизованными отложениями с возрастом от рифея до кайнозоя.
Второй слой – гранитно-метаморфический толщиной от 5-8 до 30-35 км. Породы этого слоя обнажены на кристаллических щитах и имеют, главным образом, архей-раннепротерозойский возраст. Именно этот слой является определяющим для континентальной коры, геологический возраст которой
оценивается по возрасту интрузивных и метаморфических комплексов этого
слоя. Третий слой в одной из альтернативных точек зрения имеет диоритовый состав, глубже выделяют гранулит-базитовый (четвертый). В другой модели третьим слоем является гранулит-базитовый, отделенный от гранитнометаморфического слоя сейсмической границей Конрада. Ниже земной коры
9
расположена мантия, различимая по скачку скоростей сейсмических волн от
7,4-7,6 до 8 – 8,2 км/с (граница Мохо). В верхней мантии местами фиксируется падение скоростей сейсмических волн, на основании чего выделена астеносфера. Все, что лежит выше астеносферы, относят к литосфере (земная кора + надастеносферная мантия).
2. ТЕКТОНОСФЕРА И ЛИТОСФЕРА
1. Представления о тектоносфере
2. Типы движений земной коры
3. Литосфера и литосферные плиты
4. Движения мантийного вещества
5. Цикличность образования и распада литосферных плит
Тектонисты неоднозначно определяют сферу проявления процессов
деформации и структурообразования в земной коре. В.Е. Хаин считает, что
она охватывает земную кору и верхнюю мантию, примерно, до глубины 700
км. Ю.М. Пущаровский полагает, что тектоносфера простирается до ядра
Земли. Действительно, если существуют перемещения вещества мантии –
циркуляционные (конвективные) и (или) вертикальные (адвентивные), то
сферу тектонических процессов следует протягивать до внешнего ядра,
включая переходный слой Д1 К. Буллена. Земля является геологически активным космическим телом, причем это справедливо для любых этапов ее
развития – от ранних, архейских до современного. Активное структурообразование происходит и в настоящее время, что выражено перемещениями береговых линий морей, ростом горных систем, вулканизмом, землетрясениями
и другими геологическими явлениями.
Тектонические движения – это перемещения земной коры определенной территории, приводящие к деформациям геологических тел. Единообразно их классифицировать невозможно ввиду необходимости учета многих
факторов. Так, по времени проявления они могут быть современными, молодыми, плейстоценовыми, кайнозойскими и весьма древними. По скорости
структурообразования тектонические движения разделяют на медленные (несколько миллиметров за год), быстрые (провалы и вспучивания земной поверхности за короткое время на десятки и сотни метров) и катастрофические
с почти мгновенным преобразованием рельефа и появлением складок или
разрывных нарушений. По направлению движений выделяют вертикальные,
горизонтальные и косонаправленные. По периодичности есть обратимые (колебательные) и необратимые (восходящие и нисходящие) деформации. На-
10
конец, по геологическим результатам можно выделить складко- и разрывообразующие движения, а также магмообразующие (инъективные). Сложными,
изменяющимися во времени и пространстве тектоническими процессами
формируются горно-складчатые системы (орогенез), континентальные и океанские рифты, зоны деформаций, магматической и гидротермальной деятельности (тектономагматическая активизация) и другие системы.
С позиций геодинамики, основанной на положениях тектоники литосферных плит, предметом рассмотрения является литосфера и ее составные
части – литосферные плиты. Литосфера – это надоболочка, которая включает
земную кору (любого типа) и верхнюю, относительно «холодную» мантию.
Первой предпосылкой вычленения литосферы явилось установление изостазии. Это понятие ввел англичанин Даттон в 1892 г., подразумевая под ним
«плавание», то есть уравновешивание легкой земной коры относительно более плотной, обладающей реологическими свойствами, мантии. Затем была
выделена астеносфера – разогретая и относительно пластичная часть мантии,
обеспечивающая изостатическую компенсацию. Астеносфера была выделена
Ван-Хайзом в 1904 г. и обоснована Дж. Баррелом в 1916 г.
В семидесятые годы ХХ в. была построена концепция (теория) литосферных плит, базирующаяся на ряде геолого-геофизических положений, а
именно: 1) разделение верхней части Земли на оболочки с различными реологическими свойствами; 2) наличие границ плит трех родов – дивергентных
(раздвиговых), конвергентных (поддвиговых) и трансформных (сдвиговых);
3) наличие ограниченного числа крупных плит и их обломков; 4) при своем
движении плиты подчиняются законам сферической геометрии (теорема Эйлера): любое дивергентное перемещение двух сопряженных точек на сфере
совершается вдоль окружности, проведенной перпендикулярно оси, проходящей через центр Земли; 5) объемы рождаемой на дивергентной границе и
поглощаемой – на конвергентной океанской коры равны, то есть радиус Земли является постоянным; 6) основная причина движения плит – наличие конвекции вещества мантии.
Под океанами подошва литосферы лежит на глубинах 50-60 км, под
континентами – 100 км и более (под кристаллическими щитами астеносфера
не обнаружена). На Земле выделены 7 плит I порядка: Евразийская, Северо- и
Южноамериканские, Индо-Австралийская, Антарктическая, Африканская и
Тихоокеанская. Их границы на глобусе и картах Земли установлены по поясам сейсмичности, океанским рифтам и крупным современным сдвигам.
Большинство плит имеет более толстую континентальную и тонкую океанскую части. Есть плита, почти сплошь состоящая из континентальной части
(Евразийская) и из океанской части (Тихоокеанская). Другие плиты имеют
как первую, так и вторую части в разных пропорциях.
На Земле есть плиты II порядка – Аравийская, Наска, Кокос, Карибская,
Охотоморская, Филиппинская, Индокитайская и Китайская. Они оконтурены
11
такими же границами, что и крупнейшие плиты. Плиты III порядка малые,
выделяемые по рифтам (в том числе континентальным), сдвигам, рассеянной
сейсмичности. На территории России разными исследователями выделены
Амурская, Забайкальская, Верхоянская, Омолонская и другие малые плиты.
Наконец, есть осколки малых и средних плит – террейны. Это тектонические
блоки экзотического состава и особого строения. По реконструкциям террейны первоначально располагались на большом удалении от современного местонахождения.
В Северном полушарии Земли расположены две крупные литосферные
плиты – Северо-Американская и Евразийская. Из них первая на западе имеет
спрединговую границу, проходящую по хребту Гаккеля в Северном Ледовитом океане и затем к юго-востоку через Чукотку, север Магаданской области
и примерно посередине Камчатки. По Алеутской островной дуге она следует
до побережья Северной Америки и далее на юго-восток до Мексики. Южная
граница этой плиты проходит через Атлантический океан до СрединноАтлантического хребта, ограничивающего плиту на востоке. В состав данной
плиты входят острова Канадского архипелага и Гренландия.
Евразийская плита на западе следует по спрединговой зоне СрединноАтлантического хребта до широты Средиземного моря, далее через это море
до Аравийского полуострова и затем через Персидский залив и вдоль побережья Индийского океана до Индостана. В обход последнего коллизионная
граница плиты следует долиной Инда и через хребет Каракорум в долину Гарима. Затем через пустыню Гоби и поперек Большого Хингана она трассируется до Охотского моря. В юго-восточной части с Евразийской плитой граничат Китайская и Охотоморская плиты II порядка. Частично в Северном полушарии находится Тихоокеанская плита, которая по площади является
крупнейшей на Земле. На севере, северо-западе плиту ограничивают субдукционные (островодужные системы), а на юге и юго-востоке – спрединговые
системы. Восточнее Восточно-Тихоокеанского поднятия (спредингового
хребта) находятся плиты II порядка Кокос (у Панамского перешейка) и Наска.
Африканская плита принадлежит обоим полушариям. На севере она ограничена субдукционными и коллизионными границами Средиземноморского бассейна и его островов и затем в обход Аравийского полуострова по зоне
спрединга Красного моря следует к Индийскому океану и далее вдоль Срединно-Индийского подводного хребта к зоне тройного сочленения спрединговых систем (о.Буве). На западе эта плита ограничена СрединноАтлантическим хребтом.
Индо-Австралийская плита частично принадлежит Северному полушарию и более чем на половину является океанской. Континентальными сооружениями в еѐ составе являются Индостан и Австралия. На северо-востоке и
12
востоке границы плиты субдукционные (от Бенгальского залива до Новой
Зеландии), а на западе и юге – спрединговые.
Южно-Американская плита протягивается от Панамского перешейка и
Карибского моря на севере до мыса Горн и Южно-Антильского подводного
хребта на юге. На западе граница плиты проходит по Перуанскому желобу,
являясь субдукционной, а на востоке - по Срединно-Индийскому подводному
хребту. С севера к этой плите примыкают плиты II порядка Кокос и Карибская.
Антарктическая плита со всех сторон окружена водами Тихого, Атлантического и Индийского океанов (спрединговые границы). Примерно, половину площади этой плиты занимает ледниковый щит с абсолютными отметками в районе Южного географического полюса до 3500 м.
Причины возникновения и перемещения литосферных плит – наличие
конвективных ячей в мантии. Плиты I порядка перемещаются в пределах
ячей Релея-Бернара со стороной порядка 5000 км. Ячея имеет гексагональную конфигурацию, вследствие чего возникают тройные сочленения рифтов.
Средние и малые плиты являются порождениями двухэтажной конвекции.
Если она неупорядоченная, ячеи могут иметь разные размеры.
Периодичность геодинамических явлений можно объяснить перестройками системы конвекции. Пока существует одноэтажная конвективная система Релея-Бернара, проявляется геодинамический цикл, выделенный канадским геофизиком Дж. Уилсоном (рис.1):
Коллизия VI —— I Рифтогенез
Б
Аккреция V
II Красновоморская
А
система
III Мегаокеан
Островодужная IV
система
А – дивергентная часть цикла, Б – конвергентная часть.
Рис. 1. Цикл Дж. Уилсона (Вильсона)
Продолжительность цикла Уилсона около 600 млн. лет (по другим
оценкам 1,2 млрд. лет). В конце цикла возникают суперконтиненты (Пангеи).
Кроме конвекции, в мантии существуют адвективные движения вещества.
Крупные колонны горячего разуплотненного вещества поднимаются от гра-
13
ницы внешнего ядра (апвеллинг). По данным сейсмической томографии, в
мантии установлены Тихоокеанский и Индо-Африканский апвеллинги. Гигантские колонны охлажденного более тяжелого вещества опускаются до
границ ядра (даунвеллинг). Установлены Западно- и ВосточноТихоокеанский даунвеллинги.
С позиций геодинамики, развитие Земли и земной коры обусловливают
процессы в мантии – как конвективные, так и адвективные, создающие многообразие тектонических структур и режимов.
3. НЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ И ДЕФОРМАЦИИ
1.Тектонические движения кайнозоя
2. Методы неотектонических исследований
3. Методы анализа молодых движений
4. Методы актуотектоники
5. Градация деформаций во времени
Деформации земной поверхности и структурообразование, протекавшие в кайнозойскую эру, именуют неотектоническими. Термин «новейшая
тектоника» был предложен В.А. Обручевым в 1948 г. Осмысливая результаты
исследования гор Восточного Саяна и Прибайкалья, он пришел к выводу об
их формировании в неогене и четвертичном периоде. Уже в древности были
известны факты преобразования поверхности (лика) Земли. Пифагор (580500 г. до н. э.) писал: «Твердая земля превращалась в море, а оно – в землю.
Морские раковины лежат далеко от океана, а якорь был найден на вершине
горы. Суша вследствие землетрясений подтоплялась».
Новейший тектонический этап является продолжением альпийского
цикла М. Бертрана. Это цикл активных деформаций, характеризующийся
ростом площадей континентов и горных поясов (геократический режим). Начало этапа в регионах разновременное. В Алтае и Кузнецком Алатау он наступил в палеоцене или эоцене. В Восточном Саяне, Енисейском кряже и
Сибирской платформе неотектонический этап наступил в миоцене (N1), а на
Северо-востоке России – в плиоцене (N2) и эоплейстоцене. Таким образом,
интервал неотектонического развития достаточно продолжительный, от примерно 50 и менее миллионов лет до современности. Тектонисты различают
собственно неотектонические (кайнозой), молодые (голоценовые) и современные (последние 300 лет) движения и деформации земной поверхности.
Методы изучения названных длительностей разные.
14
В неотектонике, рассматривающей движения и деформации кайнозоя,
используют геологические и геоморфологические методы. В частности, при
наличии осадочных толщ фиксируют перерывы и несогласия в отложениях
палеогеновой, неогеновой и четвертичной систем. В зонах прогибаний земной коры применяют метод мощностей: построение карт изолиний равной
мощности (изопахит) позволит выявить площади наиболее интенсивных погружений. Там, где мощности оцениваемого стратиграфического интервала
малы или он отсутствует, проявлялись слабые погружения или поднятия.
Составление литолого-фациальных карт для ярусов – подъярусов позволит проследить развитие трансгрессий – регрессий моря в соответствующие отрезки геологического времени. Например, на месте Уральских гор в
конце мелового периода было морское дно. Та же картина наблюдалась в
южной, Причерноморской части Восточно-Европейской платформы. На месте Кавказских гор в первой половине кайнозоя существовал расчлененный
морской бассейн. Регрессия здесь началась в неогене, а горы возникли в четвертичном периоде. Проведенное Н.Н. Николаевым картирование неотектоники СССР (неоген-четвертичного этапа). За счет интенсивных поднятий образовались высокие и высочайшие горы, а умеренных поднятий – кряжи.
Наиболее сильные опускания имели место в предгорных прогибах, характеризующиеся высокой нефтегазоносностью. Слабоподвижные территории образуют низкие равнины, а слегка поднимающиеся – высокие равнины и плато. Большие пространства в миоцене затапливались морем и впоследствии изза смены знака движений стали сушей.
Геоморфологические методы важны для континентов, где отложения
кайнозоя отсутствуют (за исключением неоплейстоценовых и голоценовых,
имеющих малые мощности). До наступления альпийского цикла в обстановке
тектонических движений малой интенсивности на обширных пространствах
сформировалась поверхность выравнивания (пенеплен), покрытая корой выветривания. На протяжении альпийского тектонического цикла эта поверхность деформировалась и уничтожалась. Но местами на разных гипсометрических уровнях сохранились фрагменты пенеплена и кора выветривания, частично переотложенная в эрозионные, тектонические либо карстовые депрессии. Выявление реликтов пенеплена и коры выветривания позволяет составить карту неотектоники с отображением градаций суммарных амплитуд
неоген - (местами олигоцен -) четвертичных перемещений исходной палеогеоморфологической поверхности.
В связи с приуроченностью к реликтам доплиоценовых поверхностей
выравнивания и ассоциирующих с ними остатков кор выветривания и продуктов их ближнего переотложения в покрытом карсте многочисленных месторождений (бокситов, фосфоритов, россыпей, глин и глинистых пигментов) в семидесятые годы ХХ в. большим коллективом геологов и геоморфологов под руководством академиков А.В. Сидоренко и И.П. Герасимова была
15
создана Карта поверхностей выравнивания и кор выветривания на территории СССР масштаба 1:2 500 000 и составлена сводка данных по этим вопросам. Так, в пределах Главного Кавказского хребта и Ставропольской возвышенности закартированы преимущественно фрагменты педиментов олигоцен-миоцена на высотных отметках от более 5000 м до 3500 м. В Передовом
и Скалистом хребтах на высотах 2500-2000 м закартированы плиоценовые
педименты, а на Ставропольском поднятии развиты поверхности выравнивания конца миоцена и плиоцена. Таким образом, альпийский орогенез переместил одновозрастные геоморфологические поверхности по высоте на 3,5-4
тыс. м. В Предкавказском передовом прогибе за неоген-четвертичный этап
произошли опускания с амплитудой до 5000 м.
В Алтае-Саянской складчатой области наиболее широким развитием
поверхностей выравнивания и продуктов кор выветривания характеризуется
Салаирский кряж, где в интервале высотных отметок 450-250 м закартированы реликты позднетриасовой, раннемеловой, позднепалеогеновой поверхностей выравнивания и рудоносных кор выветривания. Фрагменты раннемеловой поверхности с бокситоносной корой выветривания (месторождения Барзасского рудного района) детально изучены в северо-западной части Кузнецкого Алатау. Высотный уровень этих поверхностей 220-350 м над уровнем
моря. В низкогорной части Кузнецкого Алатау локально развиты фрагменты
позднемеловой-палеогеновой поверхности выравнивания с продуктами одновозрастной коры выветривания (абсолютные отметки 800-950 м) с элювиальными и карстовыми россыпями золота. Широким развитием позднемеловойпалеогеновой поверхности выравнивания характеризуется Приангарская
часть Енисейского кряжа, где в интервале высотных отметок от 250 до 600 м
разведаны месторождения карстовых бокситов, элювиальные и карстовые
россыпи золота. Приведѐнные примеры показывают практическое значение
неотектонических исследований регионов России.
Большую роль в неотектоническом анализе играют морфометрические
методы исследования эволюции рельефа. Построение карт базисной поверхности, вершинной поверхности В.П. Философова, карты энергии рельефа,
карты морфоизогипс Аристарховой, карты блокового рельефа Орловой позволяют обосновать направленность неотектонических движений для исследуемой площади. В долинах средних и крупных рек существует система (лестница) террас, которые являются свидетельством поступательного поднятия
местности, чередования фаз врезания реки (эрозии) и стабилизации движений
с накоплением толщ аллювия.
Геофизические методы играют роль в районировании территории по
особенностям неотектонического развития. Они включают выделение зон
сейсмической активности, разломов, подновлявшихся в кайнозое, а также соблюдения или нарушения изостазии (гравитационные аномалии). Метод ГСЗ
(глубинного сейсмического зондирования) позволяет строить профили рас-
16
пределения плотностей в слоях земной коры, выделять блоки с разной направленностью новейших движений.
Методы анализа молодых движений качественно иные. Они отражают
изменения рельефа на протяжении голоцена (11-12 тыс. лет). Голоцен – это,
по сути, исторический этап. При его анализе есть достоверные и мифические
факты. Упомянем миф об Атлантиде, изложенный в диалогах Платона (IV в.
до н.э.). Он писал о событиях, якобы имевших место за 9 тысяч лет до него.
Поиски Атлантиды велись в ХIX-XX в.в., но не дали результата. По палеогеографическим данным в начале голоцена уровень мирового океана был на 2050 м ниже современного. Общая тенденция – эвстатическое повышение
уровня. Но проявилась неравномерность, вследствие чего произошло затопление ряда поселений Причерноморья, существенное отступание моря в Калабрии, где возникла лестница террас. Поднимается территория Скандинавии, где некогда находился ледниковый щит. Амплитуда поднятия в центральной части этого региона превысила 200 м. В Италии (храм Сераписа)
выявлены свидетельства перемены знака молодых движений – фаза опусканий сменилась фазой поднятий.
Исторические свидетельства молодой тектоники достаточно многочисленны, что позволяет строить схемы и карты тектонических движений голоцена.
Современные движения (актуотектоника) происходит на протяжении
последних трех столетий (XVIII-XX в.в.) и для их регистрации использовались геодезические, инструментальные методы. В некоторых государствах и
регионах проведена повторная триангуляция с применением методов астрономической геодезии. Это позволило с точностью до миллиметров определить изменение пространственного положения и высоты тригопунктов. Лазерное зондирование уголковых отражателей, установленных американскими
астронавтами на Луне, позволило количественно оценить дрейф континентов
друг относительно друга. Повторное нивелирование по длинным профилям
через страны и острова позволило численно оценить вертикальные перемещения точек местности, составляющие от -20 до +20 мм/год.
Сопоставление трех временных рядов кайнозойских движений позволяет сделать такие выводы: современные движения – самые быстрые, но неустойчивые по знаку и направлению. Молодые движения в 2-5 раз более медленные и более устойчивые по векторам. Наконец, собственно неотектонические движения имеют относительно небольшие скорости, но они наиболее
устойчивы в координатах пространства - времени.
17
4. МЕТОДЫ ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКОГО АНАЛИЗА
1. Метод фаций и мощностей
2. Объемный метод А.Б. Ронова
3. Анализ цикличности
4. Анализ перерывов и несогласий
5. Анализ формаций
6. Сравнительная тектоника
Существует множество определений термина фация, но чаще всего под
фацией понимают обстановку осадконакопления, реконструируемую по особенностям того или иного слоя или набора слоев. По результатам фациального анализа составляют литолого-палеогеографические карты для геохронологических уровней (времен, веков). На этих картах находят отражение положение береговой линии и общий характер суши (низменная, возвышенная),
зоны бассейна с разными глубинами и обстановками седиментации. В целях
тектонического анализа применяют средне- и мелкомасштабные литологопалеогеографические карты. Они позволяют выделить зоны и блоки с разным
характером палеотектонических движений. На поднятиях образовались либо
рифовые массивы (биогермы), оконтуренные карбонатными брекчиями, либо
горизонты конденсации отложений с линзами конгломератов, фосфоритовых
конкреций, песчано-алевролитовыми пачками с фауной нескольких ярусов. В
прогибах накапливаются ритмично-слоистые турбидиты, тонкослоистые песчано-алевролитовые тела контуритов (отложений подводных окаймляющих
поднятия течений). В наиболее глубоких частях бассейна накопились слои
обогащенных органикой известняков, мергелей, аргиллитов, часто с фаунистическими останками обитателей внешней части шельфа или батиали.
Сравнение палеогеографических карт последовательных геохронологических интервалов позволяет проследить развитие трансгрессий-регрессий.
Например, по данным изучения нижнеюрских отложений осадочного чехла
участка Русской плиты системой буровых скважин вскрыты и проанализированы отложения геттанского, синемюрского и плинсбахского ярусов с составлением фациальных карт. По литологическому составу отложений каждого яруса, аутигенным минералам и органическим остаткам выделены зоны
внешнего, внутреннего (прибрежного) шельфа, периодически затапливаемой
и низкой заболоченной суши. Для геттанского времени площадь внешнего
шельфа невелика, площадь прибрежного шельфа значительна, в зоне периодически затапливаемой суши оконтурены небольшие песчаные острова и отмели, ареал низкой заболоченной суши с неустойчивым угленакоплением за-
18
нимает около 30 % площади. В синемюрское время произошло увеличение
площадей внешнего и прибрежного шельфа, в последней не отмечены песчаные острова и отмели, ареал низменной суши почти исчез. Наконец, для
плинсбахского времени значительную часть площади заняли карбонатные
осадки внешнего шельфа, а остальную – прибрежного мелководья с аргиллит-алевролитовыми отложениями. На основании построенных карт фаций
сделан вывод о развитии трансгрессии в обстановке прогибания дна моря.
Анализ распределения мощностей толщ основан на построении карт
изопахит (изопах). Эта работа должна вестись грамотно, с учетом признаков
компенсированного, частично компенсированного и некомпенсированного
прогибания. Компенсация – накопление ниже базиса действия морских волн
толщи отложений под влиянием прогибания дна. Частичная компенсация
имеет место при подводных размывах осадка, либо его нехватке. Наконец,
некомпенсированное прогибание происходит при быстром и устойчивом
опускании дна, вследствие чего глубина моря увеличивается до значений
многих сотен метров – первых километров. По контурам зон некомпенсированного прогибания образуются особые формы тел отложений (клиноформы), в которых наблюдаются частично секущие соотношения слоистости и
границы клиноформы. В стороны шельфа и абиссали эти тела сменяются типичными слоями (в зоне абиссали они маломощные).
Карты изопахит составляют для стратиграфических подразделений, так
как это открывает возможность оценки интенсивности осадконакопления в
м/млн. лет. Для выбранного стратона должны быть получены скважинные
пересечения. Истинную мощность стратона вычисляют с учѐтом угла наклона слоистости. Если скважины были вертикальными, m = m1×cos α, где m истинная, m1 – вертикальная мощности и α – угол наклона слоѐв. Для построения карты изопахит выбирают величину сечения (через 10, 20 и т.д.
метров), разбивают сеть вспомогательных треугольников с углами в местах
заложения скважин и производят пропорциональное деление сторон треугольников в зависимости от значений мощности в каждой из вершин. Пропорциональное деление можно произвести расчѐтным методом или с помощью палетки, то есть графически.
Методы фаций и мощностей применяют совместно, добиваясь согласованности палеотектонических построений.
Объемный метод предусматривает анализ как фаций, так и мощностей
с применением количественных расчетов объемов отложений разного состава
и генезиса в отложениях платформенных чехлов и краевых прогибов. Он
включает следующие процедуры: 1) подсчет суммарных объемов отложений
(по картам мощностей); 2) измерение относительных объемов отложений
разного состава (известняков, песчано-алевролито-аргиллитовых, или терригенных отложений, вулканитов, кремнистых осадков); 3) определение средней скорости погружений (частное от деления среднего размера рассчитанно-
19
го погружения на интервал геологического времени); 4) определение средней
интенсивности вулканизма (частное от деления объема вулканитов на произведение площади и времени их накопления); 5) определение размера и средней скорости поднятия по объему снесенного с него обломочного, песчаноалеврито-глинистого материала и палеогеографической информации; 6) определение коэффициента поднятия (отношение объема терригенных пород к
общему объему всех отложений).
Применение объемного метода позволяет дополнить качественные
данные палеотектонического анализа количественными, обосновать источники специфического осадочного материала (карбонатные и кремнистые породы и т.п.).
Цикличность – повторяемость в разрезе стратиграфического подразделения аналогичных по составу, окраске, текстурам пластов. Последовательность сравнительно небольшой мощности, в которой не повторяются пласты
одинаковых видов пород (обычно это от двух-трех до 5-6 видов) носит название циклотемы (элементарного ритма). Они могут быть прогрессивными, когда снизу вверх располагаются наиболее крупнообломочные породы (конгломераты или песчаники), затем средне- и мелкообломочные (алевролиты),
вплоть до тонкообломочных (аргиллитов), наконец, хемогенные или органогенные карбонаты и реже – кремнистые или иные (гипс, каменная соль) породы. В случае залегания в основании циклотемы хемогенных, органогенных
и пелитовых пород, которые вверх по разрезу последовательно сменяются
алевролитами, песчаниками и иногда – конгломератами циклотема именуется
регрессивной. При анализе ритмичности прогрессивный ритм обозначают
равнобедренным треугольником, стоящем на основании. Регрессивный – треугольником, расположенным на своей вершине. Две и более циклотемы дают
ритм второго порядка, два и более ритма второго порядка – ритм третьего
порядка и так далее, до V-VI порядков. Порядок ритмичности обозначает как
мощности осадочной толщи, так и длительности геологического времени. В
основе ритмичности лежат как палеогеографические (палеоклиматические),
так и тектонические причины. В первую очередь, это колебательные движения, своего рода «дыхание» земной коры. В основе крупных (IV-VI порядки)
ритмов лежит цикличность тектогенеза – циклы Бертрана и Штилле.
Анализ перерывов и несогласий в стратисфере позволяет установить
эпизоды и рубежи, когда происходили перестройки тектонических режимов
или проявлялись импульсы размывов и деформаций отложений. Наиболее
значимыми были угловые несогласия, обычно сопровождавшиеся перерывами длительностью многие десятки, до сотен миллионов лет. Например, в окрестностях Красноярска на торгашинской свите кембрия несогласно залегает
асафьевская свита девона. В осадочных чехлах прослеживаются длительные
перерывы без несогласий. Например, в Подмосковье на отложениях нижнего
карбона, в целом, согласно залегают слои юрской системы. Менее значимы-
20
ми являются географические несогласия, а также локальные несогласия, сопровождаемые перерывами небольшой длительности. Перерывы чаще всего
связаны с эвстатическими колебаниями уровня океана.
Несогласия не всегда четко выражены в обнажениях и керне скважин,
но четко фиксируются на сейсмических профилях. П. Вэйл для окраин Атлантического океана выявил изменение уровня мирового океана для последних 200 млн. лет. Циклы эвстатических колебаний уровня океана являются
асимметричными: подъемы уровня до величин 250-350 м по сравнению с современным уровнем происходят плавно, а падения – быстро и достигают величин 250 м ниже современного. Амплитуда эвстатических колебаний уровня мирового океана составляет до 600 м.
Анализ формаций играет важную роль в палеотектонических построениях. Формация – ассоциация горных пород, устойчиво возникающая в геологических пространстве и времени и слагающих крупные тела. Одним из
ведущих факторов образования формаций является тектонический. По вертикали (разрезу) формации слагают ряды, которые более однозначно определяют тектонический режим. Формационный ряд геосинклиналей был установлен французом М. Бертраном еще в конце XIX в. Для платформ такой ряд
был определен Л.Б. Рухиным. Кроме вертикальных формационных рядов существуют и латеральные, характеризующие переходы от одной геоструктурной зоны к другой.
Для геосинклиналей характерны аспидная, спилит-кератофировая,
флишевая, молассовая и другие формации, а для чехлов платформ – терригенная угленосная, карбонатные, терригенно-карбонатная, коры выветривания, эвапоритовая и другие. При формационном анализе важно учитывать
мощности, структурно-геологические особенности и сочетания разнородных
формаций (осадочных, вулканогенно-осадочных и интрузивных).
Метод сравнительной тектоники позволяет выявить общее, типичное и
индивидуальное, специфическое для тектонотипов, созданных проявлениями
определенных геодинамических режимов. Этот метод применяли отечественные тектонисты Н.С. Шатский, В.В. Белоусов, В.Е. Хаин и др. Его применение позволяет выявить общее и особенное при формировании геосинклиналей, платформ, передовых прогибов, рифтов и других тектонических
структур.
Результаты палеотектонического анализа выражают в виде карт регионов, отражающих представления о главных структурных элементах того или
иного периода геологической истории (морей, островных дуг, зон спрединга,
суши равнинной с формированием осадочного чехла или горной с развитием
покровно-складчатых структур, вулканических поясов, зон разломов и т.д.),
либо в виде монографических описаний интенсивности осадконакопления
(терригенного, карбонатного, смешанного), вулканизма, фаз складчатости,
21
особенностей интрузивной деятельности, экзогенной и эндогенной минерагении.
5. СТРОЕНИЕ ОКЕАНСКОГО ДНА И
ПРОИСХОЖДЕНИЕ ОКЕАНОВ
1. Общие сведения об океанах
2. Срединно-океанические поднятия
3. Трансформы и линейные магнитные аномалии
4. Абиссальные равнины
5. Островодужные системы
6. Пассивные и активные континентальные окраины
7. Возраст и происхождение океанов
8. Полезные ископаемые
По занимаемой площади нашу планету следовало называть океанской,
так как при общей площади 510 млн. км2 на океаны приходится 361 млн. км2
(70,8 %). Из общего объема гидросферы 1,5 млрд. км2 водная масса океанов и
морей составляет 1,35 млрд. км3. Средняя глубина океанов около 3800 м. Вода морей и океанов соленая (35 ‰), сравнительно однородная по составу, так
как находится в постоянном движении (волны, течения). Сейчас на Земле 4
океана. Самым большим является Тихий, занимающий площадь 180,5 млн.
км2. Атлантический океан охватывает 90,2 млн. км2 поверхности планеты и
Индийский – 75,8 млн. км2. Самым малым является Северный Ледовитый
океан – 14,4 млн. км2. В геологическом прошлом существовали Тихий и
позднее исчезнувшие океаны Япетус (конец рифея – нижний палеозой), Палеоазиатский (до позднего палеозоя). Тетис (до начала кайнозоя). Таким образом, водная масса планеты подвержена постоянным изменениям, заметным
в масштабе геологического времени.
В строении океанского дна выделены рассматриваемые ниже глобальные структуры. Прежде всего, это срединно-океанские хребты (СОХ), составляющие разветвленную сеть общей протяженностью > 60 тыс. км. Раньше всего хребет был открыт в Атлантическом океане, где он занимает срединное положение. В других океанах положение СОХ различное, местами
эти структуры переходят в континентальные рифты, либо резко изменяют
свое направление.
СОХ – линейное поднятие, шириной до 2000 км, возвышающееся над
абиссальными равнинами на 3-4 км. В центральной части СОХ чаще всего
прослеживается грабен, в пределах которого удалось с помощью видеокамер
наблюдать выдавливание вязкой базальтовой магмы. Но есть много мест, где
22
в обстановке сжатия образуется горст, выступающий над поверхностью океана как вулканический остров (Св. Елены, Буве, Пасхи и др.).
Срединно-Атлантический хребет проходит примерно посредине Атлантического океана. На северо-востоке, западнее архипелага Шпицбергена
он следует в направлении Гренландии, пересекает остров Исландия и далее
протягивается на юго-запад и юг примерно посредине океана. На экваторе, в
зоне Гвинейского залива Африки и восточного выступа Южной Америки
(мыс Кабу-Бранку) хребет резко смещѐн по трансформному разлому Романш
к востоку и далее тянется на юг, где в районе о. Буве он соединяется с Американо-Антарктическим и Африкано-Антарктическим хребтами (так называемое тройное сочленение). Индоокеанский хребет от Аденского залива
протягивается на юго-восток в направлении архипелага Чагос, затем поворачивает на юг до островов Амстердам и Сен-Поль, где находится еще одно
тройное сочленение с Африкано-Антарктическим хребтом на западе и Австрало-Антарктическим на востоке.
В Северном Ледовитом океане в районе полюса протягивается хребет
Нансена-Гаккеля, заканчивающийся в Восточно-Сибирском море. Его продолжением на северо-востоке Азии является Момский рифт, разделяющий
Евразийскую и Северо-Американскую плиты.
В Тихом океане подводный рифтовый хребет резко смещен к востоку.
На юге Восточно-Тихоокеанский хребет (поднятие) имеет тройное сочленение с коротким Чилийским и более протяженным Американо-Австралийским
аналогами. Далее он следует на север, где от него отчленяется Галапогосский
хребет. Сочетание спрединговых систем Тихого океана ограничивают с запада малую плиту Наска. Дальше на север Тихоокеанский хребет все более
подходит к побережью Северной Америки, которая надвинута на него к северу от Калифорнийского залива. В зоне надвига расположена рифтовая система Бассейнов и Хребтов. Недалеко от побережий Канады и Аляски расположен короткий подводный хребет Хуан-де-Фука.
Антарктическая плита почти повсеместно обрамлена подводными
спрединговыми хребтами, за исключением области котловины Белинсгаузена
на востоке Тихого океана.
Кроме активного современного вулканизма, для СОХ характерны гидротермальная деятельность и землетрясения – свидетельства глубинной природы процесса формирования данного структурного элемента (спрединга).
Согласно построениям плитотектоники, в СОХ рождается новая океанская кора в составе базальтового и габбро-ультраосновного слоев. Осадочный
слой здесь полностью отсутствует. Выплавившаяся из мантии новая кора (в
суммарном объеме 3,5 км3/год) разрывается посредине, и одна его часть наращивает край одной из раздвигающихся плит, а другая – припаивается к
удаляющейся плите.
Сопряженными элементами с хребтами являются полосовые магнитные
23
аномалии и трансформы – разломы, рассекающие СОХ под прямым (чаще)
или острым углами. Некоторые трансформы прослежены по уступам дна на
расстояние нескольких тысяч километров. Такие разломы имеют собственные названия (Романш в Атлантике, Мендосино, Мерей, Кларион, Клиппертон в Тихом океане, Оуэн – в Индийском). По геодинамической роли они
считаются магистральными, так как разграничивают зоны океанов с различным строением, динамикой развития и геологической историей.
В зоне спрединга трансформы являются сдвигами, на удалении от нее
оба крыла движутся в одну сторону, но с разными скоростями. Кроме того,
здесь есть сбросовые и раздвиговые перемещения. Всего проявлены тричетыре порядка трансформов, от небольших до протяженных магистральных.
Полосовые магнитные аномалии являются следствием переполюсовки
магнитного диполя Земли, из-за чего выплавки базальтов и габбро при остывании принимают намагниченность, свойственную изолиниям магнитного
поля. Четче всего аномалии выражены вблизи центрального грабена-горста.
Таким образом, магнитные аномалии – это изохроны океанской коры. Создана и постоянно уточняется шкала аномалий, из которых 1-я находится в пределах грабена, имеет возраст 5 млн. лет, а 34-я соответствует меловой зоне
спокойного магнитного поля (84-118 млн. лет). По мере удаления от СОХ
аномалии теряют четкость.
Абиссальные равнины по площади являются основными составляющими океанов. Они занимают пространство между СОХ и подножиями континентов. Глубины океана здесь большие, между 4000-6000 м. Кора равнин отвечает нормальному для океанов типу, осадочный слой имеет мощности 0,5-2
км, возрастающие в стороны континентальных окраин. Равнины включают
отдельные котловины, разделенные поднятиями и хребтами (иного типа, чем
спрединговые). Рельеф океанского дна разнообразится уступами вдоль крупных трансформов и подводными вулканами (гайотами), обычно плосковерхими. Это обусловлено движениями плиты от СОХ в сторону островных дуг
и окраин континентов. Некогда активный, выступавший над океаном вулкан
был срезан абразией, его поверхность была покрыта мелководными осадками. По мере охлаждения коры гайот погружался.
Островодужные системы (ОДС) – сложнопостроенные линейные,
обычно дугообразно изогнутые в плане структуры. Со стороны океана они
оконтурены глубоководными желобами. Хотя в желобе активно накапливаются осадки, их глубины являются максимальными (9-11 тыс. м). При протяженности до нескольких тысяч километров ширина желоба не превышает 50100 км. За желобом в сторону вулканического острова обычно располагается
седиментационный бассейн, заполненный вулканогенно-осадочными образованиями. Иногда за желобом образуется поднятие – аккреционная линза,
сложенная спрессованными и смятыми осадками океанского дна. За седиментационным бассейном обычно располагается подводное вулканическое
24
поднятие (внешняя дуга). Наконец, отличительным элементом ОДС является
вулканический остров, сложенный магматитами андезитового состава, с вариациями от базальтов до риолитов. В сторону континента или микроконтинента вулканический остров сменяется задуговым бассейном, в котором часто проявлен зачаточный спрединг.
В ОДС, по мнению сторонников плитотектоники, происходит поддвиг
(субдукция) океанской коры под океанскую же, но относящуюся к иной плите. Результат поддвига проявляется землетрясениями, расположенными в
пределах сейсмофокальной зоны. Эта зона может иметь пологий наклон
(Зондская ОДС) или крутой (Марианская ОДС). Пододвигаемая плита за счет
сил трения и роста температур в мантии начинает плавиться, следствием чего
является вулканизм и внедрение субвулканических интрузий.
Континентальные окраины относят к пассивным и активным. Они охватывают зону перехода континентального склона к океанскому дну. Пассивные окраины характерны для Атлантического (за исключением Карибского
бассейна), Индийского и Северного Ледовитого океанов. В их пределах тектонические движения преимущественно складчато-разломные. Их следствием могут быть рифы (биогермы), плато, уступы, прогибы. За счет сноса обломочного материала с континента и изостатической реакции земной коры
происходит медленное погружение базальтового и нижележащего слоев земной коры и существенный рост мощностей осадочного слоя (до 12-16 км).
Осадочный слой пассивных окраин часто содержит крупные месторождения
нефти и газа.
Активной является Андская окраина Южной Америки. Здесь океанская
плита Наска по очень пологой поверхности субдуцирует под континент. В
рельефе морского дна выражен континентальный склон и короткий шельф.
По западному краю Южной Америки расположены Анды с высочайшими
вулканами (до 6900 м). Они являются порождением магм, которые возникают
при плавлении субдуцированной под континент океанской коры. Восточнее
расположен грабен Альтиплано, свидетельствующий об обстановке растяжения континентальной коры и еще восточнее – горы с обилием гипабиссальных и субвулканических интрузий.
Кроме самого крупного и древнейшего Тихого океана, предположительно существующего с позднего докембрия, остальные океаны Земли являются порождением геодинамического процесса, выражающегося движением литосферных плит (дивергентная стадия цикла Уилсона). Благодаря глубоководному бурению и датированию магнитных аномалий возраст дна
океанов определен достаточно надежно. В Атлантическом и Тихом океанах
наиболее древняя кора имеет верхнеюрский (165 млн. лет) возраст, в Индийском океане – несколько моложе (158 млн. лет), В Северном Ледовитом – не
древнее верхов нижнего мела (100 млн. лет). Для трех океанов этот возраст
означает начало I стадии цикла Уилсона – рифтогенез в пределах Пангеи 2 и
25
начало спрединга. Раскрытие молодых океанов происходило не сразу в их
теперешних пределах, а по отдельным сегментам. Тектонистами составлены
палеотектонические схемы, показывающие процесс раскрытия Атлантического и Индийского океанов в меловом-четвертичном периодах.
При древности Тихого океана как геотектуры молодость его коры с позиций геодинамики объясняют действием «конвейера», на конце которого
древняя кора поглощается в зонах субдукции. По данным Ю.М. Пущаровского, Тихий океан обнаруживает признаки распада и через 150-200 млн. лет перестанет быть крупнейшим. Атлантический и Индийский океаны зрелые,
местами увеличивающие свои размеры, в их пределах дивергентная часть
цикла Уилсона еще не завершилась. Северный Ледовитый океан – самый молодой, продолжающий активный рост где-то между II и III стадиями цикла
Уилсона.
Представления ряда тектонистов (Г. Штилле, В.В. Белоусов и др.) о базификации континентальной коры при океанообразовании находит лишь частичное подтверждение в пределах некоторых континентальных окраин.
Разумеется, континенты и океаны существовали всегда, но их конфигурация и соотношения изменялись. Существуют предположения о постоянстве
объема гидросферы (В.И. Вернадский) и о быстром наращивании этого объема (В.В.Орленок), вследствие чего через 1-2 млн. лет Земля превратится в
планету Океан.
На дне океанов и многих морей обнаружены скопления рудного вещества. Особую ценность представляют из себя железо-марганцевые конкреции.
Это стяжения и корки слабо окристаллизованных или аморфных оксигидратов, которые сорбировали цветные и в некоторых районах редкие металлы.
Они залегают на разных глубинах, часто глубже 4500-5000 м. В конкрециях
содержания железа и марганца на уровне 15-16%, Р 0,2-0,3, Ni 0,3-0,48? Co
0,21-0,28, Cu 0,26-0,30, V 0,06, Zr 0,07, Mo 0,04%. Ресурсы этого сырья оценивают в триллионы тонн. Многие развитые страны и в их числе Россия
имеют участки, где может быть организована добыча конкреций. Полиметаллическое сырье представлено металлоносными илами Красного моря с высокими содержаниями Zn (до 29%) Cu (до 5%), Ag (до 290 г/т) и Au (до 5,6 г/т).
Массивные сульфидные руды, сформированные на подводных гидротермальных полях, обнаружены на ряде участков рифтовой зоны срединных
хребтов Тихого океана. Руды содержат до 55% Zn, до 30% Cu, до 1,5 Ag и до
75 г/т Au. Прибрежные зоны шельфов содержат россыпи минералов редких
металлов (циркона, рутила и монацита), отработку которых ведут Норвегия,
Индия, Шри-Ланка, Бразилия, Австралия и США. Россыпи алмазов извлекались из прибрежных песков Намибии. В отложениях пассивных окраин,
шельфа, континентальных склонов и подножий заключено около половины
мировых ресурсов нефти и газа. Разведаны и отрабатываются многие месторождения Мексиканского залива, Северного моря, Персидского залива. В
26
России начато освоение месторождений нефти и газа вблизи северных побережий Сахалина. На шельфах добываются колоссальные массы песка и гравия, используются известняки рифов и ракушники как декоративный камень
и сырье для производства извести.
6. ЭВОЛЮЦИЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНО-СКЛАДЧАТЫХ
ПОЯСОВ
1. Развитие представлений о геосинклиналях
2. Строение геосинклинальных систем
3. Стадии развития геосинклиналей
4. Формирование геосинклиналей с позиций фиксизма и мобилизма
5. Передовые прогибы
7. Полезные ископаемые
Учение о геосинклиналях и о геосинклинально-платформенном развитии земной коры сыграло большую роль в становлении геотектоники в первой половине ХХ в. Сейчас эти представления выступают как альтернатива
плитотектонике и имеют довольно много сторонников среди геологов.
История становления учения насчитывает более ста лет. Еще в 1779 г.
швейцарец Г. Соссюр обратил внимание на совпадение областей погружения
и интенсивной седиментации в Альпах. Американец Дж. Холл в 1857 г. пришел к заключению об образовании Аппалачей на месте былых глубоких заполненных осадками прогибов. Термин геосинклиналь ввел Д. Дэна в 1873 г.
Он же употребил термин геоантиклиналь в отношении относительных поднятий, на месте которых возникли антиклинории. В 1900 г. француз Э. Ог писал
об образовании в центре геосинклинали поднятия, разбивавшего ее на два
прогиба. Он же выделил континентальные площади – прообраз кратонов
(платформ). К двадцатым годам ХХ в. сформировались основы учения.
Г. Штилле в 1913 г. наметил орогенические фазы, когда формировались
ансамбли складок и происходило внедрение интрузий. Э. Арган, Р. Штрауб и
Р. Зондер проследили распределение фаций в Альпийской геосинклинали и
пришли к выводу, что она состояла из прогибов и поднятий с зачатками покровов. В 1930 г. Л. Кобер предложил в строении земной коры различать кратогены (кратоны) и орогены (геосинклинали). Последние «раздавливаются»
между кратогенами. Он же выделил срединные массивы. В 50-е годы Дж. Кей
и Г. Штилле писали об эвгеосинклиналях и миогеосинклиналях. Советские
тектонисты А.Д. Архангельский и Н.С. Шатский развили представления о
геосинклинально-платформенном развитии континентальной коры. В.В. Бе-
27
лоусов на примере Кавказской геосинклинали показал наличие инверсии тектонического режима. В шестидесятых годах француз Обуэн обобщил сведения о строении и развитии геосинклиналей. Но почти одновременно положения этого учения были торпедированы представлениями плитотектоники, в
соответствии с которыми горно-складчатые пояса возникают на конвергентных границах литосферных плит.
По площади развития и сложности строения тектонисты различают
геосинклинально-складчатые пояса, имеющие протяженность в тысячи километров при ширине многие сотни, иногда более 1000 км. В строении поясов
различают области – по общей ориентировке, особенностям строения и возрасту складчатости, например, в Урало-Монгольском поясе различают
Уральскую, Алтае-Саянскую, Байкало-Патомскую складчатые области. Последние состоят из систем. Так, в Алтае-Саянской области выделены Горноалтайская, Салаирская, Горношорская, Кузнецкоалатаусская, Западно- и Восточно-Саянская и другие системы. Они отделены срединными массивами,
прогибами, глубинными разломами.
По современным представлениям сторонников геосинклинальноплатформенного развития земной коры, геосинклинально-складчатые пояса
возникли примерно 1,5 млрд. лет назад в результате распада суперконтинента
Пангея-1. Основными являлись Арктический, Восточно-Тихоокеанский, Западно-Тихоокеанский,
Северо-Атлантический,
СредиземноморскоГималайский и Урало-Монгольский пояса. На территории России находятся
части Западно-Тихоокеанского (Сихоте-Алинь, горные районы Магаданской
области и Чукотки), Средиземноморско-Гималайского (Северный Кавказ) и
большая часть Урало-Монгольского (Урал, Алтае-Саянская, БайкалоПатомская и Забайкальская области) поясов.
Внутреннее строение горно-складчатых поясов сложное и включает
системы разного возраста (в терминах тектонохронологии гренвильского,
дальсланского, байкальского, каледонского, герцинского, реже мезозойского
и альпийского), срединные массивы, орогенные прогибы одной-трех генераций, глубинные разломы, зоны смятия и другие.
Срединные массивы – «обломки» складчатых сооружений более древнего возраста в структуре геосинклинальной системы или пояса. Отличаются
развитием повторно-складчатых сильно метаморфизованных отложений и
обилием интрузий. Иногда эти образования перекрыты слабо деформированными отложениями карбонатной и смешанной, терригенно-карбонатной и
других формаций.
Орогенные прогибы – наложенные складчатые сооружения с более
простой морфологией, отсутствием или незначительным развитием интрузивных формаций и изменчивыми рядами осадочных, вулканогенноосадочных и вулканогенных формаций, образующих последующий (относительно геосинклинального) структурный этаж.
28
В ходе геотектонического развития части пояса (области и системы)
проходят геосинклинальную и орогенную стадии, превращаясь в конечном
итоге в эпигеосинклинальный ороген. Последний обладает земной корой
аномально большой (до 70-75 км) мощности. Это является предпосылкой перехода (весьма длительного по времени) соответственной части пояса к
платформенному развитию. Но нередко части платформы испытывают перерождение (обрушение), вследствие чего возникает новая геосинклинальная
область или система. В качестве примера можно привести систему Большого
Донбасса, заложившуюся в среднем палеозое в пределах ВосточноЕвропейской платформы.
Геосинклинальная система (геосинклиналь) – линейная зона высокой
подвижности и контрастности тектонических движений, которая на ранних
этапах развития испытывала прогибание и накопление мощных толщ отложений, а на поздних – поднятие, сопровождавшееся складчатостью, магматизмом, местами и метаморфизмом.
В строении геосинклинальной системы различают эвгеосинклинальные
и миогеосинклинальные прогибы и аналогичные поднятия.
В эвгеосинклинали мощности отложений одной системы достигают 1520 км. Формационный ряд образуют аспидная, спилит-кератофировая (спилит-диабазовая), вулканогенно-карбонатная, карбонатная (кремнистокарбонатная), молассовая формации. Отложения прорывают тела габброультраосновной, габбровой, габбро-диоритовой формаций.
В миогеосинклинали вулканогенные породы отсутствуют, либо играют
второстепенную роль. Формационный ряд образуют аспидная, терригенная
полимиктовая, терригенно-карбонатная, карбонатная, флишевая и молассовая
формации. Интрузии для доинверсионного этапа развития не характерны.
Поднятия (эв- и миогеоантиклинали) отличаются сокращенными мощностями систем и отделов, наличием перерывов между стратонами.
В развитии геосинклинали различают несколько стадий. В ряде случаев
выделяют предгеосинклинальную стадию. Она характерна накоплением терригенной, терригенно-угленосной формаций (преобразованы в аспидную),
иногда формации коры выветривания или рифтогенной вулканогенной и терригенно-вулканогенной формаций. Раннегеосинклинальная стадия знаменуется интенсивным прогибанием дна, формированием вулканогенных, вулканогенно-терригенных и терригенных (терригенно-карбонатных) формаций.
Среднегеосинклинальная стадия характеризуется заложением поднятий II
рода (более поздних, чем геоантиклинали I рода), большими масштабами
карбонатонакопления (карбонатная, терригенно-карбонатная, вулканогеннокарбонатная формации), возникновением флиша. Поздне-геосинклинальная
стадия знаменует начало инверсии (обращения) режима развития с сокращением площади прогибов, накоплением терригенной, вулканогеннотерригенной и молассовой (нижняя сероцветная морская) формаций. На оро-
29
генной стадии в остаточных прогибах накапливается континентальная красноцветная моласса, вулканогенно-терригенная и эвапоритовая формации.
Развитие геосинклинали по-разному трактуют с позиций мобилизма и
фиксизма. Ранние фиксистские представления (Л. Кобер) предполагали: развитие прогибов между кратонами с последующим сближением последних и
сжатием отложений геосинклинали, а также внедрением интрузий гранитоидов. Более поздние реконструкции исходили из того, что в условиях рассеянной проницаемости земной коры и теплового возбуждения мантии происходили многочисленные выплавки базальтовой магмы, внедрявшейся в земную
кору, которые утяжеляли ее и вызывали прогибание (В.В. Белоусов). Смена
рассеянной проницаемости сосредоточенной вызывала инверсию режима и
последующий орогенез.
С мобилистских позиций (В.Е. Хаин и др.) на плите возникает система
рифтов, знаменующих перестройку конвективных ячей в мантии. Начало геосинклинального развития связано с возникновением зоны субдукции. В дальнейшем число зон субдукции возрастает (средние стадии), затем проявляется
коллизия смежных плит. На конвергентных границах происходит орогенез.
На границе между геосинклиналью и платформой могут располагаться
глубинные и коровые разломы (краевые швы – Тырныаузский на Северном
Кавказе, Скандинавский, Северо-Байкальский) и передовые (краевые) прогибы. Классический пример – Предуральский прогиб. Он вытянут вдоль Уральской геосинклинали на 1000 км при ширине до 100 км. Прогиб формировался
на орогенной стадии развития геосинклинали. Внутреннее строение его
асимметричное. В части, прилегающей к геосинклинали, накопились мощные
толщи молассы, достаточно сложно деформированной тектоническими движениями. Со стороны платформы развиты отложения умеренной мощности,
представленные алевролитами, аргиллитами, карбонатными породами. В зависимости от палеоклиматических условий проявились формации эвапоритовая (аридный климат), терригенная угленосная и коры выветривания (гумидный), а также терригенно-карбонатные и карбонатные формации, в том числе
рифовая.
Геосинклинально-складчатые пояса являются средоточием месторождений рудного и нерудного минерального сырья. Особенно показателен в
этом отношении Урал-сокровищница многих тысяч месторождений. Значительная часть их уже отработана, но недра не оскудевают, и геологи обнаруживают новые кладовые руд. На ранней стадии развития геосинклинальных
систем преимущественно в эвгеосинклинальных прогибах образованы месторождения титана, хрома, железа, платиноидов, золота, а из нерудных – асбеста и талька. Кроме того, большую ценность имеют колчеданные месторождения меди, свинца, цинка и серебра. На средней стадии развития, дополнительно к медным, полиметаллическим и золотым рудам, шло формирование
контактово-метасоматических месторождений железа, гидротермальных руд,
30
молибдена, вольфрама и олова. На поздней, пред- и протоорогенной стадии
развития геосинклиналей формируется обширный комплекс рудных месторождений меди, полиметаллов. Золота, сурьмы, мышьяка и ртути. Большинство названных месторождений связаны со становлением интрузий. Но скопления разнообразного минерального сырья были образованы также в осадочных и вулканогенно-осадочных формациях. В них локализованы руды марганца и железа, а из нерудного сырья – фосфориты, магнезиты и другое карбонатное сырьѐ. На стадиях тектоно-магматической активизации складчатых
систем были образованы месторождения нефелина, редких, редкоземельных
и радиоактивных элементов.
7. КОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ ПЛАТФОРМЫ
1. Общая характеристика
2. Строение кристаллического фундамента
3. Структуры и формации чехла
4. Стадии развития платформы
5. Полезные ископаемые
Термин платформа появился во французском переводе труда Э. Зюсса
«Лик Земли». Эквивалентен ему термин кратон. Представления о платформах
разработаны А.П. Карпинским и А.П. Павловым. Позднее Н.С. Шатский выделил молодые платформы, называемые по циклам формирования с приставкой «эпи» (после). В структуре континентов древние платформы занимают
около 60 % площади, а молодые – 5 %.
Платформа – крупная почти изометричная область с малоинтенсивными нео- и палеотектоническими движениями и преобладанием равнинного
рельефа. В строении древних, сформированных в архее – раннем протерозое,
платформ различают кристаллические щиты и плиты. Щиты – относительно
поднятые (кряжи и частично низкие горы) территории с развитием сложнодислоцированных и интенсивно метаморфизованных комплексов горных пород архейского и нижнепротерозойского возраста. Тектонисты полагают, что
эти комплексы составляют фундамент платформы и объясняют тектоническую стабильность этой структуры. По сути, породы кристаллического щита
являются выходами на поверхность гранитно-метаморфического слоя земной
коры. В структуре кристаллических щитов выделяют геокомплексы: серогнейсовый и гранулито-гнейсовый нижнего архея, зеленокаменные пояса 2-3х генераций (АR1, AR2, PR1), протогеосинклинальный позднего архея – нижнего протерозоя, протоавлакогенный. Между этими комплексами установлены резко несогласные соотношения. Метаморфические серии пород прорва-
31
ны разнообразными интрузиями, становление которых происходило в широком диапазоне геологического возраста (AR2-PZ2).
Плиты – площади распространения горизонтально залегающих (наклоны слоев менее 1о) отложений, слагающих чехол платформы. В пределах
плит различают антеклизы и синеклизы. Первые – площади распространения
горизонтально залегающих отложений, организованных таким образом, что в
центре расположены древние системы. Мощности чехла антеклиз от небольших (300-500 м) до умеренных (3-4 км). Это установлено геофизическими
методами и бурением.
Синеклизы – площади распространения горизонтально залегающих отложений, организованные таким образом, что в центре развиты самые молодые системы. Мощности осадочного чехла синеклиз от значительных (4-5
км) до больших (18-22 км).
В отложениях чехла выявлены локальные структуры – валы, палеорифты 1-2-х генераций, иногда зоны внутриплитных складок. При наличии эвапоритовой формации развились солянокупольные структуры (Прикаспий,
Иркутский амфитеатр).
По времени становления фундамента платформы подразделены на
древние (эпикарельские) и молодые (эпирифейские, эпибайкальские и эпигерцинские). Древние платформы образовались после распада Пангеи -1
примерно 1,4 млрд. лет (после готской тектонической эры). К ним относят
Северо- и Южноамериканские, Восточно-Европейскую, Сибирскую, Китайско-Корейскую, Южнокитайскую, Африканскую, Австралийскую и Антарктическую.
Геологические формации чехла разнообразны, они образуют ряды в
пределах одного-двух циклов Бертрана. Состав формаций во многом определялся палеоклиматом. Широким развитием пользуются терригенные аргиллит-алевролит-песчаные формации, нередко угленосные, а также карбонатнотерригенные. При развитии трансгрессий, либо значительного эвстатического повышения уровня моря накапливались карбонатные (слоистые, рифоидные, меловая) формации. В эпохи отступания моря и развития лагунной, либо
континентальной озерно-аллювиальной седиментации отлагались эвапоритовая или терригенная угленосная формации. На протяжении следующего цикла формации могут повторяться. За счет органического вещества морских отложений формируются нефть и газ, мигрирующие в положительные структуры и накапливающиеся под непроницаемыми для жидкости и газа экранами.
Стадии развития платформ следующие. После формирования горноскладчатого сооружения возникают «корни» гор – земная кора аномально
большой мощности с наличием мощного гранитно-метаморфического слоя.
Процессами денудации на протяжении сотен миллионов лет горы разрушаются до тех пор, пока не образуется континентальная кора «нормальной»
мощности (45-50 км). Это стадия кратонизации. Затем возникает раннеавла-
32
когенная стадия – заложение палеорифтов при перестройке подкоровых циркуляций, либо подходе к основанию коры мантийного диапира. В авлакогенах накопились вулканогенная, вулканогенно-терригенная и терригенная
формации. Следующая стадия – синеклизная, на ее протяжении над авлакогеном продолжается унаследованное прогибание и закладывается синеклиза.
Затем наступает плитный этап. Это интервал времени, продолжительностью в
сотни миллионов лет, когда преимущественно в мелких шельфовых морях
формировались отложения чехла. Плитный этап разнообразился короткими
эпизодами развития авлакогенов II-III генераций. Наконец, наступает эмерсионная стадия, когда появляется континентальная платформа, так как море
уходит, возникает рельеф равнины с кряжами и горными сооружениями на
щитах.
Кратко охарактеризуем строение древних платформ Северного полушария. Северо-Американская платформа расположена в пределах Канады и
Соединенных Штатов Америки. Ее частью, отчлененной погружениями конца мелового и палеогенового периодов, является большая часть Гренландии.
На востоке платформа граничит с герцинской складчатой системой Аппалачей по краевому тектоническому шву (линия Логана). В пределах Восточной
Гренландии еще один краевой шов определяет выходы фундамента платформы от каледонид Северо-Востока Гренландии. На севере граница платформы
проходит по разломам и Арктическому перикратонному прогибу. На западе
ограничением платфомы являются складчатые сооружения Скалистых гор, а
на юге – Примексиканский прогиб, рассматриваемый как кайнозойская плита. Значительную часть платформы занимает Канадский щит, в пределах которого выделены системы докембрийской складчатости – кеноранская (провинции озера Верхнего и Невольничья), гудзонская, или карельская (провинции Черчилл, Лабрадор и Пенокийская), эльсонская, или позднекарельская
(провинция Найн) и гренвильская (провинция Гренвилл). Довольно большие
участки Канадского щита покрыты осадочным чехлом палеозойского возраста (О-D), которые составляют крупную и плоскую синеклизу Гудзонова залива. Другая значительная площадь развития осадочного чехла расположена на
севере, где находятся небольшие синеклизы Волластон, Виктория, ДжонсЛанкстер и Фокс.
В пределах плитной части платформы выделены плиты Мидконтинента
и Великих равнин, в пределах которых есть синеклизы и значительно реже
антеклизы (Цинцинати, Бенд, свод Озарк). В западном Техасе находится
субширотная зона горстов и грабенов с деформированными отложениями палеозоя, образующая авлакоген Вичита.
Особенностями данной платформы является позднее завершение формирования фундамента (примерно 1 млрд. лет назад) и длительный разрыв
(порядка 500 млн. лет) между кратонизацией и началом формирования осадочного чехла. В палеозое платформа обнаружила существенную подвиж-
33
ность, а с конца мезозоя северо-западная (моря Баффина и Лабрадорское,
Гудзонов залив) и южная (Мексиканский залив) части испытали блоковые и
прогибовые опускания.
Восточно-Европейская платформа занимает большую территорию России и простирается на приграничные территории стран Скандинавии, Балтии,
а также Белоруссию и Украину. На северо-западе граница Балтийского щита
проходит по надвигу скандинавских каледонид. На севере площадь продолжается под опусканиями Баренцева моря. Очень четко выражена восточная
граница платформы вдоль герцинид Урала. На юге она проходит в мелководной части Каспийского моря, по границе складчатого сооружения Большого
Донбасса, по краю мезозойско-кайнозойской Скифской плиты, Предкрымскому и Предкавказскому передовым прогибам альпид. В равнинных районах
Польши и Германии граница платформы проведена по зоне разломов Тейсера-Торнквиста, установленной по сейсмическим данным. На платформе выделен приподнятый в рельефе Балтийский щит, более низкий и частично
прикрытый кайнозойскими отложениями Украинский щит, слегка погруженный под отложениями чехла Воронежский и Белорусский массивы. В структуре щитов широким развитием пользуются архейские сооружения с многочисленными интрузиями. Пространство между археидами занято карелидами.
На западе и северо-западе по берегам Балтийского моря развиты складчатые
сооружения готского, дальсланского и байкальского возраста. Последние
развиты также в Тиманском кряже на северо-востоке платформы. В пределах
Русской плиты по данным геофизических и буровых работ выделены синеклизы (Мезеньская, Печорская, Московская, Балтийская, Украинская и Прикаспийская) и крупная Волго-Уральская антеклиза. Меньшими по размерам
структурами являются моноклизы, прогибы, своды и седловины. В основании
осадочного чехла и в нижних его горизонтах распространены многочисленные авлакогены, ориентированные в северо-западном и северо-восточном
направлениях. По геоморфологическим особенностям Восточно-Европейская
платформа низкая, причем в краевых ее частях произошли опускания с образованием внутренних (Белое, Балтийское, Каспийское и Черное) и краевых
(Баренцево) морей. Прилегающими структурами являются ЗападноСибирская и Скифская молодые платформы (плиты).
Сибирская платформа целиком находится на территории России. Западная ее граница проходит, примерно, по Енисею до устья Подкаменной
Тунгуски и далее следует на юго-восток по Ангаро-Бахтинскому краевому
разлому, до широты р. Ангары. Далее, за овалом Канско-Тасеевской синеклизы она проходит на юго-восток вдоль Главного Саянского разлома. Западнее
Иркутска происходит пересечение названного дизъюнктива и СевероБайкальского краевого шва. На востоке платформа граничит с Приверхоянским краевым прогибом мезозоид и далее на юго-восток - с Сетте-Дабанским
антиклинорием.
34
Породы фундамента обнажены в пределах весьма крупного Алданского
и небольшого Анабарского щитов и в выступах прилегающих складчатых сооружений (Южно-Енисейский, Канский, Шарыжелгайский и др.) В структуре
щитов широко представлены архейские и частично кеноранские и карельские
складчатые сооружения, преобразованные метаморфизмом и прорванные последовательностью интрузивных комплексов.
В плитной части платформы выделены Вилюйская, Канско-Тасеевская
и Тунгусская синеклизы, Алданская, Анабарская, Байкитская и НепскоБотуобинская антеклизы, краевые Ангаро-Ленский и Енисей-Хатангский
прогибы, Чадобецкое поднятие, Кемпендяйский прогиб, Иркинеевский, Уджинский и др. авлакогены, своеобразная Непская зона внутриплатформенной
складчатости. В юго-западной части платформы развиты соляные диапиры.
Отличительными особенностями Сибирской платформы являются высокое стояние относительно уровня моря, начало формирования осадочного
чехла со среднего рифея, широкомасштабный платобазальтовый магматизм
конца перми и триаса, проявление среднепалеозойского и раннемезозойского
этапов тектоно-магматической активизации с формированием продуктивных
интрузий Ангаро-Илимского, Маймеча-Котуйского, Ботуобинского и др.
комплексов.
В метаморфических и интрузивных формациях щитов заключены
крупнейшие месторождения железных руд, марганца, золота, урана, платиноидов, камнесамоцветного и керамического сырья, облицовочного камня
(лабрадорит, гранит рапакиви и др.). В формациях осадочного чехла размещены месторождения железных руд, бокситов и фосфоритов, россыпи минералов титана, циркона, монацита, инфильтрационные скопления урана, сурьмы и висмута. Большое значение имеют месторождения каменного угля, особенно коксующихся марок. В энергетических целях используются бурые угли. В осадочных чехлах преимущественно молодых платформ сосредоточены
крупнейшие и менее значительные месторождения нефти и газа. Особенно
показательна в этом отношении Западно-Сибирская плита. В антеклизах
древних платформ также немало крупных и значительных месторождений
углеводородов (Волго-Уральская провинция, Байкитская антеклиза, ЛенноТунгусская провинция. С этапами тектоно-магматической активизации связаны месторождения руд железа, меди и никеля, апатита и флогопита, редких
земель и алмазов. До последней четверти XX в. в России месторождения алмазов были разведаны и добывались в Сибирской платформе (Якутская алмазоносная провинция), позднее они открыты и уже начали отрабатываться в
Восточно-Европейской платформе (провинция Зимнего берега). Нерудное
сырье разнообразно, ценность имеют месторождения известняка, гипса, серы,
солей. В краевых прогибах, кроме чисто осадочных, развиты стратиформные
месторождения меди и полиметаллов.
35
8. ТЕКТОНИКА КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ РИФТОВ И
ВПАДИН
1. Строение континентальных рифтов
2. Режимы рифтогенеза
3. Авлакогены
4. Впадины континентов и внутренние моря
5. Полезные ископаемые
На континентах в большом количестве и многократно в ходе геологического развития платформ и горно-складчатых областей формировались
рифты. Данный термин был впервые применен англичанином Дж. Грегори в
1921 г. для характеристики ограниченных сбросами долин Восточной Африки. Со второй половины ХХ в. было выяснено широкое распространение этих
преимущественно линейных тектонических структур в земной коре океанов и
континентов. Океанскими рифтами являются подводные хребты, в которых
протекает спрединг и рождается новая земная кора. Континентальные рифты
весьма широко распространены, имеют различный геологический возраст (от
нижнего протерозоя в Удоканском палеорифте Алданского щита до неогенчетвертичного в объектах Евразии, Африки и Северной Америки). Для изучения рифтов в семидесятых годах ХХ в. в рамках международного геодинамического проекта была реализована научная программа, участником которой от СССР были В.В. Белоусов, Е. Е. Милановский и другие. Проведенные
по этой программе и последующие исследования пролили свет на природу
рифтогенеза и роль рифтов в структурах континентов.
В современном понимании рифты - это сложнопостроенные, обычно
линейно вытянутые площади с чередованием поднятий и опусканий, ограниченных разрывными нарушениями. Существуют современные и древние
рифты (палеорифты). Яркие примеры современных рифтов – это Байкал, окружающие его горы и продолжающие с коленообразными сочленениями
Тункинская впадина и долина Верхней Ангары. Протяженность Байкальского
рифта около 1000 км (самого Байкала 700 км), ширина грабена до 60 км.
Рифт отличается высокой сейсмичностью и контрастностью тектонических
движений. Неоген-четвертичный вулканизм проявился незначительно. В
строении Байкальского рифта различают грабен озера, глубиной до кристаллического основания до 6 км (само озеро имеет глубины до 1640 м) и сводовые поднятия – Приморский хребет на северо-западе и Баргузинский на юговостоке. Для изучения геотектонических процессов Байкала и Прибайкалья
Академия Наук СССР создала Институт земной коры в г. Иркутске, который
на геодинамических полигонах с применением комплекса геологических,
36
геофизических и топографических методов изучает тектонику, современные
движения земной коры и глубинные процессы в мантии. В частности, геофизические исследования показали, что к основанию земной коры в начале неогена подошел мантийный диапир, вызвавший сводовое поднятие и опускания
в зоне растяжений.
Более грандиозным сложнопостроенным рифтом является ВосточноАфриканский, протянувшийся на 3000 км от Красного моря (государство
Афар) до юга Кении. В центральной части рифт раздваивается на две ветви.
Для него характерны сейсмическая активность и интенсивный вулканизм с
излияниями базальтовой, риолит-андезитовой и щелочной (вплоть до карбонатитовой) магмы. В грабенах, ограниченных разломами, расположены
крупные и глубокие озера Танганьика, Ньяса и другие. В поднятых блоках
расположены вулканы – действующие и спящие, в том числе Килиманджаро
и Кения.
На территории Западной Европы субмеридионально от Средиземного
до Северного морей протянулась цепочка рифтов, из которых пользуется известностью Верхнерейнский. Он имеет протяженность 300 км при ширине
30-40 км. Рифт возник в начале кайнозоя, когда сформировалось сводовое
поднятие (горные массивы Вогезов и Шварцвальда) и центральный грабен с
широким развитием вулканогенных пород. По геофизическим данным мощность земной коры под рассмотренными рифтами снижена, поверхность Мохо выпуклая. В мантийном выступе под рифтом вещество разуплотнено. В
гравитационном поле рифту соответствует отрицательная аномалия Буге,
обусловленная разуплотнением вещества мантии.
Рассмотренные механизмы рифтогенеза именуют активными, обусловленными поднятиями мантийных диапиров и тепловым возбуждением земной коры. Но существуют многочисленные примеры пассивного рифтогенеза, при котором глубинное тепло в земную кору не поступало. Расчетные модели пассивного рифтогенеза объясняют создание зон растяжения за счет передачи напряжений в земной коре и формирования систем разрывных нарушений. Асимметричный рифт может возникнуть над пологим глубинным
сбросом.
Сравнительно симметричные рифты могут возникнуть над глубинной
зоной пластических деформаций в нижней части земной коры с возникновением палингенной магмы. Под влиянием теплового возбуждения земной коры могут возникнуть встречно ориентированные сбросы, создающие систему
грабенов и горстов. При плавлении части мантийного вещества возникает базальтовая магма, подъем которой по трещинам и разрывным нарушениям вызывает расклинивающий эффект (гидроразрывы), наращивающий трещины и
нарушения в длину и раздвигающий их стенки. Для континентальных рифтов
механизм гидравлического расклинивания проявлен на завершающем этапе
37
рифтогенеза. Свидетельством этого являются рои параллельных даек в бортах рифтов.
Термин авлакоген был предложен Н.С. Шатским для линейных структур, представляющих собой грабены, заполненные мощными толщами терригенных или вулканогенно-терригенных отложений. Раньше всего и относительно полно они изучены в чехле Восточно-Европейской платформы, включают Пачелмский, Оршанский, Калтасинский, Московский, Беломорский и
др. авлакогены. Единичные, но крупные структуры такого рода выявлены в
Сибирской платформе (Иркинеево-Чадобецкий, Уджинский и др). Западносибирской плите (Колтогоро-Уленгойский). По механизму формирования авлакогены представляют из себя палеорифты, утратившие подвижность и перекрытые (полностью или частично) отложениями осадочного чехла.
Континентальные впадины характеризуются формированием отложений осадочного слоя земной коры аномально большой мощности. Если осадконакопление было компенсированным, заполняющие отложения представлены мелководными морскими и континентальными озерно-аллювиальными
фациями. Характерный пример – Прикаспийская синеклиза ВосточноЕвропейской платформы, Паннонская депрессия Венгрии, Вилюйская синеклиза Сибирской платформы. При быстром некомпенсированном прогибании
образуются внутренние моря. Это часть морей Средиземноморского бассейна
(Эгейское и др.), Черное и Южный Каспий. На дне некоторых из этих морей
накопились мощные толщи неоген-четвертичных отложений (12-14 км).
Возможные причины формирования впадин и внутренних морей – это,
во-первых, эклогитизация вещества гранулит-базитового слоя (тафрогенез, по
В.В. Белоусову). Вышележащий гранитно-метаморфический слой либо базифицируется, либо отжимается в стороны. Во-вторых, опускание может быть
следствием растекания гранитно-метаморфического слоя над мантийным
диапиром в разные стороны, что вызовет опускание подошвы осадочного
слоя на 12-18 км. Геофизические исследования показывают отсутствие гранитно-метаморфического слоя в Центральной части Черного моря, под Южным Каспием и под Прикаспийской впадиной. Граница Мохо выпуклая, земная кора утонена. Граница осадочного слоя вогнутая. Внутренние и некоторые внешние моря (восточная часть Балтийского, Белое, пролив Ламанш)
возникли как следствие погружения ранее существовавших массивов суши по
системам разрывных нарушений, и этот процесс сродни пассивному рифтогенезу.
Активный рифтогенез и тафрогенез объединяют признаки возбужденного тектонического режима – выпуклость границы Мохо, высокий тепловой
поток, общее утонение земной коры. Различный результирующий эффект
геодинамики связан частично со свойствами вещества континентальной коры
и частично - со степенью ее теплового возбуждения. Пассивный рифтогенез и
38
тафрогенез не находят отражения в особенностях температурного режима
верхней мантии и границы Мохо.
Полезные ископаемые современных рифтов немногочисленны, связаны
с океанскими системами, где зафиксированы гидротермальные факелы (черные и белые курильщики), из которых осаждаются массивные сульфидные
руды цинка и меди. В палеорифтах и авлакогенах заключено разнообразное
рудное сырье вулканического и вулканогенно-осадочного генезиса. В древнейшем Удоканском рифте разведано крупное месторождение медистых песчаников. Обычными являются месторождения железной руды, гидротермальные жилы медно-полиметаллических руд и барита. С осадочными формациями завершающей стадии рифтогенеза связаны месторождения углей,
гипса и каменной соли. Впадины континентов представляют интерес как
хранилища нефти и газа. В качестве примеров можно привести месторождения Азербайджана, Чечни, Прикаспийской синеклизы. Рифтогенез сыграл
важную роль в образовании месторождений нефти и газа Западно-Сибирской
плиты, которые локализованы в пострифтогенных отложениях над Колтогоро-Уренгойской системой рифтов, которая длительное время была зоной теплового воздействия на отложения чехла. Во впадинах заключены месторождения угля, гипса и каменной соли.
9. ОРОГЕНЕЗ И ТЕКТОНО-МАГМАТИЧЕСКАЯ
АКТИВИЗАЦИЯ
1. Типы орогенеза
2. Островодужные горы
3. Инверсионные орогены
4. Эпиплатформенные сооружения
5. Коллизионные горные системы
6. Глыбовая активизация
7. Метаморфическая активизация
8. Платобазальтовая активизация
9. Режим центральных интрузий и трубок взрыва
10. Полезные ископаемые
Каждая горная система имеет индивидуальные особенности пространственной ориентировки, геологического строения и морфологии. Основными
морфоструктурами горной системы являются хребты, которые в зависимости
от абсолютных отметок местности могут быть низкогорными (максимальные
высоты 1000 – 1500 м над уровнем моря), среднегорными (1501-2500 м), высокогорными (2501 – 5000 м) и высочайшими (более 5000 м). Горные хребты
39
могут сравнительно плавно переходить в предгорья (высоты вершин и гряд
500-990 м) или отделяться от предгорий уступами, обусловленными продольными разломами. Между горными хребтами и системами хребтов обычно находятся межгорные и предгорные впадины, образование которых обусловлено пространственной неравномерностью тектонических движений
этапа горообразования. Этот этап в большинстве случаев является неотектоническим, то есть обусловленным кайнозойским деформациями с преобладанием восходящих движений.
Горные сооружения составляют характерные особенности рельефа континентов. Чаще всего горы обладают линейностью, но есть и почти изометричные сооружения (плато Путорана, массивы Ахаггар и Тибести в Африке,
горы Макдоннел и Масгрейв в Австралии). Существуют переходы от возвышенных равнин и плато к кряжам и далее к горам, в которых отметки вершинных линий превышают 1000 м н.у.м., а относительные превышения составляют до 600-700 м. Горы свойственны различным тектоническим структурам, но чаще всего образуют покровно-складчатые сооружения. Здесь правомерно выделять пояса (Альпийско-Гималайский, Центральноазиатский,
Западно- и Восточно-Тихоокеанские и др.) Пояса включают горноскладчатые области (Алтае-Саянская и др.), которые объединяют системы
гор (Кузнецко-Алатаусская, Восточно-Саянская и др.).
Типы орогенеза многообразны, единства в их систематике нет, так как
горные пояса и системы индивидуальны. Ниже рассмотрены основные типы
горных сооружений.
Островодужные горные системы и массивы, во-первых, приурочены к
соответствующим тектоническим образованиям, во-вторых, характеризуются
вулканической деятельностью. Горами являются крупнейшие вулканы Японской, Филиппинской, Ново-Зеландской и других дуг. Высоты вулканов достигают 3800 м. Причины островодужного вулканизма и орогенеза – субдукция океанской коры под океанскую же, трансформированную под островами
с увеличением мощности и сложности строения. Энергия структурообразования в островных дугах связана с трением взаимодействующих литосферных
плит и выплавлением магмы, порции которой обеспечивают рост высоты
вулканических построек, а смещение центров вулканизма вызывает появление цепи гор (хребта).
Инверсионные орогены обычно называют эпигеосинклинальными. На
завершающих этапах геосинклинального развития происходит смена знака
движений, и на месте прогибов с цепочками островов формируются горные
сооружения, такие как Альпы, Кавказ, Копет-Даг и др. В виде гор проявлены
лишь образования альпийского цикла, так как более ранние (докайнозойские)
снивелированы процессами денудации. С позиций плитотектоники горные
сооружения Альп и других регионов связаны с конвергентными взаимодействиями плит. В случае Альпийской горной области взаимодействовали Ев-
40
разийская (на севере) и более мелкие Адриатическая и Аравийская (на юге)
плиты. Но инверсионный орогенез свойственен не только для геосинклинальных областей и систем, но и для некоторых рифтов, передовых прогибов
и синеклиз. Накопление больших мощностей отложений в этих структурах
при тепловом возбуждении низов коры вызывает инверсию, а передача напряжений в земной коре – дополнительный источник энергии. К этой категории орогенов относят Юрские горы Германии, гряды Чернышева, Чернова,
Сорокина, Полярного Урала.
Эпиплатформенный орогенез широко проявлен на территории России и
южных соседей (Казахстан, Узбекистан). Горы Южной Сибири В.А. Обручев
назвал возрожденными. В Алтае-Саянской области орогенез происходил неоднократно, начиная с позднего кембрия-ордовика. Причины такого стиля
развития не ясны, так как земная кора в регионе мощная, составляющая 45-50
км, тепловым возбуждением мантии объяснить орогенез нельзя. Невозможно
однозначно истолковать происхождение горных массивов, находящихся
внутри континентов. Предполагается их формирование над горячими точками (плюмами) мантии. Еще одно возможное объяснение – наличие пояса торошения малых литосферных плит, создающего зоны сжатия, складчатости и
поднятия микроплит и блоков. Эти взаимодействия происходят на границе
Евразийской, Аравийской и Индостанской плит.
Условно к этому типу орогенеза тектонисты Сибири относят сооружения Алтае-Саянской горной области (Горный Алтай, Кузнецкий Алатау, Восточный и Западный Саяны, Восточный и Западный Таннуола в Туве и там же
– нагорье Сангилен). Для данной горной области характерно многократное
проявление орогенеза в фанерозое. Так, в Восточном Саяне и Сангилене проявился байкальский орогенез (поздний рифей-начало кембрия), затем во многих системах – салаирский (поздний кембрий-ордовик), в Горном Алтае и
Салаирском кряже – каледонский (поздний ордовик-силур) во многих системах – герцинский (девон-карбон), о чем свидетельствуют интрузивные комплексы в горных сооружениях и развитие межгорных впадин (Кузнецкой,
Минусинской и др.). В ряде сооружений есть признаки мезозойского орогенеза (интрузии, гидротермально-метасоматическая деятельность, отсутствие
стратонов). Наконец, неотектонический орогенез в разных горных системах
проявился с конца палеогена и в неогеновом периоде.
Коллизионный орогенез хорошо изучен для Центральноазиатского пояса, включающего системы Гиндукуша, Тянь-Шаня, Памира, Куньлуня, Прибайкалья, Забайкалья. Горные сооружения образовались в условиях горизонтального сжатия, ориентированного в меридиональном направлении. Причина сжатия – субдукция Индостанской плиты под Евроазиатскую в обстановке
столкновения толстых континентальных частей этих плит. Внутреннее
строение этого пояса характеризуется чередованием горных хребтов и межгорных впадин. Горы, сложенные комплексом сложнодислоцированных, час-
41
тично метаморфизованных и прорванных разнообразными интрузиями отложений докембрия и палеозоя, часто надвинуты на межгорные впадины. Горы
обнаруживают признаки формирования сводов, сводово-глыбовых и иногда
глыбовых деформаций. Горному поясу свойственная высокая сейсмичность.
Тектономагматическая активизация (ТМА) – импульсы тектонической
активности, прерывающие спокойное платформенное развитие регионов. По
геологическим последствиям ТМА многообразна. Глыбовая активизация выделена на примерах Западно-Европейской эпигерцинской платформы. Подошвой чехла являются отложения цехштейна (Р2). Выше залегает триасовая
система (пестрый песчаник, известняк и терригенно-карбонатный «кейпер»),
типичная для платформенного развития. В юре возросла подвижность, накопилась песчано-глинистая толща нижней-средней юры, затем была регрессия,
а в мелу – трансгрессия с отложением сначала терригенных, а потом карбонатных отложений (включая писчий мел). В палеогене началась очередная
регрессия, а в неогене и четвертичном периоде произошли эмерсия и вулканизм. В мезозое и кайнозое развились узкие глубокие синеклизы и антеклизы,
отложения которых деформированы глыбовой складчатостью. Для этой
платформы характерны малая толщина земной коры и повышенный тепловой
поток.
Китайская платформа испытала глыбовую активизацию с конца триаса,
когда началось формирование грабен-синеклиз Ордосской и Сычуанской. В
начале юры отложились терригенные угленосные отложения, затем – красноцветные песчано-алевролитовые. В конце юры проявилась складчатость
(яньшаньская фаза). Глыбовые движения продолжались в меловом периоде и
кайнозое, сопровождались внедрением интрузий гранитов, гранодиоритов и
сиенитов с возрастом 80-130 млн. лет.
В Забайкалье с триаса развивались грабены и горсты, заполненные терригенными отложениями и вулканитами. В конце юры – раннем мелу накопилась терригенная угленосная формация, имел место (J3) гранитоидный
магматизм.
Во многих случаях есть черты сходства глыбовой ТМА с рифтогенезом
активного типа. В качестве примера приведем Минусинские впадины. Их
формирование происходило в среднем-верхнем палеозое и началось с блоковых опусканий и активного щелочно-базальтоидного, щелочно-андезитового,
местами трахитового вулканизма. Суммарные мощности вулканитов нижнего
девона составляют 900-1200 м. Классическим является Шунет-Матаракский
разрез вблизи от базы учебной геологосъемочной практики «Комета», с которыми ознакомлены все студенты геологической специальности нашего вуза.
В среднем девоне вулканизм прекратился и далее, вплоть до конца каменноугольной системы и местами (в Черногорской мульде) до конца перми шло
накопление осадочных (в карбоне – и телепирокластических) формаций.
42
Метаморфическая ТМА (диасхизис) проявилась на кристаллических
щитах и выражена появлением породообразующих минералов более высоких, либо более низких фаций метаморфизма. Определение абсолютного возраста темноцветных минералов позволяет определить время проявления диасхизиса.
Платобазальтовая ТМА проявилась на многих древних и молодых
платформах – в перми и триасе в Сибирской, в конце триаса – начале юры в
синеклизе Кару Южной Африки, в мелу-палеогене в плато Декан Индии, в
эоцене-миоцене в Западной Европе (Рейнский грабен), в миоцене – в Колумбийском плато Северной Америке. Платобазальты (траппы) слагают покровы
(плато Путорана), образуют силлы от малой (первые метры) до большой
(300-1700 м) мощности и дайки, игравшие роль подводящих каналов силлов.
Этот тип активизации проявился в обстановке воздымания территории под
влиянием мантийного диапира, достигшего основания земной коры.
Режим центральных интрузий и трубок взрыва проявился как на щитах
(Байкальском, Канадском и др.), так и в антеклизах, а также в горноскладчатых областях. Интрузии имеют преимущественно щелочной состав,
от мельтейгитов, иолитов до нефелиновых и обычных сиенитов, характеризуются кольцевым строением. В ряде случаев присутствует интрузивная фаза
карбонатитов. В качестве примеров можно назвать Хибинскую интрузию
Кольского полуострова, апатитоносные интрузии Маймеча-Котуйской провинции, Кия-Шалтырский массив Кузнецкого Алатау.
Трубки взрыва – конусные тела, сложенные кимберлитами и магнетитсодержащими метасоматитами. С первыми связаны месторождения алмазов
Якутии и Архангельской области, а со вторыми – железорудные месторождения Ангаро-Илимской провинции.
В Сибирской платформе возникновение трубок взрыва протекало в несколько этапов, начиная с девона и кончая поздним триасом. Алмазоносными
являются почти исключительно трубки палеозойского возраста, но и для них
процент продуктивных тел составляет всего лишь 1-2 %. Среди железорудных месторождений крупнейшими являются Коршуновское в Иркутской области и Тагарское в Красноярском крае. Оруденение имеет триасовый возраст.
В горных странах альпийского тектонического цикла (эпигеосинклинальных) разведаны разнообразные месторождения плутоногенного рудного
сырья. В качестве примера можно привести Анды Южной Америки, где разрабатываются крупнейшие месторождения меди, олова, вольфрама, серебра,
а также золота, свинца и цинка, редких элементов. Возрожденные горы являются природной фабрикой производства россыпей золота и местами платиноидов. С фрагментами коры выветривания и палеокарстовыми отложениями эпиплатформенных горных областей и систем связаны месторождения
бокситов, марганцевых руд и фосфоритов. Тектоно-магматическая активиза-
43
ция, проявлявшаяся как в геосинклинально-складчатых областях так и в
платформенных странах, местами неоднократно, ответственна за формирование многих видов рудного и нерудного сырья. Глыбовую активизацию сопровождает внедрение малых интрузий гранитов, граносиенитов и сиенитов,
с которыми связано образование месторождений золота, олова, вольфрама,
меди и полиметаллов. Платобазальтовая активизация приводит к формированию дифференцированных интрузий норильского типа с крупными месторождениями медно-никелевых руд с кобальтом, золотом и платиноидами. С
траппами связаны месторождения железа и исландского шпата. Режим центральных интрузий и трубок взрыва порождает магматогенные и гидротермальные месторождения магнетита, флогопита, редких земель, апатита, нефелина и алмазов. В этом кроется важность для геологов знаний о режимах
тектоно-магматической активизации.
10. ГЛУБИННЫЕ И КРУПНЫЕ КОРОВЫЕ РАЗЛОМЫ
1. Признаки глубинности разлома
2. Внутрикоровые крупные разломы
3. Крупные сдвиги
4. Типы покровов
5. Полезные ископаемые
Земная кора, а местами и литосфера на полную мощность характеризуются хрупкостью, так как геологические тела и структурные ансамбли сложены относительно холодными веществами. В масштабах геологического
времени они разрушаются с перемещением разорванных блоков, образуя
дизъюнктивы. В зависимости от роли дизъюнктива в структуре геоблока,
участка земной коры следует различать разрывные нарушения, протяженность которых не превышает первые километры, а амплитуда смещения блоков – сотен метров, и разломы – крупные дизъюнктивы протяженностью до
нескольких тысяч километров и амплитудой до 10-24 км.
В строении любого дизъюнктива различают разорванные блоки, или
крылья, и сместитель – поверхность или зона механического разрушения и
смятия рассекаемых сместителем геологических тел. В разрывных нарушениях ширина зоны сместителя может изменяться от миллиметров (сжатое
«зеркало» скольжения) до десятков метров (тектонические брекчии, динамосланцы, милониты и др.). В разломах ширина зон разрушения горных пород может достигать 20 км.
По кинематическим особенностям разрывные нарушения и разломы
аналогичны (простые сбросы, взбросы, сдвиги и комбинированные дизъюнк-
44
тивы, такие как сбросо-сдвиги, взбросо-сдвиги и т.д.). Важной характеристикой дизъюнктива является амплитуда. Она достаточно строго определяется
для разрывных нарушений и становится неопределенной для разломов, особенно когда геологические данные вступают в противоречия с геофизическими. Например, в крыльях развиты мало различающиеся по составу, степени метаморфизма и геологическому возрасту горные породы, а гравитационный и сейсмический методы свидетельствуют о различиях глубинного строения крыльев и «отскоках» сейсмических границ Конрада и Мохо на многие
километры.
Почти столетие тому назад геологи стали обращать внимание на существование разломов большой протяженности и длительного развития. Можно
назвать линию Карпинского на юге Европейской части России. В 30-х годах
ХХ в. был выделен разлом, отделяющий каледониды Северного от герцинид
Срединного Тянь-Шаня, названный линией Николаева. Термин глубинный
разлом был введен А.В. Пейве в 1945 г. Учение о глубинных разломах нашло
поддержку у металлогенистов, объясняя некоторые закономерности размещения эндогенных месторождений. Но оно подверглось ревизии с позиций
плитотектоники, ввиду отсутствия доказательств мантийной глубины заложения разлома.
Глубинный разлом должен обладать рядом особенностей, а именно
большой (более 1000 км) протяженностью, глубиной заложения в мантии,
длительностью развития не менее цикла Бертрана, разделением геоблоков с
разным строением и историей геологического развития. Сместитель разлома
должен выделяться в геофизических полях гравитационной ступенью и знакопеременными магнитными аномалиями.
По мнению В.Е. Хаина, не являются глубинными разломами краевые
швы. Их расположение между платформой и внешней зоной складчатых сооружений, подстилаемой консолидированной корой, говорит о внутрикоровой природе разлома. Одним из типичных примеров глубинного разлома ранее считался Главный Уральский (Уралтаусский) разлом, разделявший внешнюю (миогеосинклинальную) и внутреннюю зоны геосинклинали и сопровождаемый на всем протяжении массивами ультраосновных и основных интрузивных пород, как правило, более древних, чем разлом. Но этот разлом на
глубине выполаживается, его корни отстоят на большом расстоянии от линии
выхода на поверхность. Кроме того, в тылу разлома, по другую сторону Тагильского и Магнитогорского «синклинориев» (синформ) выступают породы
докембрийского кристаллического фундамента.
Понятию глубинного разлома, по В.Е. Хаину, вполне соответствуют
лишь сутуры – швы столкновения литосферных плит. Их наиболее важным
признаком является распространение офиолитов в виде тектонического меланжа, обычно испытавшего метаморфизм высокого давления (глаукофановые сланцы). Швы эти разделяют геоблоки, отличающиеся по структуре и ис-
45
тории развития. Заключительные движения в зонах сутур носят сдвиговый
характер. Иногда из них выжаты офиолитовые пластины, наползающие в виде шарьяжей на смежные блоки. По данным В.Е. Хаина, наиболее древние
сутуры имеют позднеархейский – раннепротерозойский возраст (Криворожский, Ботническо-Ладожский разломы). Более молодые сутуры – линия Николаева, Периадриатический разлом Альп и т.п. Древние, в том числе погребенные под отложениями чехла сутуры образуют ослабленные зоны в литосфере континентов, где фиксируются локальные дислокации. Погребенные
сутуры выделяют по геофизическим данным (ГСЗ, магнитометрия).
Глубинные сбросы, по данным ГСЗ, вызывают смещение границы Мохо на величину до 20 км по вертикали. Однако вблизи дневной поверхности
большинство этих разломов не имеет набора необходимых признаков глубинности, прежде всего значительных различий в геологическом строении
крыльев.
Внутрикоровые разломы большой протяженности, значительных амплитуд и достаточно длительного развития представлены сбросами, сдвигами, надвигами и покровами. В литературе многократно описаны герцинские
сдвиги Грейт Гленн в Шотландии и Таласо-Ферганский в Тянь-Шане с определенными по геологическим данным амплитудами порядка 150 км. Современным, функционирующим с неогена сдвигом является Сан-Андреас в Калифорнии. Амплитуда сдвижения с момента зарождения может составлять
500 км. Сдвиг выражен очагами землетрясений и геоморфологическими признаками – линейностью форм рельефа в зоне сместителя, разрывами, развитием диагональных и поперечных гряд и долин.
Особой категорией линейных структур глубинного заложения являются
зоны смятия (ЗС), установленные по границам Рудного и Горного Алтая (Иртышская ЗС) в Енисейском кряже и других складчатых областях. Это очень
широкие зоны развития динамосланцев, тектонического разлинзования и
смятия горных пород, не обнаруживающие значительных смещений в пересекаемых блоках. Вероятно, зоны смятия формировались в результате длительных малоамплитудных подвижек с чередованием обстановок сжатия и
растяжения крыльев в сейсмически активных зонах того или иного тектонического цикла.
Крупнейшие тектонические покровы хорошо изучены в Альпах и других горно-складчатых сооружениях. В покровах различают перемещенные
породы, получившие название аллохтон, и несмещенные подстилающие породы – автохтон. Аллохтон от автохтона отделен поверхностью смещения,
заполненной перемятым материалом – меланжем. Складчатые комплексы аллохтона испытали усложнения с образованием опрокинутых, лежачих и ныряющих складок, а также системы надвигов. Зону, откуда произошло движение покрова, называют его корнями. Глубина захвата покровом земной коры
различна. Часть из них захватили неметаморфизованные вулканогенно-
46
осадочные породы. По Ж. Обуэну, это покровы чехла (гельветские в Альпах).
Покровы, в которых участвуют породы гранитно-метаморфического слоя, он
именует покровами основания (пеннинские). В особый тип выделены офиолитовые покровы, наиболее известным представителем которых является
Семаильский покров Омана. Аллохтон покрова, толщиной до 12 км, надвинут со стороны Индийского океана в результате обдукции – перемещения
толстой пластины океанской коры вверх на сушу. Покровы скалывания представляют собой распространенную группу, характеризуются захватом больших площадей и наиболее значительными амплитудами смещения, достигающими 200 км. Механизм формирования таких покровов обусловлен глубинным поддвигом гранитно-метаморфического слоя под относительно рыхлый и пластичный чехол осадочных пород. Эти покровы изучены в Карпатах.
Аналогичные структуры есть в скалистых горах Канады и Аппалачах.
В структуре платформенных областей, на примере ВосточноЕвропейской платформы, Н.С. Шатским выделены диагональная и ортогональная системы разломов с существенно варьирующей плотностью. В горно-складчатых областях преобладают продольные разломы с подчиненным
развитием диагональных. По особенностям строения Н.С. Зайцев выделил 4
типа: 1) сложнопостроенные с гипербазитовыми поясами; 2) разделяющие
геоблоки с разными структурными этажами; 3) разделяющие структурноформационные зоны в пределах одного этажа; 4) зоны смятия с повышенной
проницаемостью в период формирования, рассланцеванием и метаморфизмом.
Глубинные и региональные разломы различимы на космоснимках, по
которым для определенных регионов России составлены космотектонические
карты.
Многие специалисты по геологии месторождений полезных ископаемых писали о важной роли разломов как рудоконтролирующих структур. Доказана такая роль для Норильско-Хараулахского разлома, обусловившего
подъѐм из мантии сульфидного медно-никелевого расплава. В Южной Африке глубинный раздвиг послужил становлению Великой дайки Зимбабве, в которой локализованы залежи железных и медно-никелевых руд и платиноидной минерализации. С офиолитовыми покровами связано образование месторождений хрома, титана, серпентин-асбеста. С надвиговым поясом активной
континентальной окраины связаны месторождения тонкодисперсного золота
с мышьяком, сурьмой и ртутью рудного района Карлин в США. В Приморье
России работами Ю.А. Билибина, Е.А. Радкевич и многих других геологов
показана приуроченность рудных месторождений северной части Тихоокеанского пояса к разломам, отчетливо выраженная на мелкомасштабной схеме
взаимосвязи разломной тектоники и оруденения.
Крупные разломы часто не являются непосредственными вместилищами рудных залежей, но создают предпосылки подъема рудных флюидов в об-
47
становке растяжения с локализацией ценной минерализации в ловушках, под
экранами, в ядрах и крыльях складок и в зонах трещиноватости. Большое
значение металлогенисты отводят узлам пересечения разломов, нередко
окаймленными кольцевыми структурами с проявлениями рудной минерализации.
11. ЦИКЛИЧНОСТЬ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
1. Признаки цикличности слоистых толщ
2. Порядки цикличности
3. Циклы Вильсона, Бертрана, Штилле
4. Канон фаз тектонической активности Штилле
В природе существует многопорядковая повторяемость событий, начиная с короткопериодичных (сутки) до весьма длительных, продолжительностью сотни миллионов лет (галактический год, формирование – разрушение
суперконтинентов). В тектонике анализируют повторяемость событий с периодичностью более 2 млн. лет. При циклическом анализе чехлов молодых
платформ И.А. Одесский выявил периодичность 8-13, 17-22, 29-35, 36-39, 5157 и 61-66 млн. лет. Она соответствует подразделениям стратиграфической
шкалы от яруса до системы. А.А. Пронин установил, что несогласия и перерывы в стратисфере группируются в определенные интервалы геологического времени (тектонические эпохи). Эпохи тектонической активности длительностью 15-20 млн. лет разделены эпохами покоя такой же или несколько
большей продолжительности. Для слоистых толщ (стратонов) разработан
метод анализа цикличности трудами московского литолога Н.Б. Вассоевича,
томского И.А. Вылцана и др. К числу главных критериев выделения циклитов относят литологию, гранулометрический состав, текстуру, структуру, окраску, мощность, вид контакта с выше- и нижележащими слоями. Элементарный циклит (циклотема) состоит из последовательности слоев, отличающихся по названным критериям. Идентичные слои не должны включаться в
циклотему. Непрерывная последовательность отложений со сменой снизу
вверх терригенных слоев уменьшающейся крупности (гравелит-песчаникалевролит), смешанных (мергельных) и карбонатных образует прогрессивный циклит, а обратная последовательность (известняк-аргиллит-алевролитпесчаник) – регрессивный. В колонках цикличности стратонов прогрессивный циклит изображают треугольником, который внизу имеет одну из сторон
и заканчивается вершиной. Высота треугольника определяется мощностью
циклита в масштабе построений. Регрессивный циклит изображают треугольником, начинающимся вершиной и заканчивающей одной из сторон.
48
Два и более (обычно до 4-5-ти) треугольника образуют цикл второго порядка
(ритмогамму, по И.А. Вылцану), две и более ритмограммы – цикл третьего
порядка (ритмосерию) и так далее до поверхности регионального перерыва,
часто с несогласным налеганием более молодого стратона.
Ярко выраженная ритмичность свойственна паралической угленосной,
флишевой, карбонатно-терригенной и некоторым другим формациям.
В соответствии с методами палеотектонического анализа отечественные (Л.Б. Рухин, А.Б. Ронов) и зарубежные (П.Р. Вейл) исследователи проводили фациально-циклический анализ эратем фанерозоя и сопоставляли суперциклы с фазами и циклами складчатости. По П.Р. Вейлу, начало «орогенического периода» знаменуется регрессией, а середина – трансгрессией моря.
Статистический анализ радиологических дат проявлений магматизма,
проведенный М.М. Рубинштейном для фанерозоя и Ю.Д. Пушкаревым для
докембрия, показал наличие сгущений датировок, свидетельствующих об
эпохах тектонической активности.
Эпохи (по Г. Штилле – фазы) группируются в эры (тектонические циклы). При составлении тектонической карты Мира была выявлена невозможность глобального выделения калидонского, герцинского и альпийского циклов. Но эпохи, начинающие и заканчивающие циклы, являются повсеместно
проявленными, хотя и с разной интенсивностью.
В 70-е годы ХХ в. канадский ученый Вильсон (Уилсон), с позиций плитотектонического учения, выделил геодинамический цикл. Он начинается с
распада ранее возникшего суперконтинента (Пангеи) и заканчивается возникновением нового суперконтинента. Продолжительность цикла Вильсона
разные исследователи оценивают в 1,2 млрд. – 650 млн. лет (последняя цифра
– по В.Е. Хаину). Это наиболее длиннопериодичная тектоническая цикличность. Распад последней Пангеи с середины мезозоя и в кайнозое.
Выделенные французом М. Бертраном тектонические эры – каледонская, герцинская (варисская) и альпийская отражают следующий уровень периодичности. Первопричину цикличности этого уровня одни тектонисты связывают с влиянием космоса – протеканием галактического года, длительность которого с течением времени уменьшается – от 220-240 млн. лет в
нижнем палеозое до 170-180 млн. лет в кайнозое. Другие исследователи полагают, что причиной возникновения такой периодичности является отрыв
суперплюма от выступа внешнего ядра Земли и его «всплывание» сквозь
мантию в направлении земной коры. По предложению В.Е. Хаина этот уровень цикличности именуют циклами Бертрана.
Следующий, более кратковременный уровень цикличности был обоснован немецким тектонистом Г. Штилле, сформулировавшим в 1924 г. свой
канон (закон), включивший 19 фаз складчатости. Позднее, реагируя на критические высказывания американских и европейских тектонистов, Г. Штилле
49
дополнил этот канон. Но критика его не утихала. Более того, некоторые исследователи отрицают ценность данного конструкта. Надо заметить, что идея
периодичности важных геологических событий проводилась катастрофистами (Д. Орбиньи выделил 32 катастрофы с кембрия по четвертичный период)
и контракционистами (Э. Де Бомон).
В настоящее время тектонисты выделяют тектонические эры (циклы)
для докембрия, без деления на фазы, и для фанерозоя с использованием канона Штилле (табл.1).
Табл. 1.
Тектонические эры и фазы по канону Г.Штилле
Тектонические эры и
фазы фанерозоя
Альпийская
(< 60 млн. лет)
Валахская N2-E
Ронская N2
Аттическая N1-N2
Штирийская N1
Савская Р 3-N1
Пиренейская Р 2- Р 3
Ларамийская Р 1- Р 2
Мезозойская
(тихоокеанская)
(220-100 млн. лет)
Субгерцинская K2
Австрийская K1-K2
Новокиммерийская J3-K1
Древнекиммерийская T3-J1
Герцинская (варисская)
(370-240 млн. лет)
Пфальцская P2-T1
Заальская P1-P2
Астурийская C2-C3
Судетская C1
Бретонская D3-C1
Акадская D1-D2
Каледонская
(550-400 млн. лет)
Эрийская S2-D1
Арденнская S2
Таконская O3-S1
Салаирская Є2-Є3 Х)
Х)
Тектонические эры
докембрия
Байкальская
(V-Є1, 0,7-0,55 млрд. лет)
Дальсланская (делийская)
(R3-V, 0,8 млрд. лет)
Гренвилльская
(R2-R3, 1,1 млрд. лет)
Готская
(R1-R2, 1,4 млрд. лет)
Позднекарельская
(PR13 – R1, 1,9 млрд. лет)
________________________________________
В Алтае-Саянской области выделяют в ранге эры
50
На основе выделения тектонических эр (циклов Бертрана) выделяют
структурные этажи, а фаз – подэтажи, или ярусы. Таким образом, цикличность имеет значение при составлении тектонических карт. Кроме того, она
объясняет периодичность формирования толщ сходного состава, вулканизма,
трансгрессий и регрессий моря. Причины периодичности геологического
развития многообразны и далеко не всегда надежно расшифровываются.
Наиболее крупная периодичность может быть объяснена космическими
факторами – движениями Солнечной системы вокруг центра нашей Галактики. Проходя разные области космоса, планеты и в их числе Земля испытывают переменные энергетические, гравитационные и другие воздействия, что
может влиять на изменения радиуса планеты, интенсивность поступления
космического вещества, долгопериодические изменения климата. По мнению
Н.Л. Добрецова, важным фактором периодичности эндогенных процессов
могли быть взаимодействия ядра и мантии Земли. Они влияли на изменение
частоты инверсий магнитного поля. Циклы Бертрана могут быть следствием
перестроек конвекции в астеносфере и общемантийной. Отрыв от поверхности ядра суперплюма и его всплывание должен вызвать цикличность, сопоставимую по продолжительности с галактической.
Климатические изменения, отразившиеся в цикличности стратонов,
связаны с изменениями позиций Земли на гелиоцентрической орбите (циклы
Миланковича длительностью 20, 40 и 100 тыс. лет). В целом, периодичность
природных процессов, выраженная цикличностью стратосферы, неравномерностью магматизма, метаморфизма и рудогенеза имеет несколько порядков и
требует конкретного рассмотрения для интервала геологического времени и
структурного элемента земной коры.
12. ТЕКТОНИЧЕСКИЕ КАРТЫ
1. Основные понятия
2. История тектонического картографирования
3. Виды и масштабы общих тектонических карт
4. Специальные тектонические карты
Тектоническая карта – изображение строения, структурновещественных комплексов и этапов формирования структур земной коры.
По содержанию это специальная геологическая карта. При схематизации изображаемых элементов получают тектонические схемы, приводимые в
геологических отчетах и графических приложениях. По мнению Б.П. Бархатова, на тектонических картах необходимо отразить районирование, показать
51
структурные формы и геокомплексы, историю развития земной коры, геологические формации, представления о генезисе (режимах) структурных форм
и геокомплексов.
Районирование, по Б.М. Чикову, это совокупность методов деления
геологического пространства с соблюдением принципов полноты (без остатка), характерности свойств, непересечения границ подразделений.
Основой типизации районов являются структурно-формационные парагенезы. Как правило, они соответствуют структурным этажам с контурами и
знаками геологических формаций и подэтажам (ярусам).
В свою очередь, тектонические карты подразделяют на общие, отражающие возможно полную информацию по изображаемой площади, и специальные, отражающие только интересующие тектонистов особенности
строения и развития земной коры.
Опыт составления структурных схем и тектонических карт накапливается на протяжении более ста лет. Первоначально составляли схемы структурных линий (простираний складчатости), имея в виду предположение
Э. Де Бомона о том, что разные ориентировки складок отражают разновозрастные этапы деформаций земной коры. Такие схемы составили Э. Зюсс,
Дж. Умбгров, А.П. Карпинский, В.А. Обручев. В первой четверти ХХ в.
на схемах стали выделять площади, формирование складчатой структуры которых завершилось в один из выделенных М. Бертраном в 1887 г. тектонических циклов. Первая схема такого рода была составлена Э. Огом в 1907 г., затем Г. Штилле (1924 г.) для Европы и немного позднее Л. Кобером. Для территории СССР в 1933 г. практически одновременно были опубликованы три
схемы тектонического районирования: М.М. Тетяева по принципу возраста
складчатости, Д.В. Наливкина – по возрасту геосинклинального развития и
А.Д. Архангельского совместно с Н.С. Шатским – по возрасту перехода от
геосинклинального развития к платформенному. Последняя была признана
научной общественностью наиболее удачной и в дальнейшем использовалась
как основа районирования на протяжении 35 лет.
В послевоенный период началось составление обзорных (общих) тектонических карт крупных стран и континентов – «Тектонической карты
СССР» под редакцией Н.С. Шатского (1956 г.). С учетом накопленного опыта
были составлены «Международная тектоническая карта Европы» (1964 г.)
под редакцией Н.С. Шатского, «Тектоническая карта Евразии» (1966 г.) под
редакцией А.Л. Яншина. В те же годы коллективами тектонистов были составлены тектонические карты регионов СССР (Кавказа, Урала, Белоруссии,
Казахстана, Якутии и др.). Кроме того, была узаконена практика составления
тектонических схем для государственных геологических карт масштабов
1:1000 000 и 1:200 000, листы которых были изданы в издательстве «Недра».
Тектонические карты и схемы составляют в среднем (1:200 000 – 1:100
000) и мелком (1:1000 000 и мельче) масштабах в полистном (для листов
52
стандартной разграфки), региональном (Урал, Алтае-Саянская область и т.д.)
и административном (Россия, США, Канада и т.п.) исполнениях. Любая общая тектоническая карта является научно-исследовательской работой, отражающей представления авторского коллектива (прежде всего, научного руководителя). Единых научных принципов составления этих карт и инструктивных материалов не существует.
Тектоническая карта СССР и сопредельных стран в масштабе 1:5 000
000 была составлена под редакцией Н.С. Шатского к ХХ сессии Международного геологического конгресса в 1956 г. Карта на момент составления была новаторской, так как не существовали ни общепринятые условные обозначения для такого рода построений, ни классификации тектонических форм.
Эта карта на четверть века заложила фундамент отечественной тектонической картографии.
В основу районирования рассматриваемой карты был положен принцип
возраста завершающей складчатости, определяемого «рубежом между периодом геосинклинального развития и периодом платформенного развития исследуемой тектонической зоны». На основе этого принципа были выделены
крупные провинции. Внутри последних районирование было проведено по
структурным и формационным критериям, позволившим откартировать тектонические элементы платформ и складчатых областей, их структурные этажи и ярусы, интрузивные массивы складчатых систем, глубину залегания
фундаментов древних и молодых платформ. Следовательно, кроме возраста
складчатости, была учтена неоднородность состава стратисферы с точностью
до формаций, в ряде случаев формационных комплексов, а также интрузивных формаций (габбро-ультраосновной, габбро-диоритовой, гранитных батолитов, сиенитовой и фонолитовой). Вертикальная неоднородность верхней
части земной коры была отображена структурными этажами и ярусами, причем определение и выделение последних было проведено впервые.
Главными подразделениями данной карты являются: докембрийские
платформы (Восточно-Европейская и Сибирская), области палеозойских
складчатостей каледонской (Норвегия и юг Сибири) и герцинской (Алтай,
Центральный Казахстан, Тянь-Шань, Урал, Таймыр и др.), эпигерцинские
плиты Западно-Сибирская, Туранская и Скифская, области мезозойской
складчатости востока СССР и Монголии, альпийские складчатые сооружения
юго-запада СССР (Карпаты, Крым, Кавказ, Копет-Даг, юг Памира). В пределах складчатых сооружений обособлены антиклинории и синклинории, срединные массивы и внутренние впадины, а в пограничных зонах платформ и
геосинклиналей выделены краевые швы и краевые прогибы.
В легенде карты были 90 площадных (ареальных) и 20 линейных знаков. Легенда и система подписей позволяют считывать с карты второстепенные элементы платформ (поднятия, впадины, седловины, флексуры, купола,
53
и др.) и складчатых сооружений (тектонические зоны, прогибы, поднятия и
т.п.).
Тектоническая карта СССР, составленная во ВСЕГЕИ под руководством Т.Н. Спижарского, издана в 1966 г., ее макет демонстрировался на
XXII сессии МГК. Эта карта кардинально отличается от вышеописанной. При
районировании выделены «однотипные по особенностям строения и развития основные структуры земной коры», то есть структурно-исторические
элементы. Наиболее крупные из них намечены по строению земной коры –
это области с корой континентального, геосинклинального и океанического
типов. В их пределах выделены области по типам современного тектонического режима – геосинклинального, завершенного геосинклинального, кратогенного и недифференцированного. Среди регионов геосинклинального режима выделены Альпийская и Тихоокеанская системы. Регионы завершенной
складчатости обособлены в области преимущественного поднятия (орогенные) и погружения (койлогенные). В основу подразделения складчатых областей Т.Н. Спижарский положил «тип предшествующего геосинклинального
развития», при этом важным показателем явился тип магматизма – фемический, салическо-фемический, фемическо-салический, салический. Платформы выделены в контурах осадочных чехлов, отражены глубины залегания
фундамена. Районы недифференцированной земной коры занимают океаны –
Северный Ледовитый и запад Тихого.
На рассматриваемой карте показаны локальные структуры – краевые и
предгорные прогибы, глубоководные впадины, зоны перехода континентальной коры в океаническую.
История тектонического развития структур отражена путем выделения
комплексов, ярусов и подъярусов. Впервые большинству возрастных подразделений дана динамическая характеристика с указанием типа режима формирования.
Анализ карты показал новизну подхода к районированию и тектоническому картографированию, отображению морфологии и истории развития
структур земной коры.
Принципиально иной является Геодинамическая карта СССР и прилегающих акваторий масштаба 1: 2 500 000, изданная в 1988 г. Редакторами
карты были Л.П. Зоненшайн, Н.В. Межеловский и Л.М. Натапов. Карта рассматривает геологическое строение и развитие земной коры с позиций тектоники литосферных плит. На ней показаны геокомплексы и структуры границ
плит – границы раздвижения (дивергентные), включающие океанические
рифтовые зоны срединно-океанических хребтов, где формируется новая кора.
Фрагменты этой коры в складчатых областях составляют офиолитовую ассоциацию. Кроме того, показаны зоны с редуцированным гранитнометаморфическим слоем. Континентальные рифты отражают процесс раскола и наступившего раздвижения литосферных плит.
54
Границы сближения плит (конвергентные) подразделены на субдукционные в островодужных системах и коллизионные в горных сооружениях типа Гималаев. Важнейшим геологическим признаком коллизии плит является
палингенный гранитный магматизм и гранитно-гнейсовые купола.
Границы скольжения (трансформные) представлены соответствующими разломами океанского дна и крупными сдвигами, отражающими палеозоны скольжения.
Геологические комплексы и структуры внутренних частей плит включает выходы дорифейского фундамента со структурами зеленокаменных поясов и архейско-раннепротерозойских коллизионных зон. Осадочные чехлы
показаны разным цветом для древних и молодых кратонов с изолиниями глубин залегания фундамента. Для чехлов показаны палеомагнитные данные
простирания и индексы возраста.
Пассивные континентальные окраины включают шельфы, континентальный склон и его подножье. Для них характерны длительность развития и
большие мощности отложений.
Внутри плит отображены проявления внутриплитного рифтогенеза и
магматизма, выделены геологические формации и разломы, локальные тектонические структуры (вулканокупольные, астроблемы, рифовые постройки
и др.).
Геодинамическая карта важна для обучения студентов положениям
плитотектоники.
Складчатые комплексы на общих тектонических картах показывают
чаще всего по возрасту завершающей складчатости. Этот возраст устанавливают по появлению грубой континентальной молассы и внедрению гранитных батолитов, возраст которых определяют методами абсолютной геохронологии. Соответственно, на карте показывают салаирские, каледонские,
герцинские сооружения (структурные этажи). Под структурным этажом понимают складчатые ансамбли и разрывные нарушения, характеризующиеся
стилем складчатости (морфологией и ориентировкой складок) и тектонической эпохой (эрой) их формирования, что определяют по крупным перерывам и несогласиям. Генезис дислокаций и особенности формационного состава учитывают путем выделения структурно-формационных зон (миоэвгеосинклинальная, срединного массива, рифта, краевого прогиба). Интрузивные массивы и комплексы чаще показывают по составу, иногда – относят
к возрастным градациям (образованиям структурного этажа и яруса).
При картографировании осадочных чехлов, прежде всего, выделяют
древние и молодые (с приставкой эпи-) платформы. Мощности чехлов изображают с помощью изопахит, проведенных с сечением от 100-200 до 5001000 м в зависимости от масштаба карт. На них показаны геологические
формации осадочного чехла, вскрытые эрозионным срезом. При наличии
данных глубинного сейсмического зондирования, бурения глубоких нефте-
55
разведочных скважин, гравиметрической и магнитометрической карт выделяют блоки фундамента с разным возрастом консолидированной коры, насыщенностью интрузиями и плотностными характеристиками. В фундаменте
трассируют ранние авлакогены. В формациях чехла отображают наложенные
образования эпох тектономагматической активизации (траппы, центральные
интрузии и трубки взрыва).
На общих тектонических картах отображают разломы (глубинные,
внутрикоровые, граничные и т.д.) с подразделением на кинематические типы
(сбросы, надвиги, сдвиги, комбинированные сбросо-сдвиговые и др.), а также
зоны смятия.
В пределах кристаллических щитов показывают разновозрастные комплексы: серогнейсовый, зеленокаменный, гранулито-гнейсовый, протогеосинклинальный и иногда протоплатформенный, протоавлакогенный. Крапом
показаны зоны наложенной переработки метаморфитов (диафторигенной и
другой).
Специальные карты многообразны по содержанию и методам составления. Есть палеотектонические, фундамента (со снятыми чехлами), докембрия
(вариант палеотектонического анализа), разломов, космотектоническая, неотектоническая, современных движений. Совместно с общей тектонической
картой территории они дополняют и углубляют представления о строении
земной коры и развитии тектонических районов. Это имеет значение при
анализе металлогении. Например, при поисках алмазов в платформенных
чехлах действует правило Клиффорда: алмазоносны (в количестве 1-2 %)
только трубки, внедрившиеся в пределах архейских блоков фундамента.
Наиболее перспективны на золото породы зеленокаменных поясов и т.п.
13. ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ ЭВОЛЮЦИИ ЗЕМНОЙ КОРЫ
1. Космическая шкала событий
2. Догеологический этап
3. Раннеархейский этап
4. Позднеархейский этап
5. Раннепротерозойский этап
6. Рифейский этап
7. Фанерозойский этап
Земля – космическое тело Солнечной системы, входящей в состав Галактики Млечного Пути (МП). Астрофизики обосновали космическую шкалу
событий, в соответствии с которой шло образование звезд, их скоплений и
планет: 1. Возникновение Вселенной (Большой Взрыв) – 13,5 млрд. лет назад;
56
2. Образование Галактики МП – 10 млрд. лет; 3. Образование Протосолнца –
5 млрд. лет; 4. Вспышка Сверхновой в окрестностях Протосолнца – 4,7 млрд.
лет; 5. Образование Земли и планет Солнечной системы – 4,5 млрд. лет.
Большинством ученых признается, что Солнце и планеты образовались
из газопылевого облака под влиянием энергетического импульса взрыва
Сверхновой звезды. Об этом свидетельствуют содержащиеся в космическом
веществе тяжелые элементы, которые не могли возникнуть в термодинамических условиях Солнца. Вспышка породила также гравитационную волну, которая способствовала сжатию газопылевого облака и началу формирования
планет. Планеты земной группы образовались путем слипания (аккреции)
частиц и довольно крупных тел, которое протекало сравнительно быстро – в
течение около 100 млн. лет. Существуют разные мнения относительно особенностей аккреции – гомогенная из сравнительно однородного протопланетного вещества и гетерогенная с образованием сначала ядра, а затем мантии. Есть и вариант промежуточного творения – сначала образовалось внутреннее железо-никелевое ядро, затем мантия, а внешнее ядро появилось в ходе глубинной дифференциации мантийного вещества. Земля уже в процессе
аккреции должна была разогреться ввиду выделения энергии при падении на
ее поверхность планетезималей. Кроме того, выделялась энергия распада короткоживущих радиоактивных изотопов (Al26, J127 и др.). Луна возникла из
земного вещества ненамного позже самой Земли вследствие падения крупного астероида, по размеру сопоставимого с Марсом. Находясь вначале близко
от Земли, Луна оказывала сильное приливное трение и разогрев вещества. На
ранней стадии эволюции Земли произошло термическое событие, вызвавшее
плавление, по крайней мере, внешней части мантии. При этом должна была
возникнуть первичная кора типа шлака, но она не сохранилась.
Догеологическая стадия охватывает период времени 4,5-4,0 млрд. лет.
Ученые обсуждают варианты состояния Земли в то время – Венерианская и
Лунная модели. Более вероятна последняя, когда в условиях тонкой и мало
плотной первоначальной атмосферы происходила интенсивная метеоритная
бомбардировка поверхности, которую слагали базальты и анортозиты («континентальные» области Луны). За счет дегазации мантии образовалась атмосфера, содержащая азот, метан, сероводород и водяной пар.
Раннеархейский этап (4-3 млрд. лет). Свидетельствами этого этапа являются серые гнейсы – метаморфические породы состава тоналита (гранодиорита). По мнению В.Е. Хаина, наиболее вероятным способом формирования серых гнейсов было плавление базальтов дна первичных морей, предварительно испытавших метаморфизм и превращенных в амфиболиты и эклогиты. Такое превращение, скорее всего, было обусловлено погружением первозданной коры в астеносферу, располагавшуюся на небольшой глубине, к
тому же насыщенную флюидами и некогерентными элементами. Это погружение именуют сагдукцией, которая возникала над восходящими мантийны-
57
ми струями. Серые гнейсы практически повсеместно содержат включения
метавулканитов основного состава и метаосадочных пород, среди которых
часто встречаются железистые кварциты. Поэтому очевидно, что плавлению
подвергались эти категории пород, чему способствовала проработка их
флюидами.На этом этапе шло охлаждение поверхности до температур ниже
100оС, наращивалась масса атмосферы и появилась гидросфера – горячий
первичный неглубокий океан. В нем на рубеже 3,5 млрд. лет возникла жизнь
в форме безъядерных бактерий (прокариотов). Формировалась первичная
земная кора, из мантии выплавлялись натровые гранитоиды. Породы этого
этапа есть на щитах большинства континентов.
Позднеархейский этап (3,0-2,6 млрд. лет). На этом этапе на серогнейсовом основании заложились ранние зеленокаменные пояса. Породы этих поясов (амфиболиты, коматииты, джеспилиты, кварциты, местами риолиты) выполняют прогибы в серогнейсовом комплексе и между гранито-гнейсовыми
куполами. На щитах закартированы до трех генераций зеленокаменных поясов с датировками 3,0-2,8-2,4 млрд. лет. Зеленокаменные пояса некоторые
тектонисты считают ранними протогеосинклиналями. На некоторых континентах (Юг Африки) возникли протоплатформенные чехлы, сложенные слабо метаморфизованными вулканитами, песчаниками, кварцитами, графитистыми и глиноземистыми сланцами. Некоторые тектонисты считают, что в
начале этапа произошло складкообразование (саамский тектонический цикл),
внедрение гранитов, в том числе обычных для позднего докембрия и фанерозоя калиевых, образовался первый суперконтинент Пангея 0. Плитотектонисты полагают, что уже тогда произошло образование плит и началось их перемещение в пространстве. По мнению В.Е. Хаина, зеленокаменные пояса
развивались по двум основным механизмам – рифтовому и рифтовоспрединговому. К первому отнесены пояса ранней генерации, порядка 3
млрд. лет, а ко второму – второй-третьей генераций. Соответственно тектоника плит начала функционировать не ранее середины этого этапа. Развитие
поздних зеленокаменных поясов, по В.Е. Хаину протекала в три фазы. Первая
– в обстановке рифтинга и начального спрединга с накоплением мощных
толщ вулканитов и в том числе коматиитов. Излияния происходили в морских условиях. Вторая фаза – субдукционная с образованием вулканических
дуг с магматитами известково-щелочной серии, включая дациты и риолиты.
Она обычно заканчивалась внедрением гранитоидов трондьемит-тоналитовой
натровой ассоциации. Третья фаза характеризуется интенсивным коллизионным сжатием и воздыманием, вплоть до орогенеза. Формируются грубообломочные отложения (моласса), покровно-складчатые ансамбли, крупные плутоны калиевых гранитоидов. Наличие гранулито-гнейсовых поясов считают
показателем значительной (более 30 км) мощности континентальной земной
коры. Предполагается ее разделение на два слоя – гранитогнейсовый и гра-
58
нулит-базитовый. В конце этапа проявился кеноранский (беломорский) тектонический цикл.
Раннепротерозойский этап (2,6-1,7 млрд. лет). На этом этапе существовали обширные площади континентальной коры с большими мощностями.
Об этом свидетельствуют крупные дайки (Великая дайка Зимбабве длиной
501 км при мощности в южной части 10 км). Появляются расслоенные интрузии с гаммой пород от ультраосновных до кислых (Бушвельдский лополит с
возрастом 2,4 млрд. лет). Сторонники геосинклинально-платформенного учения именуют этот этап протогеосинклинально-протоплатформенным. В качестве протогеосинклиналей с дифференцированными комплексами вулканитов и осадочных пород, мощными свитами железистых кварцитов рассматривают структурные ансамбли Свекофеннский, Черчилл, Эбурнейский, КурскоКриворожский. На протоплатформах накопились осадочные чехлы из мелководных и континентальных слабо метаморфизованных отложений. В них есть
покровы траппов и свиты вулканитов разного состава (вплоть до кислых). На
площади чехлов заложились проторифты (Пенченгский, ИмандраВарзугский, Удоканский и др.). В конце этапа проявились тектонические
циклы раннекарельский (2,2 млрд. лет) и позднекарельский (1,7 млрд. лет). В
результате второго, по мнению ряда тектонистов, заложились Пангея 1, сохранявшая единство в течение почти 300 млн. лет.
Рифейский (позднепротерозойский) этап (1,6-0,6 млрд. лет). Вскоре после его начала произошел распад Пангеи-1 с обособлением древних платформ (Северо- и Южноамериканской, Восточноевропейской, Сибирской, Китайско-Корейской и Южнокитайской, Африканской, Австралийской, Антарктической) и геосинклинально-складчатых (покровно-складчатых) поясов (Североатлантического, Арктического, Урало-Монгольского, Средиземноморско-Гималайского, Западно- и Восточно-Тихоокеанского). Эти пояса претерпевали дислокации и интрузивный магматизм в течение готского (1,4 млрд.
лет), гренвилльского (1,1 млрд. лет) и дальсланского (делийского, 0,8 млрд.
лет) тектонических циклов. С конца этого этапа имеются признаки существования Тихого океана. Проявились этапы тектономагматической активизации
на щитах, рифтогенез (Иркинеево-Чадобецкий палеорифт). При распаде Пангеи-1 более значительное дробление испытали северные части, а на юге сохранила единство на протяжении более 1,2 млрд. лет Гондвана. С позиций
геосинклинально-платформенного учения это соответствующий геотектонический этап, а с позиций плитотектоники – типично плитотектонический этап
с дрейфом литосферных плит, раскрытием-закрытием палеоокеанов, горообразованием на конвергентных границах, дроблением и соединением осколков
плит.
Сторонники плитотектонического развития земной коры и литосферы
считают, что тектоника плит функционировала уже в раннем протерозое. Отличительными особенностями были малые размеры плит, имевших полиго-
59
нальные очертания, и значительно большая суммарная длина осей спрединга.
Предположительно менее значительной была ширина океанов. Причинами
подобной геодинамики были малые размеры конвективных ячей, по крайней
мере, в астеносфере. Полигональная решетка плит, разделенных осями спрединга, наиболее четко выражена в Австралии и Африке.
Фанерозойский этап (<0,7 млрд. лет). Этот этап по общей картине тектонического развития следует подразделить на два подэтапа – вендскораннемезозойский, когда продолжались процессы, характерные для предыдущего этапа, проявились байкальский, салаирский (раннекаледонский, 500
млн. лет), каледонский (позднекаледонский, 450 млн. лет), герцинский тектонические циклы. Они вызвали расширение площадей покровно-складчатых
поясов, формирование молодых платформ и увеличение мощностей чехлов в
синеклизах древних платформ. На них были этапы тектоно-магматической
активизации и рифтогенеза (поздние авлакогены). На втором подэтапе произошло формирование и сравнительно кратковременное существование суперконтинента Пангея-2 (около 60 млн. лет). При распаде его возникли молодые океаны – крупные Атлантический и Индийский и малый, находящийся в
фазе разрастания, Северный Ледовитый. На этом подэтапе завершился мезозойский (тихоокеанский) тектонический цикл и проявился, продолжающийся
в голоцене, альпийский цикл. Произошло возникновение внутренних морей
Евразии, проявился рифтогенез в Африке и Азии. В связи с продолжением
альпийского цикла континенты находятся в геократическом режиме с поднятием платформ и горообразованием во многих частях покровно-складчатых
поясов.
В связи с ростом достоверности геологической информации для рифейского и фанерозойского этапов выявлена многопорядковая цикличность, выразившаяся в ледниковых эрах, великих вымираниях, проявлениях трансгрессий и регрессий океанской части гидросферы.
Наиболее ранней достоверно установленной ледниковой эрой является
раннепротерозойская (2,0 млрд. лет), проявленная в гуронской надгруппе Канадского щита и ятулийской – Карелии. Следующей широко проявленной
эрой (или двумя эрами) была позднерифейская, проявленная в экваториальной Африке, Северо-Западной Канаде, Южной Америке, Патомском нагорье
Сибири и в Китае. Возможно, проявились две ледниковые эры – на уровне
900 и 800 млн. лет. Глобальной была вендская (лапландская) ледниковая эра
в интервале 610-590 млн. лет, свидетельства которой установлены в Скандинавии, Карелии, Северной Америке, Сибири, Китае, Африке и Австралии. В
палеозое ледниковые эры проявились в позднем ордовике - раннем силуре
(445-429 млн. лет), позднем девоне - раннем карбоне (363-353 млн. лет),
позднем карбоне - перми (338-256 млн. лет). Н.М. Чумаков, рассмотрев последовательность оледенений рифея и фанерозоя, пришел к выводу о периодичности порядка 150 млн. лет, совпадающей с проявлениями эндогенной ак-
60
тивности Земли, выраженной вулканизмом, магматизмом и метаморфизмом,
которые влияли на содержание углекислоты, прозрачность атмосферы и циркуляционные процессы в ней. На протяжении почти 3 млрд. лет, с момента
возникновения жизни и до вендского периода в биосфере господствовали
примитивные формы (бактерии и вирусы). Примерно, 600 млн. лет назад последовал эволюционный взрыв – почти внезапное появление мягкотелых
беспозвоночных в начале венда, сразу после лапландского оледенения. Столь
же внезапным было появление скелетной фауны в начале кембрия. Тектонические предпосылки появления вендской биоты – это байкальский орогенез,
повлиявший на состав атмосферы, и возникновение ледниковой эры. По мнению А.В. Сочавы, важнейшим фактором биологической эволюции было резкие изменения в содержаниях кислорода атмосферы и углекислого газа, влиявшего на парниковый эффект. Общим фоном, по мнению В.Е. Хаина, являлся распад Пангеи-I (Родинии) и появление большого числа спрединговых
хребтов, вызвавшее трансгрессию морей.
После появления скелетной фауны произошли, по крайней мере, пять
«великих» вымираний и соответствующих обновлений биоты, из которых
три-четыре (соответственно, окончания ордовика, девона, перми и триаса),
вызваны тектоническими и связанными с ними климатическими причинами,
а последняя, вероятно, позднемеловая и позднетриасовая обусловлена падением гигантских метеоритов. О позднемеловом импактном событии свидетельствует кратер Чиксулуб на полуострове Юкатан в Мексике, диаметром
180 км и глубиной предположительно 15 км. Попавшее на Землю космическое вещество породило иридиевую аномалию, образование микросферул санидина и зерен шокового кварца. Сопоставление сейсмических разрезов пассивных окраин позволило П. Вэйлу и др. построить кривую трансгрессий и
регрессий Мирового океана. Максимальные трансгрессии имели место в начале кембрия, в начале ордовика, в позднем девоне-раннем карбоне, в позднем мелу. Самые значительные регрессии произошли в конце венда, конце
ордовика, раннем девоне, триасе и в конце неогена. Одной из особенностей
кривой Вэйла является ее ассиметрия – трансгрессиям отвечают более пологие и длительные отрезки, а регрессии – крутые и кратковременные. Основными причинами колебаний уровня океанов являлись перестройки конвективных ячей в мантии, что влияло на изменение емкости океанских ванн, например, из-за резкого изменения общей длины и объема срединно-океанских
хребтов возможной причиной регрессий могла быть коллизия континентальных частей плит, вызывавшая их поднятие и орогенез.
61
14. ОБЗОР ГЕОТЕКТОНИЧЕСКИХ ГИПОТЕЗ
1. Гипотезы в истории геотектоники
2. Фиксистские гипотезы
3. Мобилизм
4. Неординарные взгляды на эволюцию Земли
В XIX и ХХ веках ученые выдвинули много гипотез о причинах тектонических движений и деформаций и о развитии геосфер, прежде всего, земной коры. Полный и обстоятельный обзор существующих гипотез сделал
томский ученый Л.А. Пухляков в книге, выпущенной в 1968 г. Ряд гипотез
утратили научное значение и стали достоянием истории. Другие же совершенствуются с учетом достижений физики Земли, термодинамики и других
дисциплин. Периодически появляются оригинальные взгляды на механизмы
и пути саморазвития планеты.
Первой геотектонической ученые считают гипотезу кратеров поднятий
(конец XVIII – начало XIX в.в.). Ее авторами являются англичанин
Дж. Геттон и немцы А. Гумбольдт и Л. фон Бух. Они полагали, что тектонические (орогенические) движения есть следствия вулканизма. Поднятия
слоев вызваны расплавленными массами или напором горячих газов под высоким давлением. К. Прево в 1833 г. выступил с критикой этих представлений, говоря, что в вулканах ничего не обнаруживает той силы, которая разрывала бы земную кору и поднимала ее части на большую высоту. Э. Зюсс в
конце XIX в. отрицательно высказался о возможности поднятия крупных
участков земной коры, допуская оседания как единственный вид вертикальных тектонических движений.
Контракционная гипотеза француза Э. Де Бомона владела умами естествоиспытателей почти столетие. Она была выдвинута в 1829 г., а окончательно оформлена в 1852 г. Известный ученый Э. Ог являлся сторонником
контракционизма. Исходя из представлений о первоначальном расплавленном состоянии Земли, Э. Де Бомон полагал, что земная кора возникла при остывании расплава. Постепенное остывание внутренних частей Земли приводит к импульсам орогенических движений и складчатости. Оформление
структур континентов происходило в 32 фазы складчатости, причем дислокации одной фазы имеют одинаковые направления на земном шаре. В этом автор гипотезы усматривал проявление симметрии пентагондодекаэдра во
внутренних сферах. Высказывания на тот счет, что Земля – это большой кристалл публиковались неоднократно в ХХ в. Один из контракционистов
62
А. Гейм рассчитал уменьшение длины участка земной коры при образовании
складок и получил для Альп величину 120 км.
Гипотеза оседаний была выдвинута О. Прево, Дж. Дэна и Э. Зюссом. В
соответствие с ней земная кора, не поддерживаемая жидкой магмой, оседает.
Оседающий блок оказывает давление на смежные части земной коры, которые сминаются в складки. Прорывы магмы в породы земной коры порождают интрузии и вулканизм.
Изостатическая гипотеза К. Деттона исходит из плотностной неоднородности вещества земной коры. Менее плотные части образуют выпуклости
(орогены), а более плотные – опущены и залиты водой. Денудация обеспечивает снос веществ с континентов и оседание их вдоль берегов. Излишек масс
выдавливается под континент. Тангенциальный напор вызывает в прибрежной зоне образование складок, параллельных берегу.
Гипотеза глубинных течений австрийца О. Ампферера (1906 г.). Он и
его последователи полагали, что из-за протекающих в подкоровой магме физико-химических процессов происходят поднятия и опускания частей земной
коры. В поднятиях вверх продвигается пластическая масса, которая растекается в стороны, вызывая образование системы надвигающихся друг на друга
складок. Возможно и втягивание магмы внутрь, что приводит к опусканиям.
Ввиду возвышенного положения происходит подвиг платформ под геосинклинали.
Близкой по механизмам поднятий-опусканий является гипотеза геоундаций голландского геолога Р. Ван Беммелена (1950 г.). По его мнению, причиной поднятий земной коры является накопление под ней разогретых и более легких продуктов глубинной дифференциации мантийного вещества. С
поднятиями (ундациями) сопряжены опускания. Наиболее крупные поднятия
(мегаундации) образуются на границе ядра, при этом мантийное вещество разуплотняется и расширяется. В итоге происходит поднятие верхней мантии и
земной коры. Последняя разрывается с образованием геосинклиналей. Формирование горноскладчатых сооружений является результатом гравитационного соскальзывания слоистой оболочки со склонов геоундации со смятием
слоев в складки и образованием покровно-надвиговых структур.
Ряд гипотез, разработанных в ХХ в. и не утративших научного значения, исходили из преобладания в земной коре вертикальных движений. Эти
гипотезы отнесены к фиксистским.
Ротационная гипотеза украинского ученого М.В. Стоваса и россиянина
Г.Н. Каттерфельда была разработана в шестидесятых годах ХХ в. Первопричину деформаций земной коры авторы видели в вековом замедлении скорости вращения Земли. Следствием этого является изменение фигуры планеты.
Полярные области испытывают подъем, а экваториальные – опускание. Раздел между этими областями проходит вдоль 35-х параллелей в обоих полушариях (критические широты). Здесь концентрируются напряжения, проис-
63
ходят складчато-разрывные деформации земной коры. В подтверждение своих взглядов авторы привели ориентировки планетарной сети разломов и трещин. Действительно, в их направлениях выражено влияние ротационных сил.
Но множество геодинамических процессов (магматизм, метаморфизм, орогенез и др.) не могут быть объяснены с позиций данной гипотезы.
Пульсационная гипотеза была предложена американцем В. Бухером,
развивалась советскими учеными М.А. Усовым и В.А. Обручевым. Главным
фактором, порождающим напряжения и деформации в земной коре, авторы
усматривали в выделении радиогенного тепла. Его накопление приводит к
фазе расширения и обрушения коры с образованием геосинклиналей. Те из
них, которые испытали складчатость, превратились в орогены под действием
изостазии (всплывания). Расширение ведет к усиленному тепловыделению, в
результате чего недра охлаждаются, и наступает фаза сжатия. В эту фазу
происходят складчатость, плавление вещества в основании геосинклиналей.
В конце ХХ в. гипотезу поддержал и модернизировал Е.Е. Милановский. В
фазе расширения увеличиваются акватории океанов, растут срединноокеанские хребты. Анализ развития органического мира наталкивает на идею
снижения силы тяжести со временем (гигантизм). В.Л. Барсуков с позиций
петрофизики показал возможность увеличения радиуса Земли. Но установленные мощные деформации горизонтального сжатия являются свидетельствами противоположного процесса. Периодичность складкообразования, рифтогенеза, вулканизма, трансгрессии и регрессии, возникновение – распад
Пангей являются следствием пульсаций Земли под влиянием внутренних и
космических факторов.
Гипотеза расширяющейся Земли разрабатывалась на протяжении полувека (Б. Линдеман, 1927 г., О. Хильгенберг, 1933, В.Н. Ларин, 1968) и имеет
немало сторонников до настоящего времени. Наиболее полно вариант этой
гипотезы обоснован в книге россиянина В.Н. Ларина. В основу им положена
небулярная модель происхождения Солнечной системы. В период, когда
диаметр Протосолнца достигал орбиты Меркурия, произошло истечение вещества с экватора звезды из-за роста скорости вращения. Вмороженные в
протопланетное облако магнитные силовые линии задерживали элементы с
низкими потенциалами ионизации, формируя химический состав Земли. Исключение составляет кислород, которого в земной коре на более чем три порядка (>1000 раз) больше (около половины объема). Предположительно кислород «выдут» из внутренних частей планеты. В целом, она унаследовала
солнечный состав элементов с резким преобладанием водорода. Он имеет
высокий потенциал ионизации, но оставшейся массы водорода хватило для
образования гидридов металлов. Ионные гидриды из-за сжимаемости гораздо
плотнее исходных металлов. В.Н. Ларин считает, что ядро Земли сложено
гидридами металлов (Fe, Ni и др.), мантия в низах – металлами с растворенным водородом, выше силицидами и лишь потом силикатами. Расширение
64
Земли есть следствие разогрева вещества энергией распада урана, тория и калия–40, что ведет к распаду гидридов металлов. Недра продуваются потоком
водорода, вследствие чего кислород был вынесен в земную кору. Невзирая на
кажущуюся тщательность проработки основополагающих высказываний, гипотеза В.Н. Ларина не нашла положительного отклика у тектонистов из-за
дискуссионности выдвинутых космических, геохимических и физикохимических постулатов. Существование гидридов металлов при сверхкритических температурах ядра Земли весьма маловероятно.
Гипотеза тепловой машины В.В. Белоусова. Этот ученый до конца своих дней был сторонником геосинклинально-платформенного учения и ярым
противником мобилизма. В своей последней книге (1989 г.) он изложил оригинальные взгляды на тектогенез земной коры. Все режимы В.В. Белоусов
подразделил на спокойный (платформенный) и возбужденные (геосинклинальный, орогенный, рифтогенный и др.). Причиной теплового возбуждения
является подход к основанию земной коры мантийного диапира или его более подвижных сателлитов. Если проницаемость земной коры рассеянная,
возникает геосинклинальный режим, при котором выплавки базальтовой
магмы в большом числе внедряются в верхние горизонты коры, утяжеляя ее и
вызывая прогибание. Когда рассеянная проницаемость сменяется сосредоточенной, возникает орогенный режим. Первоначально существующая сосредоточенная (по разломам) проницаемость порождает другие возбужденные
режимы.
Мобилистские гипотезы и учение (почти теория) появились в начале
ХХ в., когда А. Вегенер в 1912 г. опубликовал гипотезу дрейфа континентов.
Обоснованием ее послужили: 1) наличие ступени между материками и океанами (континентальный склон); 2) сходство очертаний берегов Северной и
Южной Америк и Африки, разделенных Атлантикой; 3) сходство геологического строения и развития Южной Америки и Африки. Выводом явилось существование в начале мезозойской эры суперконтинента, который позднее
испытал раскол и дрейф обломков. Они дрейфовали по подошве гранитного
слоя. Из-за сил вращения происходило смещение дрейфующих масс к западу.
Сопротивление океанского дна движению континентов вызвало образование
складчатых поясов. Гипотеза в первой трети ХХ в. приобрела много сторонников. С резкой критикой ее положений выступил Н.С. Шатский в 1947 г.
Учение плитотектоники возникло в семидесятых годах ХХ в, как следствие достижений в геофизических и геологических исследованиях океанского дна. В 1961 г. Р. Дитц и Г. Хесс выдвинули идею мантийной конвекции –
наличие банановидных ячей размерами 3-6 на 10-12 тыс. км, вызывающей
спрединг. Ф. Вайн и Д. Мэттьюз в 1963 г. предположили, что линейные магнитные аномалии отражают изменения полярности магнитного поля в процессе рождения океанской коры. Дж. Уилсон охарактеризовал механизм
трансформных разломов и высказал идею геодинамического цикла. К. Ле
65
Пишон разделил земную кору на 8 крупных плит, допустив существование до
20 более мелких. Бурение океанского дна, ведущееся с 1968 г. (судно «Гломар Челленджер», с 1986 г. – «Джойджес Резольюшен»), позволило получить
массу данных о строении океанского дна и возрасте осадочного и базальтового слоев. Древнейшие породы этих слоев (J3-K1) отмечены в краевых частях
океана. Термин «субдукция» заимствован из альпийской геологии и означает
затягивание одних складчатых комплексов под другие, в океане – одной плиты под другую в сейсмофокальной зоне.
В соответствии с данным учением в океанах функционирует «конвейер»: земная кора рождается в СОХ, наращивая примерно поровну края раздвигающихся (спрединг) плит. В ОДС происходит поддвиг (субдукция) океанской коры под океанскую же, но другой плиты. Концепция плитотектоники, разработанная учеными четырех стран, была опубликована в 1968 г. С
этого времени она развивается и совершенствуется, являясь основой геодинамики. Вместе с тем, положения этой концепции признаются далеко не всеми тектонистами.
Новую геодинамическую модель развития Земли разработали в конце
ХХ в. П.Н. Кропоткин и В.Н. Ефремов, основываясь на измерениях напряженного состояния горных пород. Оказалось, что горизонтальное сжатие
преобладает в 95 % случаев. По мнению этих ученых, поля напряжений в
земной коре не согласуется с моделями подкоровых течений, возбуждаемых
тепловой конвекцией и гравитационной дифференциацией вещества мантии.
В качестве альтернативы они выдвинули пульсационно-мобилистскую модель, в соответствии с которой при чередовании многократных фаз расширения-сжатия Земли эффекты расширения суммированы в зонах спрединга, а
сжатия – в складчатых поясах. В результате происходит дрейф литосферных
блоков от зон растяжения к зонам сжатия.
В.В. Орленок переосмыслил положения контракционной гипотезы с
учетом современных данных о внутреннем строении и развитии геосфер. Автор доказывает, что дегазация планеты и уплотнение вещества внутренних
оболочек имеет следствием уменьшение объема Земли. Это влечет за собой
проседание литосферы. Вертикальные движения являются следствием термогравитационной контракции планеты. Со временем происходит усиление дегазации, вулканизма и опусканий, а также общая океанизация Земли. По его
расчетам, через какой-то миллион лет не останется сколько-нибудь значительных площадей суши. Еще одна геотектоническая гипотеза, положения
которой были заложены С.И Кислицыным в двадцатых годах прошлого века,
разработана в его конце Н.Р. Гончаровым, В.С. Морозовым и др. Они утверждают, что ядро Земли имеет форму и свойства растущего кристалла икосаэдро-додекаэдрической структуры (комбинация 20- и 12-гранника). Ребрам
этого кристалла соответствуют крупные линейные структуры Земли (срединно-океанические хребты, глубинные разломы, сейсмофокальные зоны). Рост
66
геокристалла сопровождается конвекцией вещества мантии, причем восходящие и нисходящие потоки подчиняются симметрии граней и ребер. Таким
образом, существует силовой каркас, контролирующий геодинамические
процессы Земли.
Еще одну, притом далеко не последнюю, тектоническую гипотезу выдвинул в начале ХХI в Ю.Н. Авсюк. Он исходит из взаимодействия парной
планетной системы Земля-Луна и предполагает периодическое сближениерасхождение небесных тел, причины которого не объясняет. Такое взаимодействие влияет на наклон земной оси и, соответственно – на потеплениепохоладание климата. Приближение Луны к Земле должно вызвать регрессию в высоких и трансгрессию – в низких широтах. Неизбежное изменение
скорости вращения Земли при сближении небесных тел влияет на распределение напряжений в литосфере. Ю.Н. Авсюк рассчитал схему приливной
эволюции системы Земля-Луна в фанерозое, предположив наличие трех эпизодов сближения и трех – удаления небесных тел с соответствующими палеогеографическими и тектоническими эффектами.
Подводя итог рассмотрению только части геотектонических гипотез,
можно утверждать, что пока отсутствует общепризнанная и всеобъемлющая
теория геологического развития Земли. Из существующих концепций более
обоснованной и солидной является плитотектоническая, дополненная положениями плюмтектоники. Но и она не может считаться полностью завершенной. Развитие геологических наук вызовет ревизию накопленных фактов и
пересмотр системы воззрений на развитие Земли.
15. ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ РЕКОНСТРУКЦИИ
1. Геохимические показатели режима
2. Вулканогенно-осадочные формации
3. Геодинамические особенности гранитов
4. Геолого-структурные особенности геоблоков
5. Геодинамическая классификация
Для древних, обычно сложно деформированных и метаморфизованных
комплексов горных пород выявление тектонического режима формирования
представляет сложную задачу, требующую для своего разрешения применения методов геохимического, формационного, петрологического и геологоструктурного анализов. Только в результате сравнения полученных данных и
увязки возникших противоречий можно сделать заключение о геодинамической обстановке формирования геокомплекса и о наложенных процессах его
изменения.
67
В ряду глубинной дифференциации вещества земной коры химические
элементы ведут себя по-разному, поэтому геохимики делят их на четыре
группы: центробежных (некогерентных), летучих центробежных, центростремительных (когерентных) и океанитовых. Первые обладают большими
ионными радиусами и низкими потенциалами ионизации. Это U, Th, K, Rb,
Zs, Sr, Ba, Be, легкие TR. Их содержания в породах континентальной земной
коры более чем в 100 раз выше, чем в метеоритах-хондритах, которые астрофизики считают осколками протопланетного вещества. Летучие центробежные элементы накопились в атмосфере и веществе биосферы. Они представлены элементами C, O, H, P, N, S, F, Cl, Br, J, As, Se, Te, Hg. Центростремительные элементы имеют тенденцию уходить из земной коры и поступать
сначала в мантию и затем – в ядро. Они обладают малыми ионными радиусами и высокими потенциалами ионизации. Таковы Fe, Ni, Co, Cr, Mg, Cu, Zn,
Mn, Au, Sb, Pt, Os, Yr, Re, Ru и Pd. В среднем, в породах земной коры этих
элементов меньше более чем в 500 раз по сравнению с хондритами. Элементы – океаниты максимально концентрируются в отложениях и вулканитах
океанского дна (Ca, Ti, V, Sc).
Определение спектральным и другими видами анализа содержаний
большого количества химических элементов (часто в ничтожно малых содержаниях) и построение графиков распределения их с наложением на график хондрита (в одном и том же масштабе значений) позволяет сделать вывод о принадлежности проанализированного вещества к одному из слоев
земной коры или к мантии.
Некоторые из геологических формаций являются индикаторами геодинамического режима. Прежде всего, это офиолитовая формация. Термин
«офиолиты» ввел в обиход Г. Штейнманн в 1907 г. Исследуя Южные Альпы
в Лигурии (Италия). Он под этой ассоциацией подразумевал триаду из ультраосновных пород и габбро, диабазов и базальтов и, наконец, радиоляритов.
Этой ассоциации в 1972 г. была посвящена Пенроузская конференция, в решениях которой говорится о четырех группах пород: 1) серпентинизированных ультрамафитах; 2) перидотитах, пироксенитах и габбро; 3) комплексе
параллельных даек; 4) подводных базальтах (пиллоу-лавах). Было предложено не акцентировать структурный аспект локализации этой ассоциации, но в
дальнейшем сторонники плитотектоники стали считать ее представителем
пород океанского дна, шарьированных (обдуцированных) в зонах коллизий.
Эти породы наиболее полно представлены в Альпийской части Средиземноморско-Гималайского пояса. Ассоциация протягивается от Турции через о.
Кипр, далее Сирию и Иран до Омана. Исследования позволили сделать вывод
о шарьировании в позднем мелу океанской коры Тетиса на пассивную окраину Африкано-Аравийской платформы. В Омане исследован крупный офиолитовый покров Семайл (Семаил), который протягивается на 500 км при ширине до 80 км. Мощность его достигает 14 км. Офиолиты развиты в Малом
68
Кавказе (Армении), где образовались в результате обдукции в позднем мелу
пассивной окраины Гондваны на активную окраину Евразии в океане Тетис.
На Урале в конце палеозоя (карбон-пермь) происходила обдукция Западносибирского палеоокеана на Восточно-Европейскую платформу. Сложная покровно-складчатая структура региона позволяет исследовать только
сорванные части ассоциации.
А.Л. Книппер и др. предложили выделять мантийную, нижнекоровую и
верхнекоровую части ассоциации. В обобщенном разрезе в офиолитовой
формации наблюдают следующие составляющие (снизу вверх): 1) серпентинитовый меланж (брекчия); 2) дунит-гарцбургитовая ассоциация (мантийные
реститовые ультрабазиты); 3) кумулятивная ассоциация перидотитов и габбро; 4) тела амфиболитов с линзами плагиогранитов; 5) серия параллельных
даек диабазов; 6) толща спилитизированных лав; 7) глубоководные (бескарбонатные) кремнисто-сланцевые осадки. Обычно офиолиты являются граничными образованиями или представляют собой обдуцированные покровы.
В первом случае они находятся на стыках литосферных плит, некогда находившихся на расстоянии тысяч километров друг от друга.
Глаукофансланцевая формация отражает образование метаморфических пород в обстановке низких или умеренных температур и сверхвысоких
давлений. Она возникла в зонах субдукции и коллизии. В последнем случае
является индикатором сутуры (глубинного разлома) на границе плит.
Вулканогенные формации очень разнообразны по составу и образуются
при возбужденных тектонических режимах. Внутри континентов они возникают при рифтогенезе, отличаясь в этом случае разнообразием состава и часто повышенной щелочностью. При тектоно-магматической активизации может образоваться трапповая формация. В складчатых областях вулканогенные формации возникают при разных режимах. Особенно они типичны для
островодужных систем. В них обычно прослеживается изменение состава
вулканитов от толеитовой к андезитовой и затем, в сторону задугового бассейна шошонитовой (умеренно щелочной андезибазальт) ассоциации. В случае скучивания островных дуг наблюдают весьма сложное распределение
вулканитов. Для распутывания ситуации важны определения абсолютного
возраста и детальные петрохимические исследования.
Гранитные формации возникают при различных ситуациях. В восьмидесятых годах Б. Чеппел и А. Уайт и их последователи выделили четыре генотипа гранитов: I – мантийного происхождения в островодужных системах
(за счет андезитовой магмы), М – близкие к ним океанические образования
срединных хребтов и активных окраин, S – коровые, возникшие при плавлении осадочных пород, А – анорогенные поздние, связанные с тектономагматической активизацией континентального блока.
Позднее, в девяностых годах американцы П. Маниар и Ф. Пикколи несколько видоизменили и расширили названную типизацию и предложили
69
различать семь генотипов гранитоидов: 1) островодужные; 2) континентальных дуг андийского типа; 3) континентально-коллизионные; 4) постколлизионные; 5) континентальных рифтов; 6) эпейрогенных (сводовых) поднятий;
7) океанские плагиогранитные. В.Е. Хаин полагает, что типы 1-4 отвечают
зонам конвергенции плит, тип 7 зонам дивергенции плит, а типы 5-6 внутриплитным обстановкам кратонов и областей завершенной складчатости. Для
различения этих типов строят дискриминантные диаграммы. Например, оценивают отношение содержания Rb, г/т к сумме содержаний Y и Nb, г/т.
Существует несколько видов дискриминантных диаграмм, которые
строят по вертикальной и горизонтальной осям, откладывая значения редких
и редкоземельных элементов с равными геохимическими свойствами и затем
выделяя поля магматитов, отличающиеся условиями формирования. Например. Д. Вуд предлагает оценивать содержание Th и (Нg/3 – Ta), Дж. Пирс
предложил рассматривать отношения Rb и (Y+Ta), а Н. Харрис – Rb и (Нg –
Ta).
Палеомагнитные исследования важны для определения микроплит и
террейнов, направления дрейфа плиты во времени. Их приводят подготовленные специалисты в полевых (отбор проб) и лабораторных условиях. Кроме значений остаточной намагниченности надо определить геологический
возраст образца.
Анализ типа метаморфизма необходим для древних деформированных
и термодинамически измененных комплексов. Н.Л. Добрецов различает метаморфизм зон растяжения (спилитизация, серпентинизация габбро и ультраосновных пород), зональный метаморфизм островных дуг, метаморфизм зон
коллизии (комплексы метаморфических ядер), наконец, метаморфизм погружения, обычно не превышающий фации зеленых сланцев. Для того, чтобы
определить тип метаморфизма, необходимо провести структурногеологический, петрологический и формационный анализы. К сожалению,
радиологический возраст метаморфитов трудно определить надежно.
Геолого-структурные исследования состоят в изучении особенностей
складчатости, разрывных нарушений, кливажа, будинажа, сланцеватости.
Внутри плит они позволят выявить режимы рифтов (авлакогенов), глыбовой
тектоно-магматической активизации, пассивных окраин. На границах плит
различимы коллизионный (тектоническое скучивание и дробление) и островодужный режимы (покровно-надвиговая тектоника вулканогенноосадочных толщ). Большую важность имеет исследование разломной тектоники. Глубинный характер имеют сутуры – швы столкновения плит. Большинство остальных нарушений имеет внутрикоровый характер.
Концепция террейнов возникла на материалах геологии СевероАмериканских Кордильер. Они сложены большим количеством блоков, ограниченных разломами. Каждый блок характеризуется специфическим литолого-стратиграфическим разрезом, геолого-структурными особенностями, ти-
70
пами метаморфизма и магматизма. Террейны могут являться обломками микроконтинентов, островных дуг, вулканических поясов, покровно-складчатых
структур. Их совместное положение в мозаике (коллаже) совершенно чуждых
друг другу структурных единиц обусловлено горизонтальными перемещениями на расстояния в сотни-первые тысячи километров. На геодинамических картах террейны фигурируют под собственными названиями.
Некоторые тектонисты полагают, что геодинамические реконструкции
имеют смысл только в случае признания положений плитотектоники. Но последняя не объясняет ряда внутриконтинентальных режимов и отрицает самостоятельность геосинклинального режима. Ниже приведена классификация режимов (табл.2) и порождаемых ими структур земной коры, учитывающая как представления мобилистов, так и некоторые положения фиксистов.
Таблица 2
Геодинамическая классификация структур земной коры
Класс
Режим
I. Стабильный
Платформы континентальные, платформы
океанские
II. Активного прогибания
ГеосинклинальныйХ, тафрогенный
Орогенный эпигеосинклинальный,
эпиплатформенный и др.
Рифтовый, тектоно-магматической
активизации
III. Активного поднятия
IV. Активный знакопеременный
V. Пассивного прогибания
Пассивных окраин
VI. Пассивного поднятия
Микроконтинентов
VII. Раздвижения плит
Срединно-океанические хребты
VIII. Поддвига и коллизии плит
Островные дуги, активные окраины
Коллизионные горы и впадины, террейны
IX. Дрейфа микроплит
Трансформы, сутуры, разломы
внутрикоровые
Кольцевых структур, структур вращения,
астроблем
Х. Трансформов и разломов
ХI. Прочие
_______________________________________________
Х
Примечание: Геосинклинальный режим не признают сторонники плитотектоники
71
Эта классификация применима для создания общих тектонических и
геодинамических карт, учитывающих все многообразие режимов земной коры, которые различают сторонники как мобилистских, так и фиксистских
воззрений.
16. СОСТОЯНИЕ И ТЕНДЕНЦИИ РАЗВИТИЯ
ГЕОТЕКТОНИКИ
1. Противоборство учения о геосинклиналях и плитотектоники
2. Альтернативные представления о развитии Земли и земной коры
3. Математическое моделирование процессов, протекающих во
внутренних геосферах
В конце ХХ в. учение (концепция) плитотектоники превратилась в теоретическую основу геотектоники. В то же время, появляются публикации в
поддержку учения о геосинклиналях, а также соображения о ведущей роли
плюмтектоники в структурообразовании, протекающем в земной коре. Группы сосуществующих взглядов на механизмы и сущность геотектоники антагонистичны, но стимулируют развитие научных идей.
В отношении учения о геосинклиналях (геосинклинальноплатформенном) нет удовлетворительных ответов на ряд кардинальных вопросов. Каким является механизм возникновения геосинклинальных поясов?
Для внутриконтинентальных поясов происходит ли перерождение («обрушение») континентальной коры или крупномасштабный рифтогенез со вскрытием мантии? Почему вскрытое основание геосинклинали испытывает преимущественное прогибание, а не поднятие вследствие снятия нагрузки и теплового разуплотнения вещества? Если геосинклинальный пояс возник на океанской коре, то, что послужило причиной ее опускания? Достаточна ли для
этого сейсмофокальная зона? Почему начальное прогибание сменяется поднятием (инверсия режима)? В чем причины цикличности развития геосинклинали и «закрытия» той или иной системы, области? Почему тенденция
превращения геосинклинали в платформу может измениться на противоположную? Почему некоторые области, системы не превратились в молодые
платформы на протяжении сотен миллионов лет (Алтае-Саянская область)?
Сторонникам учения о геосинклиналях следует обосновать ответы на эти и
другие вопросы.
Учение плитотектоники также во многом разработано схематично. Так,
его разработчики полагают, что астеносфера повсеместно четко выражена и
залегает на глубинах от 0 до 60 км под океанами и 60-120 км под континентами. Но под кристаллическими щитами ее не обнаружили до глубин более
250 км. В то же время, щиты находятся в состоянии изостатического равновесия, то есть в верхах мантии есть пластические массы.
72
Спорно количество и размеры литосферных плит. По крайней мере,
есть плиты трех порядков размерности (от крупных до микроплит и террейнов). Увеличение числа плит делает неубедительным функционирование
«конвейера».
Проблематично для идей мобилизма наличие жесткости и упругости
крупных плит. Существование эпох тектоно-магматической активизации,
рифтогенеза, магматизма плитотектоника не объясняет.
Спрединг и сдвиговые перемещения по трансформам у осей СОХ доказаны, но имеют сложный, противоречивый характер («перескоки», изменения
направлений, скорости и знака движений). Что касается субдукции, многие
тектонисты считают доказательства ее протекания неубедительными. В частности, аккреция рыхлых осадков морского дна происходит лишь в единичных случаях. Не ясно, какая сила способна затянуть в сейсмофокальную зону
гайоты. Углы наклона этих зон варьируют от пологих до крутых, что мало
сказывается на эффективности поддвига. В то же время, только признание
субдукции снимает противоречие молодости коры Тихого океана и его геологической древности. Кроме того, надо объяснить дисбаланс в расчете количества снесенного в океан осадочного материала за более чем 1 млрд. лет и
наблюдаемой мощности осадочного слоя.
Подлежит доработке механизм перемещения плит. Высокие значения
(твердое вещество) и большие колебания вязкости пород в нижней части
земной коры и мантии и отсутствие между ними прочного сцепления позволяет усомниться в переносе плит на тысячи километров.
Доказано, что кроме конвекции в мантии существует адвекция в виде
ап- и даунвеллинга. Каково взаимодействие двух почти ортогональных друг
другу видов движений мантийного вещества?
Не вполне ясно, с какого времени проявляется плитотектоника (с AR,
PR1, PR2)? Существует противоречие между примерным постоянством глобальной сети разломов и изменчивым (по скорости и направлению) движением плит.
Проблематичным является вопрос о структуре конвективных ячей в
мантии. Данные сейсмотомографии показывают, что распределение восходящих и нисходящих ячей в верхней мантии, до глубин 200-250 км, соответствует плану размещения литосферных плит. Но с ростом глубины оно начинает все более соответствовать времени распада Пангеи-2. Это является свидетельством определенной консервативности структуры мантийной конвекции и большей подвижности плит литосферы, которые по принципу обратной связи влияют на структуру верхнемантийной конвекции. Главное значение имеет расположение плит, в которых преобладают континентальные части с их мощной и более плавучей (по принципу изостазии) литосферой (Евразийская и Северо-Американская). Благодаря своим глубоким «корням», эти
плиты движутся гораздо медленнее преимущественно океанских (Индо-
73
Австралийской и Тихоокеанской), некоторые плиты со значительными континентальными частями (Африканская и Антарктическая) имеют почти фиксированные относительно нижней мантии положение.
По вопросу структуры конвекции в мантии существуют две концепции.
Одна постулирует, что конвекция является общемантийной, от границы с
ядром до подошвы литосферы. Другая концепция полагает двухэтажную систему конвекций, с раздельно функционирующими ячеями в нижней и верхней мантии. Граница между ними находится на глубине около 670 км. На
этой границе происходит изменение фазового состава вещества, при котором
пироксены и гранаты переходят в перовскит. Но одних этих фазовых переходов явно недостаточно для объяснения роста плотности мантии, определяемой по скорости распространения сейсмических волн. По этой причине необходимо допустить изменение химического состава вещества. Подобное изменение противоречит модели общемантийной конвекции. Реальность двухэтажной конвекции была подтверждена физическим моделированием Н.Л.
Добрецова и др. Математическое моделирование французов П. Машетеля и
П. Вебера показала, что общемантийная конвекция при определенных условиях может переходить в двухярусную и наоборот и что период этого обращения составляет около 500 млн. лет. Эта цифра примерно отвечает длительности цикла Вильсона в современном варианте.
По-видимому, термостатирование суперконтинентами (Пангеями) теплового потока способствует преодолению восходящими ветвями нижней системы конвекции плотностного барьера на глубине 670 км. Распад суперконтинента имеет обратное действие и ведет к перестройке структуры конвекции
с переходом одноэтажной системы в двухэтажную.
Помимо крупномасштабной конвекции (одно- и двухэтажной) может
осуществляться мелкоячеистая конвекция в астеносфере и даже в низах земной коры. Об этом свидетельствуют волны поверхности геоида, длиной в
сотни километров, параллельные осям спрединга, а также волновые структуры поверхности консолидированной коры (гранитно-метаморфического
слоя), что вызывает развитие синеклиз и антеклиз осадочного чехла.
С учетом энергичной конвекции в жидком ядре, создающей магнитное
поле Земли, одно- двухярусной конвекции в мантии и мелкоячейной конвекции в основании земной коры можно констатировать наличие многоярусной
системы конвекций в недрах Земли, что является отражением тектонической
активности планеты.
Предметом разногласий тектонистов является также вопрос о сущности
конвекции: является ли она чисто тепловой, как это было принято в первоначальном варианте плитотектоники, или химико-плотностной, о чем говорят
отечественные геодинамисты В.П. Трубицын, О.Г. Сорохтин,
С.А. Ушаков и др. В. Е. Хаин уточняет, что речь должна идти о тепло- и
флюидопотоке в мантии. Еще один вид тепломассопереноса в мантии – струи
74
(плюмы, диапиры), а также погружения холодного материала, то есть восходящие и нисходящие адвективные потоки. Наряду с горячими точками, количество которых на земном шаре по разным подсчетам составляет от 37 до
117, существуют горячие поля. В Тихом океане к ним отнесены горы МидПасифик, острова Маршалловы и Гилберта. На континентах древними аналогами таких полей являются провинции траппового магматизма. Относительно глубины зарождения плюмов можно заключить, что есть среди них общемантийные (тихоокеанские), идущие от подошвы нижней мантии (индоатлантические), а также менее глубинные. Их разделение возможно при тонких геохимических исследованиях магматитов и гидротермалитов соответствующих точек и полей. По-видимому, плюмам принадлежала ведущая роль в
раннем докембрии. В фанерозое горячие точки локализовались в осях спрединга, трансформных и других разломах.
Определенной альтернативой плитотектонике явились разработки Е.В.
Артюшкова (1979 г.), исходившего из важной роли плюмтектоники мантии.
По его мнению, накопление разогретого вещества в верхах мантии вызывает
поднятие, боковое растекание вещества. Вдоль осей СОХ происходит спрединг, равно как и под активными окраинами, где возникают жолоб и островная дуга. Щиты платформ расположены над длительно существующими ловушками разогретой мантии. Прогибы коры обусловлены эклогитизацией
вещества ее низов.
Тектоническое значение нелинейной геодинамики было показано А.В.
Пейве и Ю.М. Пущаровским. Для внутренних геосфер обычны неупорядоченные, часто хаотические и непредсказуемые процессы. Глобальная нелинейность выражена асимметрией Земли, наличием мировой системы рифтов,
отсутствием системности образования океанов и континентов. Региональная
нелинейность выражена в индивидуальном развитии платформ и складчатых
поясов, проявлении траппового магматизма, генераций авлакогенов, хаотическом сочетании блоков с разным строением и типами коры. Локальная нелинейность – весьма обычное явление на континентах и океанском дне. В качестве примера названы террейны, крупные трансформы, ориентировки структурных ансамблей континентов. Авторы высказались против идеи конвекции
в пользу адвекции. Вблизи поверхности адвективные восходящие движения
преобразуются в горизонтальные. Литосферные плиты упруговязкие, в них
возникают кинематические волны. На фоне длиннопериодической волны
мантийного потока образуются островные дуги, активные окраины, в ограниченном масштабе проявлен поддвиг океанской коры.
Для объяснения геодинамических процессов все шире применяют математическое моделирование на сверхмощных компьютерах. Россиянин В.
Трубицын пришел к выводу о том, что континенты являются регуляторами
тепловой машины Земли. Пангеи возникают с периодичностью 700-800 млн.
75
лет. Их распад вызывает океанообразование, дрейф литосферных плит,
складчатость и магматизм на конвергентных границах.
Японские исследователи (С. Маруяма и др.) в сечении Земли выделили
3 типа геодинамических процессов: тектоника роста ядра с интенсивной конвекцией, перегревами и формированием суперплюмов, плюмтектоника нижней мантии и плейттектоника верхней (до глубины 670 км).
Развитие сейсмической томографии, моделирование геодинамических
процессов для континентов, океанов, литосферных плит является залогом
создания непротиворечивой общей теории Земли.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В целях подготовки практических геологов (специалистов) объем преподавания дисциплины «Геотектоника и геодинамика» является минимально
необходимым. Ситуацию несколько выправляет то обстоятельство, что некоторые вопросы взаимодействия Земли и Космоса, внутреннего строения планеты и эндогенных процессов освещены в ряде дисциплин геологического
цикла. По этой причине в лекционном курсе они преподносятся студентам
повторно, но в расширенном варианте с раскрытием взаимосвязей и движущих сил развития.
Землю следует рассматривать как двойную планету. Взаимодействия со
спутником-Луной определяют как космические параметры – эксцентриситет,
наклон земной оси и плоскости эклиптики, прецессию и скорость осевого
вращения, так и развитие внешних геосфер (атмосферы и гидросферы) и частично земной коры. За 4,5 млрд. лет существования Земли происходило обособление и эволюция геосфер. Общая направленность энергетики планеты
определена неуклонным снижением теплового потока и генерации газовожидких флюидов, поступающих из мантии в земную кору и на поверхность
Земли. Расчеты показывают, что тепловой поток в архее, примерно 3,5 млрд.
лет назад, был в 3-4 раза более интенсивным, причем его изменение не было
монотонным. Происходило чередование фаз накопления тепла и его выбросов, что сказывалось на периодичности тектогенеза и магматизма. С этими
изменениями могли быть связаны вариации радиуса планеты, скорости вращения, что влияло на перестройки сетей разломов на континентах, их движения и изменение. Общей тенденции должно быть пульсационное уменьшение
радиуса и проявление контракции, о чем свидетельствует преобладание на
континентах обстановок сжатия. Условия растяжения локализованы главным
образом в рифтовых системах.
76
Уже к концу раннего протерозоя в основном завершилось разделение
твердой Земли на оболочки, из которых каждая вышерасположенная относительно центра отличается более сложным химическим составом и, соответственно, количеством минералов. Уникальность континентальной земной коры,
наличие в ней разнообразнейших минеральных ресурсов созданы за счет более просто построенной океанской коры и еще более примитивной верхней
мантии. Поскольку континентальная кора по средней плотности уступает
мантии, она обладает изостатической плавучестью. Но в ходе природных
процессов происходит ее разрушение. Один из механизмов разрушения – это
денудация, изучаемая в курсе «Геоморфология и основы четвертичной геологии». Другой путь – это тектоническая эрозия краевых частей континентов в
зонах субдукции, поставляющее минеральные вещества глубоко в мантию,
вплоть до внешнего ядра. Структура континентальной коры в ходе геологического развития все более усложнялась за счет протекания как глобальных,
так и локальных процессов. В итоге на неотектоническом этапе она отличается исключительной сложностью. Это определяет большую важность составления, научного и практического использования тектонических карт и схем,
являющихся моделями строения континентов и океанов, возраста и режимов
структурных элементов. Эти модели отражают направленно-цикличное развитие земной коры. Палеотектонический анализ свидетельствует об устойчивом ускорении геологических процессов, причины которого могут определяться как внутриземными, так и космическими факторами. Выяснение этого
обстоятельства и разработки общей теории Земли являются задачей геотектоники на перспективу.
ЛИТЕРАТУРА
а. Основная
1. Гаврилов, В.П. Геотектоника: учебник / В.П. Гаврилов. – М. : Изд-во
«Нефть и газ», 2005. – 368с.
2. Павлинов, В.Н. Структурная геология и геологическое картирование
с основами геотектоники: учебник / В.Н. Павлинов, А.К. Соколовский.
– М. : Недра, 1990. – 318 с.
3. Хаин, В.Е. Общая геотектоника: учебник / В.Е. Хаин, А.Е. Михайлов.
– М. : Недра, 1985. – 326 с.
4. Хаин, В.Е. Геотектоника с основами геодинамики: учебник / В.Е. Хаин, М.Г. Ломизе. – М. : Изд-во МГУ, 2005. – 560 с.
б. Дополнительная
77
5. Аплонов, С.В. Геодинамика: учебник / С.В. Аплонов. - СПб. : Изд.
С.-Петерб. ун-та, 2001. – 362 с.
6. Добрецов, Н.Л. Глубинная геодинамика / Н.Л. Добрецов, А.Г. Кирдяшкин, А.А. Кирдяшкин. – Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2005. –
409 с.
7. Пущаровский, Ю.М. Фундаментальные проблемы общей : учебник /
под ред. Ю.М. Пущаровского. – М. : Научный мир, 2001. – 520 с.
8. Хаин, В.Е. Основные проблемы современной геологии: учебник /
В.Е. Хаин. – М. : Научный мир, 2003. – 348 с.
в. Периодические издания
1. Геология и геофизика
2. Геотектоника
3. Отечественная геология
78