геотектоника

динамическоговлиянияразлома), гдесосредоточеныскладчато-разрыв- ные нарушения и тектониты, магматизм, метаморфизм, специфические приразломные осадочные формации.

Если участок земной коры покрыт сетью разрывных нарушений, где угол между нарушениями не превышает 20–30°, то такую сеть можно считать насыщенной, поскольку при любой ориентировке горизонтального стресса смещение произойдет по какай-то из уже имеющихся зон разрывов.

Разломы в земной коре закономерно ориентированы относительно оси вращения Земли и образуют в совокупности регматическую сеть, состоящую из трех систем разломов – ортогональной и двух диагональных. Такие характеристики полностью соответствуют особенностям ориентировки планетарной трещиноватости.

В океанах длительность развития внутриплитных разломов ограничена сравнительно небольшим временем существования океанической коры.

4.2. Складчато-разрывные дислокации

Основные процессы складкообразования вызваны эндогенными причинами. Это эндогенная складчатость. Изгибы слоев в верхней части разреза коры, вызванные экзогенными причинами образуют экзо-

генную складчатость. Разрывные структуры распространены значи-

тельно шире складчатых. Они представлены трещинами – разрывами без смещения – диаклазами. Разрывы со смещением (параклазы, или разломы) тесно связаны со складчатостью.

Кинематические и динамические условия образования складок

отличаются большим разнообразием. В механическом отношении вы-

деляются три типа складок: складки продольного изгиба, складки поперечного изгиба и складки течения. Между двумя последними типами иногда выделяют промежуточный тип – складки скалывания.

Складки продольного изгиба, которые вызываются силами, направленными навстречу друг другу вдоль слоистости, характеризуются интенсивным ростом в направлении, перпендикулярном слоистости. Осевые поверхности таких складок перпендикулярны направлению действия сил. Складки продольного изгиба, возникающие при простом сдвиге, когда к слою приложены силы параллельные, но направленные в противоположных направлениях слоистости, и одна из этих сил действует в кровле слоя, а другая в его подошве, осевые поверхности складок ориентированы под углом к направлению действующих сил.

61

Складки поперечного изгиба испытывают неодинаковое по интенсивности растяжение. Ось сжатия направлена перпендикулярно слоистости, а удлинения – вдоль слоев.

Складки течения развиваются в пластичных породах. Они характеризуются сложными очертаниями.

Геологические условия образования складок в земной коре весьма разнообразны. Образование складок в осадочных толщах приповерхностной части разреза не сопровождается существенными изменениями состава пород. Эти складки Э. Арган назвал покровными складками. Складки в метаморфических толщах сопровождаются перекристаллизацией пород в условиях высоких температур и давлений. Эта складчатость получила название глубинной.

Среди покровной складчатости наибольшим распространени-

ем пользуются складки регионального сжатия, или компрессионные складки. Они возникают под действием горизонтально ориентированного стресса. Эти складки характеризуются отчетливо выраженной линейностью и вергентностью (однообразным по направлению наклоном осевых поверхностей). Среди механизмов образования покровной складчатости выделяются механизмы, связанные с вертикальными движениями внутри подвижного пояса. Первая из моделей связывает складчатость с глубинным диапиризмом (В. В. Белоусов) и увеличением объема пород, вследствие чего они сминаются в складки. В другой модели рассматривается гравитационный механизм, в котором слои под действием силы тяжести сползают с крыльев растущего поднятия и сминаются в складки.

Вторая группа концепций основывается на приоритете горизонтальных движений. Наиболее ранние представления исходят из контракционного сжатия остывающей Земли. Позднее появилась модель о подвиге платформ под геосинклинальные осадки, затягивание этих осадков на глубину нисходящими мантийными течениями (О. Ампферер, Г. Штилле, Э. Краус и др.). Дальнейшим развитием этих представлений стали модели, основанные на тектонике плит. Согласно этим представлениям основными зонами складчатых деформаций являются зоны конвергенции литосферных плит (субдукции и коллизии). Одни складки возникают в глубоководном желобе при формировании аккреционной призмы. Другая геодинамическая обстановка – это обстановка сжатия континентальной окраины под воздействием уходящей под нее зоны субдукции. Важную роль в этом процессе играет пластовый срыв чехла по поверхности фундамента и отдельных частей разреза чехла по наиболее пластичным породам. Слои сминаются в складки, в даль-

62

нейшем нагромождаются друг на друга, образуя дуплексы. На поздней стадииорогенезакэтиммеханизмамдобавляетсягравитационноесползание пород.

Складчатость общего сжатия на платформах образуется также в результате регионального сжатия, исходящего от складчатых поясов. При этом сжатие передается вдоль компетентных преимущественно карбонатных пород, которые отслаиваются от фундамента и некомпетентных слоев, испытывающих нагнетание в своды растущих антиклиналей. Кроме таких бескорневых складок, на платформах распространены

складки облекания (отраженная, штамповая складчатость), пред-

ставляющие собой складки поперечного изгиба, вызванные движениями блоков фундамента.

Кроме того, выделяются приразломные складки, образующиеся в чехле над активными разломами; диапировые складки (складки нагне-

тания), обусловленными нагнетанием пластичных пород (солей, гипсов, глин, углей). Близкую природу имеют складки, связанные с пере-

мещением магмы в земной коре, а также серпентинитовые диапиры,

которые могут формировать протрузии.

Складчатость часто сопровождается кливажем, который ма-

кроскопически выражен параллельной делимостью горных пород. В современных моделях его связывают с процессами минералогической дифференциации при деформации. Такая дифференциация протекает путем избирательного растворения минералов (кварца, хлорита, кальцита и др.) под давлением. Остаточная концентрация слаборастворимых минералов образует кливажные швы, которые разделяют микролитоны– пластиныилинзыисходнойпороды. Кливажвсегдаформируется в парагенезе с минеральными жилами растяжения, бороздами нарастания, тенями давления. Среди разновидностей кливажа выделяют межзерновой (дизъюнктивный) кливаж, который развит в слабоизме-

ненных обломочных породах, и кливаж плойчатости (грануляционный кливаж), распространенный в метаморфических породах и аргиллитах. Выделяется также послойный кливаж, образующийся до складчатости в процессе катагенеза. При однородном изгибе слоев со сплющиванием, скольжением вдоль кливажных швов, возникает веерообразный и обратный веерообразный кливаж. Если происходит скольжение по границам слоев, формируются различные типы преломляющегося кливажа. Если главным механизмом является сплющивание и скольжение по кливажу без изгиба, образуется главный (параллельный) кливаж. При скольжении частей породы по секущему слоистость кливажу могут формироваться складки скалывания (кливажные складки). В процессе

63

метаморфизма и перекристаллизации возникают различные типы сланцеватости, макроскопически почти не отличимые от кливажа.

Глубинная (синметаморфическая) складчатость – это складча-

тость течения, возникающая в условиях высоких температур и давле-

ний. Складчатость вертикального течения возникает при воздействии усилий, близких к горизонтальным. Складчатость горизонтального течения образуется под влиянием стресса в вертикальном направлении.

Гранитогнейсовые купола и валы – это особый вид синметамор-

фической складчатости. Они представляют собой крупные (десятки и сотни километров в поперечнике) пологие поднятия, сложенные гранитогнейсами. В их ядрах распространены анатектические граниты, а по периферии – метаморфические сланцы убывающей степени метаморфизма. Сланцы часто отделены от гранитогнейсового ядра первичным несогласием. Такие купола получили название окаймленных куполов. На контакте оболочки и ядра встречается конгломерат с галькой гранитогнейсов и гранитов из ядра и, вместе с тем, гранитоиды могут прорывать образования оболочки («эффект Седергольма»). Объясняется это тем, что породы ядра первично представляли фундамент, а оболочка – чехол, но затем подверглись ремобилизации – повторному разогреву с переходомвпластичноеирасплавленноесостояние. Образованиекуполовобязаноинверсииплотностей. Слагающиеих ядрогранитогнейсы и граниты обладают меньшей плотностью, чем вмещающие метаморфические породы и всплывают, когда метаморфизм достигает амфиболитовойфации. Приэтомметаморфитыихкрыльевоказываютсясмятыми вмелкиесжатыескладкисвергентностью, направленнойкядрукупола.

Экзогенная складчатость представлена подводно-оползневыми складками (характерными для флишевых толщ), складками осадочного облекания неровностей эрозионного рельефа, складками уплотнения, образующимися при неравномерном уплотнении осадка в диагенезе, складками разбухания, возникающими в зоне гипергенеза, в частности, за счет гидратации ангидрита и перехода его в гипс, складки оседания, образующиесявпроцессекарстованияпород. Выделяютсятакжескладки, относящиеся к гляциодислокациям и криотурбациям.

4.3. Тектонические покровы (шарьяжи)

Тектоническийпокров(шарьяж) – этогоризонтальный, пологийили волнистый крупный надвиг с перемещением на десятки и сотни километров. Впокровныхструктурахразличаюталлохтоны(перемещенныемассы горных пород) и автохтоны, не испытавшие перемещения. Аллохтон

64

от автохтона отделен поверхностью срыва (волочения). В процессе смещения аллохтон может распадатьсяна отдельные пластины – дигитации. Вдоль поверхностей смещения образуются тектониты мощностью в десятки и сотни метров. В тектонитах могут оказаться линзы и крупные отторженцы пород аллохтона и автохтона. Нередко поверхности смещения формируются по серпентизированным ультраосновным породам. В теле покроваразличаюттыльную, срединную(щит, панцирь) илобовую(фрон-

тальную) части. Область, от которой начинается перемещение покрова, называется его корнями. Отдельные фрагменты покрова, выделившиеся в процессе денудации, называются экзотическими останцами, или клиппами. Вследствиеэрозииаллохтонможетбытьразмытнаизолированном участке, и на поверхности появятся породы автохтона. Такие участки называются тектоническими окнами. Перемещение аллохтона сопровождается разрушением его фронтальной части и образованием меланжа (тектонической смеси). Меланж представляет собой хаотическое образование, отличающееся от олистостромов наличием дислокационных текстур. Но меланжи могут образоваться по олистострому, а олистостром – за счет меланжей. Глубина захвата покровами земной коры различна. Те из них, которые развиты только в осадочных толщах, называются покровами чехла, а те, в строении которых принимает участие гранитогнейсовый слой – покровами основания. В особый тип выделяются офиолитовыепокровы, охватывающиекоруиверхимантииокеана. Поотношению к времени образования складчатости покровы бывают доскладчатыми,

соскладчатыми и послескладчатыми. Покровы скалывания, или покро-

вы второго рода, отличаются захватом больших площадей и большими (150–200 км) амплитудамигоризонтальногосмещения. Решающеезначение при их формировании имеют глубинные подвиги гранитогнейсового фундамента под относительно рыхлый и пластичный чехол осадочных пород, наваливающихсянафронтподвига. Покровыскалыванияразвиваются преимущественно во внешних зонах орогенов.

По происхождению выделяются гравитационные и компрессионные покровы. Гравитационные покровы представляют по существу гигантские оползни. Компрессионные покровы имеют общее происхождение со складчатостью регионального сжатия и течения. Во внутренних зонах они возникают из пакета лежачих складок с редуцированными нижними крыльями антиклиналей и с ядрами из пород комплекса основания (покровы пеннинского типа). Часто они выражены опрокинутыми и растянутыми гранитогнейсовыми валами. Во внешних зонах преобладают покровы скалывания. Скорости перемещения покровов оцениваются величиной 6–12 мм/год.

65

Вдвиги – еще один тип горизонтальных дислокаций сжатия. Они не выходят на поверхность, а представляют собой тектонические клинья, внедряющиеся в осадочные толщи передовых прогибов, вдоль горизонтов повышенной пластичности.

4.4. Развитие тектонических деформаций во времени

На протяжении долгого времени существовали две противоположные концепции развития тектонических деформаций. Первая, вос-

ходящая к воззрениям катастрофизма, рассматривала такое развитие

ввиде разделенных во времени, относительно быстро протекающих

фаз складчатости, или орогенических фаз. Эта концепция приобрела большую популярность после опубликования книги Г. Штилле «Основы сравнительной тектоники» (1924). Фазы были выделены и названы по местам их типичного проявления.

Вторая концепция развития тектонических деформаций получила название эволюционной. В ее рамках развитие деформаций происходило с постепенным нарастанием и последующим спадом.

Споявлением тектоники плит оказалось, что обе концепции в своих крайностях неправильны. Процесс тектонических деформаций, как и тесно связанные с ним процессы регионального метаморфизма и гранитообразования – это явление непрерывно-прерывистое,

вкотором следует различать отдельные фазы эндогенной активности и разделяющие их периоды относительного покоя. Продолжительность фаз составляет 3–5 млн лет. Фазы концентрируются в эпохи деформаций продолжительностью 15–20 млн лет, разделенные более спокойными промежутками времени (30–40 млн лет). Фазы Г. Штиле

вэтом случае соответствуют эпохам деформаций. Поэтому за эпохами сохраняются традиционные наименования, а фазы датируются по стратиграфическим соотношениям между разделенными несогласием отложениями, например, послеаптская-досеноманская и т. п. Внутри эпох наблюдается миграция фаз, смещение зон их проявления от внутренних областей орогенов к периферии, а также по простиранию орогена.

Эпохи деформаций группируются в эры, которые отвечают тектоническим циклам. Важно отметить, что местные условия влияют на конкретную историю движений и деформаций того или иного региона; глобальный контроль проступает лишь как общая тенденция. Глобальнаяпериодичностьотчетливопроявляетсялишьпристатистическойобработке всего материала.

66

Реконструкции дрейфа континентов выявила тенденцию к сме-

щению континентов в западном и северном направлениях. Западная компонента дрейфа существует с тех пор, как Земля вращается против часовой стрелки (если смотреть со стороны Северного полюса). Северная же компонента периодически сменяется южной, что позволяет выделить циклы с предполагаемой продолжительностью 1700 млн лет.

Геодинамические циклы общемантийной геодинамической систе-

мы (циклы Вилсона) проявляются в периодическом созидании и распаде суперконтинентов. По уран-свинцовым датировкам цирконов в докембрии рубежи становления суперконтинентов 2,7, 1,9, 1,2 млрд лет. Сюда можно добавить становление последней (Вегенеровской) Пангеи 0,32 млрдлет. Длительностьцикловобразуетряд: 0,8, 0,7, 0,88 млрдлет.

Геодинамические циклы, связанные с тектоникой литосферных плит, названы В.Е. Хаиным (2000) циклами М. Бертрана. Они имеют продолжительность 150–200 млн лет и заканчиваются главными эпохами орогенеза (с приуроченными к ним пиками щелочного магматизма): 1150–1050 млн лет назад – гренвильской; 570 млн лет назад – байкаль-

ской; 450 млнлетназад– раннекаледонской; 250 млнлетназад– герцинской; 150 млн лет назад – раннекиммерийской; 40 млн лет – альпийской.

Циклы Бертрана вписываются в циклы Вилсона.

Литература к разделу 4: [1, 2, 3, 6]

5. ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ И ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАЗВИТИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ

В настоящее время считается, что Земля вместе со всей Солнечной системой образовалась из газопылевого облака. Формирование планеты путем аккреции планетезималей протекало достаточно быстро – в продолжение нескольких десятков миллионов лет. Уже в это время началась дифференциация материала с разделением на железо-никелевое ядро и силикатную мантию. Эта дифференциация, вероятно, продолжается, постепенно замедляясь, и сейчас, сопровождаясь выделением тепла. К рубежу 3,5 млрд лет назад ядро Земли должно было существовать в расплавленном состоянии, ибо с этого времени породы земной коры обнаруживают остаточную намагниченность. Рост твердого внутреннего ядра, скорее всего, начался с конца раннего протерозоя. Разогрев Земли на самой ранней стадии развития мог вызвать плавление не только ядра но и поверхностных частей, вплоть до образования маг-

67

матического океана. По другой версии расплавленная зона (прототип астеносферы) возникла на небольшой глубине. В том и другом случае это обусловило выплавление первичной коры основного состава. Породы этой коры, возможно, встречены в виде ксенолитов в более молодых образованиях. Самые древние породы Земли имеют возраст 4–3,8 млрд лет. В интервале 4,2–3,8 млрд лет назад по аналогии с Луной Земля подверглась метеоритной бомбардировке. Предполагают, что соударение планетезималей могло вызвать выделение газов, положивших начало образованию атмосферы Земли. Таким образом, уже на самом раннем этапе развития планеты началось ее расслоение на оболочки: ядро, мантию, кору, атмосферу.

Раннеархейский этап (4–3,5 млрд лет) характеризуется образова-

нием протоконтинентальной коры. Породы этого возраста представ-

лены гранитогнейсами тоналитового состава («серыми гнейсами»),

характеризующимися преобладанием в составе щелочей натрия над калием. Кроме этих образований встречены и основные породы, а также осадочные, образовавшиеся в водной среде.

На происхождение тоналитовых гранитогнейсов, представляющих кору, уже близкую, но не тождественную современной континентальной, существует несколько точек зрения. Первая из них допускает плавление низов линзы утолщенной базальтовой коры, образованной за счет мантийного плюма (гипотеза сагдукции). По второй гипотезе плавлению подвергалась нижняя часть нагромождения пластин базальтовой коры, возникшеговследствиеееещевысокойплавучестиисмещениясо стороны либо осей спрединга, либо плюмов (гипотеза обдукции). Наконец, сторонники раннего проявления тектоники плит предполагают образование ТТГ ассоциации в процессе субдукции с непосредственным плавлением субдуцирующей коры. Предполагается, что эта кора к началу архея выступала над поверхностью мелководного протоокеана отдельными островами. На втором этапе появились еще две оболочки – протоконтинентальная кора и гидросфера. На этом этапе обнаружены следы жизни.

Средне- и позднеархейский этап (3,5–2,5 млрд лет) – характери-

зует возникновение собственно континентальной коры и становление первой Пангеи. На этом этапе широкое распространение получили зеленокаменные пояса. В течение архея сменилось их несколько генераций. Появление в позднем архее известково-щелочных вулканитов и гранитов свидетельствует о начале субдукции субокеанической коры под протоконтинентальную и о начале плейттектонического мегаэтапа в развитии планеты. Площадь архейской коры занимала не менее 70 %

68

общей площади современной континентальной коры. К концу архея эта кора сформировала суперконтинент Пангею. Ее антиподом был мировой океан Панталасса с базальтовой корой океанического типа.

Итак, главным итогом развития Земли в архее было становление зрелой континентальной коры с ее разделением на верхнюю и нижнюю.

Раннепротерозойский этап (2,5–1,7 млрд лет) отмечен распадом первой Пангеи, обособлением платформ и подвижных поясов. Вследствие снижения теплового потока кора в верхней части стала достаточно хрупкой для образования устойчивой сети трещин и разломов. Дробление привело в середине раннего протерозоя (2,2–1,9 млрд лет назад) к распаду суперконтинента на большое число блоков, покрытых осадочным чехлом из мелководно-морских и континентальных отложений в пределах плоских впадин – протосинеклиз. Дислокации этого протоплатформенного чехла представлены пологими складками и сбросами. На протоплатформах появляются и протоавлакогены. Между протоплатформенными блоками расположились подвижные пояса. В некоторых из них появились оси спрединга, что доказывается присутствием офиолитов. Раннепротерозойские подвижные пояса имели ширину в сотни километров, а их длина достигала тысячи километров. В большинстве из них отчетливо выражены пассивные окраины. Раннепротерозойская тектоника определяется как тектоника малых плит. В ее основе была мелкоячеистая конвекция в мантии, несколько отличная от архейской. Развитие большинства подвижных поясов завершилось к концу этапа, что привело к формированию нового суперконтинента, вероятно, превосходившего по размерам эпиархейскую Пангею.

Среднепротерозойский этап (1,7–1,0 млрд лет) знаменует ча-

стичный распад и восстановление второй Пангеи. В раннем рифее вторая Пангея в основном сохраняла свою целостность, осложняясь образованием континентальных рифтов, в дальнейшем превратившихся в авлакогены или интракратонные складчатые системы. Этот процесс сопровождался образованием крупных стратиформных плутонов габброанортозитов и гранитов рапакиви. В среднем рифее деструкция Пангеи активизировалась, о чем свидетельствует появление офиолитов, но к концу этой эры образовался новый суперконтинент – Родиния.

Позднепротерозойско-среднепалеозойский этап (1,0–0,32 млрд лет) – включает деструкцию суперконтинента, заложение и начало развития подвижных поясов неогея. В позднем рифее распад Родинии приводит к обособлению древних платформ – кратонов, ядер современных материков. И зарождению палеоокеанов, таких как Япетус, прото-

69

и палео-Тетис, палео-Азиатский и палео-Арктический океаны. Из них Япетус закончил свое развитие в конце данного этапа, что привело к объединению Северной Америки (Лаврентии) и Восточной Европы (Балтики) в Лавруссию. Вместе с тем проявились различные тенденции

вэволюции северной и южной частей суперматерика. В северной части на протяжении всего этапа господствовали деструктивные тенденции. В южной части к началу палеозоя проявилось замыкание существовавших здесь узких рифейских систем, в результате чего образовался мегаконтинент Гондвана.

Тектоника с позднего рифея приобрела свой современный облик. Установилась и близкая к современной система конвективных течений

вмантии с обособлением верхнемантийной и нижнемантийной составляющих.

Позднепалеозойский-раннемезозойский этап (0,32–0,20 млрд лет) отмеченвозрождениемсуперконтинента. Древниеокеаны– палеоАзиатский, Тетис, частично, палео-Арктический стали перерождаться

вскладчатые пояса. Этот процесс достиг своей кульминации в середине триаса. Сперва замкнулась северная часть палео-Азиатского океана, что привело к объединению Лавруссии с Сибирью в единый континент Лавразию, которая затем объединилась с Гондваной. В итоге возник суперконтинент «Вегенеровская Пангея», в пределах которого появились молодые платформы (в основном в форме щитов): Скифско-Туранская, Западно-Сибирская, Дунбейская, Восточно-Австралийская, Патагонская. В конце этапа они пережили тафрогенную стадию.

Вегенеровская Пангея была окружена кольцом зон субдукции, в которых поглощалась литосфера единого океана Панталассы. В начале перми ее гондванская часть испытала мощное покровное оледенение, которое вызвало резкое понижение уровня океана и увеличение площади суши. На рубеже перми и триаса произошли вспышки траппового магматизма в Тунгусской синеклизе и на юге Таймыра; в конце триаса – середине юры – в Патагонии, Южной Африке, Антарктиде, Тасмании. В начале юры намечается тенденция к распаду Гондваны.

Позднемезозойский-кайнозойский этап (0,20–0,00 млрд лет) –

это этап распада Вегенеровской Пангеи, образования молодых океанов, формирования современной структуры и рельефа Земли. Распад Вегенеровской Пангеи прослеживается с начала юры и продолжается

внаши дни. Первой раскрылась Атлантика, которая соединилась через Карибский пролив с Тихим океаном, а с реликтовым Тетисом – через Западное Средиземноморье. Одновременно началось обновление коры Тихого океана. В конце юры – начале мела оформляется северная часть

70