4.1. Геосинклинали и эпигеосинклинальные орогены.

Геосинклинальные подвижные пояса занимают особое место в структуре тектоносферы её развитии.

В пространстве они занимают переходные зоны между главнейшими структурными элементами тектоносферы – океанами и континентами (точнее – между литосферными плитами разных типов), а во времени означают переход от первых ко вторым, а в некоторых случаях и в обратном направлении.

По Дж. Холлу (1857г), основоположнику теории геосинклиналей, складчатые сооружения образуются на месте глубоких и обширных прогибов, заполненных мощными толщами морских осадков.

Дж. Дэна (1873г) назвал прогибы Холла – геосинклиналями и посчитал, что рядом с ними должны быть геоантиклинали, как источники сноса обломочного материала.

Француз Э. Ог противопоставил геосинклиналям – платформы.

По мере накопления знаний о строении складчатых областей усложнялось представление о их строении. Внутри геосинклиналей появились узкие прогибы и поднятия – «кордильеры»; относительно устойчивые глыбы – срединные массивы, разделяющие складчатые горные сооружения (Л. Кобер, 1920).

А.Д. Архангельским и Н.С. Шатским было предложено выделить геосинклинальные системы между двумя срединными массивами или массивом и платформой.

М.М. Тетяев и В.В. Белоусов предложили удержать термин геосинклиналь для обозначения всей совокупности внутри геосинклинальных структур, а для элементов предложили названия интрагеосинклиналь и интрогеоантиклиналь.

В.Е. Хаин, Ю.М. Шейнманн (1960) предложили выделить геосинклинальный пояс, для обозначения подвижных поясов геосинклинального типа во всем их объёме и в противопоставлении континентальным платформам.

А.В. Пейве (1945) – глубинные разломы (до мантии).

В.В. Белоусов (1938) – процесс инверсии, зарождающегося поднятия.

Г. Штиле (1940), Дж.М. Кэй (1942) – мио- и эвгеосинклинали, т. е. с вулканизмом и без вулканизма.

После получения информации о строении океанического дна с середины 60х годов 20 века все начало становиться на свои места.

Миогеосинклинали – аналоги подводных окраин современных континентов.

Сопряженные системы островных дуг и глубоководных желобов с развитием вдоль их границ сверхглубинных разломов, наклоненных под островные дуги (или окраины континентов, например Южной Америки) – зон Вадати – Заварицкого - Беньофа.

Устарело не само учение о геосинклиналях, а изменилось представление о причинах их заложения, развития и консолидации. Геосинклинальные пояса различного возраста существуют как важнейшие структуры тектоносферы и лишь знания о них изменяются, в соответствии с общим прогрессом науки.

4.2. Определение геосинклинальных поясов, условия их заложения и основные типы.

Геосинклинальными поясами следует называть подвижные пояса глобального масштаба, возникающие на границе литосферных плит – океанской и континентальной или континентальных на коре океанского типа или (и) утоненной и переработанной континентальной коре, длительно служащие местами интенсивного вулканизма и осадконакопления и превращающиеся в итоге своего развития в складчатые или складчато-надвиговые (покровные) горные сооружения с мощной новообразованной или регенерированной континентальной корой. По В.Е. Хаину и А.Е. Михайлову (1985).

Отсюда следует, что существует два типа Геосинклинальных поясов.

Первый – окраинно–континентальный тип, к которому относится современный Западно–Тихоокеанский пояс с его системой окраинных морей, островных дуг и глубоководных желобов, расположенный между Евразийской и Индийской плитами с одной стороны и Тихоокеанской плитой с другой.

Рис. 20. Окраинные геосинклинальные пояса. В геосинклинальных поясах в течение палеогена происходит накопление мощных терригенных, карбонатных пород, флишевой формации, а также вулканогенной формации (мощность до 7 км, Аджария (Закавказье), северо-восток России). В конце эоцена – пиренейская фаза складчатости, а наиболее интенсивно в конце олигоцена и начале неогена (савская фаза альпийской складчатости). Развиваются инверсия, коллизия и горообразование в Средиземноморском поясе (от Андалузских гор и Атласа до Гималаев) и в Восточно-Тихоокеанском поясе (Андская ветвь), образуются краевые прогибы, в которых в течение неогена и квартера накапливаются мощные молассовые толщи. Океан Тетис исчезает, хотя в Индонезийской ветви до сих пор сохраняется геосинклинальный режим. В Западно-Тихоокеанском поясе альпийский орогенез проявился позднее (в неогене и квартере), образуются Корякское нагорье, Камчатка, Новая Зеландия. Формируется активная окраина с окраинными морями и островными дугами, в которой продолжается собственно геосинклинальная стадия развития (активные окраины сомкнулись, образовав кольцо – Круготихоокеанский подвижный пояс). В неогене соединяются Северная и Южная Америки.

Второй тип – межконтинентальные пояса, к которым относятся:

Средиземноморский пояс, протянувшийся с запада на восток между Евразийской плитой на севере и Африканской, Аравийской и Индийской плитами на юге;

Палеозойские Урало-Охотский и Северо-Атлантический пояса.

Несколько особое положение – межокеаническое, занимают две геосинклинальные области – Антильско – Карибская в Западном и Индонезийская в Восточном полушарии. (По Хаину и Михайлову 1985г.) В более поздних публикациях (С.В. Аплонов, 2001г) места в схеме распределения литосферных плит для указанных структур не находится.

Основанием для вывода о заложении геосинклиналей на океанской коре послужило сходство последовательности пород, установленных в наименее нарушенных, так называемых офиолитовых поясах, внутренних зонах геосинклинальных систем (эвгеосинклиналей) с разрезами океанской коры, наблюдаемыми в рифтовых ущельях срединноокеанских хребтов, вдоль крупных разломов океанских плит, а также в стенках глубоководных желобов.

Рис. 21. Происхождение офиолитовых покровов и парных поясов метаморфизма в островных дугах (по Сорохтину, Ушакову): 1 — область высокотемпературного метаморфизма низкого давления; 2 — глаукофановые сланцы — продукты низкотемпературного метаморфизма высокого давления.

Как в океанах, так и в эвгеосинклиналях в (1) подошве таких разрезов залегают серпентинизированные гипербазиты (преимущественно гарцбургиты – перидотиты с моноклинальным пироксеном, верхи мантии).

(2) Выше по разрезу они сменяются габброидами, нередко метаморфизованными в амфиболитовой или зеленосланцевой фациях (третий слой океанской коры и его аналоги).

(3) Еще выше располагаются дайковые комплексы базальтового состава, затем (4) нормальные покровные базальты (второй слой океанской коры) и, наконец, (5) пелагические осадки кремнистого и карбонатного состава (первый слой океанской коры).

Как правило, в существующих горных сооружениях (орогенический этап развития геосинклинали) обнаруживаются лишь остатки отложений офиолитовых поясов. Процесс развития геосинклинального пояса сильно растянут как во времени, так и в пространстве. В этот процесс вовлечены весьма разнородные участки земной коры, в частности, и астеносферы в целом, что приводит не только к поглощению отдельных блоков плит океанского или континентального типа, но и к образованию участков или блоков (терейнов) коры континентального типа.

Вследствие указанных факторов, «обрывки» отложений офиолитовых поясов зачастую в основании имеют гранитогнейсовый слой, что может быть объяснено большими амплитудами горизонтального перемещения типа надвигов (шарьяжей).

Считалось, что геосинклинальные пояса закладывались как на коре океанского типа, так и коре переходной и континентальной (миогеосинклинали).

Переход от сравнительно пассивного океанского режима, точнее режима океанских плит, к геосинклинальному, означает важный качественный скачок в эволюции соответствующего сегмента тектоносферы. Скачок этот выражается в возникновении на фоне океанской коры сопряженной пары: островная дуга – глубоководный желоб, разделенной сверхглубинным, пересекающим астеносферу наклонным разломом – сейсмофокальной зоной ВЗБ. (Зона Вадати – Заварицкого – Беньофа). В этих условиях начинается наращивание эмбриональной островной дуги – первичной геоантиклинали продуктами магматической деятельности и заполнение желоба и окраинного моря – первичных геосинклинальных прогибов продуктами разрушения дуги.

При анализе геолого-тектонической обстановки в западной части Тихого океана отчетливо видно, что внутренние моря (Берингово, Охотское, Японское, Желтое), имея в основании кору континентального типа, являются не чем иным, как компенсируемыми прогибами. Вполне вероятно, что эти прогибания континентальной коры связаны с оттоком мантийного вещества, инициированного погружением (субдукцией) Тихоокеанской плиты под Евразийскую.

Геосинклинальные пояса и их внутреннее строение

Рис. 22. Геосинклинальные пояса и древние платформы

Геосинклинальные пояса являются высшей таксономической единицей в классификации геосинклинальных структур. Протяженность до десятков тысяч километров, ширина до 2-3 тыс. км. Занимают пространство между устойчивыми плитами литосферы – континентальными или океанскими.

Основными Г.П. позднедокембрийской и фанерозойской истории Земли являются: Тихоокеанский (иногда подразделяется на Западно-Тихоокеанский и Восточно- Тихоокеанский, или Кордильеры); Средиземноморский; Северо-Атлантический; Урало-Охотский (Урало-Монгольский); Арктический.

Все эти пояса возникли в позднем докембрии; три последних завершили своё развитие в конце палеозоя – начале мезозоя; Тихоокеанский и Средиземноморский пояса частично продолжают своё развитие и в современную эпоху.

Г. П. возникли лишь во второй половине позднего протерозоя, 1350 – 1000 млн. лет назад, одновременно с обособлением современных древних платформ. До этого можно говорить о существовании протогеосинклинальных систем, а в архее «эмбрионами» Г. П. являлись зеленокаменные пояса.

Г. П. развивались на протяжении многих сотен миллионов, иногда более миллиарда лет (Тихоокеанский).

В образовании поясов за долгую историю их формирования можно выделить отдельные этапы. Это периоды консолидации наиболее крупных сегментов после интенсивной складчатости, метаморфизма, гранитизации, завершения поднятия, с последующим снижением тектонической активности, а на завершающей стадии - перерождение в молодые континентальные платформы. Т. е. какие-то тектонические циклы, каждый последующий, как бы новый виток спирали, ибо развивается уже на увеличенной предыдущим циклом континентальной плите.

В настоящее время в развитии позднедокембрийско-фанерозойских Г.П. различают такие циклы:

1) гренвильский (1350 – 1000 млн. лет),

2) байкальский (1000 - 550 млн. лет),

3) каледонский (550 - 400 млн. лет),

4) герцинский (400 – 210 млн. лет),

5) киммерийский или мезозойский (210 – 100 млн. лет),

6) альпийский (100 – 0 млн. лет).

Геосинклинальные области – крупные сегменты геосинклинальных поясов длиной более 1000км, обычно разделенные зонами поперечных глубинных разломов и отличающиеся друг от друга особенностями строения (в частности планом) и развития.

Так Урало-Охотский пояс включает Уральскую, Тяньшанскую, Центрально-Казахстанскую, Алтае-Саянскую, Монголо-Охотскую области.

Каждая область состоит в поперечном сечении из нескольких геосинклинальных систем и разделяющих их срединных массивов. Как исключение срединные массивы могут отсутствовать и тогда понятие области и системы совпадают (Уральская область и система).

Слагающие области системы могут завершать своё геосинклинальное развитие одновременно или разновременно, например Тяньшанская область включает каледониды и герцениды, Алтае-Саянская – байкалиды, каледониды и герцениды, но обычно одна из эр тектогенеза была основной для данной области (герцинская для Тяньшанской, каледонская для Алтае-Саянской).

Геосинклинальная система – это отчетливо линейная структура длиной более тысячи и до 3000км (Урал, Аппалачи), при ширине от 200 до 500-600км, реже больше.

Г. с. располагаются либо между платформой и срединным массивом, либо, между двумя срединными массивами, либо занимают все пространство между платформами (именно в последнем случае понятия области и системы совпадают, например Урал, Кордильеры Северной Америки).

Г.с., как правило, заканчивает своё развитие в одну и ту же эру тектогенеза и даёт начало определённому складчатому горному сооружению, по которому она и получает своё название. Большой и Малый Кавказ, Сихотэ- Алинь, Карпаты, Альпы и т.д.

В домезозойских системах часть сооружения может быть погребена под более молодыми платформенными осадками. Например, восточное крыло и южное окончание Уральской и Аппалачской систем, западная часть Южного Тянь-Шаня. В современной структуре земной коры геосинклинальные пояса, области и системы выражены соответственно складчатыми геосинклинальными поясами, областями и системами, так как их осадочное выполнение целиком подверглось деформациям.

Срединные массивы являются структурным элементом того же ранга, что геосинклинальные системы. Большей частью эти массивы представляют собой обломки той континентальной плиты, за счет раздробления которой возникла данная геосинклинальная область (пояс).

Ф орма срединных массивов обычно угловато - изометричная при ширине порядка нескольких сотен километров, реже более 1000км. Структуры геосинклинальных систем подчиняются контурам срединных массивов, как бы обтекая последние; сами контуры массивов определяются граничными разломами геосинклинальных систем, аналогично соотношению геосинклинальных поясов и платформ.

Рис. 23. Срединные массивы (террейны). 1 – Сибирский кратон; 2 – структуры пассивной окраины Сибирского кратона; 3 -5 – Верхояно-Чукотсая складчатая область; 3- палеозойско-мезозойские отложения, 4 – террейны с континентальной корой, 5 – коллизионные сутуры (Южно-Анюйская зона), 6 – Корякско-Камчатская складчатая область, 7 – Западно Корякская складчатая система, 8 – Охотско-Чукотский вулканогенный пояс.

Цифрами обозначены сегменты: 1 – Тайгоносский, 2 – Пенжинский, 3 – Пекульнейский.