учебники / Гаврилов В.П. «Общая и историческая геология и геология СССР»
.pdfрозоя, т. е. за последние 1,5 млрд .пет. Этот интервал геологи
ческой истории Земли полу•1нл название неогея, он составляет
порядка 30 % общей продолжительности жизни Земли. На его
протяжении в геологической истории планеты можно наметить
ряд особенностей, из которых наиболее харш'l'!'ерны: эволюци
онная направленность, частичная повторяемость тектонических
событий и сокращение длительности геотектонических этапов.
Эволюционная направленность развития литосферы выража
ется в увеличении площади устойчивых континентальных мас
сивов. Оно началось, по сути дела, с конца архея, когда воз
никли эпиархейские ядрапервые устойчивые участки корь!.
В конце раннего протерозон вокруг них сконцентрировались
эпикарельские nлатформы. В конце позднего протерозон эпи
карельские платформы осложнились по периферии зонами бай
кальской складчатости, а затем зонами каледuнской, герцин
ской, мезозойской и альпийской складчатостей. Разрастание континентальных (платформенных) территорий шло от центра к периферии. Центрами консолидации обычно служили эпиар
хейские ядра. По мере движения от ядер консолидации к пери ферии возраст складчатых зон становится более молодым. С возникновением континентов и их прогрессивным разраста
нием всеобщая подвижность литосферы, столь характерная для
начальных этапов геологической истории Земли, сменилась из
бирательной подвижностью, которая сосредоточивалась в пре делах линейных мобильных поясов- срединно-океанических
хребтов и зон поддвига (геосинклинальных областей), разде
ленных устойчивыми платформенными массивами.
Эволюционная направленность в развитии литосферы при
водила к постепенному усложнению ее тектонического строе
ния. В составе литосферы Земли возникали все новые и новые складчатые зоны, отличавшиеся возрастом своего образования. В соответствии с этим за счет возрастания мощности литосферы
в горно-складчатых зонах и нарастания «гранитного» и осадоч
ного слоев увеличивалея ее объем.
Разрастание территории континентов усиливало контраст
между тектоническим режимом развития устойчивых и подвиж
ных областей литосферы. Время практического отсутствия раз
личия в режимах развития, характерное для ранних стади~
геологической истории Земли, сменилось временем постепевнон дифференциации тектонического режима, а в дальнейшем
обособлением двух полярно противоположных тектонических
режимов развития литосферы: относительно активного, ярким
выражением которого явились геосинклинали, и относительно
пассивного, примерам которого служат платформы.
Повторяемость тектонических процессовособенность раз вития литосферы, которую признают не все ученые. Ряд вид ных тектонистов (А. Л. Яншин, Е. В. Павловский) разделяют
341
~~ |
~z Вз Оч l:;:);,ls -в [!]7 1() lв |
1~j? 19 |
[Z]ю 1..::/ 111 [Z]tz 1 ffi ltз rz]tч [!Jts l........ ltG |
представление о необратимости тектонических процессов, при
знавая только эволюционную направленность в ходе развития
литосферы. Многие геологи (В. Е. Хаин, О. Г. Сорохтин, С. А. Ушаков, Л. П. Зоненшайн и др.) считают повторяемость (периодичность) тектонических процессов важнейшей законо
мерностью развития литосферы. Очевидно, что, по крайней
мере, для неогея эту закономерность можно считать правомер
ной. Естественно, что имеется в виду не простая копия пре
дыдущих тектонических явлений, а их повторение на новом
качественном уровне в соответствии с законами марксистеко-ле
нинской диалектики. На протяжении неогея наблюдались, на
пример, неоднократное чередование процессов возникновения и
развития океанов, их закрытия с образованием континентов, ко
торые, в свою очередь, испытывали деструкцию с заложением
новых океанических структур (цикл Вильсона). В неогее про
цесс геологического развития носит эволюционно-циклический
характер. На протяжени.и последних 2 млрд лет процессы дест рукции континентов и глобального океанаобразования происхо дили трижды (поздний протерозой, палеозой, мезозойкай нозой). Каждый этап океаногенеза завершалея образованием
материков и объединением их в суперматерик в конце протеро
зон и в конце палеозоя. Мезозойско-кайнозойский этап океано
генеза еще не завершился. Таким образом, полный геодинами
ческий цикл эволюции литосферы в неогее можно рассматри
вать как совокупный процесс океана- и континентогенеза.
Считается, что развитие геосинклиналей и платформ сопро вождается накоплением специфических формаций, которые
маркируют определенную стадию развития этих структур. За
мена фундаментальных понятий «геосинклиналь» и «Плат
форма» на «океаН>> и «Континент» не отменяет учения о форма
циях, но находит ему более правильное место в логической цепи
геологических событий.
Итак, полный геодинамический цикл развития литосферы
того или иного региона земного шара состоит, по нашему мне
нию, из двух этапов: океана- и континентогенеза. Первый этап
Рис. 68. Принципиальная схема основных фаз полного цикла развития лито
сферы в неоrее.
Фазы: 1 - начальной деструкции, 11- континентального рнфта, 111- морского рнфта,
IV- спредннга, V- частичной субдукцин, Vl- полной субдукцин, VII- орогенная,
VIII- кратоннзацнн (для древних платформ), IX- авлакогенная (тафрогенная). Х
синеклиз, Xl- плитная, Xll- эпиплатформенноА активизации;
1-4- литосфера: 1 - первоначальная континентального типа, 2 - новообразованная
океанического типа, 3 - новообразованная субконтнненталького типа, 4 - новообразован
ная континентального типа (а- метаморфические комплексы; б- интрузии, преимуще
ственно граннтондные); 5 - осадочные породы платформенного чехла; 6 - мантия; 7 -
подводящие магматические каналы; 8- базальтовые поля; 9 - андезитавые поля: 1а
разломы: 11- передовые прогибы; 12- рифтовая долннацентр спредннга оксаниче·
скоrо дна: 13- вулканы: J4- изогипсы |
рельефа; 15- направлен не |
движения ма!lтиА |
|
ного вещества: 16- направление динамических |
усилий в литосфере: |
|
|
У. М. М.- уровень межконтинентального |
моря: |
Л. С.- Лlfстрнческие |
сбросы: С. О. Х. |
срединно-океанические хребты: В. Д.- вулканические дуги: А. П.- аккреционная
призма; А- арлаког..,н: С- синеклиза: Щ- щит: П- плнта
343
подразделяется на две стадии: предокеаническую и собственно
океаническую. Второй этап состоит из трех стадий: эпиокеани ческой, платформенной и эпиплатформенной. Стадии развития
в свою очередь подразделяют на фазы (рис. 68). Охарактери зуем выделенные этапы, стадии, фазы.
Океаногенез отличается дроблением и деструкцией ранее су
ществовавшей коры (обычно континентального типа) за счет
процессов рифтогенеза и формированием новой коры океаниче
ского типа в результате спрединга.
Предокеаническая стадия начинается, как правило, в усло
виях континента. Подъем разогретых мантийных масс из нижней
мантии активизирует верхнюю мантию, приводит к положи
тельному выгибанию литосферы (аркогенезу), ее растрескива
нию, возникновению разломов, по которым основные и ультра
основные магмы проникают в земную кору и на поверхность.
Этой фазе начальной деструкции литосферы соответствует
обычно траппевая формация (см. рис. 68, 1).
Следующая фаза континентального рифта отличается обра
зованием специфических тектонических структур проседания с раздвигомрифтов. Отдельные рифты объединяются во вну
триконтинентальные трехлучевые системы сочленений рифтов, выраженные в рельефе грабенами, обрывистыми эскарпами,
озерными бассейнами, речными долинами (см. рис. 68, 11). Для этой фазы характерно накопление континентальных обломоч ных отложений, озерных и эксгаляционных комплексов, лимни ческих углей, щелочных базальтов. Процессы предокеанической стадии предваряют раскрытие океана, и хотя на этой стадии океанический бассейн отсутствует, но характер и направлен
ность геодинамического режима позволяют говорить о том, что
в недрах Земли океаногенез уже начался.
Собственно океаническая стадия знаменуется раскрытием
океана. Вначале это узкие межконтинентальные моря, имею
щие грабенаобразное строение,- фаза морского рифта (см.
рис. 68, 111). В их пределах накапливаются глинистые ком
плЕi!ксы, обогащенные органикой (аспидная формация), соленос вые отложения, рифовые известняки, уголь, нефть. Часты из
лияния основных лав (базальты, спилиты, кератофиры). Активизация процессов спрединга приводит к дальнейшему
«расползанию» морского дна, увеличению площади моря и пе
рерождению его в океанфаза спрединга (см. рис. 68, IV).
Для этой фазы характерно формирование известняков, флиша,
глубоководных красных глин, железомарганцевых конкреций.
Вдоль рифтовых долин океанов nроисходит излияние основ
ных лав.
По мере истощения внутреннего источника энергии и рас
крытия новых океанов, в пределах существующего океана начи
нают проявляться процессы субдукции и обдукции. Вначале
344
они сосущестgуют с процессами спрединга (фаза частичной
субdукции), а в дальнейшем доминируют (фаза полной субаук
ции) (см. рис. 68, V, VI). Происходит скучивание вещества, его аккреция; формируются складчатые сооружения, в пределах ко
торых огромные мощности осадков часто определены не интен
сивным прогибанием (компенсированным осадконакоплением), а аккрецией, тектоническим скучиванием вещества за счет под двига литосферных плит. В период этих двух фаз накаплива
ются относительно тонкие молассы (нижняя мол асса), «дикий»
флиш, эвапориты, уголь, нефть, эффузивы среднего и кислого состава, гранитные интрузии. Именно эти две фазы (частичной субдукции и полной субдукции) соответствуют геосинклиналь
ному процессу в традиционном его понимании. В результате этого процесса формируется континентальная кора за счет пе
реработки осадочио-вулканогенных масс в зонах столкновения
плит, их регионального метаморфизма и магматизма.
В период полной субдукции происходит зю<рытие (захлопы
вание, или схлопывание) океана и возникновение на его месте
складчатой всхолмленной суши с отдельными внутриконтинен
тальными изолированными или полуизолированными морскими
водоемами. Земная кора данного региона земного шара приоб ретает континентальный облик, и начинается новый этап раз
вития региона (континентогенез).
Континентогенез выражается в упрочении и наращивании
мощности континентальной коры.
Эпиокеаническая стадия характер11зуется формированием и ростом горно-складчатых сооружений ( арагенная фаза). В тра
диционном понимании-это арагенная стадия развития геосин
клиналей (см. рис. 68, Vll). Земная кора региона имеет конти нентальное строение и повышенную мощность. Высокая степень
насыщенности разломами предопределяет не только горизон
тальные движения, приводящие к образованию надвигов, по кровав, шарьяжей, но и активные контрастные вертикальные
движения отдельных блоков коры. В структуре региона, нахо
дящегося на элиокеанической стадии развития и выраженного
в рельефе горной сушей, могут существовать внутриконтинен тальные морские бассейны с корой субокеанического строения.
Это остаточные либо новообразованные моря. На эпиокеаниче
ской стадии в условиях расчлененного рельефа накапливаются
грубообломочные отложения (верхняя моласса), содержащие частые прослои наземно-вулканических образований.
Пенепленизация рельефа, уменьшение тектонической актив ности недр приводят к переходу от эпиокеанической стадии развития региона к платформенной. Иногда в качестве началь
ной фазы платформенной стадии рассматривают фазу кратони
зации, которая выделяется применительно к истории развития
древних платформ (см. рис. 68, VIII).
345
Авлакогенная (доплитliая, тафрогенная) фаза nлатформен
ной стадии континентов характеризуется остыванием недр и уменьшением их объема, первнчным растрескиванием фунда мента платформ, проседаннем линейных блоков литосферы с за ложением узких грабенаобразных прогибов - авлакогенов или тафрогенов (для молодых платформ) (см. рис. 68, IX). По своей
форме они напоминают рифты, возникающие в начале океани
ческого этапа развития литосферы.
Вавлакогенную (тафрогенную) фазу развития платформ
осадочные породы накапливаются в основном в системах гра
бенаобразных прогибов (авлакогенах или тафрогенах). Это
континентальные красноцветные обломочные и грубообломоч ные отложения с прослоями базальтовых лав и вулканических
туфов.
В условиях засоланеиных водных бассейнов могут проис ходить и процессы соленакопления. В связи со специфическими
тектоническими условиями накопления осадков отложения ни
зов осадочного чехла платформы, как правило, имеют споради
ческое распространение в пространстве и не образуют сплош
ного осадочного покрова.
Постепенно на платформах появляются тенденции к проги банию, которые наиболее интенсивны в областях развития
авлакогенов (тафрогенов). Формируются сравнительно обшир
ные депрессии, заполненные осадками мелководно-морского
происхождения. Депрессии изолированы друг от друга и пред ставляют собой синеклизы, разделенные палеощитами,- круп ными выходами на поверхность фундамента платформ. В связи
с чем эту фазу развития платформ можно рассматривать как
фазу синеклиз (см. рис. 68, Х).
Дальнейшее прогибание приводит к расширению площади
синеклиз, их слиянию. В прогибание втягивается и большинство палеощитов, которые перекрываются осадочным чехлом. Фор
мируется плитное пространство, наступает плитная фаза раз
вития платформ (см. рис. 68, XI). Обычно она знаменуется ши
роким распространением в пределах платформ морских транс
грессий и накоплением карбонатных отложений. Завершение плитной фазы характеризуется всеобщим поднятием платформ и регрессией морских бассейнов. В результате образуются тер
ригенио-угленосные лагунные комплексы, а также покровно
ледниковые эоловые отложения.
Эпиплатформ.енная стадия (в ряде мест) следует за плитной
фазой развития платформ. Она выражается в эпиплатформен
ной активизации, обусловившей вовлечение в активные про
цессы горообразования платформенных участков. В результате возникают сводово-глыбовые (аркогенные) структуры с явно
выраженной тенденцией к воздыманию (см. рис. 68, XII). В меж
горных впадинах областей элиплатформенной активизации на-
346
капливаются грубообломочные отложения. Иногда появляются гранитоидные образования (Монгола-Охотский пояс).
Выделенные этапы, стадии и фазы полного цикла развития
литосферы в идеальном случае должны следовать друг за дру гом (рис. 69). Однако в природе это наблюдается далеко не
всегда и зависит от интенсивности энергии внутренних процес
сов. Если иссякает внутренний источник энергии, питающий и
определяющий развитие литосферы, то ее дальнейшая эволю ция прекращается на той или иной фазе. Если же источник внутренней энергии достаточно мощный, то происходит после
довательная эволюционная смена различных стадий и фаз,
составляющих вначале этап океаногенеза, а затемэтап кон
тинентогенеза. Причем первому этапу соответствует период
термотектонической активности недр, а второму этапупериод
относительного термотектонического покоя. Возобновление тер
мотектонической активности приводит к новому этапу океаногенеза, который может прерваться на любой стадии и
фазе своего развития в зависимости от ослабления активности
недр.
Предложенная схема эволюции литосферы требует дальней шей углубленной разработки, в связи с чем ее следует рассмат
ривать только как предварительную попытку по иному пред
ставить последовательный ход развития литосферы с позиции
современных идей тектогенеза. Тем не менее, по нашему мне
нию, она имеет ряд достоинств, основными из которых явля
ются: создание обобщающей модели основных этапов развития
литосферы; взаимная увязка традиционных геосинклинальных
представлений на развитие литосферы с новыми геотектониче скими концепциями; использование формю~ий применительно
к океано- и континентогенезу.
Сокращение длительности этаповтретья важная законо
мерность развития литосферы. Продолжительность архейско раннепротерозойского этапа почти 2 млрд лет, позднепротеро зойского этапа 1,2 млрд лет, каледонского, герцинекого и мезо зойского этапов по 170 млн лет каждого, кайнозойского
этапа- 70 млн лет. Следовательно, развитие лнтосферыус
коряющийся процесс. С уменьшением длительности геотектони
ческих этапов возрастали темп и дифференцированность текто нического развития литосферы во времени.
Таким образом, развитие литосферы в неогееэволюционно
направленный nроцесс, характеризующийся определенной по вторяемостью (периодичностью или цикличностью) геологиче
ских событий и сокращением длительности геологических
этапов.
Глобальные события геологической истории развития Земли
оказывали определяющее влияние на мировые трансгрессии и регрессии моря, на изменение климата планеты, эволюцию
347
Рис. 69. По.11ный цикл эволюции литосферы
органического мира. Периоды активного спрединга океаниче tкого дна приводят к сравнительно быстрому разрастанию сре
динно-океанических хребтов. Это, в свою очередь, влечет обме
ление океана, подъем его уровня и «выхлестывание» вод на
сушу. Происходит глобальная трансгрессия моря. Закрытие океанов (эпохи складчатости) всегда связано с падением ак тивности спрединга. Склоны срединно-океанических хребтов
становятся круче, возрастает глубина океана, наступает гло
бальная регрессия моря. На рис. 70 прослеживается связь между глобальными эпохами регрессий и трансгрессий моря и соответственно эпохами закрытия и раскрытия океанов. На
протяжении фанерозоя было четыре основные эпохи складча
тости, выразившиеся в закрытии крупных океанических струк
тур и возникновении на их месте горно-складчатых сооружений: каледонская, герцинская, мезозойская и альпийская. В каледон-
348
Геоrраqмческие nок-азатели
Л ериор,
10 15 20
fv1еловой
Юрский
Пермi:к:ий
Каменно
!JГОЛьны11
Вендс>~иЙ
•
•
Рис. 70. И:Jменсние уровня Мирового океана, клнматнчсс1шх ycJIOвнii н нн
тенсивности развптия органического мира в фанерозое. По С. А. Jltuaкoвy и
Н. А. Ясамапову, с добавлениями.
Эпохи: п- поздняя. с- средняя. р- ранняя;
1 -упадка, 2 - благоденствия; кривая изменения: а- площади океана. в % от совре
менной суши; б - градиента температур полюс -экватор
скую эпоху проявились таконская и эрийская фазы складчато
сти (конец ордовика и конец силура), которым соответствует
глобальная эпоха регрессии Мирового океана, проявившаяся в конце раннего палеозоя. С концом каменноугольного периода
связана заальсl<ая фаза складчатости, приведшая к закрытию
рнда океанов· и формированию единого континента. Этому вре мени соответствует вторая на протяжении фанерозоя глобаль-
349
ная регрессия моря. В конце мезозоя проявляется ларзмийекая фаза складчатости и наступает новая регрессия Мирового
океана. Наконец, в конце неогена проявляется альпийская фаза
складчатости: закрываются крупные океанические структуры и
происходит очередная глобальная регрессия моря.
Эпохи регрессии Мирового океана разделены эпохами гло бальных трансгрессий, которым соответствуют периоды актив
ного спрединга и роста океанических впадин,- это средний ор
довик, средний девонсредний карбон, поздняя юрамел,
отчасти палеоцепмиоцен. Периоды морских регрессий и
трансгрессий влияли на глобальные изменения климата нашей
планеты. Как |
правило, крупная регрессия моря приводила |
к всеобщему |
похолоданию и наступлению оледенений. Воз |
можно, что это объясняется тем, что в периоды закрытия ряда
океанических впадин (фазы складчатости) происходит скучи ванис континентальных масс и попадание их, по мере дрейфа, в полярные районы Земли. Вначале полярные континенты по крываются горными ледниками, а в дальнейшем, из-за боль
шого альбедо льда и постепенного охлаждения всей полярной
области, и покровным оледенением. Это, в свою очередь, спо собствует дальнейшей регрессии моря. Из рис. 70 следует, что на протяжении фанерозоя на земном шаре было не менее трех крупных оледенений: в позднем ордовике, в позднем карбоне ранней перми и в конце плиоцепа (четвертичное оледенение).
Все эти эпохи оледенений характеризуются резким увеличением
градиента температур полюсэкватор, глобальной регрессией
Мирового океана, закрытием ряда океанических впадин, сни
жением скорости спрединга.
Периоды глобалышх трансгрессий знаменуются всеобщим
смягчением климата. Умснnшастсп гра;:щент температур по люсэкватор, происходит как бы выравнивание температур,
повсеместно устанавливается довольно теплый и влажный
климат, смягчающий сезонные и широтные колебания климата.
В зависимости от глобальных геологических и климатиче
ских событий развивается органический мир. Это объясняется тесной связью органического мира со средой обитания. Рубежи обновления органического мира хорошо фиксируются статисти ческим подсчетом изменения общего количества семейств и скоростью возникновения новых семейств. Как показали С. А. Ушаков и Н. А. Ясаманов, интенсивность новообразова
ний резко снижается в экстремальные эпохи, приходящиеся на фазы складчатости, которые соnровождаются закрытием ряда
океанов и крупными оледенениями (см. рис. 70). Наоборот, в пе
риоды активного спрединга, роста океанических впадин, гло
бальных трансгрессий моря и всеобщего потепления количество
семейств органического мира резко увеличивается, происходит своеобразнэп вспышка появления новых организмов.
350