Глава 5 ПАЛЕОГЕОДИНАМИКА

Палеогеодинамика, или историческая геодинамика, – раздел геодинамики, изучающий движения и взаимодействия литосферных плит в геологическом прошлом. Ее главная цель – создание

палеогеодинамических реконструкций, восстанавливающих преж-

нее положение литосферных плит и входящих в их состав континентов, конфигурацию и тип древних плит и межплитовых границ. Хотя предметом палеогеодинамики, как понятно из сказанного, является кинематика литосферных плит в геологическом прошлом, анализ движений древних плит позволяет подойти к пониманию источников этих движений, т.е. восстанавливает также глубинные геодинамические процессы.

Точно так же, как венцом традиционной геологической съемки принято считать геологическую карту, палеогеодинамические реконструкции разных масштабов следует считать конечной целью исторической геологии в ее современном понимании. Изучение кинематики прошлых движений и взаимодействий литосферных плит служит основой для познания геологической истории Земли, для выяснения истории формирования континентов, складчатых поясов, раскрытия и закрытия океанских бассейнов, что, в свою очередь, имеет большое практическое значение для выяснения закономерностей размещения и понимания генезиса месторождений полезных ископаемых.

5.1. Цикл Вилсона

Между геодинамической и тектонической активностью Земли существует опосредованная взаимосвязь. Дрейф литосферных плит на поверхности Земли есть следствие конвективных процессов в ее мантийной оболочке (см. раздел 2.5). Последние, в свою очередь, отражают непрерывную и однонаправленную дифференциацию недр Земли, начавшуюся еще на самых ранних этапах геологической истории и приводящую к росту железистого ядра Земли и перемешиванию остаточной силикатной мантии. При этом мантийная конвекция – нестационарный процесс, при котором форма конвективных течений периодически меняется, что также отражается в стиле движения литосферных плит и тектонической активности приповерхностных оболочек Земли.

263

Исходя из этого, концептуальной основой палеогеодинамики является постулат о цикличности тектонических процессов, идущих в литосфере Земли под воздействием конвективных течений в ее мантии. Впервые его сформулировал в 1966 г. канадский геолог Дж. Вилсон, предложивший рассматривать геологическую историю Земли как серию сложных, переплетающихся циклов раскрытия и закрытия океанов. В современном понимании цикл Вилсона – это представление об эволюции литосферы как о непрерывной пространственно-временной смене геодинамических обстановок, взаимосвязанных, отчасти взаимообусловленных и переходящих одна в другую.

I. Континентальный

Начало цикла Вилсона (рис. 5.1.1) совмещается с обстанов-

кой континентального (или материкового) рифтинга, отражаю-

щей зарождение новой дивергентной границы плит. Под конти-

264

нентальными рифтами литосфера в результате растяжения постепенно утоняется, проплавляется и в конечном итоге раскалывается по всей мощности. По трещинам снизу в кору внедряются продукты выплавки мантийного вещества, что вызывает магматизм основного и ультраосновного составов непосредственно в рифтовой зоне, а прогрев континентальной коры обусловливает ее частичное плавление и инициирует магматизм среднего и кислого составов на “плечах” рифта. Над рифтами формируются узкие протяженные грабены, в которых накапливаются грубообломочные осадки.

По мере расширения рифтовой трещины континентальный рифтинг сменяется обстановкой спрединга молодого океана, в котором формируется литосфера, принципиально отличная от континентальной (см. главу 3). Ее верхняя часть, океанская кора, образуется за счет декомпрессионного плавления мантийного вещества под рифтовой зоной океана и последовательного внедрения в кору все новых порций базальтовой магмы. Этот процесс, приводящий к расширению океана со скоростью несколько сантиметров в год, собственно и называется спредингом. Подкоровая часть океанской литосферы формируется за счет глубинной кристаллизации астеносферы, вследствие чего мощность литосферы океана, ее средняя плотность и вес увеличиваются с возрастом или, что эквивалентно, с расстоянием от рифтовой зоны океана.

Как уже отмечалось, смена геодинамических обстановок происходит в пространстве и времени. Во времени наблюдения мы, естественно, ограничены современным этапом геологической истории. Зато мы имеем возможность наблюдать на современной Земле пространственную смену последовательных геодинамических обстановок – в частности, перманентные переходы континентального рифтинга в спрединг молодых океанов в тех случаях, когда срединно-океанские хребты продвигаются в пределы континентов (см. раздел 3.5). Подобные геодинамические обстановки наблюдаются в северо-восточной Африке (переход срединного хребта Индийского океана в молодые центры спрединга Аденского залива – Красного моря и континентальные рифты ВосточноАфриканской системы), в пределах арктического шельфа России (переход срединного хребта Гаккеля в рифтовую систему моря Лаптевых), менее четко – на западе США (переход Восточно-

265

Тихоокеанского поднятия в молодой центр спрединга Калифорнийского залива и связанный с этим континентальный рифтинг Провинции Бассейнов и Хребтов). В палеогеодинамике пространство заменяется временем и на окраинах океанов ищутся следы рифтовых расколов, формирование которых предшествовало спредингу.

Обстановка спрединга зрелого океана соответствует достижению им ширины первых тысяч километров в отличие от молодого океана, в котором ширина полосы океанской коры и литосферы, как правило, не превышает первых сотен километров. Кроме того, в зрелом океане, в отличие от молодого, оформляются три главные морфотектонические провинции: срединно-океанский хребет, где расположена дивергентная граница плит и продолжается спрединг, океанские абиссали, где дно погружено за счет старения, остывания, утолщения и утяжеления литосферы, и пассивные окраины, в пределах которых океанская литосфера контактирует с континентальной (именно эти области соответствуют областям предшествующих континентального рифтинга и начального спрединга зрелого океана) и погружение наиболее древней океанской литосферы усугубляется весом накапливающихся осадков, сносимых со смежных краев континентов.

Таким образом, в обстановках спрединга молодого и зрелого океанов есть общая черта – смежные плиты расходятся вдоль дивергентной границы, но есть и различия помимо уже отмеченных размеров и глубин океанских впадин. Во-первых, различаются физико-механические параметры океанской литосферы: в случае молодого океана она еще не утратила даже своей плавучести, в то время как в зрелом океане уже приблизилась к предельному возрасту и в значительной степени утратила свои упругие свойства (см. раздел 4.1). Во-вторых, различается энергетика рифтинга и спрединга: в молодом океане суммарная энергия рифтинга перераспределяется между поперечным расширением и продвижением, в то время как в зрелом океане устанавливается чисто “угловой” режим спрединга (см. раздел 3.5). На этом основании условная возрастная граница между молодым и зрелым океаном определяется примерно в 20 – 50 млн лет.

Однако наиболее принципиальное значение для палеогеодинамики имеет то обстоятельство, что именно на ранних стадиях

266

эволюции литосферы (до того, как молодой океан становится зрелым), цикл Вилсона может дать побочные ответвления. Если на стадии континентального рифтинга растяжение литосферы по каким-либо причинам прекратится, то образуется палеорифт, а если то же самое произойдет уже на стадии спрединга молодого океана, последний превратится в локальную палеоось спрединга, над которой впоследствии развивается “несостоявшийся океан” (см. раздел 3.6). В обоих случаях на месте структур, возникших в результате побочных ответвлений цикла Вилсона, формируются глубокие и обширные осадочные бассейны, поскольку литосфера палеорифтов и особенно “несостоявшихся океанов” изначально утяжелена продуктами основного и ультраосновного “мантийного” магматизма, а потому способна к длительному и устойчивому погружению.

На современной Земле суммарная протяженность континентальных рифтов гораздо меньше, чем срединно-океанских хребтов

– дивергентных границ плит более развитого типа. Однако далеко не очевидно, что такое же соотношение существовало и во все прошлые геологические эпохи. Вероятно, можно говорить о “геодинамическом благоприятствовании” режима конвективных течений в мантии проявлениям рифтинга, как и любых других геодинамических обстановок на поверхности Земли.

Показательным примером в этом отношении служит распад последнего в истории Земли суперконтинента Пангеи на рубеже палеозоя и мезозоя, положивший начало раскрытию современных океанов. Предполагается, что распад Пангеи так или иначе был связан с перестройкой режима мантийной конвекции (см. раздел 2.5). Континентальный рифтинг, обусловленный этими глубинными и глобальными геодинамическими процессами, проявился вдоль всей периферии, в частности, будущего Атлантического океана (рис. 5.1.2). Однако заложение континентальных рифтов происходило здесь с карбона по триас, т.е. намного раньше спрединга Атлантики, начавшегося лишь в средней юре. Большинство рифтов отмерло в континентальной стадии, превратившись в палеорифты, однако некоторые из них, например в море Лабрадор, Мексиканском и Бискайском заливах, зашли в своем развитии до стадии спрединга молодого океана, а затем превратились в локальные палеооси спрединга.

267

Приведенный пример показывает, что в ходе формирования новой дивергентной границы плит лишь немногие континентальные рифты “побеждают в конкуренции” и становятся срединноокеанскими хребтами будущего зрелого океана. Большинство из них отмирает в виде палеорифтов, некоторые – в виде “несостоявшихся океанов”, и лишь единицы превращаются в глобальную дивергентную границу плит. Во всяком случае, общая длина “недоразвитых” рифтов и локальных центров спрединга, предшествовавших раскрытию Атлантического океана, значительно (примерно на порядок) превосходит длину его современной пассивной окраины.

Баренцевский

Аргентинские Луанда

Капский

Проследим подробнее процесс зарождения “несостоявшихся океанов” на примере раскрытия северной части Атлантического океана (рис. 5.1.3).

Около 80 млн лет назад, в позднем мелу, начался континентальный рифтинг в море Лабрадор и Баффиновом заливе, между Гренландией и Канадским щитом. В конце мела – начале палеогена, примерно 70 – 60 млн лет назад, континентальный рифтинг здесь перешел в спрединг. Таким образом, дивергентная граница Евразийской и Северо-Американской литосферных плит на начальном этапе своего формирования проходила совсем не там,

268

где сейчас, а Гренландия на ранней стадии раскрытия Северной Атлантики входила в состав не Северо-Американской (как в настоящее время), а Евразийской плиты.

ÃÐ

Примерно 50 – 40 млн лет назад, в эоцене, спрединг в море Лабрадор и Баффиновом заливе прекратился, а центр раскрытия Северной Атлантики переместился на восток, но не на то место, где он находится сейчас (срединный хребет Рейкьянес и Исландия), а ближе к берегам Европы. Именно с этим событием связана резкая перестройка кинематики спрединга в Евразийском бассейне Северного Ледовитого океана, отмеченная в разделе 3.5. Между Канадским архипелагом и Гренландией осталась локальная палеоось спрединга, активно разраставшаяся в течение 20 млн лет, и

269

над ней начал формироваться “несостоявшийся океан”. Очевидно, какое-то время в районе 50 млн лет назад, до полного прекращения спрединга в море Лабрадор и Баффиновом заливе, одновременно функционировали и старый (западный), и новый (восточный) срединные хребты, а Гренландия, таким образом, представляла собой отдельную литосферную плиту. Позднее она вошла в состав Северо-Американской плиты, частью которой является и сейчас.

Примерно 20 млн лет назад, в миоцене, срединный хребет Северной Атлантики переместился на запад и занял свое современное положение, а ближе к берегам Европы осталась локальная палеоось спрединга Норвежского моря, также активно развивавшаяся около 20 млн лет.

Таким образом, кайнозойское раскрытие Северной Атлантики было довольно сложным. Оно сопровождалось двумя кинематическими перестройками спрединга с одновременным продвижением в Северный Ледовитый океан (срединный хребет Гаккеля) и привело к образованию двух локальных палеоосей спрединга к востоку и западу от действующей ныне дивергентной границы плит.

Начиная с обстановки спрединга зрелого океана, цикл Вилсона побочных ответвлений не дает (см. рис. 5.1.1), а развитие литосферы становится необратимым. Наступает переломный момент цикла Вилсона, обусловленный в первую очередь физикомеханическими параметрами зрелой океанской литосферы: она постепенно увеличивает свои мощность и вес настолько, что теряет упругую стабильность и становится способной к самопроиз-вольному погружению в мантию (см. раздел 4.1). С этого момента в зрелом океане сосуществуют две диаметрально противополож-ные геодинамические обстановки: в пределах срединно-океанского хребта продолжается спрединг, а на периферии океана начинается субдукция. Именно в такой стадии развития находится современ-ная Атлантика, окраины которой по большей части еще остаются пассивными, но уже наметились локальные проявления субдукции в пределах Карибской и ЮжноАнтильской островных дуг.

По мере старения океана субдукция охватывает всю его периферию, как это происходит в современном Тихом океане. За счет субдукционного андезитового магматизма формируются “зародыши” континентальной коры островных дуг и активных

270

окраин континентов (см. разделы 4.1 и 4.4). Наконец, неизбежным следствием субдукции, во всяком случае, с того момента, как ее скорость превысит скорость спрединга, являются сокращение площади океана и постепенное сближение краев континентов, которые этот океан разобщал. Когда континентальные части литосферных плит вступают в активное взаимодействие, проявляется завер-шающая обстановка цикла Вилсона – коллизия, приводящая к скучиванию островных дуг, их метаморфизму и гранитизации, в процессе чего формируется зрелая континентальная кора (см. раз-делы 4.2 и 4.4).

При определенных условиях, когда выступ одного из столкнувшихся континентов действует на другой как таран, коллизия может вызвать раскол края континента. Это приводит к регенерации обстановки континентального рифтинга, замыканию старого и началу нового цикла Вилсона. Такая обстановка наблюдается в настоящее время в Западной Европе, где движущийся с юга выступ Африканского континента (Апулийская микроплита) обусловливает рифтинг в Рейнском грабене, расположенном во фронтальной части Альпийской коллизионной системы (см. рис. 4.2.2).

Такова идеализированная схема эволюции литосферы, известная как цикл Вилсона. Геологическое развитие Земли представляется в ней как гигантский массообмен, в процессе которого раскалываются континенты, а между их “осколками” раскрываются океаны, литосфера которых – прямой продукт дифференциации мантийного вещества. В силу того, что океанская литосфера уже в момент рождения несет в себе зачатки собственного отмирания, океаны живут сравнительно недолго и, достигнув некоего предельного возраста, начинают закрываться. В процессе переплавки субдуцирующей океанской литосферы образуется андезитовая континентальная кора, которая, таким образом, является продуктом вторичной дифференциации мантийного вещества. Завершается процесс формирования континентальной коры ее гранитизацией в коллизионных поясах на месте закрывшихся океанов, по соседству с которыми раскрываются новые океаны, и весь цикл повторяется. Следовательно, именно эволюция древних океанов приводит к однонаправленному накопительному росту объема континентальной коры на Земле (см. рис. 4.4.3), однако сами древние океаны оставляют лишь очень

271