0700620_0CA3B_tyapkin_k_f_fizika_zemli

Рівень "геоїда ~

Рис. 69. Принципова схема деформації фундаменту, що відповідає «прогинанню» земної кори (о), і літологічний розріз юрської товщі Солончаківської ділянки в Пе-

редкавказзі [135]:

1 — пісковики; 2 — щільні алевроліти; 3 — аргіліти; 4 —тектонічніпорушення; 5 — передбачу

ванітектонічніпорушення; 6 — свердловини

вулканогенні товщі, що формуються вшце. Цікаво зазначити, що й вони, будучи залученими в наступні рухи тектоносфери, найчастіше деформуються за такою самою схемою (див. рис. 69, б). Отже, зображувані нині на розрізах плавні вигини деформованих осадових товщ не завжди відповідають дійсності і часто є дани-

189

ною традиційним уявленням за умов недостатності фактичних даних.

Геосинкліналі і платформи. Розглянемо основні стадії формування геосинкліналей протягом одного тектонічного циклу з позицій Нової ротаційної гіпотези структуроутворення. Згідно з цією концепцією, етапи виникнення і розвитку структур у верхній частині тектоносфери значною мірою визначаються поведінкою траєкторій руху полюсів по поверхні Землі. У зв'язку з цим спробуємо зіставити відомі закономірності формування геосинклінальних структур з поведінкою полюсів обертання.

На рис. 70, а наведено загальний вигляд траєкторії руху Північного полюса обертання по земній поверхні протягом одного галактичного року (2 • 108 років), якою її уявляють нині [59, 63, 172 та ін.]. Суцільною лінією на рисунку зображено основні гілки поступальної компоненти переміщення полюса, штриховою — результат ускладнення її циклічними компонентами. Оскільки надалі вплив циклічних компонент різних порядків детально не розглядається, на рис. 70, а їхній порядок не підкреслюється.

На рис. 70, б зображено поперечні розрізи геосинклінальних структур, що відповідають різним стадіям їхнього розвитку. На ньому відбито в основному закономірності переміщення блоків тектоносфери і супутні явища, зумовлені впливом проекції поступальної компоненти переміщення на напрямок, перпендикулярний до осьової лінії геосинкліналі, що формується. Щоб краще підкреслити ці закономірності, контури блоків наведено без урахування процесів денудації.

С т а д і я І циклу — рання, або стадія початкових занурень за В.Ю. Хаїном [217], відповідає ділянці АБ траєкторії руху полюса (див. рис. 70, а). Він характеризується, по-перше, стійкою в часі проекцією поступальної компоненти на напрямок, перпендикулярний до осьової лінії майбутньої геосинклінальної структури, по-друге, тим, що проекції циклічних компонент, які ускладнюють поступальну, періодично змінюють свій знак.

Наслідком впливу проекції поступальної компоненти є нагромадження напруг у тектоносфері і наступне їхнє розряджання,

Рис. 70. Вид траєкторії руху полюса обертання по земній поверхні (а) і відповідні їй схеми стадій формування геосинклінальних структур (б):

1 — проекція поступальної компонент переміщення полюса обертання на напрямок, перпендикулярний до осьової лінії геосинкліналі, що формується; 2 — аналогічні проекції циклічних компонент; З — панівний напрямок горизонтальних напруг; 4 — магматичні утворення оснівного або ультраосновного складу; 5 — магматичні утворення кислого складу; 6 — теригенно-хемогенні осадові утворення; 7 —

блоки основи

190

що призводить до утворення глибинного розлому й відносного переміщення по ньому сусідніх блоків за схемою, зображеною на рис. 56, а, б, яке відбувається в режимі розтяту. Виникнення розлому, що проникає в глибинні ділянки тектоносфери, викликає їхнє часткове плавлення, результатом якого є підводний вулканізм. Склад магм переважно основний, але можливий і ультраосновний. Він визначається глибиною проникнення розлому, що формується, в тектоносферу і законами селективного виплавляння складової речовини за високих температур і різко знижених тисків. Так утворюється офіолітова формація, що виявляється в основі геосинклінальних товщ. Іноді її розглядають як елемент колишньої океанічної кори.

За рахунок денудації сусідніх виступних блоків відбувається активне нагромадження теригенних осадів. їхній мінералогічний склад залежить від складу денудованих порід і фізико-геологічної ситуації в басейні осадонагромадження в межах системи опущених блоків. Як уже зазначалось, гранулометричний склад осадових утворень визначається в основному величинами позначок денудованих блоків.

Різниця позначок блоків, що дотикаються, та їхнє відношення до рівневої поверхні геоїда регулюються елементами траєкторії руху полюса. Зокрема, стійка в часі компонента поступального руху на ділянці АБ (див. рис. 70, а) забезпечує стійке опускання систем блоків в основі басейну осадонагромадження. Циклічні компоненти руху полюса призводять до часткової зміни напрямків відносного переміщення блоків і тим самим регулюють циклічність осадонагромадження. Крім цього, вплив циклічних компонент траєкторії полюса викликає порушення загального режиму розтягу і локальні зміни його на режими стиснення. Це виражається, по-перше, у чергуванні вулканогенних і теригенних утворень в основі товщі, що формується, і, по-друге, у частковому палінгенезі порід кислого складу у верхніх частинах блоків тектоносфери, що дотикаються, за рахунок теплової енергії, яка виділяється в процесі переміщення блоків у режимі стиснення.

Наприкінці стадії І роль циклічних компонент траєкторії полюса, порівняно з поступальною, посилюється. Це призводить до окремих інверсій напрямку руху окремих блоків основи басейну осадонагромадження, наслідком якого є деформації нагромаджених раніше осадів (складчастість) і вкорінення малих інтрузій кислого складу. Проте на стадії І визначальним є процес спрямованого переміщення (опускання) блоків. Наприкінці стадії І глибинний розлом, з яким пов'язано формування геосинкліналі, повинен

192

досягнути максимального проникнення в тектоносферу. Мабуть, із цим періодом і пов'язаний інтрузивний магматизм ультраосновного складу, що спостерігається в геосинкліналях.

С т а д і я I I циклу — зріла, або передорогенна (за В.Ю. Хаїном [217]) відповідає ділянці БВ траєкторії (див. рис. 70, а). Основною особливістю цієї ділянки траєкторії є мала величина проекції компоненти поступального руху на напрямок, ортогональний до осьової лінії геосинкліналі, що формується, на фоні якого набувають істотного значення проекції циклічних компонент траєкторії полюса. Крім цього, у поступальному переміщенні полюса переважає проекція на напрямок осьової лінії геосинкліналі порівняно з ортогональною до неї.

Наслідком основної особливості траєкторії є заміна режиму активного занурення басейну з відносними коливальними рухами блоків фундаменту та зменшення різниці позначок сусідніх денудованих блоків. Внаслідок цього утворюється флішева формація, що відрізняється рівномірним чергуванням тонких шарів. У разі різкого скорочення зон розмиву підвищується роль карбонатних порід, які утворюють вапнякову формацію.

Друга особливість траєкторії під час стадії II зумовлює досить активне відносне переміщення блоків у напрямку, перпендикулярному до осьової лінії геосинкліналі, що формується, яке призводить до мінливості літологічного складу і потужності порід за її простяганням. Ця сама особливість може призводити й до утворення магматичних формацій, пов'язаних з активуванням поперечних розломів.

відповідає ділянка траєкторії полюса ВГ. Вона характеризується переважним впливом проекції поступальної компоненти руху полюса, що визначає відносне переміщення блоків. За напрямком вона протилежна до проекції, що визначає режим стадії І (див. рис. 70, б). У зв'язку з цим циклічні компоненти мають підпорядковане значення. Наслідком цієї особливості є, по-перше, загальна інверсія тектонічного режиму, що відбувається протягом усієї стадії III. Початкові етапи цієї стадії характеризуються виступами окремих блоків у межах басейну осадонагромадження, невеликими їх позначками і відносно малою швидкістю їх здіймання, що майже дорівнює швидкості денудації блоків, що виступають. їм відповідає утворення нижньої моласової формації, що характеризується переважанням тонкоуламкозих порід. Циклічні компоненти регулюють її ритмічність. Закладаються передові і передгір-

ські «прогини», в межах яких утворюються вуглеабо соленосні моласи. У цей період ефузивний вулканізм з утворенням порід основного складу помітно послаблений. Розпочинається формування плутонів гранітоїдного складу, що утворюють батолітоподібні тіла палінгенно-анатектичного походження. Зазначений процес тривалий і багатофазний. Він завершується поближче до закінчення стадії III.

Найактивніше гороутворення відповідає середній частині стадії III. Воно характеризується максимальною швидкістю висхідних рухів, що випереджають швидкість денудації і лише частково гальмуються впливом циклічних компонент траєкторії полюса. Підіймання окремих блоків фундаменту і сформованих на них структур осадової товщі відбувається в режимі стиснення і супроводжується утворенням насувних структур. Паралельно з ростом гірських споруд поглиблюються передові і тильні прогини. Продукти розмивання гірської споруди, що росте, утворюють верхню моласову формацію, яка характеризується більш грубоуламковим матеріалом порівняно з нижньою. Магматичні утворення представлені вже згадуваними батолітами гранітоїдів і, мабуть, тісно пов'язаними з ними малими інтрузіями порфирової формації.

С т а д і я IV циклу, на думку автора, включає завершальний етап стадії IV та посторогенну стадію У(за В.Ю. Ха'їном [217]). На траєкторії руху полюса їй відповідає ділянка ГД (див. рис. 70, а), на початку якої розміщений невеликий відрізок, що характеризується наявністю поступальної компоненти, яка зумовлює часткову зміну напрямків переміщення блоків і зміну режиму стиснення на режим розтягу. Йому відповідає формування внутрішніх западин та фінальний базальтовий вулканізм (за Г. Штілле), що їх супроводжує. Основною особливістю траєкторії руху полюса на ділянці ГД є переважне значення проекції поступальної компоненти на напрямок осьової лінії геосинкліналі, що формується, порівняно з проекцією на ортогональний напрямок. Цією особливістю зумовлені малі відносні вертикальні рухи блоків по поздовжніх розломах, що регулюються, по суті, лише циклічними компонентами, і можливі переміщення блоків по поперечних розломах, що призводять до утворення нових накладених структур типу грабенів. Вздовж розривів, що обмежують грабени, відбувається виливання базальтової магми. У завершальну стадію IV, яку іноді називають тафрогенною, відбувається активна денудація гірських споруд, а врешті-решт — вирівнювання рельєфу і перехід до платформи.

194

У зв'язку з викладеною вище схемою повного циклу розвитку геосинклінальних структур, що відбувається протягом галактичного року, цікавими є такі запитання.

1. Наскільки геосинклінальні структури, що формуються, є однотипними і чи всі вони проходять описані вище стадії?

2.Наскільки синхронні тектонічні цикли на Землі?

3.Яка роль попередніх циклів у формуванні геосинклінальних структур?

Негативна відповідь на перше запитання випливає безпосередньо з аналізу відомих геосинклінальних структур, одні з яких проходили стадію інверсії тектонічного режиму, інші — не проходили. Пояснення цього явища з позицій концепції, яку ми розвиваємо, дано в попередньому розділі.

Стосовно другого запитання слід зазначити, що з позицій концепції, яку ми розвиваємо, розряджання планетарних напруг, що виникають у тектоносфері внаслідок зміни ротаційного режиму Землі, у масштабі геологічного часу відбувається практично одночасно, але по-різному в різних частинах нашої планети. Режиму розтягу в одних частинах відповідає режим стиснення в інших (див. рис. 61). Кожен з них у місцях активного розряджання зумовлює відповідне відносне зміщення блоків тектоносфери. І, нарешті, існують ділянки відносно спокійної тектонічної обстановки, в межах яких напруги не досягають величин, що призводять до активного розряджання (див. рис. 61, а — ділянка ЛМН). На основі сказаного вище стають зрозумілими уявні протиріччя, на які посилалися М.О. Штрейс [238], О.Л. Яншин [244] та ін., а також справедливість позиції Г.Ф. Лунгерсгаузена [105], викладені в першому розділі.

Важче дати відповідь на третє запитання. Річ у тім, що нині найкраще вивчено фанерозойські геосинкліналі, однак детальний аналіз їхніх особливостей, як це буде показано в наступному розділі на прикладах Уралу і Кавказу, свідчать про те, що здебільшого у формуванні герцинських і альпійських структур беруть участь розломи, закладені в докембрії. Водночас виявилось, що успадкування впливу попередніх епох тектогенезу підлягає певним законам. Деякі з них буде розглянуто нижче.

Зупинимось на визначенні і характеристиці к о н т и н е н - т а л ь н и х платформ. Платформи є великими брилами тектоносфери, в межах яких відсутні чітко виражені геосинклінальні системи або їхні орогенічні аналоги. Ці системи облямовують платформи. З позицій концепції, що розглядається, платформи є сегментами тектоносфери, в межах яких у процесі тектонічних акти-

вувань напруги не перевищують певної межі (на рис. 61 це ділянки типу ЛМН). Вони характеризуються слабкими відносними переміщеннями блоків фундаменту й переважно ізометричною формою поверхневих структур. Оскільки контрастних переміщень блоків фундаменту не відбувається, складки в чохлі платформи мають пологі форми.

Водночас відомо, що в межах сучасних платформ (давніх і молодих) відбувався геосинклінальний процес, який закінчувався іноді утворенням орогенів, пізніше пенепленізованих. Всі відомі платформи порушені системою молодших грабенів, які іноді називають внутрішніми «прогинами», западинами, авлакогенами, рифтами, ділянками автономного активування тощо. їхнє виникнення і просторове розміщення пов'язане з розряджанням того самого або аналогічного поля глобальних напруг, а формування відбувається за тими самими схемами, що й розглянутих вище геосинклінальних структур. Розвиток деяких із них (наприклад, північно-західна частина Дніпровсько-Донеиької западини) закінчується на стадії авлакогену, а інші (наприклад, Донбасу) зазнають інверсії тектонічного режиму. І, нарешті, відбуваються склепінчасто-брилові підіймання в режимі стиснення без проходження перших двох стадій тектонічного циклу ( а р к о г е н е з за Є.В. Павловським).

Відмінною особливістю утворення всіх перелічених вище платформених структур є менша інтенсивність тектонічних процесів, а внаслідок цього дещо інші фаціальні умови, слабка вираженісгь або випадання окремих стадій тектонічного розвитку, менша глибина проникнення глибинних розломів, які беруть участь у формуванні, та магматизм, що відповідає цим глибинам.

Стосовно платформеного магматизму зазначимо такі його особливості. Природа виникнення платформеного магматизму аналогічна природі розглянутого вище геосинклінального. Магми основного складу виникають у режимі розтягу тектоносфери в її глибинних горизонтах внаслідок декомпресії під час розряджання напруг, а кислого складу — в режимі стиснення внаслідок палінгенезу порід верхньої частини тектоносфери в процесі перетворення енергії тертя блоків на теплоту. Характерний для платформених ділянок траповий магматизм аналогічний підводним виливанням базальтових магм у початкові етапи формування геосинкліналей. Особливістю платформеного магматизму є також дайкоутворення. Природа його подібна до описаної вище.

На рис. 43, б зображено поле дайок у межах достатньо добре вивченого Канадського щита. Привертає увагу наявність декількох упорядкованих серій дайок на значній частині континенту.

196

Це свідчить про те, в епоху утворення дайок на цій частині континенту панував режим розтяту. Крім цього, досить густа мережа лайок ілюструє роздробленість верхньої частини тектоносфери і ця роздробленість має впорядкований характер.

Океани і континенти. Проблема походження океанів і континентів є однією з найдавніших серед наук про Землю, причому основною загадкою є виникнення океанів як найменш вивчених глобальних структур. Існуючі уявлення про походження океанів досить детально викладені В.Ю. Хаїном [217].

Для вирішення проблеми походження океанів слід отримати відповіді щонайменше на наведені нижче запитання.

1.Який механізм утворення океанічних западин? Чим пояснюють їх місцезнаходження, форму і розміри?

2.Який механізм утворення структур другого порядку в межах океанів?

3.Які вік океанів і можливі їхні зміни в часі?

4.Які природа земної кори океанічного типу і механізм її формування?

5.У чому полягають подібність і відмінність структуроутворення на континентах і в океанах?

Усі ці запитання з позицій різних тектонічних концепцій пояснюються по-різному. Таке положення можна було б вважати нормальним, якби ці пояснення не призводили до взаємовиключних висновків. Наприклад, якщо виходити з відомих фактів коливання дна океану аж до його підіймання вище рівня моря, то, як підкреслює О.О. Пронін [159], виключається можливість виділення особливого «океанічного» гану кори. Однак у цьому разі виникає потреба пояснення різних геофізичних характеристик земної кори на континентах і в океанах. Якщо ж усе-таки прийняти океанічну кору за новоутворення відповідно до уяшіень прибічників Нової глобальної тектоніки або прибічників Землі, яка помірно розширюється, то напереборною перешкодою стає неможливість пояснення однакових величин щільності теплових потоків крізь ці типи кори, а також відсутність кореляції між материками й океанами та відповідними їм висотами геоїда. Не продовжуватимемо переліку подібних протиріч, лише зазначимо, що порушені вище запитання досить просто пояснюються з позицій Нової ротаційної гіпотези структуроутворення, яку розвиває автор. Розглянемо їх.

1.Схема утворення океанічних западин на типовій континентальній корі багато в чому аналогічна схемі розглянутих вище геосинклінальних западин. Вони виникають у зонах розтягу тек-

1 9 7

тоносфери (див. рис. 61, а) внаслідок опускання блоків по розломах. Різниця полягає лише в масштабі явища. Якщо геосинкліналі є ділянками локального розряджання напруг, то океанічні западини — це результат глобального перекошування поверхні Землі, що захоплює значну її частину розміром порядку (0,25—0,50)я. На фоні цього перекошування, що призводить до опускання великих брил тектоносфери, в океанах так само, як і в межах материків, виявляються локальні розряджання планетарних напруг, їхнім наслідком є виникнення структур типу глибоководних жолобів, супутніх острівних брил і серединно-океанічних хребтів, що ускладнюють структуру океанічних платформ. Місцеположення океанічних западин визначається не фізичними особливостями частини тектоносфери, що деформується, а просторовими особливостями поля планетарних напруг, які є функціями положення осі обертання, напрямку і швидкості її переміщення.

Форма і розміри океанічних западин визначаються тим самим полем планетарних напруг, але в цьому разі істотну роль відіграють системи розломів тектоносфери, які виникли раніше, і напрямок простягання яких може не збігатися з орієнтацією ізоліній поля планетарних напруг. Активуються ті з них, які потребують для цього мінімальної затрати енергії. Детальніше це питання розглянуто в наступному розділі. Тут обмежимось лише одним прикладом — подібністю протилежних берегів Атлантичного океану. Це пояснюється опусканням океанічних блоків вздовж розломів певних систем.

Середня глибина океанічних басейнів значною мірою визначається величиною коефіцієнта стиснення Землі.

2. Утворення глибоководних жолобів із супутніми острівними або материковими брилами і серединно-океанічних хребтів в океанах так само, як і аналогічних їм структур на континентах, відбувається під дією дискретного розряджання того самого поля планетарних напруг. Механізм формування глибоководних жолобів частково описаний вище. Особливості геологічної будови се- рединно-океанічних хребтів поки що вивчено недостатньо. Зрозуміло одне, що у формуванні цих хребтів істотну роль відіграють великі розломи тектоносфери. їхнім континентальним аналогом може бути відома Уральська структурно-фаціальна зона, сформована на основі докембрійських розломів у герцинський час [206].

3. Дані про коливання позначок дна океану в часі [159], занурення континентальних частин під рівень моря і переміщення берегових схилів за рахунок відколювання блоків шельфу [12] свідчить як про несталість глибин океанів, так і їхніх меж. Відсут-

198