Историческая геология / Учебники / ИСТОРИЧЕСКАЯ ГЕОЛОГИЯ

Г л а в а 3 ПРОИСХОЖДЕНИЕ

СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ И ПЛАНЕТЫ ЗЕМЛЯ

ГИПОТЕЗЫ О ПРОИСХОЖДЕНИИ ЗЕМЛИ

Земля - небольшая планета Солнечной системы (средний радиус 6371 км), третья от Солнца, одна из девяти планет, входящих в эту систему.

История Земли тесно связана с происхождением и развитием Солнечной системы - одной из наиболее сложных научных проблем.

Солнечная система входит в крупную галактику Млечный Путь, располагаясь примерно в 2/3 от ее центра. Наша Галактика вместе со спутниковыми Большим и Малым Магеллановыми обла- ками, соседней галактикой Туманность Андромеды и рядом других образует местную группу га- лактик, которых во Вселенной насчитывается до 10 млрд.

Установлено, что галактики "разбегаются" друг от друга и в то же время в разные стороны от некоего центра. В связи с этим одной из самых вероятных сейчас считается гипотеза Большого взрыва, случившегося примерно 20 млрд. лет тому назад. В результате Вселенная начала центро- бежное движение, в ходе которого сформировалось вещество, находившееся первоначально в сверхплотном состоянии. Затем пошел ядерный синтез гелия, дейтерия и т.д. 18-19 млрд. лет на- зад началось образование галактик, 15-16 млрд. лет назад образовались первые звезды как резуль- тат сжатия гигантских скоплений водорода и гелия, их разогревания и начавшегося термоядерного процесса.

Образование Солнечной системы, как и самого Солнца, произошло значительно позже, около 4,6 млрд. лет назад. Такой возраст имеют самые старые каменные метеориты, а также лунные по- роды. Нет однозначного мнения о том, возникли ли Солнце и околосолнечная туманность одно- временно, хотя большинство исследователей считает, что это именно так. Существуют гипотезы,

предполагавшие отрыв вещества будущих планет от уже сформировавшегося Солнца благодаря воздействию постороннего объекта. Такая гипотеза впервые была выдвинута еще Ж.Бюффоном в 1749 г. Он считал возможным столкновение Солнца с кометой (приливная гипотеза). Эту гипотезу развили уже в XX в. Д.Джине и Г.Джефрис, полагавшие, что проходившая вблизи Солнца звезда вырвала своим гравитационным воздействием часть солнечного вещества, из которого и сформи- ровалась туманность, породившая впоследствии планеты. Однако из-за малой вероятности тако- го катастрофического события и некоторых теоретических трудностей эта гипотеза была отверг- нута.

Со времен немецкого философа И.Канта (1775) доминирующим является мнение о существо- вании первично холодной газово-пылевой туманности. Под воздействием гравитационных сил, когда более крупные частицы стали притягивать менее крупные, система пришла в движение, об- разовались сгустки, постепенно превратившиеся в Солнце и планеты.

Французский математик и астроном П.Лаплас (1797) развил и дополнил эту гипотезу, дал ей математическое обоснование. Известно, что все планеты Солнечной системы движутся вокруг Солнца почти в одной плоскости, в одном направлении, по орбитам, близким к круговым. Вокруг оси они также вращаются в одном направлении с Солнцем, за редким исключением (Венера, Уран, некоторые спутники планет-гигантов). П.Лаплас объяснял образование планет постепенным

71

сжатием раскаленной газово-пылевой туманности, в результате которого скорость ее вращения

увеличивалась и под действием самогравитации центробежные силы приводили к выбросу колец вещества в экваториальной плоскости. Эти концентрические кольца продолжали вращаться, а вследствие неравномерного распределения материи в них возникали сгущения - зародыши пла- нет. Окончательное формирование планет происходило при остывании газовых сгустков. Гипотеза Канта - Лапласа получила широкое признание, потому что впервые объяснила происхождение Солнечной системы эволюционным путем с научных, строго математических позиций, используя закон всемирного тяготения И.Ньютона.

Современное представление об образовании Солнечной системы, хотя и базируется на основ- ном постулате гипотезы Канта - Лапласа о первоначальной газово-пылевой туманности, корен- ным образом видоизменилось. Вклад в его формирование внесли многие ученые, в том числе наши соотечественники О.Ю.Шмидт, В.А.Амбарцумян, В.Г.Фесенков и др. Медленно вращающе- еся газовое облако существовало в относительном равновесии с окружающей средой десятки мил- лионов лет. Скорее всего, взрыв близкой сверхновой звезды своей ударной волной мог вызвать коллапс этого облака. Началось более быстрое вращение и сжатие облака, уплотнение централь- ного ядра - будущего Солнца. Возникшие при этом электромагнитные поля своими закрученными магнитными силовыми линиями заставили периферические части уже уплощенного облака вра- щаться гораздо быстрее, чем центральное ядро. Вероятно, этим объясняется распределение мо- мента количества движения, обратно пропорциональное массе Солнца с одной стороны и всех ос- тальных тел Солнечной системы - с другой (для планет - 1/700 массы Солнца и 98% момента ко- личества движения).

Плотное центральное непрозрачное ядро постепенно разогревалось, становилось светящимся объектом. В околосолнечной туманности, поддерживаемой вращением, происходила конденсация вещества. Все больше пылевых частиц накапливались в плоскости эклиптики, соединяясь путем неупругого соударения (аккреции) в гравитационно-связанные комки - планетезимали, зародыши планет (рис. 29, цв. вкл.). Многочисленные кратеры, следы заключительной фазы формирования планет - метеоритной бомбардировки - видны на Луне, Меркурии и других планетах, лишенных атмосферы. Межпланетное пространство почти очистилось от мелких частиц.

Поблизости от молодого Солнца из-за высокой температуры происходило испарение легких веществ, оттеснявшихся к периферии. Сохранялись только жаропрочные металлические и каме- нистые частицы, образовавшие плотные и мелкие внутренние планеты - Меркурий, Венеру, Зем- лю и Марс. Во внешних областях Солнечной системы с относительно низкими температурами концентрировались громадные массы легких веществ - водорода, гелия, аммиака, метана и др. Здесь сформировались планеты-гиганты - Юпитер, Сатурн, Уран и Нептун. Плутон, самая ма- ленькая планета с сильно вытянутой и наклоненной орбитой, первоначально был, скорее всего, спутником Нептуна, отделившимся в результате катаклизма.

Подобные процессы формирования планетных тел из планетезималей повторились при обра зовании спутников планет. v.

Астероиды и кометы представляют собой оставшиеся первичные частицы, не вошедшие в со- став планет (как и кольца Сатурна).

Описанные выше процессы произошли сравнительно быстро, примерно за 100 млн. лет, то есть 4,7-4,6 млрд. лет тому назад.

ЛУННАЯ СТАДИЯ РАЗВИТИЯ ЗЕМЛИ

Планетезимали, образовавшие Землю, под влиянием столкновений друг с другом и гравита- ционных сил расплавлялись, сформировав горячее ядро. Температура в нем поддерживалась и возрастала благодаря радиоактивному распаду тяжелых изотопов, многие из которых сейчас уже

72

прекратили свое существование. На ранних стадиях, скорее всего, наблюдалось полное расплавле- ние Протоземли, благодаря которому произошла гравитационная дифференциация вещества. Тя- желые элементы, преимущественно железо, никель и другие, стягивались к центру, образовав мас- сивное ядро, до сих пор пребывающее в жидком состоянии при температуре примерно 4000° Кальций, кремний, магний и другие более легкие элементы сформировали мантию, самая верхняя часть которой - "шлаковая корочка" - составляет земную кору. Мощность ее настолько мала отно- сительно других геосфер, что сравнима с толщиной почтовой марки, наклеенной на футбольный мяч.

Существует также гипотеза гетерогенной аккреции (Э.В.Соботович, А.П.Виноградов, А.Рин- гвуд и др.), согласно которой дифференциация вещества шла параллельно с аккрецией планетези- малей, то есть образующиеся в результате конденсации газово-пылевой туманности при пониже- нии температуры железные планетезимали сразу формировали ядро Земли, а позже за ними сле- довали каменные частицы алюмосиликатного состава, формировавшие мантию.

В расплавленном ядре, как и в мантии, где тоже имеются обширные участки находящегося в жидкой среде вещества, постоянно возникают конвективные потоки, связанные с перераспределе- нием плотности. Подобные токи во внешней мантии сказываются и на тонкой корочке земной коры, растрескивая ее, проплавляя, растаскивая осколки в разные стороны.

Первые примерно полмиллиарда лет, прошедшие со времени формирования Земли до образо- вания первичных горных пород (-4,5-4,0 млрд. лет), иногда называют лунной стадией. Представ- ления о ней могут основываться, пожалуй, только на сравнении с Луной, где благодаря отсут- ствию атмосферы сохранились следы этой самой ранней стадии развития, общей для обеих пла- нет. В это время во внешних оболочках Земли должно было накопиться достаточно большое коли- чество радиоактивных элементов, что привело к разогреванию протокоры. Продолжающиеся ин- тенсивные столкновения с более мелкими планетезималями - "метеоритная бомбардировка" - могли привести к взламыванию тонкой внешней оболочки и появлению обширных "озер" и даже "морей" расплавленной магмы (скорее всего базальтового состава), в особенности на ранних эта- пах лунной стадии. Покрытая кратерами разных размеров поверхность Земли сильно напоминала современную поверхность Луны, тем более что атмосфера еще не была окончательно сформиро- вана.

На тепловой режим Земли влияли такие процессы, как радиоактивный распад, продолжаю- щаяся гравитационная дифференциация, а также приливно-отливные взаимодействия в системе Земля - Луна.

Освобождающиеся путем дегазации мантии в ходе магматических процессов летучие элемен- ты - газы и водяной пар - образовали атмосферу Земли. Первоначальная атмосфера была весьма горячая (несколько сотен градусов), плотная и насыщенная водяным паром, углекислым газом» аммиаком, метаном; в ней практически отсутствовал свободный кислород. Очень похожа на пре- жнюю атмосферу Земли современная атмосфера Венеры. Вода в такой атмосфере могла суще- ствовать лишь в газообразной фазе, а жидкая начала образовываться только при достаточном для этого остывании атмосферы и земной поверхности ниже 100°С. Началось сгущение водяных па- ров, и этот первичный ливень длился многие тысячи лет. В результате сформировалась гидросфе- ра, началось разрушение горных пород под действием воды, стали образовываться осадочные по- роды. Эти события и завершили догеологический этап, этап формирования Земли как планеты. С этого времени стало возможным расшифровывать историю Земли, опираясь на геологические до- кументы. Начался архейский акрон (примерно 4,0 млрд. лет назад), сменившийся протерозойским акроном (2,5-2,6 млрд. лет) в развитии земной коры (см. далее).

73

Глава 4

ГЛАВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Земная кора по латерали подразделяется на континентальную и океаническую; в зонах пере- хода от континента к океану существует кора переходного (промежуточного) типа. Оба главных типа коры имеют принципиально различное строение (рис. 30)

В разрезе континентальной коры различаются три геофизических "слоя" (сверху вниз): 1. "Осадочный" - неконсолидированная толща, горизонтально или полого залегающие неме- таморфизованные осадочные и вулканогенные породы, в основном фанерозойского, а местами и позднепротерозойского возраста. Скорости прохождения продольных сейсмических волн от 2 до 5 км/с. Плотность пород 2,23-2,65 г/см3. Мощность слоя от 0 до 5-10 км, местами до 15-25 км. На 40% рассматриваемой территории (континентальной коры) этот слой отсутствует.

Рис. 30. Строение земной коры материков и океанов / - вода; 2 - осадочные породы; 3 - гранитно-метаморфический слой; 4 - базальтовый слой; 5 - мантия Земли (М - поверхность Мохоровичича); 6 - участки мантии, сложенные породами повышенной плотности; 7 - участки мантии, сложенные породами пониженной плотности; 8 - глубинные разломы; 9 - вулканический конус и магматический канал (заимствовано у Г.И.Немкова и др., 1986)

2. "Гранитный" или гранитно-метаморфический слой (в некоторых работах прежних лет его еще называют "сиалическим" по главным составляющим химическим элементам: Si, A1). Назва- ние "гранитный" слой достаточно условное, поскольку он состоит не целиком из гранита, а из раз- личных кислых и средних магматических, а также метаморфических пород разного состава. Но все-таки наиболее характерные породы здесь - гранитоиды. Скорость сейсмических волн в этом слое составляет 5,6-6,3 км/с, плотность пород 2,65-2,75 г/см3. Толщина гранитного слоя меняется, подчиняясь определенным закономерностям строения тех или иных структурных элементов. Наи- большей толщины гранитный слой достигает под современными горными сооружениями, возник- шими на месте существовавших в прежние геологические периоды бассейнов осадконакопления, заполненных мощными толщами осадков, а затем испытавших пликативные и дизъюнктивные дислокации и общее поднятие. Это складчатые, или орогенные, зоны, являющиеся результатом заключительных этапов развития геосинклиналей, понятие о которых будет дано ниже. Примерами таких зон могут служить наиболее высокие горные хребты современности: Гималаи, Анды, Кав-

74

каз и др. Таким образом, под складчатыми сооружениями наблюдается наибольшее утолщение земной коры, в основном за счет гранитного слоя, образуя своеобразные "корни". В составе океа- нической коры гранитный слой отсутствует.

3. "Базальтовый" слой расположен ниже гранитного и, в отличие от него, является сплошным, то есть присутствует и под континентами, и под океанами. Базальтовый слой назван так по преоб- ладающей породе - базальту (синонимом является устаревший термин "симатическая", или "сими- ческая", оболочка, по преобладанию элементов Si и Mg). Базальт здесь тоже не единственная поро- да; самые нижние участки по составу соответствуют базито-гранулитам, эклогитам. Скорость рас- пространения сейсмических волн в этом слое возрастает с глубиной от 6,6 до 7,2 км/с, плотность пород 2,90-2,95 г/см3. Мощность базальтового слоя под океанами в среднем 10 км. Ниже этого слоя как под континентами, так и под океанами, за разделом Мохоровичича, начинается мантия.

Средняя мощность континентальной коры 35 км, максимальная под горными сооружениями - до 70-75 км. Мощность океанической коры составляет 5-15 км.

ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ

Орогенные области (складчатые пояса) и платформы представляют главнейшие элементы со- временной структуры континентов. Они сформировались в результате длительного геологического развития соответствующих участков земной коры, начавшегося с заложения геосинклинальных по- ясов. Для складчатых поясов характерны линейность их контуров, громадная мощность накопив- шихся отложений (до 15-25 км), выдержанность состава и мощности этих отложений по простира- нию складчатой области, наличие своеобразных формаций: флишевой, молассовой и др.; интен- сивный эффузивный и интрузивный магматизм (особенно - гранитные интрузии в форме батоли- тов); интенсивная складчатость, обилие разломов, в том числе надвигов, указывающих на господ- ство процессов сжатия; для докембрийских складчатых областей - сильный региональный мета- морфизм. Складчатые пояса возникли на месте тектонически активных геосинклинальных поясов,

ПОНЯТИЕ О ГЕОСИНКЛИНАЛЯХ

Геосинклиналь является важнейшим понятием геотектоники. Представления, составившие основу учения о геосинклиналях, были высказаны в 1857-1859 гг. американским геологом Дж.Холлом, а сам этот термин был введён в науку американским ученым Дж.Дэна в 1873 году. В первоначальном понимании, геосинклинали - это сравнительно узкие, протяженные, подвижные участки земной коры, вытянутые по краям платформ или между платформами и характеризующи- еся на первом этапе значительным растяжением, погружением земной коры и мощным осадкона- коплением; на втором этапе (гораздо более кратковременном) - преобладанием сжатия, складчато- стью, разнообразной магматической деятельностью и поднятием вначале срединных участков, а затем и всей области с образованием горной страны. Эти процессы сопровождаются складчатыми и разрывными деформациями, а также метаморфизмом пород. В.Е.Хаин (1973) дает такое опреде-

ление геосинклинали: "геосинклинали (геосинклинальные пояса) это зоны высокой подвижности, значительной расчлененности и повышенной проницаемости земной коры, характеризующиеся на ранних этапах своего развития преобладанием интенсивных погружений, а на заключитель- ных - интенсивных поднятий, сопровождаемых складчато-надвиговыми деформациями ". По Д.В.Наливкину, "геосинклиналь - это область накопления осадков, впоследствии превращающих- ся в складчатые горы".

Крупнейшие, глобальной протяженности участки земной коры геосинклинального строения называются геосинклинальными (подвижными) поясами; соподчиненные крупные подразделения - геосинклинальными областями, а входящие в их состав более мелкие участки, отличающиеся некоторыми особенностями своего строения и развития, представляют собственно геосинклинали.

По В.Е.Хаину, геосинклинальный пояс - подвижный и проницаемый тектонический эле- мент литосферы, для которого характерны наборы определенных литологических формаций, зако-

75

номерная направленность магматических явлений, интенсивная дислоцированность и часто глу- бокий метаморфизм осадков и вулканитов. В современном понимании "геосинклинальный пояс - это один из типов подвижных поясов Земли, возникающий на границах крупных литосферных плит (океанических и континентальных) или в результате рифтообразования и расщепления кон- тинентальных плит; развивается соответственно на океанической и (или) утоненной и перерабо- танной континентальной коре; длительно служит местом интенсивного накопления осадочных и вулканических толщ в морских, часто глубоководных, затем островодужных и мелководных усло- виях. В конечном счете, геосинклинальный пояс испытывает интенсивные тектонические дефор- мации, региональный метаморфизм и гранитизацию с превращением в складчато-надвиговые гор- ные сооружения с мощной континентальной корой, разделенные межгорными и окаймленные предгорными (краевыми, передовыми) прогибами" (Горная энциклопедия, том 1, 1984, с. 555).

Процессы поднятия земной коры, внедрения крупных масс кислых интрузий наиболее интен- сивно проявляются в центральной части геосинклинали, которую Г.Штилле назвал эвгеосинклина- лью. По краям геосинклинальной области расположены миогеосинклинали, содержагцие гораздо меньше эффузивных толщ, а также интрузивных массивов и сложенные в целом более молодыми породами.

Геосинклиналь переживает в своем развитии несколько стадий (рис. 31). По Э.Краусу, В.В.Белоусову и В.Е.Хаину, различаются два этапа развития геосинклинали: собственно геосинк- линальный и орогенный. В первом, собственно геосинклинальном, этапе две стадии: 1) начального погружения и 2) предорогенная. Во втором этапе также две стадии: 3) раннеорогенная и 4) соб- ственно орогенная.

Первый этап, согласно взглядам В.В.Белоусова (1962), начинается с заложения на континен- тальной или океанической коре ряда обширных частных прогибов, которые вскоре расчлененяют- ся на несколько более узких интрагеосинклиналей и интрагеоантиклиналей (лат. "интра" - внут- ри) - волновых прогибов, сохраняющихся в течение всего цикла развития геосинклинали. В тече- ние первого этапа преобладают опускания. Это выражается в том, что интрагеосинклинали посте- пенно и неравномерно расширяются за счет разделяющих их интрагеоантиклиналей, а на перифе- рии геосинклинали - за счет края соседней платформы.

Первая стадия - растяжения земной коры и начального погружения. Геосинклинальная

(интрагеосинклинальная) область погружается по ступенеобразным разломам на глубину до деся- ти или более километров. Погружение сопровождается формированием нижней терригенной формации', эффузивным магматизмом (офиолитовая, спилито-кератофировая и диабазовая фор-

мации), который представляет из себя проявление начального вулканизма в эвгеосинклиналях. Ча- сто спилито-кератофировая формация сопровождается кремнистыми породами яшмовой форма- ции (радиоляриты, диатомиты и др.). В миогеосинклиналях в это время происходит накопление мощных толщ морских песчано-глинистых осадков (сланцево-граувакковая и аспидная форма- ции). На окраине прилегающей платформенной суши аспидная формация нередко замещается па- ралической угленосной формацией.

Снос материала осуществляется с окружающих возвышенных участков. Мощность осадоч- ных пород может достигать 5-10 и более километров. Таким образом, процессы прогибания и на- копления осадков уравновешиваются.

Вторая стадия - предорогенная. При переходе от первой стадии ко второй происходит пере- распределение зон поднятия и опускания. Центрами такого перераспределения являются интраге- осинклинали. В них образуются новые, как бы вторичные поднятия, которые В.В.Белоусов назвал центральными поднятиями. Каждое такое центральное поднятие разделяет интрагеосинклиналь

* Формация, по В.Е.Хаину, - закономерное и естественное сочетание горных пород - магматических, осадоч- ных, метаморфических, связанных общностью условий своего образования, т.е. возникших в сходной физико-геогра- фической и тектонической (геодинамической) обстановке.

76

геосинклинали, трансгрессирует на платформу, прежде всего ее перикратонные прогибы, и сре- динные массивы. Появляются пликативные дислокации, внедряются первые интрузии. Среди осадков типичны тонкоритмичные терригенно-карбонатные отложения флишевой формации. От- личительную особенность этой формации составляет тонкая и правильная ритмичность ее сложе- ния с преобладанием пелитовых пород (глины, аргиллиты, мергели, пелитоморфные известняки)

иобязательным присутствием алевролитов или песчаников, а иногда и более грубообломочных пород. Флишевая формация может встречаться как в мио-, так и в эвгеосинклиналях, однако в последних она появляется значительно раньше. Среди магматических формаций на смену спили- то-кератофировой приходят породы порфиритовой (андезитовой) формации. Трещинный вулка- низм в значительной степени замещается центральным. Преобладают по-прежнему подводные из- лияния, но временами вулканические постройки поднимаются над уровнем моря, образуя острова

иостровные дуги. Трансгрессия моря приводит к отдалению берегов материковой суши от гео- синклинального бассейна и резкому уменьшению количества обломочного материала. Следствием этого является широкое распространение карбонатных пород известняковой формации, развитой в краевых (миогеосинклинальных) частях. Разновидностью ее является рифогенная субформация.

В завершение этой стадии происходит широкомасштабное внедрение гранитоидных батолитов (гранитоидная формация) в среднюю часть геосинклинали, сопровождающееся общим ее возды- манием или общей инверсией.

Второй - орогенный - этап характеризуется преобладанием горизонтальных и импульсивных восходящих вертикальных движений, приводящих к формированию горноскладчатых (ороген- ных) зон. В составе этапа выделяют раннеорогенную и собственно орогенную стадии.

Третья стадия - раннеорогенная - отличается сокращением областей аккумуляции осадков в геосинклинали за счет разрастания поднятий. Воздымание продолжается, но осадки во впадинах исключительно терригенные (нижняя молассовая формация) - глины, алевролиты, песчаники. Наряду с морской нижней молассой, отлагавшейся в наиболее погруженных участках раннеоро- генных прогибов, на других их участках (эвгеосинклинальных), вследствие нарастания поднятий, утрачивающих связь с открытым морем, происходит образование лагунных нижних моласс. В за- висимости от климатических условий лагунные молассы бывают двух разновидностей: в гумид- ных зонах угленосные (как паралические, так и лимнические), в аридных - соленосные. Морской нижней молассе нередко подчинены крупные залежи нефти и газа (Предкавказье). Происходят ин- тенсивные пликативные дислокации. Эффузивный вулканизм ослабевает и выражен локальными наземными излияниями щелочного состава; продолжается образование гранитоидных интрузий. Поднятие с внутренних частей разрастается к периферии. Возникают межгорные прогибы, море мелеет и также оттесняется к краям.

Четвертая стадия — собственно орогенная — скорость восходящих движений превышает скорость денудации, формируется настоящий горный рельеф. В межгорных прогибах образуется верхняя молассовая формация, существенно континентальная (в отличие от нижней молассовой формации), с преобладанием мощных толщ конгломератов, которые могут чередоваться с песча- никами, песчанистыми глинами. Эти песчаники являются прекрасными коллекторами нефти и газа. Воздымание горного сооружения сопровождается раскалыванием его сводовой части и ин- тенсивным проявлением конечного вулканизма порфировой формации, отличающейся значитель- ным разнообразием состава - от базальтов и андезибазальтов через андезиты, дациты до риолитов

итрахитов. В эвгеосинклиналях наблюдается оживление интрузивной деятельности (формация кислых и щелочных гранитоидов). Происходит общее сводовое поднятие всей области, горообра- зование. По краям поднятий формируются предгорные прогибы, в которые может проникать мел- кое море. На поднятых участках образуются высокогорные сводообразные плато (Тибет, восточ- ный Памир). Геосинклиналь переходит в складчатую зону. Слои осадочных пород интенсивно дислоцированы, магматическая деятельность проявляется во всех формах. Рельеф контрастен (Ги-

78

малаи, Анды, Альпы, Кавказ и т.п.). Мощность слагающих пород достигает нескольких километ- ров (в Альпах мезозойские отложения имеют мощность около 8 км, на Кавказе юрские отложения достигают 10 км); преобладают морские фации.

Итак, в результате последовательной смены различных стадий на месте геосинклинали воз- никают горноскладчатые сооружения, выраженные в рельефе горными хребтами, разделенными межгорными впадинами. Такова идеальная схема развития геосинклинали - в соответствие с ней происходило развитие Центрального Казахстана, Урала, Кавказа, Альп, Копет-Дага, Памира и т.д.

Конечным итогом геосинклинального этапа является формирование континентальной коры с базальтовым, гранитным и осадочным слоями.

СКЛАДЧАТЫЕ ОБЛАСТИ (ОРОГЕНЫ)

В первоначальном понимании ороген - это геосинклиналь на завершающем этапе своего раз- вития. В последние годы понимание этого термина расширилось. К орогенам стали относить лю- бые горные области как на континентах, так и на дне океанов. Это требует выделения орогенов в самостоятельный класс структур литосферы (рис. 32).

Рис. 32. Структурные элементы орогенной области А - горное поднятие (мегантиклинорий); Б - межгорная впадина; В - краевой прогиб, 1 ~ молассы; 2 - вулка-

нические покровы; 3 - складчатый геосинклинальный комплекс; 4-5 ~ срединный массив (4 - чехол, 5 - фун- дамент); 6-7 ' - платформа (6 - чехол, 7 - фундамент); 8 - разломы (заимствовано у Г.И.Немкова и др., 1986)

Геологическая природа орогенов различна, но общими являются относительно высокая тек- тоническая подвижность и расчлененный высокогорный рельеф.

Отрицательными формами орогенных областей являются межгорные и предгорные впадины, представленные двумя разновидностями: крупными изометричными, часто овальными впадинами - наложенными мульдами - и узкими унаследованными синклинориями, заполненными молассой. Впадины орогенных областей, расположенные перед фронтом горно-складчатых сооруженй вдоль границы со смежной платформой, называют предгорными прогибами. В роли положительных структур орогенных областей выступают горные поднятия, разделяющие молассовые межгорные впадины. Внутренняя структура горных поднятий соответствует понятию мегантиклинория, или горст-мегантиклинория. Мегантиклинорий состоит из нескольких антиклинориев, которые име- ют в целом антиклинальное строение и осложнены складками многих порядков. В ядре залегают более древние породы, чем на крыльях. В пределах мегантиклинориев нередко выделяются мно- гочисленные мелкие грабены, отдельные горсты, а также пологие вулканоплутонические проса- дочные прогибы. Покровы лав образуют своеобразные вулканические "щиты ", сплошным панци- рем перекрывающие горные поднятия. В отличие от антиклинориев в синклинориях выражена в целом синклинальная структура и в ядре залегают более молодые породы, чем на крыльях. Сово- куцнасть синклинориев называется мегасинклинорием.

79

В орогенных областях важная роль принадлежит глубинным разломам - крупным разрывным нарушениям, нередко достигающим верхней мантии.

Особый тип структур составляют зоны офиолитового меланжа, рассматриваемые в качестве "рубцов", возникших на месте замкнувшихся крупных прогибов с океанической корой, а также вдоль границ интрагеосинклиналей и интрагеоантиклиналей. Формируются в срединно-океани- ческих хребтах, незрелых островных дугах, задуговых бассейнах. Реликты древней океанической коры в офиолитовых зонах выведены на поверхность в виде "пестрой смеси" пород мантии, ба- зальтового слоя и глубоководных океанических осадков. Офиолитовая ассоциация включает ульт- раосновные, основные магматические, а также в меньшем количестве осадочные породы. Разрез офиолитов снизу вверх представляется следующим (Борукаев, 1999): 1) гарцбургиты, лерцолиты, дуниты, выше пироксеновые габбро и амфиболиты; 2) пироксениты, полосчатые габбро; 3) диаба- зовые параллельные дайки, выше толеитовые базальтовые пиллоу-лавы; 4) кремнистые (в мень- шем количестве карбонатные) осадки.

Многие палеозойские и более древние складчатые области в течение мезозоя испытали глу- бокую денудацию и были пенепленизированы. Однако на неотектоническом этапе, начавшемся в неогене, они вновь претерпели тектоническую активизацию, проявившуюся в сводово-глыбовых поднятиях и создании современного горного рельефа. Такая вторичная тектоническая активизация называется дейтероорогенезом (вторичным орогенезом). Примерами являются Тянь-Шань, Ал- тае-Саянская складчатая область и др.

К океаническим орогенам относятся срединно-океанические хребты (см. ниже).

ПЛАТФОРМЫ

Горноскладчатые области испытывают воздействие эрозии и денудации, что приводит к ниве- лировке рельефа и формированию полого-всхолмленной равнины - пенеплена. Возникшая конти- нентальная кора приобретает жесткость в результате глубокого метаморфизма и гранитизации. Проявляются вертикальные движения, которые фиксируются плавными пликативными дислока- циями осадочных пород. С этого момента литосфера вступает в новый этап своего развития - платформенный. Платформа (по В.Е.Хаину) - это относительно устойчивый, консолидирован- ный складчатостью, метаморфизмом и интрузиями крупный участок литосферы изометрических очертаний.

Для платформ характерны изометричность границ, как правило, небольшая амплитуда вертикаль- ных движений, относительно выровненный рельеф, сравнительно небольшая мощность осадков (2-3 км), мелководные (неритовые) фации, редкое проявление магматизма - траппового и щелочного, отсутствие или слабое проявление метаморфизма (например, глины преобразуются в аргиллиты), на большом протяжении горизонтальное или слабо наклонное залегание осадочных пород. Выделяют 2 типа платформ: 1) Континентальные платформы или кратоны. Кора этих платформ соответствует стандарту континентальной коры и характеризуется слабым изменением мощности от 35 до 55 км, в среднем 40 км. 2) Океанические платформы или талассократоны (см. ниже).

Платформы имеют двухъярусное строение. Нижний структурный ярус (этаж) образован в геосинклинальную и орогенную предысторию и получил название фундамента. Фундамент пред- ставлен как интрузивными породами - гранитами и др., - так и сложноскладчатыми, метаморфи- зованными породами - гнейсами, амфиболитами, кристаллическими сланцами и т.д. На древних платформах складчатый фундамент соответствует гранито-гнейсовому слою земной коры и назы- вается кристаллическим. Молодые платформы имеют складчатый фундамент.

Фундамент несогласно перекрывается горизонтально или полого залегающими осадоч- ными толщами, образующими платформенный (осадочный) чехол. Формирование его проис- ходило на платформенном этапе развития. Чехол - обычно осадочные породы, реже с просло- ями эффузивных образований. Породы практически не метаморфизованы и относительно ела-

80