28 Тектонический режим, формации и магматизм ортогеосинклинальной стадии

Ортогеосинклинальная стадия четко делится на 3 подстадии: 1) предгеосинклинальную, 2) раннюю и 3) позднюю. Подстадии резко отличаются тектоническим режимом, составом накапливающихся формаций, магматизмом и характером образующихся структур.

Предгеосинклинальная подстадия выражена по-разному в зависимости от того, в какой обстановке закладывается геосинклинальная система - внутри или на окраине континента.

Во внутриконтинентальной обстановке (рис. 5) заложение геосинклинальной системы начинается с образования внутриконтинентального рифта, который проходит в своем развитии 4 стадии: 1) рассеянного рифтинга, 2) концентрированного рифтинга, 3) рассеянного спрединга, 4) концентрированного спрединга. К концу четвертой стадии происходит полный разрыв континентальной коры и ее замещение новообразованной океанской корой, рифт становится межконтинентальным (типа современного Красного моря).

Если расширение рифта на этом остановится, может образоваться внутрикратонная геосинклиналь. Если же расширение будет продолжаться, то возникнет рифтогенный океан типа современной Атлантики. По обе его стороны будут простираться прогибы, заполненные толщами осадков мощностью до 10-15 км, которые подстилаются субконтинентальной рифтовой корой. Примерами могут служить палеозойские Аппалачская или Верхояно-Колымская геосинклинали.

На окраине континентов новые геосинклинальные системы могут возникать двумя способами. Первый способ похож на предыдущий и состоит в заложении рифта, но не внутри, а на окраине континента. Сначала этот рифт развивается как континентальный, а затем превращается в окраинное море либо с утоненной субокеанской корой, либо с настоящей океанской корой. Отделенная окраинным морем пластина континентальной коры образует микроконтинент или срединный массив. Примером может служить образование в конце палеогена – начале неогена Японского моря и погруженной в нем глыбы континентальной коры – подводной возвышенности Ямато.

Второй способ образования окраинно-материковой геосинклинальной системы отличается от первого тем, что геосинклиналь возникает не за счет континента, а за счет океана. При этом на окраине рифтогенного океана образуется вулканическая островная дуга на океанской коре. Дуга зарождается вдоль трансформного разлома, который разделяет блоки литосферы с разной плотностью или мощностью. В результате происходит отделение части океана с океанской корой и образуется окраинное море, но другого типа по сравнению с предыдущим случаем. Примером является возникновение в конце мела Алеутской островной дуги с обособлением в ее тылу впадины Берингова моря.

Итогом предгеосинклинальной стадии во всех трех случаях является создание относительно ограниченного пространства развития океанской коры, новой или реликтовой, которая занимает межконтинентальное или окраинно-континентальное положение. Именно этой коре и отвечает офиолитовая ассоциация, залегающая в основании геосинклинальных комплексов.

Раннегеосинклинальная (океанская или субокеанская) подстадия проходит в условиях преобладающего растяжения геосинклинальной системы. Однако на ее периферии начинают формироваться и действовать главные элементы любой настоящей геосинклинали - зоны субдукции, которые и являются показателем начала собственно геосинклинального процесса. Переход от предгеосинклинальной к раннегеосинклинальной подстадии происходит благодаря преобразованию краевых разломов, ограничивающих геосинклиналь, в сверхглубинные поддвиги. В одних случаях зоны ВЗБ образуются на месте глубинных сбросов, которые разделяют континентальную и океанскую плиты. В других случаях в глубинные поддвиги преобразуются трансформные разломы, которые разделяют разновозрастные океанские плиты с различной плотностью и мощностью литосферы.

В раннегеосинклинальную подстадию в разных частях геосинклинали накапливаются следующие формации.

В эвгеосинклинальной (океанской) части геосинклинальной системы формируется очень типичная кремнисто-вулканогенная ассоциация, тесно связанная с офиолитовым океанским основанием и названная поэтому офиолитовой. Офиолитовая ассоциация включает: 1) вулканогенную кератофир-спилит-диабазовую формацию с повышенной щелочностью и кремнекислотностью, 2) осадочную яшмово-кремнистую формацию (яшмы и кремнистые породы с прослоями песчаников, туфов и глинистых сланцев), 3) интрузии габбро и протрузии гипербазитов третьего (офиолитового) слоя океанской коры, которые прорывают вулканогенно-осадочную толщу.

В мезогеосинклиналях, которые развиваются на утоненной и переработанной континентальной коре, распространена сланцево-диабазовая ассоциация. Она представляет собой сочетание сланцевой осадочной формации со спилит-диабазовой вулканогенной. Интрузивные формации представлены силлами и дайками габбро-диабазов, диабазов, реже плагиогранит-порфиров.

В миогеосинклинальной части системы, в окраинном море, отчлененном от открытого океана, накапливается типичная для этой зоны аспидная формация. Она образуется в области континентального склона и подножия и представлена глинистыми (или аспидными) сланцами и филлитами с пачками сближенных пластов кварцевых или граувакковых песчаников (кварцевых, если снос шел с древней континентальной платформы, или граувакковых, если материал сносился с более древних складчатых систем того же геосинклинального пояса). В сторону шельфа сланцевая формация переходит в песчано-глинистую терригенную формацию, сложенную песчаниками, алевролитами и аргиллитами. На окраине бассейна терригенная формация сменяется паралической угленосной в зонах гумидного климата, а в аридном климате - карбонатно-терригенной или карбонатной формацией (известняки, доломиты, мергели и др.).

Мощность раннегеосинклинальных формаций всех типов обычно очень велика и измеряется многими километрами, иногда более 10 км (сланцевая формация). Вулканогенные формации подвергаются некоторому метаморфизму, обычно зеленосланцевой фации. Из эндогенных полезных ископаемых очень характерны колчеданные месторождения меди и полиметаллов, а также руды марганца и железа (сидериты).

26 ФОРМИРОВАНИЕ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ЗЕМНОЙ КОРЫ В НЕОХРОНЕ

В геологической истории Земли, т.е. начиная с архея, выделяются два этапа, которые резко отличались тектоническим режимом.

Первый этап называется палеохроном. Он продолжался в течение архея и раннего протерозоя от 3,3 млрд. лет до 1,65 млрд. лет назад и характеризовался очень своеобразным тектоническим режимом. Для раннего протерозоя этот режим получил название протоплатформенно-про-тогеосинклинального, а для архейского этапа развития Земли прямых аналогов платформ и геосинклиналей вообще не известно. Считается, что своеобразными "эмбрионами" протоплатформ в архее могли быть гранитно-гнейсовые купола, а аналогами протогеосинклиналей - зеленокаменные пояса.

К концу палеохрона произошла об­щая консолидация земной коры. Ее причиной явилось перемещение в верхние части коры огромных объемов гранитоидных магм, которые образовались при плавлении древнего кристаллического фундамента континентов. Гранитизация коры резко увеличила ее жесткость и почти лишила пластической деформации.

Второй этап развития Земли называется неохроном. Он продолжался от позднего протерозоя до четвертичного периода в течение 1,65 млрд. лет и характеризовался геосинклинально-плат-форменным тектоническим режимом.

Напряжения в земной коре, которые накопились к началу неохрона, разрядились путем расчленения коры на блоки разной величины, ограниченные разрывами. Возникли зоны растяжения и сжатия. В зонах растяжения заложились ранние геосинклинали неохрона и широко проявился магматизм офиолитового состава. Зоны сжатия превратились в поднятия, которые поставляли обломочный материал в геосинклинальные прогибы.

Отличительной особенностью тектонического режима неохрона являлась многоэтапность и полицикличность (т.е. повторяемость) основных событий через каждые 300-150 млн. лет, причем цикличность сочеталась с направленностью развития. Основная направленность развития Земли в неохроне состояла в неуклонном сокращении площадей геосинклинальных поясов и расширении площадей платформ, т.е. в разрастании континентальной коры за счет океанской.

Расширение континентальной коры по площади произошло за счет ее общего утонения. Это привело к важным послед­ствиям. К концу палеозоя площади континентов настолько разрослись, что их экранирующее влияние на вертикальную тепловую конвекцию в мантии привело к накоплению огромных запасов тепла под материками на уровне астеносферы. В результате в начале мезозоя континентальная кора была разорвана вертикальными тепловыми потоками на крупные литосферные плиты.

С юрского времени началось заложение системы срединно-океанических хребтов в океанах и смещение литосферных плит в соответствии с новым планом тепловых потоков в мантии. Перемещение литосферных плит не нарушило течение геосинкли­нально-платформенных процессов, но очень сильно их усложни­ло. Это выразилось в появлении новых типов геосинклиналей, возрастающей роли рифтогенеза, а в регионах сто­лкновения плит - в утолщении земной коры и образовании надвиговых и покровных структур, как в Южном Тянь-Шане и на Памире.

После завершения геосинклинального развития на месте геосинк­линальных областей возникли складчатые области. Некоторые из них вновь вовлекались в геосинклинальное развитие, а другие превращались в кон­солидированные платформы, на которых в дальнейшем формировался чехол осадочных пород.

Цикличность геосинклинально-платформенного тектонического режима выражается в отчетливой повторяемости событий через каждые 300-150 млн. лет.

В настоящее время в неохроне выделяют 7 геотектонических циклов, которые называют также циклами тектогенеза (орогенеза) или тектоно-магматическими циклами:

1. готский – PR₂ (1,65-1,2 млрд. лет);

2. гренвильский (карельский) – PR₂ (1,2-0,8 млрд. лет);

3. байкальский – R₃ – Є₁ (Є₂) – (800-565 млн. лет);

4. каледонский – Є₂ – D₂ – (565-400 млн. лет);

5. герцинский (варисский) – D₃ –Т₁ – (400-210 млн. лет);

раннеальпийский (киммерийский) - Т1 – J1 (210-100 млн. лет); 7) позднеальпийский – J2 – Q (100-0 млн. лет).

В Тихоокеанском сегменте земной коры два последних цикла называются иначе:

6. мезозойский (Тихоокеанский) – Т – К₁;

7. кайнозойский (Камчатский) – К₂ – Q.

В пределах каждого цикла в фанерозое выделяются различные фазы.

В планетарном масштабе рубежи между циклами в разных геосинклинальных поясах являются грубо синхронными. При этом до начала мезозоя геотектонические циклы сменялись одновременно на всех континентах. Однако в мезозое и кайнозое те­ктоническое развитие в Атлантическом и Тихоокеанском сегментах коры происходило не синхронно, а со смещением временных границ. Причем правильной повторяемости и цикличности событий в течение геотектонических этапов не наблюдалось. Причиной этого явилось смещение литосферных плит, которое началось в мезозое, и появление новых региональных структур земной коры. Таким образом, земная кора развивалась путем после­довательной эволюции, которая прерывалась резкими скачками.