книги / Региональная геология России (краткий курс)

мах они входят в состав фундамента, образуя наиболее древние его блоки.

По степени развития магматизма геосинклинали разделяются на два типа: эвгеосинклинали (полные, настоящие геосинклинали) и миогеосинклинали (не настоящие геосинклинали, полугеосинклинали). Эвгеосинклинали закладывались над глубинными разломами, занимая внутренние по отношению к океану зоны подвижного пояса, отличавшиеся особенно активным магматизмом, интенсивной складчатостью и мощным метаморфизмом. В их пределах накапливались глубоководные морские осадки, здесь же в первую очередь проявлялись горообразовательные процессы.

Миогеосинклинали закладывались на коре континентального типа в окраинных (приплатформенных) зонах геосинклинальных областей и характеризовались интенсивным, преимущественно терригенным осадконакоплением, практически отсутствием магматических образований и слабым метаморфизмом и вулканизмом или даже их полным отсутствием. Тектонотипом эвгеосинклинальной зоны является Восточный Урал, а миогеосинклинальной – Западный Урал.

Океаническая кора в основании эвгеосинклинальных зон может быть как древней, так и новообразованной, сформировавшейся при раскалывании и раздвиге континентальных массивов.

Дальнейшее развитие эвгеосинклиналей приводило к постепенному поддвигу океанической плиты в зонах глубоководных желобов и островных дуг под континент и заканчивалось закрытием океанов с образованием сложно построенных гор-

но-складчатых областей – эпигеосинклинальных орогенных поясов. Они обладают, как правило, повышенной сейсмической активностью и вулканизмом. Для них характерно увеличение мощности земной коры до 60–75 км, главным образом за счет гранитного слоя. Наиболее типичными эпигеосинклинальными орогенами являются горно-складчатые области альпийского возраста: Альпы, Кавказ, Карпаты, Памир, Гималаи, территория Камчатки и др.

Орогенный этап эволюции подвижных поясов заключается в том, что вначале перед фронтом растущих поднятий фор-

31

мируются передовые прогибы, в которых накапливаются мощные толщи тонкообломочных пород с угленосными и соленосными толщами – тонкие молассы. В заключительную стадию горное сооружение растет быстрее, а передовые прогибы как бы «накатываются», смещаются в сторону платформы и заполняются грубообломочной молассой. В самих горных сооружениях возникают межгорные впадины. Для орогенного этапа характерен наземный андезитовый вулканизм и образование

краевых вулканических поясов, маркирующих крупные глубин-

ные разломы земной коры.

Вулканические пояса контролируются глубинными разломами и обычно закладываются на границе между складчатыми областями разного возраста. Они характеризуются субсеквентным магматизмом и глыбовой тектоникой. В их строении главную роль играют мощные серии вулканитов, перемежающиеся с молассами. Примерами вулканических поясов могут служить Охотско-Чукотский и Восточно-Сихотэ-Алинский пояса.

Период развития геосинклинальной области от ее возникновения до превращения в горноскладчатую область называет-

ся тектоническим (тектономагматическим) циклом.

Таким образом, геосинклинальный процесс в новой интерпретации, с учетом достижений новой плитной тектоники,

рассматривается как направленное развитие от океанической коры к континентальной.

Континенты. В их пределах находятся стабильные облас-

ти – эпиплатформенные орогенные пояса (приставка «эпи» оз-

начает «после» – послеплатформенные и т.д.) и платформы. Принципиальным отличием эпиплатформенных орогенов

от эпигеосинклинальных является их образование на месте платформы, а не на месте геосинклинального прогиба. Интенсивные восходящие движения приводят к расколу жесткого фундамента платформы и поднятию отдельных его блоков. Образуется горно-складчатая область, по своему тектоническому строению мало отличающаяся от эпигеосинклинального орогена. Подобные структуры литосферы обычно называют областями эпиплатформенной или постплатформенной текто-

номагматической активизации (В.В. Белоусов), а сам процесс

32

дейтероорогенезом (повторным орогенезом). Примером их являются Тянь-Шань, Алтай, Саяны, Тибет и другие регионы. Местами активизация проявлялась вдоль древних швов (например, Урал) или над центрами подъема из мантии (астеносферы) восходящих магматических струй (плато Путорана в Восточной Сибири).

Основными структурами континентальных орогенов являются антиклинории и синклинории.

Антиклинорий – сложная складчатая структура антиклинального строения, выраженная в рельефе горным хребтом, в ядре которого располагаются более древние породы, чем на крыльях. Группа антиклинориев составляет мегантилинорий (например, Большой Кавказ, Урал).

Синклинорий – сложная складчатая структура синклинального строения. В рельефе может быть выражен понижением или горным хребтом, но в ядре располагаются обязательно более молодые породы, чем на крыльях. Синклинории могут образовывать межгорные впадины. Совокупность синклинори-

ев называется мегасинклинорием.

Наряду с названными основными структурами в пределах горно-складчатых областей выделяют также древние глыбы,

краевые массивы, краевые (тыльные) прогибы, наложенные впадины. Эти элементы в строении горно-складчатых областей присутствуют не всегда, придавая специфику той или иной области. Широко развиты в этих областях надвиги и шарьяжи.

Краевой прогиб возникает при соприкосновении участка платформы с геосинклинальной системой и так же, как и вулканический пояс, контролируется глубинными разломами. Он представляет собой линейную зону погружения протяженностью до нескольких сотен (тысяч) километров при ширине 50–100 км. Прогиб заполняется осадками за счет разрушения новообразованной горной страны. Фундамент в пределах краевых прогибов обычно опущен до 10–15 км. Краевые прогибы отличаются резкой асимметричностью поперечного сечения. Та часть прогиба, которая развивается на платформе, носит название внешней зоны, а часть, прилегающая к складчатой области, называется внутренней зоной. Во внешней зоне развиты маломощные толщи осадков, а во внутренней – близкие по

33

мощности к геосинклинальным. Для краевых прогибов характерны определенные формации осадочных пород: флишеподобные молассы, барьерные рифы, угленосные, соленосные

иконтинентальные молассы. В них широко развиты месторождения нефти, угля, солей.

Стечением времени рост горных сооружений замедляется, и денудация, ведущим элементом которой является речная эрозия, постепенно берет верх над поднятием. Горы начинают разрушаться, снижаться, превращаясь в мелкосопочник, а затем и в денудационную равнину. Мощность коры уменьшается за счет ее срезания сверху, по мере чего поверхность Мохоровичича поднимается и выравнивается, корни гор исчезают вместе с самими горами. На месте орогена возникает платформа. Охлаждение коры ведет к ее погружению, и поверх денудированного складчатого фундамента начинает накапливаться платформенный чехол.

Платформенные области противопоставляются геосинклиналям в качестве более устойчивых, консолидированных складчатостью, метаморфизмом и интрузиями крупных участков литосферы. Платформы отличаются изометричностью (полигональностью) границ, слабым расчленением на области поднятий и погружений, меньшими амплитудами колебательных движений и относительно небольшими мощностями накопленных осадков (в среднем 2–3 км), меньшим и качественно иным развитием магматических процессов, чем геосинклинальные области. Геоморфологически платформы представляют собой равнины высотой до 500, реже до 1000 м.

Классификация континентальных платформ производится обычно по времени их образования. Различают древние платформы, или кратоны (от греческого «кратос» – крепкое), сложившиеся уже в первой половине протерозоя (эпикарельские),

имолодые платформы, или квазикратоны, возникшие позже

(эпибайкальские, эпикаледонские, эпигерцинские, эпимезозойские). Древние платформы образуют как бы древнейшие ядра материков, которые в ходе геологической истории «обрастали» более молодыми складчатыми сооружениями. Благодаря глубинным разломам древние платформы резко очерчены в плане. Поверхность раздела между фундаментом и чехлом выражена

34

чрезвычайно резко. Это поверхность крупнейшего углового и азимутального несогласий, а также крупного стратиграфического перерыва.

Молодые платформы в отличие от древних какое-то время сохраняют некоторую подвижность. Фундамент их менее жесткий, поверхность раздела между фундаментом и чехлом менее четкая, стратиграфический перерыв меньше, вертикальные движения с относительно большей амплитудой.

Одной из характерных черт платформ является наличие в их строении двух структурных этажей, или ярусов: складча-

того фундамента (цоколя) и осадочного чехла.

Фундамент платформ сложен складчатыми и метаморфизованными осадочными и вулканогенными породами, пронизанными интрузиями. Осадочный чехол представлен различными, полого залегающими, слабо метаморфизованными или вовсе неметаморфизованными и слабо дислоцированными породами. Наиболее типичные платформенные формации: угле-

носно-боксито-железистая, нефтегазоносная, глауконитофосфоритовая, кварцево-песчаная, каолинит-песчаная, меловая, опоковая, галогенная и др. Для осадочного чехла плат-

форм характерны месторождения углей, нефти, газа, бокситов, солей.

При общем очень пологом, спокойном залегании осадочного чехла на платформах тем не менее выявляется серия положительных и отрицательных структурных элементов, отличающихся формами, размерами и режимом тектонических движений.

Щиты – участки платформ, сложенные докембрийским складчатым фундаментом, выходящим непосредственно на дневную поверхность, характеризующиеся длительным воздыманием и отсутствием осадочного чехла. Участки выходов на поверхность складчатого докембрия, сложенные исключитель-

но археем, можно называть кристаллическими массивами. Ха-

рактерной особенностью щитов являются их значительные размеры, поэтому небольшие выходы докембрия лучше именовать не щитами, а выступами фундамента.

Плиты – обширные опущенные участки платформ, перекрытые осадочным чехлом различной мощности. В пределах

35

плит выделяются антеклизы и синеклизы – структуры первого порядка.

Антеклизы – поднятия, соответствующие областям относительно неглубокого погружения фундамента, перекрытые маломощным, полого залегающим осадочным чехлом. Некоторые антеклизы имеют сложное внутреннее строение, и тогда осложняющие их крупные куполовидные структуры обычно называют сводами. Своды могут представлять собой и самостоятельные структурные формы, особенно часто в пределах молодых платформ.

Выделяется еще один тип платформенных структур, обозначаемых нейтральным термином – поднятия. Для них характерны вытянутость очертаний, отсутствие или слабое развитие кристаллических докембрийских пород на поверхности, довольно интенсивные дислокации на крыльях. Все это исключает возможность отнесения их как к антеклизам, так и к щитам.

Синеклизы – впадины, соответствующие областям глубокого погружения фундамента, заполненные мощной толщей осадочных пород. Для них характерны обширность размеров, изометричность очертаний, пологое залегание пород в крыльях. Особое место среди синеклиз занимают краевые синеклизы (батисинеклизы, экзосинеклизы), располагающиеся на периферии плиты.

Авлакогены (с греческого – «бороздой рожденные», впервые выделены Н.С. Шатским) – узкие, протяженные и довольно глубокие структуры грабенообразного строения, заложенные над глубинными разломами, заполненные континентальными терригенными, реже морскими карбонатными отложениями. На молодых платформах им соответствуют

тафрогены.

Перикратонные опускания – обширные части (длиной до

1000 км) резкого погружения фундамента платформы. Внутри этих прогибов породы иногда значительно дислоцированы с образованием линейных складчатых структур.

Прогибы и впадины – платформенные отрицательные структуры со сравнительно сложным внутренним строением, осложняющие антеклизы и синеклизы; могут существовать и самостоятельно.

36

Моноклинали – крупные структуры, в которых слои наклонены в одну сторону.

Своеобразными положительными структурами являются седловины, разделяющие синеклизы и впадины и одновременно служащие перемычками между антеклизами и поднятиями.

Структуры первого порядка осложнены более мелкими структурными формами – валами, котловинами, куполами, мульдами, опусканиями, флексурами, структурными уступами

и др., являющимися терминами свободного пользования. Принадлежностью как подвижных, так и устойчивых

структур земной коры, литосферы и тектоносферы являются глубинные разломы. Они обусловливают их блоковое строение и во многом определяют строение и историю геологического развития геосинклинальных областей и платформ.

Глубинные разломы определяются по ряду геологических, магматических, геоморфологических, геофизических, геохимических и других признаков. Для них характерны: большая протяженность (сотни, тысячи километров при ширине в десятки километров), значительная глубина проникновения в недра Земли (до 700 км), интенсивный тепловой поток, повышенные трещиноватость и проницаемость, длительность и многофазность развития (в течение нескольких эр), пограничное положение между блоками литосферы, отличающимися историей и тектоническим режимом развития.

Наиболее крупные разломы Земли образуют сетку, пересекая не только континенты, но и океаны. Прямолинейные глубинные разломы, определяющие очертания континентов и складчатых областей, называют линеаментами.

Глубинные разломы служат путями проникновения и миграции рудных расплавов и флюидов. К ним тяготеют эндогенные месторождения, а также нефть и газ, приуроченные к осадочным формациям приразломных прогибов.

3.2. Литосферные плиты

Процесс гравитационной дифференциации земного вещества, наиболее интенсивно протекающий на границе мантия – ядро, приводит к возникновению конвекционного движения

37

в мантии. Восходящие и нисходящие ветви мантийных потоков образуют конвекционные ячейки, по которым, как по каткам, движутся литосферные плиты. Динамическими усилиями, возникающими в литосфере под влиянием конвенционных движений мантийного вещества, земная литосфера расчленяется на ряд плит, границами которых являются зоны повышенной сейсмичности. Возникновение подавляющего большинства землетрясений объясняется взаимодействием литосферных плит при их дифференциальном движении относительно друг друга. К сейсмическим поясам приурочено не менее 95 % всех землетрясений, происходящих в мире.

В структуре литосферы различают семь больших и шесть малых плит (микроплит), которые включают в себя как континентальные, так и океанические пространства (рис. 3.1). Размер больших плит составляет в среднем 6000–7000 км. Ширина самой крупной Тихоокеанской плиты 10 000–11 000 км, а самых мелких плит – Кокосовой и Наска – 1000 км. В геологическом прошлом число, конфигурация и расположение плит были иными.

Современными геодезическими методами установлены скорости движения литосферных плит – от 1 до 10 см в год

иболее, что обеспечивает огромные суммарные перемещения – до тысяч километров в течение нескольких геологических эпох. Доказано также, что океанические плиты движутся быстрее тех, в структуру которых входит континент, причем чем толще континентальная литосфера, тем скорость движения плиты меньше.

Анализ напряжений в очагах землетрясений показывает, что литосферные плиты испытывают относительно друг друга смещения трех типов: раздвиг (спрединг) в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов, в Красном море, Аденском

иКалифорнийском заливах, поддвиг (субдукцию) океанической плиты в зонах глубоководных желобов и островных дуг и сдвиг вдоль поперечных разломов, характеризующихся горизонтальным смещением плит относительно друг друга без существенного расхождения или сближения.

Зоны субдукции отмечаются поясами глубокофокус-

ной (до 700 км) сейсмичности – сейсмофокальными зонами

38

Вадати–Заварицкого–Беньофа (ВЗБ), с преобладанием компо-

ненты сжатия по падению этих зон.

Над участком зоны землетрясений, отвечающим глубинам порядка 100 км, возникает пояс вулканов с характерной андезитовой, известково-щелочной магмой. Предполагается, что этот вулканизм – результат частичного плавления водонасыщенных пород погружающихся океанических плит. В результате субдукции может происходить полное поглощение океанической коры, разделяющей два континента.

Иногда при столкновении литосферных плит происходит надвигание океанической литосферы на континентальную. Этот процесс получил название обдукции.

Столкновение, или коллизия, двух континентальных плит приводит к формированию горно-складчатого пояса с очень сложным внутренним строением. Так 50 млн лет назад образовались Гималаи при коллизии Евроазиатской плиты с Индостанской плитой. Этот процесс продолжается и в настоящее время со скоростью 5 см в год.

Тектоника литосферных плит в самом общем виде [9]

предусматривает геодинамический анализ геологических ком-

плексов, развитых на той или иной территории, т.е. выяснение того, в каких условиях, вдоль границ литосферных плит какого типа эти комплексы образовывались. Другая важная задача состоит в определении перемещения данного блока земной коры или даже данной серии пород по земной сфере. Тектоника плит, следовательно, выясняет первичную природу и первичное географическое положение тех или иных комплексов горных пород и их ассоциаций.

При реконструкции геологического прошлого нельзя опираться на сейсмичность, так как ее следы очень быстро теряются, уходя вглубь истории. Поэтому на первое место выдвигаются геологические комплексы – индикаторы границ литосферных плит. По существу – это анализ геологических фор-

маций.

Для восстановления былых границ плит главным является анализ магматизма. Двум принципиально разным категориям границ плит, т.е. двум различным типам геодинамических обстановок, свойственны резко различные магматические комплексы.

40