Текст книги "Геотектоника и геодинамика"

16.2 Режимы срединных массивов

Срединные массивы располагаются в пределах геосинклинальных областей, а после завершения геосинклинальных процессов входят в состав складчатых систем.

В режиме массивов наряду с геосинклинальными проявляются и платформенные черты. Режим каждого из массивов обладает своими особенностям. В развитии этого режима можно выделить два периода. Один из них одновременен геосинклинальному режиму той области, в которую массив входит, другой соответствует режиму развития складчатой системы.

Возникает режим срединных массивов на коре континентального типа. Общим для геосинклинального периода всех массивов является преобладание движений одного направления на большей части массива на одном из этапов его развития или даже в течение более длительного времени, довольно сильная дифференциация движений по скорости и как следствие этого, их значительная контрастность. В результате образуются многочисленные разломы, достигающие больших глубин.

На начальном этапе, когда происходит становление массива и закладываются окружающие его геосинклинали, преобладают восходящие движения. Затем они могут сменяться нисходящими движениями.

Дифференциация вещества в геосинклинальный период развития довольно сильная, но она ограничивается базальтовым и гранитным составом. В целом магматизм срединных массивов сходен с магматизмом окружающих геосинклиналей.

16.3 Режим областей завершенной складчатости

Режим областей завершенной складчатости наступает в результате завершения геосинклинального режима. Переход между этими режимами постепенный. Геосинклинальный режим с его особенностями кончается не одновременно на разных участках геосинклинальной системы.

Главными характерными признаками этого режима является длительная направленность тектонических движений одного знака.

Вследствие унаследованности движений фундамент, в пределах которого развивается данный режим, не подвергается переработке, его внутренняя структура сохраняется почти в том виде, в каком сформировалась на конечном этапе геосинклинального режима. Режим областей завершенной складчатости можно подразделить на орогенный и койлогенный режим

16.4 Орогенный режим

Орогенный режим – это режим, проявляющийся на обширных участках земной коры континентального типа после завершения в их пределах геосинклинальных процессов. Он характеризуется преобладанием восходящих движений в течение длительного времени (несколько геологических периодов). Пространственно этот режим взаимодействует с платформенным и койлогенным режимами.

Смена геосинклинального режима орогенным происходит в различных тектонических условиях. В одних случаях завершающая стадия кончается восходящими движениями большой скорости, что приводит к образованию горного и даже высокогорного рельефа, в других – восходящие движения имеют небольшую скорость, в результате чего на месте геосинклинали возникает небольшая возвышенность или даже денудационная равнина. В орогенных областях наблюдается чередование во времени горного расчлененного и более сглаженного, менее возвышенного и даже холмистого или равнинного рельефа.

При увеличении скорости движений резко возрастает их контрастность, амплитуда перемещения блоков по разрывам, заложенным в геосинклинальный период значительна. Возникают новые разрывные нарушения. Складкообразование при орогенном режиме проявляется незначительно и преимущественно по зонам, примыкающим к разрывам. Хорошо выражены сводовые поднятия, общий план которых в целом также соответствует структурному плану, сформировавшемуся в геосинклинальный период.

При орогенном режиме преобладают процессы денудации, осадкообразование же происходит на ограниченной площади, в пределах опускающихся блоков или блоков с меньшей, чем в соседних, скоростью движения.

Вследствие большой скорости движений, их контрастности и большой амплитуды для орогенного режима в этапы его усиления, характерна интенсивная сейсмичность, чем он напоминает геосинклинальный режим. Очаги землетрясений, в отличие от последнего, располагаются в пределах земной коры.

Дифференциация вещества в нижних слоях земной коры и в верхней мантии при орогенном режиме слабая. Она сводится к его разуплотнению, что отчасти ведет к изменению вещественного состава. Этим следует объяснить большую мощность коры в орогенных областях. Вследствие слабой дифференциации вещества магматические явления развиты слабо и проявляются локально. Они выражаются в этапы усиления движений незначительными трещинными излияниями лав, преимущественно основного состава и повышенной щелочности, и внедрениями мелких субвулканических тел того же состава.

16.5 Платформенный режим

Платформенный режим развивается длительно – в течение нескольких геологических эр, в пределах обширных участков земной коры континентального типа. Для этого режима характерны небольшие скорости и градиенты движений земной коры, сравнительно небольшая амплитуда перемещения блоков на протяжении всего периода его развития, достигающая от 5 до 7 км, редко 10 км и больше, и проявление движений одного знака на больших участках платформы, вследствие чего контрастность их выражена слабее, чем при орогенном или геосинклинальном режимах, но сильнее, чем при койлогенном.

Тектоническая энергия при платформенном режиме распределяется более или менее равномерно по всей площади платформы, в то время как при геосинклинальном режиме ее проявление резко дифференцировано и наибольшей интенсивности достигает в узких зонах, совпадающих с глубинными разрывами. Сейсмичность при платформенном режиме слабо выраженая, геотермический градиент низкий, лишь в зонах разломов он повышенный. Перемещения по расколам замедленные, однако по некоторым из них достигают большой амплитуды, но могут даже отсутствовать, хотя сами расколы распространяются на большую глубину – до базальтового слоя, а в отдельных случаях и до верхней мантии. Для платформенного режима характерна также длительная общая направленность движений одного знака.

Площадное проявление движений приводит к формированию особых, длительно развивающихся структурных форм изометричных или слегка вытянутых, характерных для платформ, именуемых антеклизами и синеклизами. Процессы же складкообразования при платформенном режиме проявляются слабо и преимущественно по зонам расколов и в отдельных глубоких прогибах.

Дифференциация вещества при платформенном режиме в нижних слоях коры и в верхней мантии весьма слабая, что подтверждается однообразным магматизмом. Наиболее интенсивно дифференциация вещества происходит в зонах, примыкающих к геосинклиналям.

Для платформенного режима наиболее характерен трапповый магматизм как в интрузивной, так и в эффузивной формах.

Платформенный режим пространственно связан с режимом областей завершенной складчатости (орогенным или койлогенным) и сопутствует им во времени.

В развитии платформенного режима отчетливо выделяются три неравнозначные по длительности стадии, резко различающиеся своими особенностями. Из них первая одновременная начальному этапу геосинклинального режима, вторая – геосинклинальному режиму и областям завершенной складчатости, а третья, конечная стадия, – только режиму областей завершенной складчатости.

Начальная стадия платформенного режима – это стадия становления платформы. Совпадая по времени с начальным этапом геосинклинального режима, она имеет с этим этапом много общего в особенностях своего проявления. Они возникают в результате усиления тектонических движений на обширном участке континентальной коры, где геосинклинальные процессы давно закончились, и происходит образование разрывов, по которым кора взламывается. Этот процесс одновременно является начальным и в развитии геосинклиналей. Дальнейший ход событий протекает примерно по следующей схеме: образование разрывных нарушений в свою очередь ведет к усилению по ним движений, благодаря чему по наиболее глубоким расколам развиваются ослабленные зоны с более интенсивными движениями. Эти зоны разрастаясь превращаются в геосинклинали со свойственным им геосинклинальным режимом. Движения же по менее глубоким разрывам постепенно ослабевают. Территория, где расположены эти разрывы, становится все более стабильной и превращается в платформу, ограниченную геосинклиналями. Платформы зарождаются в результате возникновения геосинклинального режима на определенном участке земной коры. Геосинклинальный режим порождает платформенный режим, но уже на начальных этапах эти режимы обособляются.

Продолжительность начальной стадии, судя по Русской и Сибирской платформам, 500 млн. лет и несколько больше. Для нее характерны резкие колебательные движения большой силы и разного знака, сопровождающиеся крупными и глубокими расколами континентальной коры по разным направлениям. Вновь возникающие разрывы не совпадают с теми, которые образовались раньше. Разрывные нарушения ограничивают блоки изометричной формы, амплитуда перемещения которых в начальный период значительная. По некоторым зонам разрывов образуются грабены, на которых развиваются глубокие прогибы. Часть из них представляет собой вдающиеся в платформу и постепенно в ней затухающие геосинклинальные прогибы, получившие название а в л а к о г е н о в.

В начальную стадию определяются главные черты тектонического плана платформы и в целом ее границы.

Магматизм в начальной стадии платформенного режима проявляется преимущественно в эффузивной форме главным образом с образованием пород основного состава. Заканчивается начальная стадия платформенного режима уменьшением скорости тектонических движений и общим их выравниванием. Лишь в авлакогенных прогибах нисходящие движения сохраняются.

Переход от первой стадии ко второй стадии платформенного режима постепенный.

Средняя стадия платформенного режима наиболее длительная и сложная по своему развитию. Она в свою очередь подразделяется на этапы, продолжительность которых превышает начальную стадию. В это время платформа со всех сторон бывает окружена геосинклиналями, омогеосинклиналями, замыкающимися к концу второй стадии, и складчатыми системами. Во вторую стадию наиболее сильно проявляется взаимозависимость геосинклинального и платформенного режимов.

Зависимость платформенного режима от геосинклинального во вторую стадию выражается в том, что этапы этой стадии, характеризующиеся перестройкой тектонического плана платформы, обычно совпадают с переломными моментами в развитии окружающих геосинклиналей: их замыканием, концом и началом демиссионной и инверсионной стадий и другими.

Для средней стадии платформенного режима характерна дифференцированность тектонических движений по знаку и скорости в пространстве и во времени.

Конечная стадия платформенного режима наступает после завершения геосинклинальных процессов в прилегающих геосинклиналях. Для нее характерно преобладание восходящих движений почти на всей платформе. В некоторых участках скорости движений настолько больше, что образуется расчлененный рельеф со значительными высотами. Вследствие этого происходит общее поднятие платформы и денудация ее структурных форм. В конечную стадию опускаются лишь краевые части платформ, прилегающие к складчатым системам, в то время как последние вовлекаются в орогенные движения. Здесь обычно формируются предгорные прогибы. Опускаются также части платформ, прилегающие к койлогенным областям. В конечную стадию может происходить инверсия некоторых синеклиз (Тунгусская синеклиза на Сибирской платформе)

17 Основные черты тектонического районирования Северной Евразии. (Рисунки А.1,А.2,А.3, А.4)

Е.Е.Милановский [9] рисует следующую картину тектонического развития Евразийского суперконтинента. В его пределах выделяются три древние платформы – Восточно-Европейская, Сибирская и Китайская (Китайско-Корейская). На платформах выделяются крупные структуры, на протяжении всей геологической истории региона испытывающие поднятия и денудацию. в связи с этим на них выделяются блоки, лишенные покровных отложений, на поверхность земной коры в них выведены древнейшие архейраннепротерозойские метаморфические образования. Эти блоки названы «щитами». Наиболее близки нам Балтийский щит, занимающий территорию Карелии и Кольского полуострова, Украинский щит, частично расположенный на Украине, а частично в России, Анабарский и АлданоВитимский (Алдано-Становой) щиты в пределах Сибирской древней платформы. К каждой платформе примыкают с разных сторон метаплатформенные области, некоторые из которых мы здесь рассмотрим.К Восточно-Европейской платформе примыкают Донецко-Североустюртская, Среднеевропейская, Печеро-Баренцевоморская; к Сибирской – ТаймыроСевероземельская, Енисейско-Присаянская, Байкальская, а к Китайской – Буреино-Дунбэйская. Древние платформы и примыкающие к ним метаплатформенные области играют роль «рамы» для разделяющих их подвижных поясов.

Центральное положение в структуре Северной Евразии занимает УралоМонгольский подвижной пояс внутриконтинентального типа, расположенный между Восточно-Европейской платформой на западе, Сибирской платформой на востоке и Китайской платформой на юге. Различные области этого пояса завершили свое геосинклинальное развитие в конце салаирского, каледонского, герцинского и киммерийского циклов тектогенеза и в начале мезозоя вся территория Северной Евразии вступила в постгеосинклинальный мегаэтап развития.

В пределах Урало-Монгольского подвижного пояса выделяются крупные выступы разновозрастного складчатого основания – герцинское складчатое сооружение Урала, Каледоно-герцинские складчатые области Казахского нагорья и Тянь-Шаня, салаиро-каледоно-герцинская Алтае-Саянская область с ее восточным продолжением в Монголии и Северном Китае и салаирогерцино-киммерийская Забайкальско-Охотская область. Тянь-Шаньская и Алтае-Саянская области подверглись в позднем кайнозое тектонической активизации. В западной части Урало-Монгольского пояса находятся две смыкающиеся области, перекрытые молодыми мезо-кайнозойскими отложениями. Это Западно-Сибирская и Северо-Туранская молодые платформы.

К юго-западу от Восточно-Европейской и Китайской платформ через югозападную и юго-восточную части Евразии протягивается в широтном направлении Средиземноморский подвижной пояс, ограниченный с юга Африкано-Аравийской и Индостанской платформами. В северной части этого пояса геосинклинальный процесс завершился в конце палеозоя-раннем мезозое. На геосинклинальном складчатом основании в мезозое сформировались Западно-Европейская, Мезийско-Скифская и ЮжноТуранская молодые платформы (плиты). В южной части Средиземноморского пояса геосинклинальный режим продолжался в альпийском цикле. В итоге сформировались складчатые сооружения Карпат, Горного Крыма, Большого и Малого Кавказа, Копет-Дага, Памира с примыкающими к ним предгорными и межгорными прогибами, глубоководными впадинами Черного и южной части Каспийского морей.

Тихоокеанский подвижной пояс занимает пограничное положение между обрамляющими его со всех сторон древними платформами и гигантской впадиной Тихого океана. Сихотэ-Алинь, Корякское нагорье завершили свое геосинклинальное развитие, другие находятся на орогенном этапе альпийского цикла – Камчатка, Сахалин, третьи проходят ныне различные стадии геосинклинального развития и выражены впадинами окраинных морей, островными дугами и глубоководными желобами – Курильская, Команандоро-Алеутская зоны. Между Сибирской древней платформой и Тихоокеанским поясом расположена Верхояно-Чукотская позднекиммерийская складчатая область. В ее основании кора континентального типа, до позднего палеозоя эта область была метаплатформенной, примыкающей к Сибирской платформе. В самой крайней к Тихоокеанскому поясу зоне расположен позднемезозойский краевой Верхояно-Чукотский вулканический пояс.

18 Магматизм океанов в связи с их тектоникой

Вулканизм океанических областей связан либо с проявлением молодого складкообразования и развитием современных геосинклиналей по периферии океанов, либо с развитием типично океанических платформенных областей – талассократонов. Все океанические острова, как отмечает Г.Б.Удинцев, являются либо вулканическими, и магматическими, либо коралловыми, но образованными на вулканическом основании. Острова – это всего лишь вершины подводных гор и хребтов. Возможно, что в основании многих островов лежат и складчатые структуры. Более того, под Оходским морем до внутренней дуги Курильских островов известна утоненная, но еще контитентальная кора. И только в южной, наиболее глубинной части этого окраинного моря известна океаническая кора. Все это говорит о связи тектоники и магматизма. Существенное изучение океанического дна приходится на середину 20 века, когда стали появляться данные по результатам глубинного бурения дна океанов, глубинного сейсмического зондирования, исследований с подводных обитаемых аппаратов, драгирование срединных океанических хребтов. Оказалось несостоятельным представление о том,что океаническое дно проедставляет собой базальтововую равнину, перекрытую мощной толщей океанических осадков. Стало известно, что осадконакопление на дне океанов протекает крайне неравномерно, вплоть до того, что имеется большое количество выходов коренных пород на поверхность. В настоящее время накоплены значительные материалы по магматизму всех трех океанов – Тихого, Атлантического и Индийского. По магматизму Тихого и Атлантического океанов большие интересы вызывают исследования супругов Энгель, английские исследователи много сделали для иучения магматитов Индийского океана, советская экспедиция на «Витязе»накопила большой материал по магматизму Тихого и Индийского океанов. Говоря о связе тектоники и магматизма океанов, прежде всего следует остановиться на некоторых закономерностях распространения вулканических аппаратов. Можно выделить три главные категории их:

1.Андезитовые страто – вулканы островных дуг. Эти вулканы располагаются вдоль сводов антиклинальных поднятий одиночных островных дуг или вдоль сводов антиклинальных поднятий внутренних островных дуг. Вулканические аппараты концентрируются вдоль линий разломов, разбивающих своды вдоль оси поднятий и поперек их простирания. Эти вуканы образуют «Тихоокеанское огненное кольцо» .

2.Базальтовые щитовые вулканы гавайского типа, характерные для всего ложа Тихого океана, в пределах Индийского и Антлантического океанов. Вулканы этого типа хаотично расбросаны по всему пространству талассократонов, но в то же время они местами сконцентрированы в пределах сводовых поднятий ложа океана, образуя там вулканические хребты.Число вулканов здесь исчисляется тысячами.

3. Базальтовые и щитовые страто-вулканы срединно – океанических хребтов. Эти вулканы смыкаются своими основаниями, но вершины их обычно обособлены. Этот тип вулканов располагается вдоль разломов, рассекающих базальтовые плато и своды. Наиболее развиты такие вулканы в Исландии и в Индийском океане на о-ве Амстердам. По химическому составу лавы делятся на два главных типа: андезитовые, свойственные островным дугам, и базальтовые, характерные для океанического ложа. Последние по данным супругов Энгель являются толеитовыми, малокалиевыми. Базальты же срединноокеанических хребтов являются щелочными.

Помимо вулканических аппаратов на дне океана широко развиты выходы интрузивных основных и ультраосновных пород. Структуры, контролирующие размещение интрузивнах образований, различны.

1. Это сбросы, обрамляющие океанические поднятия типа широких сводов или глыбовых хребтов. Такие сбросы окаймляют хребет Шатского, Западно – Австралийский и Восточно – Индийский хребты Индийского океана.

2. Сбросы, обрамляющие краевые геосинклинальные желоба и связанные с ними краевые валы океанического ложа. Такие валы широко развиты по периферии Тихого океана, местами в Индийском и Атлантическом океанах.

3. Сбросы крупных региональных зон разломов ( зоны разломов Меррей, Мендосино, Кларион в Тихом океане, зона разлома Оуэн в Индийском океане, многие широтные зоны разломов в Атлантическом океане.

4. Рифтовые ущелья Срединно – Атлантического, срединно – Индоокеанского и Срединно – Тихоокеанского океанических хребтов.

Экспедиции судна «Витязь» АН СССР (Удинцев, Чернышова,1965)позволили получить образцы горных пород, обнажающихся на гребнях рифтовых гор, на скалистых склонах ущелий, образцы из осыпей у подножий склонов ущелий. В результате установлено, что на гребне рифтовых гор преобладают базальтовые лавы, на склонах – базальты и габбро и серпентиниты, в нижней части склонов – серпентиниты и слабо серпентинизированные дуниты, гарцбургиты и лерцолиты. Все это полнокристаллические крупнозернистые породы, массивные, иногда гнейсовидные породы с характерным проявлением катаклаза и пластических деформаций пироксенов. Базальты рифтовой зоны являются примитивными, бедными щелочами породами толеитового ряда а гипербазиты очень сходны с таковыми породами материков, но отличаются низким содержанием железа, высоким содержанием кремния и титана. Характерно высокое содержание меди в серпентинизированных породах. Температуа серпентинизации была близка к 450⁰ С, а глубина серпентинизации по анализу теплового потока в рифтовых зонах составляла от 10 до 12 км. Большой интерес представляют осадки рифтовых зон. Они резко отличаются от обычных океанических ничтожной ролью биогенного, хемогенного и терригенного материала. Сопоставляя все изложенное о магматизме рифтовых зон, исследователи приходят к выводу, что в рифтовых зонах существует особая тектоническая область океана, отличная от окружающих тектонических плит, глыбовых хребтов и геосинклинальных систем.