ГЛАВНЫЕ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ КОНЦЕПЦИИ

Земля имеет концентрически зональное строение. В центре Земли располагается твёрдое внутреннее ядро. Состав его трактуется по-разному. По одной группе гипотез оно состоит из металлов с разными примесями других элементов. Согласно другой группе гипотез внутреннее ядро состоит преимущественно из газообразных веществ, металлизированных в результате большого давления и потому приобрётших свойства твёрдого тела. Внутреннее ядро облекается внешним ядром, которое состоит в основном из металлов (железа и никеля) и имеет свойства жидкого тела. Выше располагается мантия, сложенная в основном силикатами и имеет ультраосновной состав. Верхи мантии обладают свойствами твёрдого тела. Но на определённой глубине располагается прерывистый слой вещества пониженной вязкости, называемый астеносферой. Ниже до ядра мантия имеет свойства твёрдого тела.

Верхний относительно тонкий слой называется земной корой. Она сложена магматическими, осадочными и метаморфическими породами пёстрого состава. Вместе с верхней твёрдой частью мантии кора образует слой, называемый литосферой, то есть твёрдой оболочкой.

Выделяется три типа земной коры: океанический, континентальный и переходный. Кора океанического типа имеет малые мощности (5-15 км) и двухслойное строение: вверху осадочный, внизу базальтовый (гранулит-базальтовый). Кора континентального типа имеет повышенные мощности (35-75 км) и трёхслойное строение (сверху вниз): осадочный, гранитный (гранито-метаморфический) и базальтовый (гранулит-базальтовый). Следует иметь в виду, что название слоёв здесь имеет геофизический смысл, а не породный. То есть породы названного слоя обладают плотностью вещества, отражённого в названии.

Главными положениями в развитии Земли, которые признаются всеми исследователями, являются то, что Земля развивается циклично и направленно-необратимо. То есть развитие Земли происходит, согласно фундаментальному закону диалектики, по спирали Архимеда. Каждый новый цикл развивается, повторяя предыдущий, но имеет и отличительные черты, обусловленные предшествующим развитием.

В настоящее время существует несколько геотектонических концепций. В научной геологической литературе наиболее распространёнными являются геосинклинальная концепция, концепция тектоники литосферных плит и получающая в последнее время всё большее распространение – плюмтектоническая концепция. Главными различиями геотектонических концепций является трактовка причин тектонических движений. Последовательность же смены геологических формаций в процессах тектонического развития, установленная эмпирически, остаётся неизменной.

Геосинклинальная концепция была разработана на основе изучения геологии материков. Согласно этой концепции главенствующими являются радиальные (вертикальные) движения земной коры, которые в определённых условиях могут трансформироваться в тангенциальные (горизонтальные) движения. В её основу положена закономерная смена геологических формаций в разных геотектонических условиях.

Недостатками геосинклинальной концепции является то, что с её позиций не объясняются особенности геологического строения океанов. Разработанная на эмпирической основе, она не даёт сколько-нибудь удовлетворительного объяснения причинам тектонических движений.

Согласно геосинклинальной концепции в истории Земли существовали следующие геотектонические режимы: эвгеосинклинальный, миогеосинклинальный, орогенный, тафрогенный, платформенный, рифтогенный. Эвгеосинклинальный и миогеосинклинальный режимы обычно проявляются в единых геосинклинальных системах: эвгеосинклинальный режим в центральных частях этих систем, а миогеосинклинальный – по периферии, на границе с платформами.

В процессе дальнейшего растяжения образуется глубоководный прогиб, где формируется офиолитовая ассоциация. Она является реперной для выявления существования эвгеосинклинального режима в истории складчатых областей и представляет собой океаническую кору геологического прошлого.

Обобщённый разрез офиолитовой ассоциации выглядит следующим образом. Внизу залегают тектонизированные ультрамафиты, слагающие верхи мантии. Выше располагается расслоенный комплекс, состоящий из перемежающихся основных и ультраосновных кристаллических пород. Они представляет собой слой, откуда выплавлялась магма основного состава. Вверху расслоенный комплекс постепенно сменяется габброидами, которые слагают застывший магматический очаг. Они переходят, соответственно, в комплекс параллельных даек, сложенных диабазами и габброидами - подводящих каналов для вышезалегающих базальтоидов.

Для дайкового комплекса характерны структуры «дайка в дайке», возникающие в результате растяжения, которое проявляется импульсами. При импульсе растяжения возникают раздвиги, которые заполняются магмой, образуя дайку и покров вулканитов. При остывании в дайке возникают тонкозернистые зоны закалки, а центральные части сложены более крупнозернистыми породами. В следующий импульс раздвиг возникает по середине уже застывшей дайки. Образуется новая дайка и более высокий покров вулканитов, а половинки более ранней дайки с односторонней зоной закалки отодвигаются в стороны. Затем следует новый импульс растяжения и внедрения магмы и так далее. В результате возникает слой первоначально вертикальных параллельных даек («лежачая лестница»), по которому можно определить масштабы растяжения. При этом вертикальная составляющая даек будет уменьшаться, а более молодые дайки будут прорывать более ранние покровы вулканитов.

Слой вертикальных даек сменяется вверх по разрезу вулканитами основного состава, представленными толеитовыми базальтоидами. Для них характерны лавы и гиалокластиты. Эксплозивная составляющая отсутствует, так как слой воды мощностью более 300 м своим давлением блокирует взрывной характер проявления вулканизма. Для глубоководных лав характерна подушечная отдельность, а гиалокластиты возникают в результате растрескивания корки застывающей магмы при соприкосновении с водой. В результате дальнейшего взаимоотношения с морской водой глубоководные базальтоиды, в первую очередь гиалокластиты, часто превращаются в «зелёные туфы».

Среди базальтоидов часто отмечаются линзы и прослои глубоководных отложений, которые накапливались при перерывах в вулканической деятельности. Они же перекрывают слой базальтов, слагая верхнюю часть офиолитового комплекса. Это преимущественно кремнистые или кремнисто-глинистые осадки. В большинстве случаев они обогащены органическим веществом, имеют чёрный цвет.

В дальнейшем офиолитовый комплекс подвергается интенсивным шарьяжно-надвиговым дислокациям. В результате пластины и блоки пород, залегающих внизу ассоциации, проникают в более верхние её слои. Происходит тектоническое перемешивание образований офиолитовой ассоциации и возникает так называемый тектонический меланж, который чаще всего и наблюдается в ископаемом состоянии. Установление всех членов ассоциации в одной структуре однозначно свидетельствует о проявлении эвгеосинклинального режима в её истории.

На следующей стадии развития геосинклинальной системы растяжение сменяется сжатием и начинается инверсия прогиба. Образуется поднятие, увеличивается мощность коры, возникают условия для генерации магмы среднего и кислого составов. Офиолитовая ассоциация сменяется кремнисто-вулканогенной ассоциацией. Среди вулканитов преобладают толеитовые базальтоиды, более щелочными, чем в офиолитовой ассоциации, и со следами извержений в мелководных условиях, появляются кератофиры и плагиограниты. Иногда эта ассоциация залегает на уже деформированном офиолитовом фундаменте с несогласием.

В дальнейшем на месте поднятия формируется островная вулканическая дуга, которую слагают породы островодужной ассоциации. Для неё характерен вулканизм пестрого состава, широкое распространение эксплозивных фаций, обусловленных мелководными и наземными условиями, и вулканомиктовыми грубообломочными отложениями – продуктами разрушения вулканов. Состав вулканитов изменяется во времени от базальтового состава до плагиориолитового с преобладанием средних разностей.

В остальных частях эвгеосинклинального прогиба ещё сохраняются глубоководные условия с корой океанического типа, которые заполняются отложениями флишевой формации. Эта формация образуется мутьевыми (турбидитовыми) потоками, представляющими собой подводные селевые потоки. Они возникают на континентальном склоне и на склонах островных дуг. На верхнем перегибе склона – границе шельфа и континентального склона накапливаются песчано-глинистые отложения, насыщенные водой. В результате сейсмического толчка эта масса, обладающая огромной разрушительной силой, устремляется вниз по склону, выламывают куски пород разного размера, окатывают их и уносят с собой. Достигая выположенного океанического ложа, потоки теряют свою энергию, твёрдая составляющая под действием силы тяжести начинает выпадать в осадок. Вначале выпадают наиболее крупные частицы. По мере удаления от склона выпадают всё более мелкие частицы, затем глины, а кое-где и карбонатно-глинистые осадки. Такая же смена отложений наблюдается и вверх по разрезу. После временного затишья новый сейсмический толчок вызывает новый поток и т. д. На склонах вулканических дуг в составе флишевой формации присутствуют пепловые туфы и туффиты.

Таким образом, образуется флишевая формация с характерной градационной слоистостью, образовавшейся, главным образом, под воздействием силы тяжести. Она обычно формируется параллельно с островодужной ассоциацией, вместе с которой сменяет офиолитовую ассоциацию.

В дальнейшем продолжается инверсия прогиба до полного замыкания. Образования эвгеосинклинальных зон подвергаются интенсивным многоплановым складчато-надвиговым дислокациям и метаморфизму, часто достигающему условий амфиболитовой фации в ассоциации с гранитообразованием. В результате возникают многочисленные интрузивы среднего и кислого составов.

Образования, сформировавшиеся в условиях миогеосинклинального режима, подвергаются метаморфизму, преимущественно, зелёносланцевой фации и складчато-надвиговым дислокациям, но менее интенсивным, чем образования эвгеосинклинального режима. Для миогеосинклинального режима характерны интрузивы, преимущественно кислого состава, которые часто представляют собой батолиты.

Орогенный режим, который проявляется после геосинклинального, называется протоорогенным (первичноорогенным) или эпигеосинклинальным. Геосинклинали после своего замыкания являются наиболее благоприятными зонами для возникновения орогенного режима. Этот режим обычно завершает превращение подвижной области в складчатую. Он проявляется после геосинклинального режима обычно с некоторым временным отрывом, поэтому, как правило, орогенные образования на геосинклинальных залегают с перерывом.

Для орогенного режима характерны вначале песчано-глинистые, часто мелководные отложения, а затем их сменяют грубообломочные континентальные. В межгорных прогибах на фоне накопления грубообломочных отложений интенсивно проявляется вулканизм преимущественно кислого состава повышенной щёлочности. В предгорных прогибах грубообломочные отложения в сторону устойчивых структур постепенно сменяются песчано-глинистыми, часто соленосными или угленосными осадками. Горообразование сопровождается интенсивными складчато-надвиговыми движениями и формированием гранитоидов, слагающих часто тела типа батолитов.

Орогенный режим, который проявляется после платформенного, называется дейтероорогенным (вторичноорогенным) или эпиплатформенным. Для этого режима характерны глыбовые движения, интенсивное накопление грубообломочных отложений и отсутствие или слабое проявление магматических процессов.

По периферии древних платформ располагались перикратонные прогибы, которые заполнялись мощными ритмичными песчано-глинисто-карбонатными отложениями. Характерны трансгрессивные ритмы. Они имеют ширину первые сотни километров и часто постепенно сменяются миогеосинклинальными образованиями.

В центральных частях, как молодых, так и древних платформ формировались авлакогены – линейно вытянутые ограниченные разломами отрицательные структуры. Они заполнялись осадочно-вулканогенными отложениями. Осадки в основном терригенные, иногда соленосные или угленосные. Среди вулканитов преобладают базальтоиды, часто с повышенной щёлочностью, реже присутствуют кислые разности. Вначале формирования плитного комплекса авлакогены перерастают в синеклизы.

Платформенный режим характеризуется медленными преимущественно вертикальными (эпейрогеническими) движениями. Они характеризуются цикличностью, вследствие чего образуются седиментационные циклы, состоящие из четырёх стадий. Возникающие при этом структуры имеют конседиментационный характер.

Первая стадия называется трансгрессивной, когда преобладают отрицательные движения. Во время этой стадии происходит постепенное разрастание отрицательных структур. В большинстве случаев происходит следующая смена характера отложений. Вначале накапливаются преимущественно терригенные отложения, затем терригенно-глинистые, а далее появляются карбонатные осадки.

Вторая стадия называется инундационной. Это стадия низкого стояния платформы, когда большая часть платформы, чаще всего, занята мелководным бассейном. Так как вертикальные движения медленные, то прогибы обычно компенсационные. Среди осадков этой стадии преобладают карбонаты.

Следующая стадия регрессивная, когда положительные движения сменяются преимущественно отрицательными. Бассейны осадконакопления при этом постепенно мелеют, площадь их сокращается. Для этой стадии характерны лагунные условия с накоплением доломитов, мергелей, глин, кое-где сульфатов и солей. К регрессивной стадии в некоторых седиментационных циклах приурочено проявление вулканизма характерной для платформ трапповой формации.

Заключительная стадия - стадия высокого стояние платформы называется эмерсивной. В эту стадию большая часть платформы находится в области денудации, формируются коры выветривания, в отрицательных формах рельефа накапливаются продукты их переотложения. К эмерсивной стадии приурочен интрузивный магматизм в основном ультраосновного и щелочного составов, который обычно приурочен к положительным структурам. Это перидотиты, дуниты, кимберлиты, карбонатиты, ийолиты, уртиты и т. д. Интрузивные тела обычно небольшие штокообразные часто с зональным строением: центральные части сложены ультраосновными породами, а периферия – щелочными.

Характерно, что седиментационные циклы на платформах тесно связаны с движениями в соседних геосинклинальных областях. Погружение платформы начинается в части, прилегающей к области проявления активных тектоно-магматических процессов. Оно начинается с некоторым запозданием от начала формирования геосинклинального прогиба. Здесь же наблюдается и максимальное погружение. Инундационная стадия синхронна периоду инверсии геосинклинального прогиба. С раннеорогенной стадией в геосинклинальной области связана регрессивная стадия седиментационного цикла платформы, с позднеорогенной – эмерсивная стадия.

Для рифтогенного режима характерен вулканический и плутонический магматизм основного и ультраосновного состава повышенной щёлочности, вплоть до щелочных пород. Магматизм чаще всего приурочен к рифтогенных впадинам, но может проявляться и за их пределами.

Тектоника литосферных плит рассматривает литосферу как систему жёстких плит и массивов (микроплит), которые перемещаются относительно друг друга по астеносферному слою, а между ними в результате их взаимодействия формируются подвижные области. Движущейся силой для плит и микроплит является конвекция вещества в мантии с образованием конвективных ячеек.

Над восходящей ветвью конвективной ячейки возникает зона раздвига, которая называется зоной спрединга, в астеносферном слое образуется магматический очаг, а на поверхности глубокий прогиб (океан). Магма по зоне раздвига устремляется вверх, внедряется в породы литосферы и поступает на поверхность, формируется новая плита с корой океанического типа.

Тектоника литосферных плит исходит из постулата постоянства объёма Земли. Следовательно, наращивание коры должно компенсироваться её исчезновением. Этот механизм, согласно тектонике литосферных плит, происходит на некоторых границах плит с корой океанического и континентального типов. Такая граница наблюдается по периметру Тихого океана. Считается, что здесь плита с корой океанического типа погружается в мантию (нисходящие ветви конвективных ячеек) под плиту с корой континентального типа. Зона контакта плит здесь называется зоной субдукции. В ископаемом состоянии иногда устанавливается, что плита с корой океанического типа надвинута на плиту с корой континентального типа. Такое явление называется обдукцией.

Границы плит бывают трёх типов. Граница, где происходит формирование плит с корой океанического типа (зона спрединга) называется дивергентной. Граница, где происходит поглощение плиты в мантию (зона субдукции), называется конвергентной. В отдельных случаях отмечается смещение плит относительно друг друга по гигантским сдвигам. Такая граница называется трансформной.

После прекращения формирования коры океанического типа, когда растяжение сменяется сжатием, плиты с корой континентального типа сдвигаются, раздавливая образования океанов. В конечном счёте, от плиты с корой океанического типа остаются только фрагменты, сложенные тектонизированными магматическими образованиями основного и ультраосновного составов. Они обычно располагаются в виде блоков в линейно вытянутой зоне, фиксируя место бывшего океана. Такая линия называется сутурной или сутурой.

В конечном счете, может произойти полное поглощение плиты с корой океанического типа и сталкиваются две плиты с корой континентального типа. В этом случае на границе плит происходит тектоническое скучивание, резкое возрастание мощности коры в основном за слёт роста мощности гранитного слоя, образуются горы с корнями, погружёнными в мантию. Подобные же процессы проявляются и в областях сжатия внутри плит с корой континентального типа. Такой процесс называется коллизией, а участок её проявления – зоной коллизии.

Выделяется два типа сочленения океанов и континентов. Окраина континента, где располагается зона спрединга, называется активной (окраины Тихого океана). В других случаях (окраины Атлантического и Ледовитого океанов) центральные части океанов с корой океанического типа окружены мелководными пространствами с островами, а зона субдукции отсутствует. Такая окраина континента называется пассивной. Граница между плитами с корами океанического и континентального типов здесь нерезкая и располагается в зоне континентального склона.

В последнее время всё чаще геологическое строение отдельных регионов и их частей объясняется с позиции плюмтектоники. Она завоёвывает всё большее признание. Не могут обойтись при объяснении геологии отдельных регионов без привлечения плюмтектоники и сторонники тектоники литосферных плит. Но они считают, что плюмтектонические проявления лишь усложняют плейттектонические процессы.

По-видимому, плюмтектоника является следующей ступенью развития геотектонического учения. Она может вобрать все положительные стороны других геотектонических концепций, но оказаться при этом лишенной их отрицательных сторон.

Согласно учению о плюмтектонике, на границе ядра и мантии, а возможно и на границе внутреннего и внешнего ядра зарождаются участки пониженной плотности за счёт концентрации газообразных и коровых компонентов. Вещество этих участков образует плюмажи или плюмы. Плюмы просачиваются сквозь мантию, привнося в более верхние слои тепло и лёгкоплавкое вещество. Достигая астеносферы, плюмы начинают продуцировать магму и воздействовать на тектоносферу. Участки проявления плюмов выделяются как горячие точки, области и зоны, где проявляется активный вулканизм.

Возникшие магматические очаги разрастаются по латерали, что приводит к условиям растяжения, возникновению глубоководных прогибов и активному вулканизму базальтового состава. В результате происходит деградация коры континентального типа, раздвигание континентальных геоблоков (плит) и формирование коры океанического типа. Магмаобразование происходит в основном путём метасоматического преобразования мантийного вещества ультраосновного состава в базальтоидный, который может плавиться в условиях температуры и давления на уровне астеносферы.

По мере истощения плюма, начинается обратное движение геоблоков, что приводит к складчато-надвиговым деформациям, инверсии прогибов и возрастанию мощности коры. В результате повышения давления выплавление базальтовой магмы становится затруднительным. Оставшиеся порции вещества плюмов перемещаются вверх, где существуют РТ условия для выплавления магмы среднего, а затем и кислого составов. Плюмы метасоматически преобразуют вещество более мощной коры до эвтектики этих составов, в результате чего формируются очаги гранитоидной магмы и формируется кора континентального типа.

В дальнейшем плюм может вновь проявиться на том же участке, и последовательность событий повторится либо зародиться на новом месте. Образование плюмов носит цикличный характер, что обусловлено, скорее всего, космическими причинами, так называемым галактическим годом – временем обращения Солнечной системы вокруг центра Галактики. На каждом участке траектории движения Солнечной системы существуют изменяющиеся силы гравитации. Возрастание гравитационного воздействия космических объектов на Землю вызывает её расширение и активизацию плюмов. Сокращение этого воздействия приводит к преобладанию условий сжатия на Земле. Таким образом, Земля эволюционирует пульсационно.