Тектонические карты, задачи и методы их составления Специальные тектонические карты

Тектонические карты могут быть разделены прежде всего на общие и специальные. Те и другие в свою очередь подразделя­ются на глобальные, обзорные и региональные. Глобальные кар­ты изображают строение всей поверхности Земли, всей земной коры как континентов, так и океанов. Их масштаб от 1:15 000 000 до 1:45 000 000. Обзорные карты — это карты отдельных конти­нентов и океанов и крупных стран (СССР, США, Канады, КНР, Индия); они издаются в масштабе от 1 : 5 000 000 до 1 : 2 500 000. Региональные карты — карты отдельных регионов — платформ, складчатых систем (Урал, Алтай, Кавказ и т. п.), стран (Франция, Италия, Польша и т. п.). Масштаб таких карт обычно от 1:1500 000 до 1:500 000. Вопрос о целесообразности составления более круп­номасштабных тектонических карт является спорным. Специаль­ные тектонические карты подразделяются в зависимости от их основного назначения: палеотектонические, неотектонические, фун­дамента платформ и др.

Как указывалось выше, современные тектонические карты пол­ностью основываются на принципах тектоники плит и являются одновременно геодинамическими картами, поскольку в них перво­степенное значение придается картированию геодинамических обстановок наряду с сохранением исторического принципа..

В отношении океанов общепринятым является расчленение, их ложа по возрасту кровли второго, базальтового, слоя — подошвы осадочного чехла с использованием линейных магнитных анома­лий и данных глубоководного бурения. Возможны три варианта такого подразделения: 1) выделение равновеликих интервалов, скажем по 20 млн лет каждый; преимущество способа в том, что по ширине соответствующих полос можно сразу судить об измене­ниях скорости спрединга; 2) разделение коры по наиболее отчетливо выраженным и хорошо прослеживаемым магнитным анома­лиям; 3) проведение границ в соответствии с возрастным текто­ническим подразделением складчатых систем континентов. Наи­более предпочтительно сочетание второго и третьего способов, приводящее к сопоставимости событий на континенте и в океане. В океанах особенно важным представляется проведение современ­ных и отмерших осей спрединга и трансформных разломов. Кроме того, должны быть выделены внутриплатные поднятия, возраст которых должен быть показан в соответствии со временем прекра­щения вулканической активности.

В пределах континентов важнейшей задачей является выделе­ние структур (швов) между литосферными плитами. В обнажен­ных складчатых системах это делается на основе геологических критериев, а под платформенным чехлом — преимущественно по геофизическим данным, с учетом данных бурения.

Следующая задача — расчленение складчатых комплексов по возрасту главных деформаций, т. е. по эпохам и фазам складча­тости. Детальность такого расчленения зависит от масштаба кар­ты и, как указывалось выше, желательна сопоставимость с под­разделениями океанской коры. Так, одна из подобных границ может быть проведена вдоль границы эоцен—олигоцен, которой в океане соответствует аномалия 13 с возрастом 35 млн лет.

Не менее ответственной и, пожалуй, наиболее сложной задачей, решаемой параллельно и в связи с предыдущей, следует считать определение геодинамической обстановки образования каждого из выделенных геохронологических интервалов. Делается это на основе анализа отвечающих им литодинамических комплексов.

Среди раннедокембрийских образований требуют специальных обозначений зеленокаменные и гранулит-гнейсовые пояса.

Большое место в пределах континентальных частей тектоничес­ких (геодинамических) карт принадлежит платформенным чехлам разного возраста. С практической точки зрения важно прежде всего отразить на картах мощность платформенного чехла и соответ­ственно глубину залегания фундамента. Обычно это достигается, помимо проведения изолиний, использованием оттенков цвета, присвоенного чехлам определенного возрастного диапазона, — фанерозойского на древних платформах, мезозойско-кайнозойского — на молодых.

В основании платформенных чехлов обычно обнаруживаются погребенные, врезанные в фундамент ранние авлакогены, на древ­них платформах заполненные рифейскими отложениями. Должны быть показаны особыми знаками их разломное ограничение и вы­полнение (крапом). Показ расчленения самого фундамента на блоки, отвечающие раннепротерозойским микроплитам, достигается уже трассированием погребенных сутур между последними. При наличии достаточного материала могут быть даны специальные врезки более мелкого масштаба, чем масштаб самой карты.

На шельфы континентальных окраин и ложе мелководных внут­ренних морей может быть распространена легенда, принятая для континентов, но с использованием более бледных оттенков тех же цветов. В том случае, если возраст фундамента неизвестен, при­ходится прибегать к специальным обозначениям.

Континентальные склоны, подножия и ложе глубоководных ок­раинных и внутренних морей должны быть изображены так, что­бы отразить возраст консолидированной коры океанского или суб­океанского типа, мощность и возраст осадочного чехла. Для это­го используется полосатая раскраска.

Региональный метаморфизм может быть отображен цветным крапом. При этом обязательным надо считать показ метаморфиз­ма гранулитовой и амфиболитовой ступеней, а зеленосланцевый, ввиду его широкой распространенности, может найти свое изобра­жение лишь на относительно крупномасштабных картах. Внемасштабным знаком, чаще всего цветными полосами, приходится по­казывать, как правило, узкие зоны метаморфизма высокого дав­ления — низкой температуры.

Структурные обозначения геодинамических карт, в принципе, не должны сильно отличаться от таковых более традиционных карт. То же касается вулканов, действующих и потухших, гийотов и т. п. Больше следует подчеркивать шарьяжную структуру склад­чатых сооружений, типа Альп, Скандинавских каледонид, Южного Тянь-Шаня или Восточного Саяна; с выделением, во-первых, тек­тонических покровов сорванного с фундамента осадочного чехла, далее покровов самого этого фундамента, т. е. верхней, гранито-гнейсовой консолидированной континентальной коры, а в редких случаях и гранулитовой нижней коры и, наконец, офиолитовых покровов, затрагивающих всю былую океанского типа кору, а ме­стами и верхи мантии. Сделано это может быть с помощью раз­личных цветов для фронтов шарьяжей. Особого внимания заслу­живают и сдвиги, а также связанные с ними сдвигово-раздвиговые впадины.

К специальным (специализированным) тектоническим картам относятся карты, которые либо» отображают один какой-то аспект тектонического строения или развития региона, либо один какой-то этап или момент его тектонической эволюции. В принципе, чис­ло типов таких карт может быть очень велико, и мы остановимся здесь лишь на наиболее важных и распространенных.

К ним относят структурные (структурно-тектонические) кар­ты с изображением структуры в стратоизогипсах или линий осей складок и разломов. Выше уже упоминалось, что тектоническая карта США (1944) представляла собой фактически карту этого типа. Подобные карты служат для характеристики внутренней структуры нефтегазоносных, угольных, соленосных, железорудных бассейнов. Далее, к числу специальных тектонических карт при­надлежат карты со снятым осадочным чехлом; составляемые в первую очередь для платформ, а также и внешних зон геосинкли­налей, развивающихся на той же континентальной коре. К этому типу карт относятся «Карта фундамента территории СССР» (1974), к нему можно отнести и карты Северной Евразии, Урала, Северо-Востока СССР, Казахстана, районирование в которых про­изведено по времени становления континентальной коры, точнее ее гранитно-метаморфического слоя.

В последнее время получают распространение тектонические карты, составленные на основе или с широким использованием данных съемок из космоса; это космотектонические карты. На некоторых из них использована вся космическая информация, как например, на «Космотектонической карте СССР», подготовленной объединением «Аэрогеология»; на других — часть этой информа­ции, например, на «Карте разломной тектоники СССР» (1978) или на «Карте кольцевых структур СССР» (1982). Для многих регио­нов опубликованы карты трещиноватое, составленные по космоснимкам с американского спутника «Лэндсат».

Особая категория специальных тектонических карт — палео­тектонические карты. Их необходимость вытекает из того, что на общих тектонических картах не удается раскрыть с достаточной детальностью тектоническую историю региона. На палеотектонических картах это делается одним из двух способов: эти карты составляются либо для последовательных этапов развития регио­на — поинтервальные карты, либо для отдельных, обычно пере­ломных моментов его истории («моментальные» карты). Поинтер­вальные карты стали публиковаться начиная с 60-х годов:

Логическим продолжением палеотектонических карт являются неотектонические карты, составляемые как для всего неотектони­ческого этапа (олигоцен—квартер), так и для отдельных его от­резков. Карты новейшей тектоники СССР масштаба 1:5 000 000, составленные под руководством Н. И. Николаева и С. С. Шульца и изданные в 1960 и 1982 гг., как и палеотектонические карты это­го периода, показывают в основном проявление вертикальных дви­жений и поэтому, как и последние, сохраняют свое значение лишь для платформ. Очевидно, что более современные карты должны строиться на палинспастической основе и на основе принципов, изложенных выше для палеогеодинамических реконструкций, но, разумеется, с учетом и вертикальных движений, реконструируемых по мощности осадочных и подводно-вулканогенных толщ. Это касается и карт для доолигоценовых геологических эпох.

Завершением серии палео- и неотектонических карт или, на­против, их отправным пунктом должно являться составление карт современной тектоники (актуотектоники). В настоящее время нам известны два типа таких карт: один из них — это карты современ­ных вертикальных движений (например, карта Восточной Евро­пы), другой, отражающий исключительно горизонтальные движе­ния, — это карты (схемы) так называемой мгновенной кинематики плит; на них показываются современные границы плит и век­торами — направление их смещения и скорости (в см/год). Пер­вая такая карта была опубликована К. Ле Пишоном еще в 1968 г., за ней последовали карты Дж. Б. Минстера, Т. Г. Джордана и др. (1974), С. А. Ушакова (1977) и, наконец, Де Метса и др. (1990). Совершенно очевидна необходимость составления таких карт, на которых одновременно отображались бы и горизонтальные и вертикальные движения.

41Основные этапы и общие закономерности развития земной коры

Образование планеты Земля и наиболее ранний, «догеологический», этап ее развития (4,6—4,0 млрд лет назад)

В настоящее время почти единодушно признается, что наша планета вместе с Солнцем и другими планетами образовалась из газопылевого облака, включавшего и довольно крупные облом­ки, под влиянием импульса, связанного со вспышкой Сверхновой звезды: в составе тел Солнечной системы есть тяжелые элементы, которые не могли синтезироваться в термодинамических услови­ях самой Солнечной системы и появились благодаря нуклеосинте­зу во время вспышки Сверхновой. Кроме того, эта вспышка долж­на была породить гравитационную волну, которая непосредствен­но способствовала сжатию газопылевого облака и началу кон­денсации составлявшего его рассеянного материала.

Формирование планеты Земля путем аккреции составивших ее частиц, — планетезималей — должно было протекать очень быст­ро, в течение сотни миллионов лет. Существуют разные мнения по вопросу о том, являлась ли эта аккреция гомогенной, т. е. не сопровождалась разделением исходного материала по составу, или гетерогенной, с образованием сначала железного ядра из ма­териала типа железных метеоритов. Наиболее вероятной, по об­щим соображениям, представляется промежуточная точка зре­ния — первоначально образовалось лишь внутреннее ядро, а внешнее возникло уже позднее, в ходе глубинной дифференциа­ции мантийного материала на железо, вероятно, с примесью нике­ля, стекающее в ядро, и силикаты, поднимающиеся в мантию. Эта дифференциация, постепенно замедляясь, может продолжаться и до настоящего времени, со­провождаясь выделением тепла.

Как бы то ни было, в эпоху 3,5 млрд лет назад внешнее ядро Земли уже должно было существовать и было расплавленным, ибо с этого времени породы земной коры обнаруживают остаточ­ную намагниченность. Вместе с тем имеются серьезные основания полагать, что рост внутреннего ядра за счет внешнего также про­должался в дальнейшем, особенно начиная с границы архей— протерозой.

Земля уже в процессе аккреции должна была существенно ра­зогреться вследствие соударения слагавших ее планетезималей и особенно выделения ядра, хотя бы только внешнего. Этому еще дополнительно способствовали начавшийся распад естественно-радиоактивных элементов, первоначальный запас которых был значительным, причем отдельные изотопы вскоре вымерли, продолжавшаяся дифференциация ман­тийного вещества и, наконец, твердые приливы, вызываемые гра­витационным притяжением еще близко расположенной Луны. Лу­на должна была возникнуть ненамного позже рождения Земли, как об этом свидетельствует возраст ее древнейших пород — 4,4 млрд лет. В отношении происхождения Луны наиболее популярна те­перь гипотеза, согласно которой она образовалась из материала, выброшенного за предел Роша при ударе, вызванном падением на Землю крупного астероида, по размеру близкого Марсу.

Разогрев Земли на самой ранней стадии ее развития мог вы­ звать, по убеждению многих специалистов, плавление не только внешнего ядра, но и более поверхностных частей планеты, вплоть до возникновения так называемого магматического океана. По другой версии, наиболее поверхностная часть твердой Земли не была расплавлена, но расплавленная зона прототип астеносферы — возникла на небольшой глубине. Так или иначе, это создавало условия для выплавления из мантии первичной коры основного состава. Породы этой коры нигде не обнаружены и, возможно, не сохранились, за исключением ксенолитов в более молодых образованиях. Самые древние породы Земли имеют возраст 4,0—3,8 млрд лет; они обнаружены на Украинском щите (ос­новные породы, возможно, в виде включений в несколько более молодых тоналитах), на Канадском щите (провинция Слейв), в юго-западной Гренландии. Но в Западной Австралии в кварци­тах с возрастом около 3,5 млрд лет открыты зерна циркона, да­тированные в 4,3—4,2 млрд лет; это древнейшие минералы на Зем­ле. Так как цирконы характерны скорее для кислых пород, можно предполагать, что уже в эту отдаленную эпоху могли образовать­ся породы кислого состава. Тем не менее аналогия с Луной, где древнейшие породы, как, впрочем, и более молодые, представлены базальтами и анортозитами, состав предполагаемых ксенолитов и общие петрологические соображения (о том, что значительные ко­личества кислых пород не могут быть продуктом прямого плав­ления мантии) склоняют к мысли об основном, базальтовом, со­ставе первичной коры Земли.

Важным фактором развития Земли на рассматриваемом эта­пе и несколько позднее, в интервале 4,2—3,8 млрд лет — в основ­ном по аналогии с Луной и ее морями, должна была быть еще ме­теоритная бомбардировка. Если расплавленный слой находился на некоторой глубине под твердым слоем, наиболее крупные ме­теориты (астероиды) при падении могли пробивать этот слой и образовывать кратеры, заполнявшиеся базальтовой лавой. Неко­торые исследователи предполагают, что такие кратеры могли в унаследованном виде сохраниться в современной структуре коры.

Уже на данном этапе могла начать формироваться атмосфера Земли, что подтверждается изотопией благородных газов. Пред­полагают, что начало этому процессу положило выделение газов при соударении планетезималей. Но гидросферы еще не существо­вало, так как поверхность Земли если и не была расплавленной, то во всяком случае обладала достаточно высокой температурой.

Итак, уже на самом раннем этапе развития началось расслое­ние Земли на оболочки — ядро, внутреннее и, возможно, внеш­нее, мантию, кору и атмосферу.

Раннеархейский этап. Формирование протоконтинентальной коры (4,0—3,5 млрд лет). Этот этап уже документирован породами соответствующего возраста, обнаруженными хотя и в отдельных небольших участках, но практически на всех континентах и на всех древних кратонах, в частности на Балтийском, Украинском и Алданском щитах. Породы этого возраста, относимые у нас к катархею, а за рубежом к нижнему архею, представлены в основ­ном гранитогнейсами тоналитового состава, нередко именуемыми просто «серыми гнейсами» и отличающимися преобладанием в со­ставе щелочей натрия над калием. Однако встречены и основные породы данного возраста и даже осадочные, образовавшиеся в водной среде, — таковы ставшие знаменитыми породы серии Исуа в юго-западной Гренландии с возрастом 3,8 млрд лет.

Происхождение тоналитовых гранитогнейсов, представляющих кору, уже близкую, хотя и не тождественную, современной конти­нентальной, — еще не решенная проблема. Некоторые исследователи допускают ее выплавление непосредственно из мантии, учи­тывая, что в эту эпоху она была еще сильно насыщена флюидами, в том числе водой. Другой возможный путь образования «серых гнейсов» — метасоматическая переработка первичной базальто­вой коры теми же мантийными флюидами. И третий путь — пе­реплавление этой коры при участии тех же флюидов. Этот по­следний процесс представляется наиболее вероятным.

Таким образом, на втором этапе своего развития Земля обо­гатилась еще двумя оболочками — протоконтинентальной корой и гидросферой. Более того, обнаружение следов жизни в серии Исуа свидетельствует и о появлении биосферы. Приповерхностный расплавленный слой заместился лишь частично подплавленной астеносферой, которая начиналась непосредственно под тонкой и еще^; пластичной корой.

Средне- и позднеархейский этап. Возникновение собственно континентальной коры и становление первой Пангеи (3,5— 2,5 млрд лет). На этом этапе широкое развитие получили зелено-каменные пояса. В течение архея сменилось несколько генераций подобных поясов, которые закладывались по крайней мере в среднем архее предпоч­тительно на утоненной протоконтинентальной коре. Последняя ис­пытывала при этом дальнейшее утонение (пластичный рифтинг) и насыщалась основными и ультраосновными магматитами, что спо­собствовало ее утяжелению и погружению. Появление в позднем архее известково-щелочных вулканитов и нормальных гранитов свидетельствует о начале субдукции этой субокеанской коры под протоконтинентальную, т. е., по существу, о начале плитнотекто-нического мегаэтапа развития нашей планеты. Зеленокаменные пояса последовательно причленялись к ядрам протоконтиненталь­ной коры, которая на значительных площадях подверглась пере­плавлению с образованием уже калиевых гранитоидов. В конеч­ном счете этот процесс привел к созданию обширных гранит-зеленокаменных областей с настоящей континентальной корой, кото­рые составили основу фундамента будущих древних платформ — кратонов. Судя по тому, что низы этой коры испытывали метамор­физм гранулитовой фации, требующий не только высоких темпе­ратур, но и высоких давлений, мощность коры достигла уже нор­мальных для современной континентальной коры значений порядка 30—36 км. По некоторым подсчетам, площадь, занимаемая ар­хейской корой, составляет не менее 70% от общей площади сов­ременной континентальной коры. Существуют серьезные основа­ния считать, что к. концу архея эта кора сформировала уже еди­ный и крупный континентальный массив — суперконтинент Пангею.

Но если существовала эпиархейская Пангея, то должен был существовать и ее антипод — мировой океан Панталасса с ба­зальтовой корой океанского типа. Предпосылкой для образования Панталассы и для возникновения характерной для Земли диссимметрии — на одной стороне Пангея (меньших размеров), на дру­гой — Панталасса больших размеров — могло быть то самое па­дение на Землю астероида, которое привело к выбросу материа­ла, создавшего Луну. Эпиархейская Панталасса была, очевидно, менее глубокой, чем современный Мировой океан, но не за счет меньшего, чем в настоящее время, перепада отметок (так как континентальная кора уже достигла близких к современным зна­чений и, следовательно, контраст между ней и океанской корой был примерно такой же), а за счет меньшего объема воды. Впро­чем, интенсивность флюидного потока из мантии, в том числе темп выделения воды в архее, должна была еще оставаться весь­ма высокой.

Главным итогом развития Земли в архее являлось, несомнен­но, становление зрелой континентальной коры с ее разделением на верхнюю и нижнюю разного состава, степени метаморфизма и разных реологических свойств. Конвекция в мантии, судя по рас­положению зеленокаменных поясов, их отношению к серогнейсовым ядрам и последовательности развития, приняла более упоря­дочению форму по сравнению с предыдущими этапами, когда она была скорее хаотической.

Раннепротерозойский этап. Распад первой Пангеи, обособле­ние платформ и подвижных поясов. Дальнейшее разрастание континентальной коры (2,5—1,7 млрд лет). К концу архея вслед­ствие снижения теплового потока и охлаждения кора, по крайней мере в своей верхней части, стала достаточно жесткой и хрупкой для образования устойчивой сети трещин и разломов. Об этом наиболее наглядно свидетельствуют рои даек основных магматитов, известные на ряде щитов древних платформ; крупнейшая из них — Великая дайка Зимбабве в Южной Африке. Дробление привело в середине раннего протерозоя, между 2,2 и 1,9 млрд лет назад, к распаду эпиархейской Пангеи на большое число от­дельных блоков, которые затем сохраняли устойчивое положение с поверхностью, близкой к уровню океана, о чем свидетельствует накопление осадочного чехла из мелководно-морских или конти­нентальных отложений в пределах плоских впадин — протосинеклиз. Среди осадочного чехла протоплатформ встречаются покро­вы платобазальтов и реже более кислых вулканитов. Чехол этот нередко обнаруживает некоторый метаморфизм, близ разломов и интрузий он может достигать амфиболитовой фации. В него мес­тами внедрены гранитотнейсовые купола, образованные за счет ремобилизации архейского кристаллического фундамента. С ними и с дайками связаны руды хрома, никеля, кобальта, платины, меди, золота и др. Дис­локации протоплатформенного чехла выражены пологими склад­ками и сбросами.

Появляются на протоплатформах и собственно рифтогенные структуры — протоавлакогены. Они содержат такие же типы осадков, что и плоские протосинеклизы, но повышенной мощности и часто в сочетании с покровами и силлами основных и ультраос­новных магматитов.

Протогеосинклинали обладают шириной в сотни, длиной в мно­гие сотни и иногда более 1000 км. В большинстве из них, подобно более молодым аналогам, уже можно различать внешние зоны с осадками шельфового (кварциты, доломиты, джеспилиты) или склонового (аргиллиты, граувакки, флиш) характера и внутрен­ние, где получают широкое распространение толеитовые базаль­ты наряду с относительно глубоководными осадками. Заключи­тельные деформации и поднятия охватывают в первую очередь внутренние зоны, а во внешних за счет их развития отлагаются молассы.

Развитие подавляющего числа раннепротерозойских подвиж­ных поясов, за очень редким исключением, завершилось в концу рассматриваемого этапа, что привело к сращиванию ранее разде­ленных ими континентальных блоков, их наращиванию новообра­зованной континентальной корой и тем самым к восстановлению единства Пангеи, вероятно превосходившей по площади первую, эпиархейскую.

Поскольку раннепротерозойские протоплатформы с обрамляю­щими их полосами океанской или субокеанской коры имели, как правило, в поперечнике не более 1 тыс. км, а оси спрединга и рифтинга образовывали более густую сеть и обладали более зна­чительной суммарной длиной, чем в позднем докембрии и фанерозое, раннепротерозойская тектоника вполне заслуживает назва­ния «тектоника малых плит»,. В ее основе лежала мелкоячеистая конвекция в мантии, несколько иная по форме, чем в архее. Это была следую­щая ступень в развитии тектоники плит по сравнению с архей­ской.