Орогенные и «талассо-орогенные» пояса: сходство и различия Два типа подвижных поясов Земли, в которых доминируют положительные формы рельефа

Системы линейных поднятий и впадин в зонах спрединга, осложняющих срединно-океанские хребты (СОХ), дают основание рассматривать СОХ как «талассо орогенные» пояса, отличающиеся от орогенных поясов зон коллизии поперечной ориентировкой таких систем. Наличие «корней» поднятий и «антикорней» впадин в обоих типах подвижных поясов обусловлено процессом двухъярусной валиковой конвекции в плотностно-инверсионной геосфере астеносфера+литосфера, возникающей в обстановке повышенного теплового потока и стимулируемой растяжением при спрединге и сжатием при коллизии.

Гончаров М.А.

Геологический факультет Московского государственного университета (МГУ), Москва, Россия

Орогенные пояса состоят из хребтов, чередующихся с впадинами и в целом параллельных простиранию пояса. Поэтому привычный термин «срединно-океанский хребет», обозначающий структуру, вытянутую по простиранию иногда на десятки тысяч км и имеющую первые тысячи км в поперечнике, выглядит несообразно с гораздо менее протяженными и широкими хребтами орогенных поясов. Совершенно очевидно, что СОХ, с одной стороны, и хребты орогенных поясов, с другой, – это структуры разного ранга. По своим масштабам СОХ сопоставимы с самими орогенными поясами и поэтому могут быть названы «талассо-орогенными» поясами, имея в виду их приуроченность к океанам.

Но в этом случае встает вопрос о более мелкомасштабных структурах, осложняющих «талассо-орогенные» пояса. Таковыми являются поперечные (иногда косо ориентированные по отношению к простиранию СОХ) поднятия-хребты и впадины долины (рисунок, а). На этом общем фоне рифтовые долины имеют вид второстепенных нарушений, осложняющих поднятия, а трансформные разломы оказываются приуроченными ко впадинам. Благодаря сдвиговому смещению вдоль трансформных разломов, последние резко выражены в рельефе океанского дна.




Рисунок. «Талассо-орогенный» пояс. а – «имидж» океанского дна по данным спутниковой альтиметрии, на примере экваториальной части Атлантики, из [1]. б – глубинный разрез литосферы через разломную зону Зеленого Мыса. По Ю.Н. Разницину [8], упрощенно.



Признаки сходства орогенных и «талассо-орогенных» поясов. Это, прежде всего повышенная у поперечных поднятий и пониженная у поперечных впадин мощность коры (рисунок, б), что характерно и для продольных поднятий и впадин в орогенных поясах.

Сходство морфологии всегда вызывает подозрение в общности происхождения. Генезис продольных систем, хотя обычно и приписывают коллизионному горизонтальному сжатию, но это представление не вяжется с пониженной мощностью коры и литосферы под орогенными впадинами. Что касается поперечных систем, то такое сжатие должно быть направлено вдоль простирания СОХ, а это вообще нереально.

Наиболее вероятной причиной формирования поперечных систем СОХ является поперечная валиковая конвекция в молодой океанской геосфере астеносфера+литосфера, которая происходит на фоне более масштабной конвекции в верхней мантии, ответственной за процесс спрединга. Возможность существования такой иерархической конвективной системы продемонстрировал теоретически и экспериментально А.Г. Кирдяшкин [5].

Однако в модели А.Г. Кирдяшкина валиковая поперечная конвекция — одноярусная. Поэтому она не может создать существующие в природе (см. рисунок, б) поперечные впадины границы Мохо («корни») под поперечными поднятиями рельефа океанского дна и поперечные поднятия этой границы («антикорни») под поперечными впадинами дна.

Наличие коры, более легкой, чем подстилающая мантия, вынуждает валиковую конвекцию, для соблюдения изостатического равновесия, быть двухъярусной, в результате чего над «антикорнями» формируются впадины рельефа океанского дна, а над «корнями» — поднятия дна. Главным в этом процессе является то обстоятельство, что над нисходящим потоком в нижнем ярусе, создающим «корень», осуществляется восходящий поток в верхнем ярусе, в результате чего над «корнем» возникает поднятие. И, наоборот, над восходящим потоком в нижнем ярусе, ответственным за создание «антикорня», происходит нисходящий поток в верхнем ярусе, в результате чего над «антикорнем» формируется впадина.

Восходящие конвективные потоки, хотя и компенсируются нисходящими, но такой компенсации недостаточно. Для полной компенсации объема внутри конвективной ячейки необходимы горизонтальные потоки, строго увязанные с вертикальными [2]. Эти потоки создают между впадинами и их «антикорнями» обстановку горизонтального растяжения, а между смежными поднятиями и их «корнями» господствует компенсационное горизонтальное сжатие. Такая компенсация растяжения в зонах поперечных впадин сжатием в зонах смежных поперечных поднятий установлена Ю.Н. Разнициным [8].

Двухъярусная конвекция была выявлена в свое время А. Бенаром в результате его известных экспериментов [9]. Однако Дж. У. Рэлей [10], используя результаты экспериментов А. Бенара, игнорировал маломощный верхний ярус бенаровской конвекции как несущественный для создания основ физической теории конвекции. Однако этот верхний ярус представляется весьма важным для понимания природы тектонических движений.

Чем более детальной становится картина рельефа морского дна в областях СОХ, тем все более явно выявляется поперечная «морщинистость» этого рельефа, осложняющая упомянутые поперечные поднятия и впадины. Эта «морщинистость» также может быть объяснена в рамках представления о поперечной конвекции. В процессе последней возникают не только поднятия и впадины, но и своеобразное конвективное поле напряжений, которое в случае слоистой толщи приводит к складкообразованию. В Лаборатории тектонофизики и геотектоники МГУ было проведено много экспериментов по воспроизведению конвективной складчатости, в том числе при подогревании снизу прямоугольных в плане тонкослоистых образцов, в которых происходила поперечная конвекция и формировалась поперечная конвективная складчатость [7].

Таким образом, океанская кора, рожденная в зонах СОХ в процессе спрединга, изначально обладает поперечно-конвективной структурой, что способствует формированию сдвиговых трансформных разломов под прямым углом к рифтовым долинам. Трансформные разломы используют при своем формировании ослабленные зоны поперечных впадин с утоненной корой и литосферой. Это представление подтверждено нами экспериментально; в контрольных опытах по растяжению образцов, не обладавших такой структурой, трансформные разломы, в соответствии с канонами тектонофизики, не возникали [4].

Если теперь снова обратиться к продольным системам поднятий и впадин в зонах коллизии — орогенным поясам, — то встает законный вопрос: — а почему их формирование нельзя объяснить по аналогии с поперечными системами поднятий и впадин вышеописанных зон спрединга — «талассо-орогенных» поясов? С тем чтобы снять проблему утонения коры и литосферы под впадинами в обстановке коллизии. Такую идею о двухъярусной конвекции высказывали А.В. Чекунов применительно к новейшему тектогенезу Юго-Восточной Европы и М.Г. Леонов в связи с анализом альпийской геодинамики Южного Тянь-Шаня. Более подробно этот вопрос освещен в [3].

Общей сходной причиной поперечной (в зонах спрединга) и продольной (в зонах коллизии) валиковой конвекции является повышенный тепловой поток в этих зонах [6], снижающий вязкость литосферы и тем самым «активизирующий» инверсию плотности в геосфере астеносфера+литосфера. Обстановка растяжения при спрединге и сжатия при коллизии стимулирует, ускоряет и регионально синхронизирует процесс конвекции.

В рамках авторской концепции геодинамики иерархически соподчиненных геосфер [3], валиковая конвекция в зонах спрединга и коллизии представляет собой надрегиональную конвективную геодинамическую систему 3-го ранга (ГС-3), в то время как обе эти зоны вместе с разделяющей их литосферной плитой принадлежат субглобальной конвективной системе 2-го ранга (ГС-2).

2. Гончаров М.А. Компенсационная организация тектонического течения и структурные парагенезы // Геотектоника. 1993. № 4. С. 19–29.

4. Гончаров М.А., Фролова Н.С. Поперечная неоднородность океанской литосферы как фактор формирования трансформных разломов СОХ: результаты физического моделирования // Материалы Всероссийской научной конференции «Геология, Геохимия и Геофизика на рубеже XX и XXI веков». Том 1. «Тектоника, стратиграфия, литология». М.: ООО «Связь-Принт», 2002. С. 38–40.

5. Кирдяшкин А.Г. Тепловые гравитационные течения и теплообмен в астеносфере. Новосибирск: Наука, Сиб. отд-ние, 1989. 81 с.

6. Левин Л.Э. Реологическая расслоенность термической литосферы и задача оценки сейсмической опасности // Тектоника и геодинамика континентальной литосферы. Том 1. М.: ГЕОС, 2003. С. 324–327.

7. Методы моделирования в структурной геологии / В.В. Белоусов, А.В. Вихерт, М.А. Гончаров и др. М.: Недра, 1988. 222 с.

8. Разницин Ю.Н. Тектоническая расслоенность литосферы молодых океанов и палеобассейнов / Тр. Геол. Ин-та, вып. 560. М.: Наука, 2004. 270 с.