ОРОГЕНЕЗ

Source http://www.evolbiol.ru/sorohtin11.pdf

Горы образуют узкие, линейные или дугообразные складчатые структуры, расположенные по периферии континентальных платформ. Горные сооружения сложены смятыми в складки, нарушенными разломами и часто существенно метаморфизованными осадочными толщами.

В геосинклинальной теории механизмы возникновения региональных надвигов и геосинклинальной складчатости оставались мистическими. С появлением теории тектоники плит стало ясно, что все без исключения орогены, часто осложненные региональными надвигами, возникают только в непосредственной близости от зон субдукции за счет сжатия и деформации попавших в эти зоны мощных осадочных толщ, островных дуг или континентальных окраин.

Океаническая и континентальная кора образуются в разных геологических условиях (соответственно в рифтовых зонах и зонах субдукции) при установлении прямо противоположных динамических режимов (растяжения и сжатия) и за счет действия различных процессов (в первом случае это дифференциация мантии и гидратация мантийных пород, а во втором – дегидратация и магматическая переработка океанической коры и осадков, часто с повторным переплавлением континентальной коры).

Дж. Дьюи (Dewey, 1970) выделил четыре основных генетических типа региональных надвигов и складчатых структур, возникающих:

- при деформации островных дуг и активных окраин континентов (в случаях, когда под них пододвигается океанская литосфера)
- при надвигании островных дуг на пассивные окраины континентов Атлантического типа и при столкновении континентов.

Складчатость осадочных толщ, часто сопровождаемая образованием чешуйчатых надвигов и трастов (шарьяжей), возникает только в случаях, если эти толщи оказываются пододвинутыми под фронтальные участки островных дуг и активных окраин континентов, а после коллизии островных дуг или континентов и в тылу этих структур. Теория плит позволила количественно рассчитать режимы формирования краевых прогибов, в которых накапливаются мощные толщи осадков, которые затем сминаются в складки.

Тела горных сооружений Андийского типа и тела большинства островных дуг, оказываются разбитыми двумя падающими навстречу друг другу системами сдвиговых разломов, вдоль которых и происходят главные подвижки и деформации. Вдоль этих же разломов происходит и циркуляция вещества в телах активных окраин континентов и островных дуг, возникающая благодаря трению и тектонической эрозии подошвы литосферного (корового) выступа, перекрывающего собой пододвигаемую океаническую плиту. В результате этого разрушаемое вещество фронтальных участков надвигаемой плиты вместе с переработанным веществом пододвигаемой океанической коры последовательно перемещается от фронтальных к тыловым участкам горного сооружения и постепенно “омолаживает” их. Так, по оценкам О.Сорохтина (Геодинамика, 1979), скорость тектонической эрозии Курильской островной дуги достигает 0,3 см/год, и, следовательно, все ее тело шириной около 300 км должно было быть полностью переработанным приблизительно за 100 Му, поэтому на Курильских островах и не встречаются породы старше позднемелового возраста.

Многообразие структурных форм орогенных поясов определяется сложными сочетаниями простых случаев их деформации, на которые впоследствии накладываются дополнительные тектонические процессы иной природы (например, рифтообразование).

При возрастании тектонической активности Земли усиливается давление на островные дуги и задуговые спрединговые бассейны со стороны пододвигаемых под них океанических плит. В результате задуговые бассейны закрываются, а на тыловые части островных дуг или смежные окраины континентов надвигаются (обдуцируют) офиолитовые трасты – участки бывшей океанической коры этих бассейнов.

Офиолитовые покровы могут возникать и при закрытии узких океанических бассейнов Красноморского и Уральского типа. Происходит это в тех случаях, когда режим растяжения таких
бассейнов меняется на режим их сжатия.

Островные дуги обычно закладываются на океанической литосфере, поэтому в их основании часто залегает бывшая океаническая кора. В дальнейшем при развитии деформаций в теле дуги и под влиянием давления со стороны пододвигаемой плиты, на ее поверхность может быть надвинуто и основание дуги, т.е. бывшая океаническая кора, образующая теперь офиолитовый пояс, причем в этом случае такая обдукция происходят со стороны фронтальных частей дуги на ее тыловые участки. Часто под этими офиолитами залегают глаукофансланцевые породы, образовавшиеся под подошвой островной дуги и метаморфизованные при температурах около 300–500°С, но под влиянием высоких давлений порядка 6–10 кбар, соответствующих глубинам подошвы тела островной дуги около 25–40 км. Если при этом такие офиолит-глаукофансланцевые трасты оказываются надвинутыми на вулканические области островных дуг, характеризующиеся метаморфизмом высоких температур, но низких давлений, то возникают пояса так называемого парного метаморфизма.

Парные регионально-метаморфические пояса противоположного характера по РТ-условиям широко распространены во многих районах Тихоокеанского подвижного кольца. Обычно они близки по возрасту и протягиваются параллельно друг другу на значительные расстояния, но один из таких поясов относится к типу низкого, а другой –высокого давления, хотя отдельные участки каждого из них могут принадлежать и к типу среднего давления. Парные пояса метаморфизма хорошо изучены в Японии, описаны в Калифорнии, Чили, Новой Зеландии и, вероятно, на Урале (Максютовский комплекс).

Метаморфические пояса высоких температур (около 600–700 °С и выше) и низкого давления (порядка 0,5–3 кбар) сопровождаются множеством гранитных интрузий, а цепи андезитовых вулканов на островных дугах и активных континентальных окраинах – это поверхностные индикаторы зон метаморфизма низкого давления и связанного с ним гранитного магматизма. С этой точки зрения метаморфический пояс низкого давления можно рассматривать как пояс гранитного плутонизма и андезитового вулканизма (Миясиро, 1976).

В геологическом строении Земли важную роль играли межконтинентальные горные пояса, являющиеся шовными зонами, соединяющие друг с другом смежные континентальные платформы более древнего возраста. Эти орогены, большинство из которых уже давно денудировано, слагают собой большую часть постархейской континентальной коры. Из фанерозойских подвижных поясов этого типа можно назвать раннепалеозойский Северо-Атлантический пояс каледонид Аппалачей, Шотландии и Норвегии, образовавшихся на месте Палеоатлантического океана (Япетус), а также Урало-Казахстанский складчатый пояс герцинского возраста, спаявший около 230 Ма Гондвану и северные материки в Пангею. Из более молодых структур этого типа следует отметить мезозойский Верхояно-Колымский складчатый пояс, возникший на месте Восточносибирского палеоокеана и причленивший Колымский массив и Чукотку к Сибирской платформе. Наиболее молодой Альписко-Гималайский горный пояс кайнозойского возраста образовался при закрытии палеоокеана Тетис.

Древнейшие межконтинентальные шовные зоны докембрийского свекофеннского возраста спаяли “осколки” распавшегося в раннем протерозое первого в истории Земли суперконтинента Моногея в новый суперконтинент – Мегагею Штилле. Следующий, третий суперконтинент, Мезогея (Родиния), был спаян межконтинентальными подвижными поясами гренвильского возраста из “осколков” распавшейся перед этим Мегагеи, так же как позднерифейские и фанерозойские пояса соединили “осколки” Мезогеи в Пангею.

Общей чертой развития этих сутур является последовательность событий, связанных с расколами континентов, образованием и закрытием молодых океанических бассейнов Атлантического типа, деформациями и магматической переработкой бывших континентальных окраин и повторными соединениями материковых массивов в новые континенты.

Согласно модели Вильсона, подвижные пояса (именуемые геосинклиналями) всегда возникают на континентальной коре и характеризуются длительным развитием порядка 800 Му. Формирование пояса начинается с раскола суперконтинента и образования в условиях растяжения коры континентальной рифтовой системы Восточно-Африканского типа с характерным для таких зон бимодальным вулканизмом. По мере раздвижения обособившихся континентальных массивов, на месте континентальной рифтовой зоны формируется сначала узкий морской бассейн Красноморско-Уральского типа с океанической корой и базальтовым магматизмом, а затем настоящий океан Атлантического типа. На этой стадии континентальная окраина (будущая миогеосинклинальная зона) испытывает постоянные погружения в связи с опусканием “припаянной” к такой окраине океанической литосферы (действует закон опускания окраины континента со временем t как dh=f(t)=kt, с иным значением коэффициента пропорциональности, поскольку положительная плавучесть и упругость континентальной литосферы препятствуют таким прогибаниям континентальных окраин, а накопление осадков, наоборот, им способствует. На данной стадии, отвечающей геосинклинальной схеме стадии начальных погружений, накапливаются мощные толщи терригенных песчано-глинистых и морских карбонатных осадков. За время же существования такого расширяющегося океана (порядка 200 Му) на его континентальных окраинах накапливаются 15–18 км толщи терригенных
осадков.

На этом этапе заканчивается процесс распада суперконтинента и центробежное раздвижение обособившихся материков сменяется их центростремительным сближением и это уже зрелая стадия геосинклинали, где обстановка растяжения меняется на сжатие. Ранее образовавшийся океан начинает закрываться и на месте бывшей рифтовой зоны (там, где литосферная плита наиболее тонкая) возникает островная дуга (будущая эвгеосинклинальная зона) с характерным андезитовым островодужный, известково-щелочной магматизм.

При дальнейшем закрытии океана Атлантического типа континентальная окраина также продолжает опускаться, но уже под давлением приближающейся к ней островной дуги, что приводит к резкому увеличению скорости ее погружения, особенно на последней фазе этой стадии, когда островная дуга начинает надвигаться на континентальную окраину. В это же время происходит смятие накопившихся за все время существования океана осадочных толщ перед фронтом островной дуги и ее надвигания на пассивную окраину одного из континентов, а также образование офиолитовых поясов. После этого закрываются все участки бывшего океана в тылу островной дуги, закрытие самого океана и смятие осадочных толщ на обеих континентальных окраинах, обрамлявших бывший океан.

На орогенном этапе за несколько миллионов лет осадочный чехол бывшей континентальной окраины (миогеосинклинали) сминается в складки. В это время часто под влиянием все возрастающего прессинга плит изменяется и направление их поддвига. В результате вертикальные движения на бывшей континентальной окраине могут изменить свой знак, и складчатые сооружения начинают воздыматься. В это время максимальной интенсивности достигают надвиговые и разрывно-складчатые деформации в телу бывшей островной дуги (в эвгеосинклинальной зоне). В результате переплавления попадающих в зону субдукции осадочных толщ бывшей континентальной окраины в это время меняется и сам геосинклинальный магматизм – на смену известково-щелочному (островодужному) приходит кислый магматизм с обильными внедрениями гранитных интрузий и широким развитием регионального метаморфизма.

Продолжающееся сближение континентов при образовании нового суперконтинента приводит к сжатию подвижного пояса, возникшего на месте бывшего океана, и как следствие этого к горообразовательным процессам, воздымающим вершины такого орогена до 7–8 км над уровнем океана. Для этой стадии развития межконтинентальных горных поясов характерными являются внедрения крупных гранитных батолитов и риолитовый вулканизм. После консолидации возникшего таким путем горного пояса наступает стадия его денудации и пенепленизации, которая может продолжаться многие сотни миллионов лет. После почти полного выравнивания горного пояса на поверхности обнажаются глубокометаморфизованные породы основания и он превращается в часть обычной континентальной платформы.

Андийский тип орогенеза, однако, абсолютно не коррелируется с геосинклинальным учением и объяснить его помогает только теория плит.



ДРЕЙФ КОНТИНЕНТОВ В ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ ЗЕМЛИ

Развитие Континентальных Щитов в Архее
В архее континентальная кора формировалась за счет вторичного переплавления частично гидратированных базальтовых пластин океанической коры в местах их торошения и скучивания над нисходящими конвективными потоками в мантии. Мантийная конвекция в раннем и среднем архее носила преимущественно тепловой характер с подогревом снизу на фронте зонной дифференциации земного вещества и поэтому была организована в систему стационарных бенаровских ячеек. Поэтому и количество древних зародышей континентальной коры в раннем архее соответствовало числу существовавших тогда конвективных ячеек и могло достигать 40 “нуклеаров”. В это время щиты формировались изолированно друг от друга без заметного дрейфа, приобретая очертания округлых структур.

По мере погружения фронта зонной дифференциации земного вещества и расширения зоны дифференциации, размеры устойчивых бенаровских ячеек тоже увеличивались, что приводило к перестройкам конвекции и к соответствующим объединениям нуклеаров в более крупные щиты и к середине позднего архея сохранялось 10–12 изолированных центров формирования будущих континентов – архейских щитов.

Восстановить расположения древних щитов на поверхности Земли не представляется возможным, но первые наиболее древние зародыши будущих континентальных щитов около 3800 Ма появились в экваториальном поясе Земли, над наиболее древней зоной дифференциации земного вещества. Многие из них исчезли, но серогнейсовые комплексы Западной Гренландии или породы Иенгрской серии Алданского щита, не только сохранились, но и являются примерами наидревнейших образований земной коры.

В течение архея зонная дифференциация земного вещества питалась гравитационной энергией, но продолжала развиваться по наследству в том же расширяющемся низкоширотном поясе Земли. Взаимный дрейф архейских щитов по отношению друг к другу оставался незначительным, поскольку они формировались независимо в условиях стационарной тепловой конвекции бенаровского типа над нисходящими конвективными потоками в верхней мантии, подогреваемой снизу процессом зонной дифференциации земного вещества.

Катастрофическое событие выделения земного ядра в конце архея сопровождалось возбуждением в мантийном поясе над зоной дифференциации земного вещества сильнейших конвективных течений, полностью перестроивших существовавший тектонический план. Из геометрии движений ясно, что была одноячеистая конвективная структура с одним восходящим потоком над местом всплытия бывшей сердцевины Земли и одним нисходящим потоком над участком стока “ядерного” вещества к центру планеты. Поэтому именно над нисходящим мантийным потоком на рубеже архея и протерозоя (2600Ма) из обособленных прежде континeнт

ОРОГЕНЕЗ