Материал: геотектоника
51
100
км
.
А
находка
в
районе
Альпе
-
Арами
включений
клиноэнстатита
в
диопсиде
позволяет
предположить
затягивание
континентальной
ли
-
тосферы
на
еще
большие
глубины
(
до
250
км
).
Процесс
выведения
на
поверхность
метаморфитов
свехвысоких
давлений
получил
в
западной
литературе
название
«
эксгумации
»
,
хотя
несколько
ранее
это
же
явление
Д
.
Диксоном
и
Э
.
Ферраром
названо
«
эдукцией
».
Предложено
несколько
механизмов
такого
затягивания
и
последующего
всплытия
пород
.
Суть
их
заключается
в
необходимости
предварительного
заклинивания
(
бло
-
кировки
)
зоны
субдукции
и
отрыва
метаморфизованной
континенталь
-
ной
коры
от
ее
океанского
продолжения
,
что
должно
обеспечить
всплы
-
тие
более
плавучей
коры
.
Во
внешних
зонах
орогенов
породы
(
за
исключением
офиолитов
)
принадлежали
пассивной
континентальной
окраине
и
не
могли
ис
-
пытать
существенных
перемещений
по
простиранию
этой
окраины
и
лишь
относительно
умеренные
(
первые
сотни
километров
)
перемеще
-
ния
вкрест
ее
простирания
,
с
амплитудой
,
нарастающей
внутрь
орогена
и
вверх
по
разрезу
пакета
тектонических
покровов
.
Внутренние
зоны
орогенов
характеризуются
чрезвычайным
разнообразием
структурных
элементов
,
соединенных
друг
с
другом
тектоническими
контактами
,
что
послужило
основанием
для
развития
представлений
о
террейнах
–
ограниченных
разломами
блоках
земной
коры
,
возникших
в
разное
вре
-
мя
и
в
разных
геодинамических
обстановках
,
но
собранных
в
единый
коллаж
.
Среди
террейнов
можно
выделить
три
разновидности
: 1)
тер
-
рейны
«
родственные
»
прилегающему
континенту
,
с
фауной
,
принад
-
лежащей
одной
с
ним
биогеографической
провинции
; 2)
террейны
ис
-
пытавшие
относительно
небольшие
латеральные
перемещения
(
первые
сотни
километров
); 3)
экзотические
террейны
с
латеральными
переме
-
щениями
в
тысячи
километров
.
Основное
отличие
коллизионного
магматизма
от
субдукционного
заключается
в
перемещении
главной
области
магмогенерации
из
верх
-
ней
мантии
в
нижнюю
и
среднюю
кору
.
Это
происходит
за
счет
дис
-
сипативного
разогрева
коры
при
деформации
сжатия
,
а
также
за
счет
экранирования
глубинного
теплового
потока
мощной
корой
.
Опреде
-
ленный
вклад
вносит
и
повышенная
радиоактивность
.
В
последнее
время
рассматривается
также
процесс
отрыва
слэбов
с
образованием
астеносферных
окон
,
обеспечивающих
основной
приток
тепла
за
счет
вторжения
разогретой
астеносферы
.
Подтверждением
возникновения
в
коре
областей
частичного
плавления
служат
выявленные
сейсмически
-
ми
методами
астенолинзы
с
глубиной
залегания
около
15–20
км
(
Тибет
,
астенолинза
с
глубиной
в
интервале
от
15
до
45
км
и
протяженностью
52
более
250
км
).
Результатом
частичного
плавления
коры
являются
ана
-
тектические
палингенные
граниты
S-
типа
.
Подобно
субдукции
,
ориентировка
напряжений
сжатия
при
кол
-
лизии
не
всегда
ортогональна
к
оси
закрывающегося
бассейна
(
косая
коллизия
)
.
Это
приводит
к
развитию
коллизии
разновременно
по
про
-
стиранию
подвижного
пояса
,
постепенно
или
скачкообразно
.
Сутью
постколлизионного
развития
орогенов
является
утонение
коры
и
литосферы
,
выравнивание
рельефа
.
Это
обусловлено
,
с
одной
стороны
,
денудацией
,
а
с
другой
, –
и
изостатическим
поднятием
,
а
так
-
же
гравитационным
расползанием
.
Следствием
последнего
служит
об
-
разование
листрических
сбросов
,
направленных
к
периферии
орогена
.
Результатом
постколлизионного
растяжения
является
и
образование
полирифтовых
систем
,
которое
сопровождается
базальтовым
магматиз
-
мом
(
подъем
магмы
из
астеносферного
выступа
,
подстилающего
уто
-
ненную
литосферу
).
Эту
стадию
часто
именуют
тафрогенной
(
от
греч
.
тафрон
–
ров
).
Еще
одним
следствием
этого
является
выведение
на
по
-
верхность
метаморфических
ядер
.
В
итоге
к
концу
постколлизионной
стадии
возникают
области
с
ко
-
рой
и
литосферой
умеренной
мощности
,
равнинным
рельефом
,
которые
служат
фундаментом
платформы
.
Для
орогенов
характерна
латеральная
неоднородность
,
выраженная
изменениями
их
ширины
,
типа
магматизма
.
Эти
изменения
происходят
скачкообразно
,
обусловливая
продольную
сегментацию
поясов
.
Наряду
с
другими
факторами
важную
роль
в
сегментации
орогенов
играют
ин
-
денторы
(
от
фр
. Dent –
зуб
) –
выступы
континентов
,
ранее
других
участ
-
ков
вступившие
в
коллизию
.
Вызванное
этими
выступами
неравномер
-
ное
сжатие
может
стать
причиной
продольного
течения
горных
масс
.
В
большинстве
случаев
орогенез
выражается
не
в
простой
компрес
-
сии
,
а
в
транспрессии
,
которая
на
постколлизионной
стадии
замещает
-
ся
транстенсией
.
Свидетельством
этого
является
образование
сдвиго
-
во
-
раздвиговых
впадин
типа
pull-
а
p
а
rt
,
часто
служащих
вместилищем
постколлизионных
плутонов
А
-
гранитоидов
.
Между
конвергирующими
континентами
могут
оставаться
зазоры
с
непоглощенной
океанской
корой
–
остаточные
океанские
впадины
,
которые
заполняются
осадками
с
мощностью
более
10
км
.
Осадки
за
-
легают
непосредственно
на
коре
океанского
типа
.
На
фоне
продолжающейся
конвергенции
литосферных
плит
,
их
коллизии
,
сопровождающейся
надвиганием
горных
сооружений
на
свои
передовые
прогибы
и
смежные
платформы
,
во
внутренних
частях
под
-
вижного
пояса
,
в
целом
испытывающего
сжатие
,
происходит
активное
53
растяжение
с
образованием
межгорных
впадин
с
утоненной
континен
-
тальной
корой
и
даже
ее
разрывом
и
замещением
корой
океанского
типа
.
Континентальные
платформы
(
кратоны
)
образуют
ядра
ма
-
териков
,
обладают
типичной
континентальной
корой
мощностью
35–45
км
.
Литосфера
в
их
пределах
достигает
мощности
120–200
км
,
а
в
некоторых
районах
–
до
400
км
.
Они
характеризуются
преимуще
-
ственно
равнинным
рельефом
,
слабой
сейсмичностью
и
тектонической
активностью
в
целом
.
Платформы
в
плане
имеют
полигональную
фор
-
му
.
В
разрезе
платформ
выделяются
осадочный
чехол
,
образованный
не
-
метаморфизованными
,
слабо
дислоцированными
осадочными
порода
-
ми
(
иногда
с
прослоями
платобазальтов
или
более
кислых
вулканитов
)
мощностью
около
3–5
км
,
увеличивающейся
на
отдельных
участках
до
12
км
и
более
.
Осадочный
чехол
отделяется
продолжительным
страти
-
графическим
перерывом
и
резким
угловым
несогласием
от
сложно
дис
-
лоцированных
,
в
различной
степени
метаморфизованных
,
прорванных
интрузиями
разного
состава
породах
фундамента
.
Иногда
между
оса
-
дочным
чехлом
и
фундаментом
выделяется
промежуточный
комплекс
,
образованный
молассовыми
и
молассоидными
образованиями
предгор
-
ных
прогибов
или
рифтогенных
структур
.
Участки
платформ
,
лишен
-
ные
осадочного
чехла
,
называются
щитами
,
а
участки
с
развитым
оса
-
дочным
чехлом
–
плитами
.
Среди
платформ
выделяются
древние
платформы
с
докембрий
-
ским
возрастом
кристаллического
фундамента
,
которые
занимают
око
-
ло
40 %
площади
материков
.
Термин
«
кратон
»
применяется
только
к
древним
платформам
.
К
древним
платформам
относятся
Северо
-
Аме
-
риканская
,
Восточно
-
Европейская
,
Сибирская
,
Китайско
-
Корейская
,
которые
образуют
их
северный
ряд
,
и
Южно
-
Американская
,
Африкан
-
ская
,
Индостанская
,
Австралийская
,
Антарктическая
,
входящие
в
юж
-
ный
ряд
.
Промежуточное
положение
занимает
Южно
-
Китайская
плат
-
форма
(
платформа
Янцзы
).
Молодые
платформы
занимают
около
5 %
площади
материков
.
Их
фундамент
отличается
существенно
менее
глубоким
метаморфиз
-
мом
по
сравнению
с
фундаментом
кратонов
и
именуется
складчатым
фундаментом
.
В
зависимости
от
возраста
завершающей
складчатости
молодые
платформы
подразделяются
на
эпибайкальские
,
эпикаледон
-
ские
,
эпигерцинские
,
эпикиммерийские
.
Осадочные
чехлы
молодых
платформ
отличаются
повышенной
дислоцированностью
и
признаками
унаследованного
от
фундамента
развития
структур
.
Внутреннее
строение
фундамента
древних
платформ
отражает
длительную
и
сложную
историю
его
формирования
.
В
его
строении
вы
-
54
деляются
крупные
блоки
.
В
архейских
блоках
выделяются
два
главных
типа
структурных
элементов
–
гранит
-
зеленокаменные
области
(
ГЗО
)
и
гранулито
-
гнейсовые
пояса
.
Гранит
-
зеленокаменные
области
часто
слагают
блоки
в
сотни
ки
-
лометров
в
поперечнике
.
В
их
пределах
выделяются
извилистые
,
парал
-
лельные
полосы
зеленокаменных
поясов
(
ЗКП
),
которые
сложены
сла
-
бометаморфизованными
,
преимущественно
основными
вулканитами
и
осадочными
породами
.
В
поперечном
сечении
ЗКП
имеют
синклинор
-
ное
строение
,
сильно
усложненное
складчатостью
и
надвигами
.
Они
разделяются
гранитогнейсовыми
полями
.
Иногда
ЗКП
заполняют
про
-
межутки
между
крупными
гранитогнейсовыми
куполами
.
Мощность
осадочно
-
вулканогенного
заполнения
ЗКП
достигает
15
км
.
Нижняя
часть
разреза
образована
преимущественно
основными
(
типа
толеито
-
вых
базальтов
)
и
ультраосновными
лавами
(
коматиитами
),
с
содержа
-
нием
окиси
магния
более
20 %.
В
подчиненном
количестве
в
нижней
части
разреза
присутствуют
джеспилиты
и
силициты
.
В
средней
части
разреза
состав
вулканогенных
пород
средний
и
кислый
,
заметно
увели
-
чивается
доля
осадочных
пород
,
в
том
числе
обломочных
.
Вулканиты
средней
части
разреза
близки
к
островодужным
.
В
верхней
части
разре
-
за
преобладают
обломочные
породы
.
Эта
часть
напоминает
молассовую
формацию
.
Она
отделяется
от
средней
несогласием
,
времени
образова
-
ния
которого
отвечает
внедрение
диапировых
или
межпластовых
плу
-
тонов
гранитоидов
.
Заканчивается
развитие
ЗКП
складчато
-
надвиговы
-
ми
деформациями
,
метаморфизмом
и
образованием
новой
генерации
гранитоидов
,
отличающейся
преобладанием
окиси
калия
над
окисью
кальция
.
Большинство
ЗКП
образовалось
в
промежутке
времени
между
3,5
и
2,5
млрд
лет
назад
.
Учитывая
,
что
формирование
таких
структур
продолжалось
не
более
100
млн
лет
,
за
указанное
время
сменилось
не
-
сколько
их
поколений
.
Наличие
в
основании
разреза
ЗКП
конгломератов
с
галькой
гранитов
и
гнейсов
позволяет
предполагать
,
что
ЗКП
заклады
-
вались
в
условиях
рифтогенеза
более
древней
континентальной
коры
,
представленной
«
серыми
гнейсами
» –
гранитогнейсами
тоналитового
состава
.
Фрагменты
этой
коры
отмечены
среди
гранитогнейсовых
по
-
лей
,
разделяющих
ЗКП
,
но
основная
площадь
этих
полей
сложена
более
молодыми
гранитоидами
,
чем
смежные
ЗКП
.
Предполагается
аналогия
ЗКП
с
молодыми
задуговыми
бассейнами
.
Гранулито
-
гнейсовые
пояса
(
ГГП
)
разделяют
и
окаймляют
ГЗО
.
Появляются
они
в
конце
архея
и
получают
широкое
развитие
в
про
-
терозое
.
Для
них
характерен
многократно
проявленный
метаморфизм
амфиболитовой
–
гранулитовой
фаций
,
сложная
складчатость
,
пологое
55
надвигание
на
смежные
ГЗО
.
Структура
осложнена
гранитогнейсовы
-
ми
куполами
и
крупными
плутонами
габбро
-
анортозитов
.
Другой
тип
подвижных
поясов
,
свойственный
только
раннему
про
-
терозою
, –
это
протоорогены
.
Они
линейны
и
протягиваются
на
сот
-
ни
и
тысячи
километров
при
ширине
несколько
сотен
километров
.
В
строении
подвижных
систем
обычно
отчетливо
выделяются
внешние
и
внутренние
зоны
.
Первые
подстилаются
архейским
фундаментом
,
а
осадочный
чехол
образован
неметаморфизованными
шельфовыми
осадками
.
Моноклинальное
залегание
сменяется
в
направлении
вну
-
тренних
зон
чешуйчато
-
надвиговым
строением
.
Надвиги
развиваются
по
более
ранним
листрическим
сбросам
.
В
этом
же
направлении
возрас
-
тает
глубоководность
осадков
.
Появляются
покровы
и
межпластовые
интрузии
основных
пород
.
Можно
провести
аналогию
с
внешними
зо
-
нами
фанерозойских
орогенов
и
пассивными
окрапинами
континентов
.
Во
внутренних
зонах
появляются
флишевые
и
черносланцевые
толщи
,
больше
становится
основных
вуканитов
,
приближающихся
по
составу
к
океанским
толеитам
.
Это
напоминает
отложения
континентальных
склонов
и
окраинных
морей
.
Еще
дальше
в
тылу
этих
систем
появляют
-
ся
образования
вулканических
дуг
или
вулканоплутонических
поясов
.
Эти
внутренние
зоны
,
вероятно
,
формировались
на
океанической
коре
,
о
чем
свидетельствуют
находки
офиолитов
.
Судя
по
палеомагнитным
данным
,
ширина
большинства
бассейнов
с
океанской
корой
не
превы
-
шала
1000
км
.
Но
для
некоторых
из
них
она
была
сопоставима
с
ши
-
риной
современных
океанов
.
Эволюция
протоорогенов
завершается
складчато
-
надвиговыми
деформациями
,
метаморфизмом
офиолитовой
фации
,
внедрением
гранитоидов
,
формированием
предгорных
проги
-
бов
,
заполненных
молассовой
формацией
.
Блоки
континентальной
коры
,
консолидированной
к
концу
архея
и
являются
обломками
эпиархейского
суперконтинента
,
расколовшегося
в
начале
протерозоя
.
Эти
блоки
соответствуют
в
основном
ГЗО
.
Боль
-
шие
площади
на
них
бывают
перекрыты
слабодислоцированным
,
сла
-
бометаморфизованным
осадочно
-
вулканогенным
чехлом
.
Это
позволя
-
ет
выделить
их
в
качестве
фрагментов
протоплатформ
,
или
протократо
-
нов
.
Осадочный
чехол
выполняет
плоские
синеклизы
.
В
ряде
случаев
структура
протоплатформ
осложнена
рифтовыми
структурами
–
про
-
тоавлакогенами
.
Выполнение
их
нередко
подвергалось
метаморфизму
зеленосланцевой
фации
.
Таким
образом
,
можно
сделать
вывод
о
том
,
что
структуры
раннего
протерозоя
определялись
действием
тектоники
плит
,
но
в
раннем
протеро
-
зое
это
была
тектоника
малых
плит
,
малых
континентов
и
малых
океанов
.