Материал: геотектоника
66
Вдвиги
–
еще
один
тип
горизонтальных
дислокаций
сжатия
.
Они
не
выходят
на
поверхность
,
а
представляют
собой
тектонические
клинья
,
внедряющиеся
в
осадочные
толщи
передовых
прогибов
,
вдоль
горизон
-
тов
повышенной
пластичности
.
4.4.
Развитие
тектонических
деформаций
во
времени
На
протяжении
долгого
времени
существовали
две
противопо
-
ложные
концепции
развития
тектонических
деформаций
.
Первая
,
вос
-
ходящая
к
воззрениям
катастрофизма
,
рассматривала
такое
развитие
в
виде
разделенных
во
времени
,
относительно
быстро
протекающих
фаз
складчатости
,
или
орогенических
фаз
.
Эта
концепция
приобрела
большую
популярность
после
опубликования
книги
Г
.
Штилле
«
Осно
-
вы
сравнительной
тектоники
» (1924).
Фазы
были
выделены
и
названы
по
местам
их
типичного
проявления
.
Вторая
концепция
развития
тектонических
деформаций
получила
название
эволюционной
.
В
ее
рамках
развитие
деформаций
происходи
-
ло
с
постепенным
нарастанием
и
последующим
спадом
.
С
появлением
тектоники
плит
оказалось
,
что
обе
концепции
в
своих
крайностях
неправильны
.
Процесс
тектонических
деформа
-
ций
,
как
и
тесно
связанные
с
ним
процессы
регионального
метамор
-
физма
и
гранитообразования
–
это
явление
непрерывно
-
прерывистое
,
в
котором
следует
различать
отдельные
фазы
эндогенной
активности
и
разделяющие
их
периоды
относительного
покоя
.
Продолжитель
-
ность
фаз
составляет
3–5
млн
лет
.
Фазы
концентрируются
в
эпохи
деформаций
продолжительностью
15–20
млн
лет
,
разделенные
более
спокойными
промежутками
времени
(30–40
млн
лет
).
Фазы
Г
.
Штиле
в
этом
случае
соответствуют
эпохам
деформаций
.
Поэтому
за
эпоха
-
ми
сохраняются
традиционные
наименования
,
а
фазы
датируются
по
стратиграфическим
соотношениям
между
разделенными
несогласи
-
ем
отложениями
,
например
,
послеаптская
-
досеноманская
и
т
.
п
.
Вну
-
три
эпох
наблюдается
миграция
фаз
,
смещение
зон
их
проявления
от
внутренних
областей
орогенов
к
периферии
,
а
также
по
простиранию
орогена
.
Эпохи
деформаций
группируются
в
эры
,
которые
отвечают
тек
-
тоническим
циклам
.
Важно
отметить
,
что
местные
условия
влияют
на
конкретную
историю
движений
и
деформаций
того
или
иного
региона
;
глобальный
контроль
проступает
лишь
как
общая
тенденция
.
Глобаль
-
ная
периодичность
отчетливо
проявляется
лишь
при
статистической
об
-
работке
всего
материала
.
67
Реконструкции
дрейфа
континентов
выявила
тенденцию
к
сме
-
щению
континентов
в
западном
и
северном
направлениях
.
Западная
компонента
дрейфа
существует
с
тех
пор
,
как
Земля
вращается
против
часовой
стрелки
(
если
смотреть
со
стороны
Северного
полюса
).
Север
-
ная
же
компонента
периодически
сменяется
южной
,
что
позволяет
вы
-
делить
циклы
с
предполагаемой
продолжительностью
1700
млн
лет
.
Геодинамические
циклы
общемантийной
геодинамической
систе
-
мы
(
циклы
Вилсона
)
проявляются
в
периодическом
созидании
и
распа
-
де
суперконтинентов
.
По
уран
-
свинцовым
датировкам
цирконов
в
до
-
кембрии
рубежи
становления
суперконтинентов
2,7, 1,9, 1,2
млрд
лет
.
Сюда
можно
добавить
становление
последней
(
Вегенеровской
)
Пангеи
0,32
млрд
лет
.
Длительность
циклов
образует
ряд
: 0,8, 0,7, 0,88
млрд
лет
.
Геодинамические
циклы
,
связанные
с
тектоникой
литосферных
плит
,
названы
В
.
Е
.
Хаиным
(2000)
циклами
М
.
Бертрана
.
Они
имеют
продолжительность
150–200
млн
лет
и
заканчиваются
главными
эпоха
-
ми
орогенеза
(
с
приуроченными
к
ним
пиками
щелочного
магматизма
):
1150–1050
млн
лет
назад
–
гренвильской
; 570
млн
лет
назад
–
байкаль
-
ской
; 450
млн
лет
назад
–
раннекаледонской
; 250
млн
лет
назад
–
герцин
-
ской
; 150
млн
лет
назад
–
раннекиммерийской
; 40
млн
лет
–
альпийской
.
Циклы
Бертрана
вписываются
в
циклы
Вилсона
.
Литература
к
разделу
4: [1, 2, 3, 6]
5.
ОСНОВНЫЕ
ЭТАПЫ
И
ОБЩИЕ
ЗАКОНОМЕРНОСТИ
РАЗВИТИЯ
ЗЕМНОЙ
КОРЫ
В
настоящее
время
считается
,
что
Земля
вместе
со
всей
Солнечной
системой
образовалась
из
газопылевого
облака
.
Формирование
плане
-
ты
путем
аккреции
планетезималей
протекало
достаточно
быстро
–
в
продолжение
нескольких
десятков
миллионов
лет
.
Уже
в
это
время
на
-
чалась
дифференциация
материала
с
разделением
на
железо
-
никелевое
ядро
и
силикатную
мантию
.
Эта
дифференциация
,
вероятно
,
продол
-
жается
,
постепенно
замедляясь
,
и
сейчас
,
сопровождаясь
выделением
тепла
.
К
рубежу
3,5
млрд
лет
назад
ядро
Земли
должно
было
существо
-
вать
в
расплавленном
состоянии
,
ибо
с
этого
времени
породы
земной
коры
обнаруживают
остаточную
намагниченность
.
Рост
твердого
вну
-
треннего
ядра
,
скорее
всего
,
начался
с
конца
раннего
протерозоя
.
Разо
-
грев
Земли
на
самой
ранней
стадии
развития
мог
вызвать
плавление
не
только
ядра
но
и
поверхностных
частей
,
вплоть
до
образования
маг
-
68
матического
океана
.
По
другой
версии
расплавленная
зона
(
прототип
астеносферы
)
возникла
на
небольшой
глубине
.
В
том
и
другом
случае
это
обусловило
выплавление
первичной
коры
основного
состава
.
Поро
-
ды
этой
коры
,
возможно
,
встречены
в
виде
ксенолитов
в
более
молодых
образованиях
.
Самые
древние
породы
Земли
имеют
возраст
4–3,8
млрд
лет
.
В
интервале
4,2–3,8
млрд
лет
назад
по
аналогии
с
Луной
Земля
под
-
верглась
метеоритной
бомбардировке
.
Предполагают
,
что
соударение
планетезималей
могло
вызвать
выделение
газов
,
положивших
начало
образованию
атмосферы
Земли
.
Таким
образом
,
уже
на
самом
раннем
этапе
развития
планеты
началось
ее
расслоение
на
оболочки
:
ядро
,
ман
-
тию
,
кору
,
атмосферу
.
Раннеархейский
этап
(4–3,5
млрд
лет
)
характеризуется
образова
-
нием
протоконтинентальной
коры
.
Породы
этого
возраста
представ
-
лены
гранитогнейсами
тоналитового
состава
(«
серыми
гнейсами
»
),
характеризующимися
преобладанием
в
составе
щелочей
натрия
над
ка
-
лием
.
Кроме
этих
образований
встречены
и
основные
породы
,
а
также
осадочные
,
образовавшиеся
в
водной
среде
.
На
происхождение
тоналитовых
гранитогнейсов
,
представляющих
кору
,
уже
близкую
,
но
не
тождественную
современной
континенталь
-
ной
,
существует
несколько
точек
зрения
.
Первая
из
них
допускает
плав
-
ление
низов
линзы
утолщенной
базальтовой
коры
,
образованной
за
счет
мантийного
плюма
(
гипотеза
сагдукции
).
По
второй
гипотезе
плавле
-
нию
подвергалась
нижняя
часть
нагромождения
пластин
базальтовой
коры
,
возникшего
вследствие
ее
еще
высокой
плавучести
и
смещения
со
стороны
либо
осей
спрединга
,
либо
плюмов
(
гипотеза
обдукции
).
На
-
конец
,
сторонники
раннего
проявления
тектоники
плит
предполагают
образование
ТТГ
ассоциации
в
процессе
субдукции
с
непосредствен
-
ным
плавлением
субдуцирующей
коры
.
Предполагается
,
что
эта
кора
к
началу
архея
выступала
над
поверхностью
мелководного
протоокеана
отдельными
островами
.
На
втором
этапе
появились
еще
две
оболочки
–
протоконтинентальная
кора
и
гидросфера
.
На
этом
этапе
обнаружены
следы
жизни
.
Средне
-
и
позднеархейский
этап
(3,5–2,5
млрд
лет
)
–
характери
-
зует
возникновение
собственно
континентальной
коры
и
становление
первой
Пангеи
.
На
этом
этапе
широкое
распространение
получили
зе
-
ленокаменные
пояса
.
В
течение
архея
сменилось
их
несколько
генера
-
ций
.
Появление
в
позднем
архее
известково
-
щелочных
вулканитов
и
гранитов
свидетельствует
о
начале
субдукции
субокеанической
коры
под
протоконтинентальную
и
о
начале
плейттектонического
мегаэтапа
в
развитии
планеты
.
Площадь
архейской
коры
занимала
не
менее
70 %
69
общей
площади
современной
континентальной
коры
.
К
концу
архея
эта
кора
сформировала
суперконтинент
Пангею
.
Ее
антиподом
был
миро
-
вой
океан
Панталасса
с
базальтовой
корой
океанического
типа
.
Итак
,
главным
итогом
развития
Земли
в
архее
было
становление
зрелой
континентальной
коры
с
ее
разделением
на
верхнюю
и
нижнюю
.
Раннепротерозойский
этап
(2,5–1,7
млрд
лет
)
отмечен
распадом
первой
Пангеи
,
обособлением
платформ
и
подвижных
поясов
.
Вслед
-
ствие
снижения
теплового
потока
кора
в
верхней
части
стала
доста
-
точно
хрупкой
для
образования
устойчивой
сети
трещин
и
разломов
.
Дробление
привело
в
середине
раннего
протерозоя
(2,2–1,9
млрд
лет
назад
)
к
распаду
суперконтинента
на
большое
число
блоков
,
покры
-
тых
осадочным
чехлом
из
мелководно
-
морских
и
континентальных
отложений
в
пределах
плоских
впадин
–
протосинеклиз
.
Дислокации
этого
протоплатформенного
чехла
представлены
пологими
складка
-
ми
и
сбросами
.
На
протоплатформах
появляются
и
протоавлакогены
.
Между
протоплатформенными
блоками
расположились
подвижные
пояса
.
В
некоторых
из
них
появились
оси
спрединга
,
что
доказыва
-
ется
присутствием
офиолитов
.
Раннепротерозойские
подвижные
по
-
яса
имели
ширину
в
сотни
километров
,
а
их
длина
достигала
тысячи
километров
.
В
большинстве
из
них
отчетливо
выражены
пассивные
окраины
.
Раннепротерозойская
тектоника
определяется
как
тектоника
малых
плит
.
В
ее
основе
была
мелкоячеистая
конвекция
в
мантии
,
не
-
сколько
отличная
от
архейской
.
Развитие
большинства
подвижных
по
-
ясов
завершилось
к
концу
этапа
,
что
привело
к
формированию
нового
суперконтинента
,
вероятно
,
превосходившего
по
размерам
эпиархей
-
скую
Пангею
.
Среднепротерозойский
этап
(1,7–1,0
млрд
лет
)
знаменует
ча
-
стичный
распад
и
восстановление
второй
Пангеи
.
В
раннем
рифее
вто
-
рая
Пангея
в
основном
сохраняла
свою
целостность
,
осложняясь
об
-
разованием
континентальных
рифтов
,
в
дальнейшем
превратившихся
в
авлакогены
или
интракратонные
складчатые
системы
.
Этот
процесс
со
-
провождался
образованием
крупных
стратиформных
плутонов
габбро
-
анортозитов
и
гранитов
рапакиви
.
В
среднем
рифее
деструкция
Пангеи
активизировалась
,
о
чем
свидетельствует
появление
офиолитов
,
но
к
концу
этой
эры
образовался
новый
суперконтинент
–
Родиния
.
Позднепротерозойско
-
среднепалеозойский
этап
(1,0–0,32
млрд
лет
)
–
включает
деструкцию
суперконтинента
,
заложение
и
начало
развития
подвижных
поясов
неогея
.
В
позднем
рифее
распад
Родинии
приводит
к
обособлению
древних
платформ
–
кратонов
,
ядер
современ
-
ных
материков
.
И
зарождению
палеоокеанов
,
таких
как
Япетус
,
прото
-
70
и
палео
-
Тетис
,
палео
-
Азиатский
и
палео
-
Арктический
океаны
.
Из
них
Япетус
закончил
свое
развитие
в
конце
данного
этапа
,
что
привело
к
объединению
Северной
Америки
(
Лаврентии
)
и
Восточной
Европы
(
Балтики
)
в
Лавруссию
.
Вместе
с
тем
проявились
различные
тенденции
в
эволюции
северной
и
южной
частей
суперматерика
.
В
северной
части
на
протяжении
всего
этапа
господствовали
деструктивные
тенденции
.
В
южной
части
к
началу
палеозоя
проявилось
замыкание
существовав
-
ших
здесь
узких
рифейских
систем
,
в
результате
чего
образовался
мега
-
континент
Гондвана
.
Тектоника
с
позднего
рифея
приобрела
свой
современный
облик
.
Установилась
и
близкая
к
современной
система
конвективных
течений
в
мантии
с
обособлением
верхнемантийной
и
нижнемантийной
состав
-
ляющих
.
Позднепалеозойский
-
раннемезозойский
этап
(0,32–0,20
млрд
лет
)
отмечен
возрождением
суперконтинента
.
Древние
океаны
–
палео
-
Азиатский
,
Тетис
,
частично
,
палео
-
Арктический
стали
перерождаться
в
складчатые
пояса
.
Этот
процесс
достиг
своей
кульминации
в
середи
-
не
триаса
.
Сперва
замкнулась
северная
часть
палео
-
Азиатского
океана
,
что
привело
к
объединению
Лавруссии
с
Сибирью
в
единый
континент
Лавразию
,
которая
затем
объединилась
с
Гондваной
.
В
итоге
возник
су
-
перконтинент
«
Вегенеровская
Пангея
»,
в
пределах
которого
появились
молодые
платформы
(
в
основном
в
форме
щитов
):
Скифско
-
Туранская
,
Западно
-
Сибирская
,
Дунбейская
,
Восточно
-
Австралийская
,
Патагон
-
ская
.
В
конце
этапа
они
пережили
тафрогенную
стадию
.
Вегенеровская
Пангея
была
окружена
кольцом
зон
субдукции
,
в
которых
поглощалась
литосфера
единого
океана
Панталассы
.
В
начале
перми
ее
гондванская
часть
испытала
мощное
покровное
оледенение
,
которое
вызвало
резкое
понижение
уровня
океана
и
увеличение
площа
-
ди
суши
.
На
рубеже
перми
и
триаса
произошли
вспышки
траппового
магматизма
в
Тунгусской
синеклизе
и
на
юге
Таймыра
;
в
конце
триаса
–
середине
юры
–
в
Патагонии
,
Южной
Африке
,
Антарктиде
,
Тасмании
.
В
начале
юры
намечается
тенденция
к
распаду
Гондваны
.
Позднемезозойский
-
кайнозойский
этап
(0,20–0,00
млрд
лет
)
–
это
этап
распада
Вегенеровской
Пангеи
,
образования
молодых
океа
-
нов
,
формирования
современной
структуры
и
рельефа
Земли
.
Распад
Вегенеровской
Пангеи
прослеживается
с
начала
юры
и
продолжается
в
наши
дни
.
Первой
раскрылась
Атлантика
,
которая
соединилась
через
Карибский
пролив
с
Тихим
океаном
,
а
с
реликтовым
Тетисом
–
через
Западное
Средиземноморье
.
Одновременно
началось
обновление
коры
Тихого
океана
.
В
конце
юры
–
начале
мела
оформляется
северная
часть