Дислоцированных метаморфических пород

Ведение записей. Записи в полевых книжках, на отдельных карточках или планшетах удобнее производить, пользуясь системой сокращений:

1. Слоистость – СТ (или S₀); сланцеватость – СЦ, СЦ₁, СЦ₂ и т.д. (или S, S₁, S₂ и т.д.); полосчатость – ПС; мигматитовая полосчатость МПС; кливаж – К; крыло складки – Кр₁, Кр₂; осевая поверхность складки – ОП; след осевой поверхности складки – СОП; зеркало складок, образованное слоистостью – ЗСТ; зеркало складок, образованное сланцеватостью – ЗСЦ; угол между крыльями – УК; линейность – Л (например, линейность по кианиту – Л_ки); шарнир складки – Ш (шарнир синклинальной складки - Ш_С, шарнир антиклинальной складки - Ш_А).

2. Конкретные замеры: а) для плоскостных элементов записывается азимут и угол падения – СЦ 325Ð60, ПС+СТ 20Ð45; б) для линейных элементов записывается азимут и угол погружения – Л 15Ð40, Ш_С 187Ð7, (СОП₁ 20Ð35, СОП₂ 340Ð30); в) для угловых элементов – УК 45; г) в случае замеров простирания линейных элементов в субгоризонтальной плоскости обнажения – аз пр. ПС 270.

Условные знаки, применяемые для отображения структурных элементов на картах. На геологических картах должны быть отражены все первичные и вторичные плоскостные и линейные структурные элементы, а также структурные элементы и, по возможности, параметры складок и обязательно с отражением их исторической последовательности. Большинство условных знаков являются общепринятыми и приводятся в многочисленных методических рекомендациях.

Условные знаки, применяемые для отображения на картах границ, состава и степени метаморфизма пород. Установленные (достоверные или прослеженные) границы геологических тел, различающихся по составу, показываются черной тонкой непрерывной линией, а предполагаемые – штрихпунктирной. А состав метаморфических пород отображается либо графическими знаками (на крупномасштабных картах), либо цветом (на мелкомасштабных картах). Примеры графических условных знаков приводятся в многочисленных методических рекомендациях, но единой системы этих знаков не существует. Поэтому при разработке графических знаков должно соблюдаться главное правило – знаки должны быть такими, чтобы они хорошо отражали особенности состава и эти особенности легко читались на геологической карте.

Метаморфогенные границы, отражающие разную степень метаморфизма (фации, давление или температуру и т.д.), показываются цветными линиями, а метаморфические зоны – наложенной цветной штриховкой либо цветным крапом.

 

 

Гл. 7. Вертикальная и латеральная неоднородность Земли

 

7.1. Модели вертикальной (внутренней) и латеральной неоднородности

и гипотезы их образования и эволюции Земли

В основе гипотез эволюции Земли и интерпретации геологических данных (латеральных неоднородностей и тектонических процессов), полученных при изучении земной коры, заложены 4 варианта представлений: 1) о сжимающейся Земле и уменьшении её объёма; 2) о расширяющейся Земле и увеличении её объёма; 3) о постоянстве её объёма; 4) о пульсационном (то уменьшении, то увеличении) изменении её радиуса.

Представления о внутреннем строении Земли базируются, частично, на гипотетических построениях, и в основном, на физико-математических расчетах и данных по сейсмическим исследованиям.

Контракционная гипотеза была предложена в 1829 году Ж.Эли де Бомоном и почти целое столетие безраздельно владела умами геологов. Она связана с космогонией Канта-Лапласа представлениями об изначально огненно-жидкой Земле, её постепенном остывании и сжатии, образовании охлаждённой сравнительно тонкой коры, которая на жидком субстрате сжимается, по мере уменьшения объёма Земли, образуя на её поверхности складки – горы наподобие сморщивания кожуры печёного яблока.

Гипотеза изостазии Эри и Пратта вполне уживалась с контракционной гипотезой. Сущность её в том, что в результате эпейрогенических вертикальных движений происходило уравновешивание блоков земной коры по мощности за счет разрушения одних и накопления материала на других.

Идеи Г. Штилле, основанные на его представлениях об орогенических и эпейрогенических движениях, всё ещё укладывались в рамки контракционной гипотезы, так же как не противоречили ей ни «овалы» В.В.Белоусова, ни окрытие радиоактивного распада.

Геосинклинальная гипотеза или теория гесинклиналей по сути является порождением контракционной гипотезы. Она овеществила тектонические формы, наполнив их горнопородным содержанием, и дала начало учению о геологических формациях.

Во второй половине XIX века американцы Д. Холл и Д. Дэн ввели понятие «геосинклиналь». Затем оно получило распространение в Европе, и дальнейшее развитие в первой половине XX века в работах огромного числа геологов мира – Дана (Dana), Бертрана (Bertrand), Ога (Haug), Шухерта (Schuchert), Г.Штилле (Stille), В.А.Обручева, Г.Штейнмана, А.Д.Архангельского, Н.С.Шатского, В.В.Белоусова, М.В.Муратова, А.В.Пейве, В.Е.Хаина, Н.П.Хераскова, Ю.А.Косыгина и мн.др.

Сущность этого учения сводится к тому, что возникновение мощных, смятых в складки осадочных толщ обусловлено глубоким прогибанием земной коры и последующим их поднятием. На начальном или геосинклинальном этапе происходило накопление мощных толщ осадков в протяженных прогибах – геосинклиналях, разделённых более жесткими структурами – антиклиналями или срединными массивами. Затем погружение сменялось поднятием, сопровождавшимся формированием разнообразных складчатых и разрывных структур, метаморфизмом и магматизмом. Поднятие завершалось на орогенном этапе образованием складчатой области или орогена. После тафрогенной стадии и последующего отмирания орогена наступал платформенный режим развития области. При признании колебательных и разнонаправленных перемещений и деформаций, приоритет в учении о геосинклиналях отдается радиальным движениям, при незначительных латеральных перемещениях.

В основу классификаций геосинклиналей были положены разные признаки – связь с магматизмом, мощности и тип коры, отношение к крупным структурным элементам коры, источники поступающего материала, по характеру магматизма и вулканизма, по составу осадочных формаций и т.д. Но главными признаками геосинклиналей были их зональность и этапность в развитии – смена погружений интенсивным поднятием и складчатостью, как результат проявления эпейрогенических и орогенических вертикальных движений фрагментов земной коры.

Контракционная гипотеза перестала быть эффективной после того, когда была подорвана её основа – представление о жидком состоянии недр Земли. С установлением твёрдого состояния мантии, получением доказательств прохождения продольных волн до границы ядра и мантии, с открытием глубокофокусных землетрясений стали быстро устанавливаться признаки доминирования вертикальных движений.

Несмотря на то, что уже было много доказательств (геологических, данных поверхностных нивелировок и триангуляций), подтверждающих превышение горизонтальных перемещений в 2-4 раза по сравнению с вертикальными, последним отводилась главенствующая роль, а горизонтальные признавались как их производные. Данные представления в тектонике базировались на признании отсутствия жидких или высокопластичных оболочек в верхней части мантии, которые могли бы обеспечить горизонтальные перемещения, а переходная жидкая зона ядро-мантия слишком далека от поверхности и не могла контролировать тектонические процессы в земной коре. Данное направление получило название фиксизма и господствовало в тектонике с 20-ых по 60-ые годы XX века.

Гипотеза Вегенера. В 1912 г. А. Вегенер впервые сформулировал «гипотезу перемещения», т.е. представление о значительных горизонтальных перемещениях материков. Исходным пунктом гипотезы Вегенера послужило совпадение берегов Атлантического океана при рассмотрении Мировой карты (рис. 7.1).

Рис. 7.1. Совмещение континентальных единиц, разобщённых при раскрытии Атлантического океана в позднем мезозое-кайнозое. По Э.Буларду и др. (1965).

Согласно гипотезе, «при продвижении на запад обеих Америк – их передний край был смят сопротивлением древнего глубоко охлаждённого дна Тихого океана в грандиозную цепь Анд». Главное в этой гипотезе – это значительные горизонтальные перемещения материков, подобно плавающим в воде льдинам или айсбергам.

Работа А. Вегенера положила начало мобилизму. До этого существовали мобилистические концепции Е.В. Быханова (1877), оставшиеся не замеченными научной геологической общественностью, И.Ф. Тейлора (1912) и др. Но только после публикации работы А. Вегенера «Происхождение материков и океанов» в результате ожесточённых научных споров и дискуссий эта гипотеза, в конце концов, вылилась в гипотезу глобальной плейттектоники.

Гипотеза расширяющейся Земли была предложена в 1933 году О.С. Хильгенбергом, позднее её развивали Л. Эгьед (1957), С.У.Кери (1958) и др. Она, по сути, принадлежит к тому же семейству, что и гипотеза А. Вегенера, но объясняет раздвижение материков не их плаванием на «симе», а за счёт расширения Земли. Материки, таким образом, составляли основу первичной земной поверхности, а океаны образовывались заново. Учитывая, что площадь океанов составляет ныне около 70% современной поверхности Земли, Земля должна была быть маленькой (с радиусом в два раза меньшим, чем у современной Земли), а сила тяжести в четыре раза больше современной, что не позволило бы выжить тем организмам, которые жили в то время. Во-первых, это противоречит известным данным (согласно гипотезе Иорданс-Дирака), что гравитационная постоянная с кембрия до наших дней уменьшилась лишь на 4%. Во-вторых, последующее разуплотнение вещества и грандиозное расширение не объясняет ни структуры фрагментов коры, ни их современное расположение и т.д. К тому же, механизм, обуславливающий расширение Земли, совершенно неясен.

Пульсационная гипотеза Е.Е. Милановского – это признание пульсационного развития Земли, т.е. смены эпох сжатия и растяжения в истории Земли и базируется она на трёх предпосылках – признании периодичности тектонических движений, вулканизма и эвстатических колебаний уровня Мирового океана. Выделяется 13 эпох сжатия (складчатости), начальные периоды активизации рифтовых структур, отвечающие промежуткам между эпохами сжатия и главные периоды активизации рифтовых зон и проявления «негеосинклинального вулканизма», соответствующие эпохам растяжения. Затем они сопоставляются с глобальными эвстатическими колебаниями уровня океана. Число эвстатических циклов равно числу циклов тектонической активности. Регрессии соответствуют эпохам сжатия и усиления деформаций, а трансгрессии – эпохам растяжения (рифтогенеза).

Однако нужно отметить, что процесс пульсации не может быть выражен достаточно объективно двумерными диаграммами, где на оси геологического времени наносятся величины, отражающие интенсивность тех или иных процессов. Этот процесс представлен по-разному для разных участков Земли и схемы пульсации или смены режимов гораздо сложнее и разнороднее.

Сферически-симметрические модели Земли (Б.Гуттенберга, К.Буллена. Ф.Джефриса), основанные на сейсмических данных, появились в 30-50-ых годах XX столетия. Им предшествовали многие сейсмологические открытия, касающиеся выяснения структуры Земли. Это работы Э. Вихерта, Л. Гейгера, Б. Гутенберга, М. Мохоровичича, Б. Голицына и др. Существующая ныне модель глубинного строения Земли учитывает все прежние достижения сейсмических исследований, показывает довольно дробное и сложное деление на вертикальные сферы и латеральные неоднородности, которые уже отклоняются от сферической симметрии.

Сферически-симметрические модели Земли в плотностном варианте, касающиеся глубин Земли, в отличие от сейсмологических моделей в большей степени базируются на теоретических предпосылках, основанных на гипотетических предпосылках. Исходя из того, что средняя плотность Земли намного превышает среднюю плотность пород, распространённых на поверхности, предполагается возрастание её с глубиной. Были предложены модели с плавным увеличением плотности с глубиной или с более контрастным. В плотностных моделях, увязанных с сейсмологическими, предполагалось, что изменение плотности до глубины 1200 км происходит по одному линейному закону, глубже – по другому, а в ядре плотность остаётся постоянной. После того, как было доказано существование фазовых переходов и показана тесная взаимосвязь физических констант (плотности, давления, ускорения силы тяжести, скорости продольных и поперечных волн, модуля Юнга, модуля сдвига, коэффициента Пуассона и др.), стало ясно, что приходится считаться с множественностью вариантов моделей глубинного строения Земли, которые в большинстве своём укладываются в мозаично-блоково-сферические.

Гипотеза эволюции Земли по В.П. Мясникову и В.Е. Фадееву основана на рассмотрении только физической стороны геодинамического механизма и использует теорию конвективных движений вещества Земли, приведших к формированию ядра от поверхности Земли книзу. В её основе лежат физико-математические расчёты для Земли, как двухэлементного (ядро, мантия) планетного тела, без привязки к очень тонкой (менее 1% радиуса Земли) коре и запечатленного на её поверхности геологического рисунка. Предполагается, что первичные неоднородности должны были вызывать конвективные процессы, которые ведут к расслоению Земли на концентрические оболочки, и, в первую очередь, на мантию и ядро, что соответствует общим свойствам планет. Затем, на некоторой стадии существования планеты происходит опускание тяжёлого вещества в глубину Земли и в результате планета приходит в седиментационное равновесие, характеризующееся конечным размером ядра. Формирование ядра может начинаться с поверхности Земли или в некотором промежуточном слое. При таком механизме термическая энергия Земли должна быть отнесена за счёт гравитационного фактора, поэтому авторами учитывались ещё физико-химические превращения и диффузия, проявившиеся позднее – после разогрева, которые активизировали процессы конвекции и тектоническую активность на поверхности Земли.

Геодинамическая гипотеза Е.В. Артюшкова заключается в связи тектонически активных зон с системами «каналов», по которым из нижней мантии поступает к верхним слоям Земли, так называемый, «легкий материал». По Е.В. Артюшкову в теле мантии с её современной вязкостью гравитационная дифференциация практически невозможна. Она должна была проходить в отдельных жидких или маловязких горизонтах (астеносфера и внешнее ядро), причём суть процесса представляется следующим образом. Масса ядра соответствует значительной доле массы Земли – около 30%. Поэтому ядро должно состоять из одного из наиболее распространённых в Земле веществ. Следовательно, и в нижней мантии концентрация вещества ядра должна быть высокой. Низы мантии частично плавятся и «ядерное» вещество присоединяется к ядру, оставляя выше себя в расплаве легкий материал, который внедряется в вещество мантии и достигает верхних слоёв Земли. Вертикальные движения литосферы возникают только тогда, когда поднимающиеся из мантии крупные массы лёгкого нагретого материала подходят вплотную к этому слою, причём формы рельефа изостатически компенсируются на поверхности (или в зоне) Мохо за счёт физико-химических изменений вещества, а в астеносфере – за счёт вязкого течения.

Гипотеза Е.В. Артюшкова привлекает геологические идеи и физические данные, полученные на поверхности Земли. Она содержит представление о связи тектонических структур и движений в гипергенной оболочке Земли с большими глубинами, охватывающими целиком мантию, и создает стимул к размышлениям о природе унаследованности в тектонике. Географическое распределение и характеристики астеносферных зон в общих чертах коррелируются с областями современной тектонической активности, но не обнаруживают какой-либо связи с устойчивыми во времени геологическими направлениями (складчатыми системами, глубинными разломами и др.), что можно, вероятно, объяснить смещением и изменением астеносферных зон в ходе геологической истории.

Геотектоническая гипотеза А.И. Суворова почти целиком основана на геологических данных, геофизические материалы отражают лишь мощности коры и глубины очагов землетрясений. Она основана на почти априорном признании пластичного субстрата коровых глыб или так называемых тектонопар вместо привычных геосинклинальных и платформенных областей, талассократонов и т.д. Теконопары в понимании А.И. Суворова - «системы из двух равновеликих, пространственно и парагенетически взаимосвязанных структурных элементов, характеризующихся полярно различными динамо-кинематическими параметрами». Каждая тектонопара состоит из синхронно развивающихся двух структур - дугообразного поднятия и примыкающей к нему с внутренней стороны депрессии. На поднятиях утолщённая кора, тонкий осадочный слой, пережатые линейные складки и сдвиго-надвиги, преобладание динамометаморфизма и интрузивного магматизма, а в депрессиях, при мозаичной структуре сбросов и раздвигов и более мощной толще осадков, преобладание эффузивной деятельности. Выделяются континентальные, переходные и океанические тектонопары. Они не перекрывают всю поверхность планеты, формируются глубинным латеральным течением масс при глубинной гетерогенности литосферы, и их размещение и ориентировка не подтверждают «представлений о повсеместном расширении океанического дна, о глобальном дрейфе континентальных плит и вообще отвергают преобладание какой-либо одной для всей Земли модели движений». Гипотеза не противоречит соображениям о преобладании мозаично-блоковой структуры Земли над сферически-симметрической или о существовании обеих структур, а также о несплошном распространении астеносферы и об исторической изменчивости свойств и положения астенозон.

Глобальная тектоника литосферных плит (плейттектоника) и её основные положения. Тектоника плит (plate tectonics; тектоника литосферных плит или новая глобальная тектоника – Isacks et al, 1968) – новейшая геологическая гипотеза, рассматривающая литосферу (внешнюю оболочку) Земли как систему подвижных блоков (литосферных плит) и связывающая процессы дифференциации вещества мантии Земли и формирования океанской и континентальной земной коры с движением литосферных плит. Континенты образуют часть плит и движутся вместе с ними, подобно брёвнам, вмёрзшим в льдины.

Рис. 7.2. Движение литосферных плит по поверхности сферы. Э – «эйлеров полюс»; α – угол вращения, соответствующий перемещению точек А и В. Трансформные разломы дают направление «эйлеровых широт». Справа схема по К.Ле Пишону и др. (1973).

Тектоника литосферных плит базируется на 6 предпосылках: 1 – разделение верхней части твёрдой Земли на две оболочки – жесткую и хрупкую литосферу и более пластичную и подвижную астеносферу; 2 – литосфера подразделена на ограниченное число плит (в настоящее время – семь крупных и семь малых); 3 – принимается три рода перемещений и соответственно границ между плитами: дивергентные (конструктивные) границы, вдоль которых происходит раздвижение плит или спрединг; конвергентные (деструктивные) границы, на которых идёт сближение плит, обычно выражающееся поддвигом одной плиты под другую (если океанская плита подвигается под континентальную – субдукция, а наоборот – обдукция, а если сталкиваются две континентальные плиты с поддвиганием одной под другую – коллизия); трансформные границы, вдоль которых происходит горизонтальное перемещение одной плиты относительно другой по плоскости трансформного разлома. 4 – при своих перемещениях плиты подчиняются законам сферической геометрии (в соответствии с теоремой Эйлера), согласно которым любое перемещение двух сопряжённых точек по сфере совершается вдоль окружности, проведённой относительно оси, проходящей через центр Земли с выходом этой оси на земной поверхности, называемым полюсом вращения или раскрытия (рис. 7.2); 5 – объём поглощаемой в зонах субдукции океанской коры равен объёму коры, нарождающейся в зонах спрединга, что обеспечивает постоянство радиуса Земли; 6 – основная причина движения плит объясняется мантийной конвекцией с наличием определённого количества ячей с восходящими (в зонах спрединга) и нисходящими (в зонах субдукции) ветвями.

 

8.2. Основные этапы образования и развития земной коры

Образование планеты Земля и наиболее ранний «догеологический» этап её развития (4,6-4,0 млрд. лет назад). В настоящее время почти всеми признаётся, что Земля вместе с Солнцем и другими планетами образовалась из газопылевого облака, включавшего и довольно крупные обломки, появившиеся в связи со вспышкой Сверхновой звезды, которая к тому же породила гравитационную волну, способствовавшую сжатию газопылевого облака и началу конденсации составлявшего его рассеянного материала. Формирование планеты Земля путём аккреции составивших её частиц (планетозималей) должно было протекать очень быстро – в течение сотни млн. лет. Варианты последующей истории развития Земли неизбежно обусловлены тем - являлась ли аккреция гомогенной или гетерогенной. Наиболее вероятной остается промежуточная точка зрения – первоначально образовалось лишь внутреннее ядро, а внешнее возникло позже, в ходе глубинной дифференциации мантийного материала на железо с примесью никеля, стекающее в ядро, и силикаты, поднимающиеся в мантию. Эта дифференциация, постепенно замедляясь, продолжается и до настоящего времени, сопровождаясь выделением тепла.

Разогрев Земли на самой ранней стадии её развития мог вызвать плавление не только внешнего ядра, но и более поверхностных частей планеты, вплоть до возникновения так называемого «магматического океана». По другой версии поверхностная часть твёрдой Земли не была расплавлена, но расплавленная зона возникла на небольшой глубине и она являлась прототипом астеносферы. Какой бы сценарий не был разыгран природой, самые ранние свидетельства (магматические породы и магматические цирконы) былых процессов не древнее 4,0-4,3 млрд. лет.

Важным фактором развития Земли на этом этапе и несколько позднее (по аналогии с Луной) принимается предполагаемая метеоритная бомбардировка, спровоцировавшая разогрев и интенсивный базальтовый вулканизм. Доказать это фактологически сейчас невозможно. На этом этапе развития началось расслоение Земли на оболочки – ядро (внутреннее и, возможно, внешнее), мантию, кору и атмосферу.

Раннеархейский этап (4,0-3,5 млрд. лет назад) – этап формирования протоконтинентальной коры. Этот этап документирован породами соответствующего возраста, обнаруженными в отдельных участках практически на всех континентах и древних платформах. Это «серые гнейсы», породы серии Исуа в юго-западной Гренландии, метакоматииты Украинского щита, амфиболиты Водлозёрского блока Балтийского щита и т.д.

На этом этапе своего развития Земля обогатилась ещё двумя оболочками – протоконтинентальной корой (по одной из гипотез) и гидросферой и первыми признаками биосферы.

Средне- и позднеархейский этап (3,5-2,5 млрд. лет назад) – возникновение континентальной коры и становление первой Пангеи. На этом этапе широкое развитие получили зеленокаменные пояса. Площадь архейской коры уже составляла не менее 70% площади современной континентальной коры, которая, вероятно, представляла собой единый крупный суперконтинент Пангею и его антипод – мировой океан Панталасса с базальтовой корой океанического типа. Эта структура крайне дисимметрична. По одной из гипотез предпосылкой для образования Панталассы, как элемента этой дисимметричной структуры, могло быть падение на Землю огромного астероида, которое привело к выбросу материала, впоследствии создавшего Луну.

Раннепротерозойский этап (2,5-1,7 млрд. лет назад) – распад первой Пангеи, обособление платформ и подвижных поясов и дальнейшее разрастание континентальной коры. К концу архея, вследствие снижения теплового потока, который был обусловлен радиоактивным распадом, и охлаждения, верхняя часть коры стала достаточно жесткой и хрупкой, что способствовало образованию трещин, заполненных дайками, протоавлакогенов и палеорифтогенных структур. Развитие большей части этих структур закончилось к концу раннепротерозойского этапа, что привело к сращиванию ранее разделённых ими континентальных блоков, к наращиванию континентальной новообразованной коры и тем самым к восстановлению единства Пангеи, которая, вероятно, уже превосходила по площади первую, эпиархейскую Пангею. Для данного этапа развития возможно применение модели «тектоники малых плит».

Среднепротерозойский этап (1,7-1,0 млрд. лет назад) – частичный распад и восстановление единства Пангеи. Этот этап в развитии Земли остаётся не вполне ясным, поскольку отложения нижнего и среднего рифея весьма ограничены. Предполагается, что раскол Пангеи дальше образования континентальных рифтов не пошел. Рифтогенез закончился формированием авлакогенов или внутриплитных складчатых систем. Разогрев привёл к образованию крупных стратиформных плутонов габбро-анортозитов и гранитов-рапакиви, и проявлению кислого субаэрального вулканизма.

Признаком прогрессирующей деструкции Пангеи в среднем рифее могут служить офиолиты, выявленные в ряде структур. Тем не менее, предполагается, что к концу этого периода большая часть подвижных систем завершила своё развитие, спаяв снова разделённые было части Пангеи.

Позднепротерозойско-раннепалеозойский этап (1,0-0,4 млрд. лет назад) – деструкция протерозойской Пангеи, заложение и начало развития подвижных поясов неогея. В это время деструкция Пангеи приводит к полной её дезинтеграции с обособлением кратонов (ядер современных материков) и заложению широких подвижных поясов на начальной стадии палеоокеанов, которые затем эволюционировали на протяжении фанерозоя. Это – океаны Япетус, прото-, а затем палео-Тетис, палео-Азиатский и палео-Арктический океаны. Из них только Япетусзакончил свой развитие в конце данного этапа, что привело к объединению Северной Америки и Восточной Европы в Лавруссию.

Рис. 7.3. Положение материков в триасе и в настоящее время. По Э.Канасевичу и др. (1978). 1 – зоны субдукции и соответствующие им активные континентальные окраины; 2 – пассивные континентальные окраины; 3 – современные оси спрединга Антлантического и Индийского океанов

На этом этапе проявилось определённое различие в эволюции северной и южной части Пангеи. В северной части господствовали процессы деструкции, а в южной – уже к началу палеозоя проявились обратные тенденции, что привело к формированию единого южного суперконтинента Гондвана.

Позднепалеозойско-раннемезозойский этап (0,4-0,2 млрд. лет назад) – возрождение Пангеи. На этом этапе в условиях прогрессирующего сжатия происходит воссоединение распавшихся структур в Лавруссию и объединение её с Сибирью в суперконтинент Лавразия, а затем к смыканию Лавразии с Гондваной за счёт западной части океана Тетис. В итоге опять был образован единый суперкинтинент Пангея. Отмирание складчато-орогенных поясов и смена в них орогенного режима платформенным привели к возникновению молодых платформ (Скифско-Туранской, Западно-Сибирской, Восточно-Австралийской и др.). Во второй половине данного этапа они переживали тафрогенную стадию развития – платформенный чехол на них накапливался в следующем этапе. С последующим разогревом верхней мантии проявились вспышки траппового магматизма и начальные процессы рифтогенеза, предварявшие начало распада Пангеи в конце средней юры.

Позднемезозойско-кайнозойский этап (0,2-0 млрд. лет назад) – распад Пангеи и образование молодых океанов, формирование современной структуры и рельефа Земли Главным событием этого этапа в историиЗемли и развития земной коры был распад Пангеи (рис. 7.3). Начало было положено образованием Центральной Атлантики, соединением её с Тихим океаном через Карибский пролив и с реликтовым океаном Тетис через Западное Средиземноморье. Таким образом, происходило восстановление широкого океанского пространства, разделявшего Лавразию и Гондвану до позднего палеозоя. Происходит обновление коры Тихого океана, нарастает субмеридионально ориентированный Атлантический океан и северная часть Индийского, опоясывающего Антарктиду, сокращение Тетиса, сближение Евразии с обломками Гондваны (Африкой, Аравией, Индией и Австралией) и т.д. В конечном счёте, был сформирован современный ансамбль структур – континентов и океанов.

 

8.3. Внутреннее строение Земли

В настоящее время преобладающим большинством геологов, геохимиков, геофизиков и планетологов принимается, что Земля имеет условно сферическое строение с нечёткими границами раздела (или перехода), а сферы – условно мозаично-блоковое. Основные сферы – земная кора, трёхслойная мантия и двухслойное ядро Земли.

Земная кора

Земная кора составляет самую верхнюю оболочку твёрдой Земли. Мощность её колеблется от 0 на некоторых участках срединно-океанических хребтов и океанских разломов до 70-75 км под горными сооружениями Анд, Гималаев и Тибета. Земная кора обладает латеральной неоднородностью, т.е. состав и строение земной коры различны под океанами и континентами. На основании этого выделяются два главных типа коры – океаническая и континентальная и один тип промежуточной коры.

● Океаническая кора занимает на Земле около 56% земной поверхности. Мощность её обычно не превышает 5-6 км и максимальна у подножия континентов. В её строении выделяются три слоя.

Первый слой представлен осадочными породами. В основном это глинистые, кремнистые и карбонатные глубоководные пелагические осадки, причём карбонаты с определённой глубины исчезают вследствие растворения. Ближе к континенту появляется примесь обломочного материала, снесённого с суши (континента). Мощность осадков колеблется от ноля в зонах спрединга до 10-15 км вблизи континентальных подножий (в периокеанических прогибах).

Второй слой океанической коры в верхней части (2А) сложен базальтами с редкими и тонкими прослоями пелагических осадков. Базальты нередко обладают подушечной отдельностью (пиллоу-лавы), но отмечаются и покровы массивных базальтов. В нижней части второго слоя (2В) в базальтах развиты параллельные дайки долеритов. Общая мощность второго слоя около 1,5-2 км. Строение первого и второго слоя океанской коры хорошо изучено с помощью подводных аппаратов, драгированием и бурением.

Третий слой океанической коры состоит из полнокристаллических магматических пород основного и ультраосновного состава. В верхней части развиты породы типа габбро, а нижняя часть сложена «полосчатым комплексом», состоящем из чередования габбро и ультрамафитов. Мощность 3-го слоя около 5 км. Он изучен по данным драгирования и наблюдений с подводных аппаратов.

Возраст океанической коры не превышает 180 млн. лет.

При изучении складчатых поясов континентов были выявлены в них фрагменты ассоциаций пород, подобных океанским. Г Штейманом было предложено в начале XX века называть их офиолитовыми комплексами (или офиолитами) и рассматривать «триаду» пород, состоящую из серпентенизированных ультрамафитов, габбро, базальтов и радиоляритов, как реликты океанической коры. Подтверждения этому были получены только в 60-ые годы XX столетия, после публикаций статьи на эту тему А.В. Пейве.

● Континентальная кора распространена не только в пределах континентов, но и в пределах шельфовых зон континентальных окраин и микроконтинентов, расположенных внутри океанских бассейнов. Общая площадь её составляет около 41% земной поверхности. Средняя мощность 35-40 км. На щитах и платформах континентов она варьирует от 25 до 65 км, а под горными сооружениями достигает 70-75 км.

Континентальная кора имеет трёхслойное строение:

Первый слой – осадочный, обычно называется осадочным чехлом. Мощность его колеблется от нуля на щитах, поднятиях фундамента и в осевых зонах складчатых сооружений до 10-20 км в экзогональных впадинах плит платформ, передовых и межгорных прогибах. Он сложен, в основном, осадочными породами континентального или мелководного морского, реже батиального (в глубоководных впадинах) происхождения. В этом осадочном слое возможны покровы и силы магматических пород, образующих трапповые поля (трапповые формации). Возрастной диапазон пород осадочного чехла от кайнозоя до 1,7 млрд. лет. Скорость продольных волн составляет 2,0-5,0 км/с.

Второй слой континентальной коры или верхний слой консолидированной коры выходит на дневную поверхность на щитах, массивах или выступах платформ и в осевых частях складчатых сооружений. Он вскрыт на Балтийском (Фенноскандинавском) щите на глубину более 12 км Кольской сверхглубокой скважиной и на меньшую глубину в Швеции, на Русской плите в Саатлинской уральской скважине, на плите в США, в шахтах Индии и Южной Африки. Он сложен кристаллическими сланцами, гнейсами, амфиболитами, гранитами и гранитогнейсами, и называется гранитогнейсовым или гранитно-метаморфическим слоем. Мощность данного слоя коры достигает 15-20 км на платформах и 25-30 км в горных сооружениях. Скорость продольных волн составляет 5,5-6,5 км/с.

Третий слой или нижний слой консолидированной коры был выделен как гранулито-базитовый слой. Ранее предполагалось, что между вторым и третьим слоем существует чёткая сейсмическая граница, названная по имени её первооткрывателя границей Конрада (К). Позднее при сейсмических исследованиях стали выделять даже до 2-3 границ К. Кроме того, данные бурения Кольской СГ-3 не подтвердили различие в составе пород при переходе границы Конрада. Поэтому в настоящее время большинство геологов и геофизиков различают верхнюю и нижнюю кору по их отличным реологическим свойствам: верхняя кора более жёсткая, и хрупкая, а нижняя – более пластичная. Тем не менее, на основании состава ксенолитов из трубок взрыва можно полагать, что «гранулито-базитовый» слой содержит гранулиты кислого и основного состава и базиты. На многих сейсмических профилях нижняя кора характеризуется наличием многочисленных отражающих площадок, что также может, вероятно, рассматриваться как наличие пластовых внедрений магматических пород (что-то похожее на трапповые поля). Скорость продольных волн в нижней коре 6,4-7,7 км/с.

● Кора переходного типа является разновидностью коры между двумя крайними типами земной коры (океанской и континентальной) и может быть двух типов – субокеанской и субконтинентальной. Субокеанская кора развита вдоль континентальных склонов и подножий и, вероятно, подстилает дно котловин не очень глубоких и широких окраинных и внутренних морей. Мощность её не превышает 15-20 км. Она пронизана дайками и силами основных магматических пород. Субокеанская кора вскрыта скважиной у входа в Мексиканский залив и обнажена на побережье Красного моря. Субконтинентальная кора образуется в том случае, когда океанская кора в энсиматических вулканических дугах превращается в континентальную, но ещё не достигает «зрелости». Она обладает пониженной (менее 25 км) мощностью и более низкой степенью консолидированности. Скорость продольных волн в коре переходного типа не более 5,0-5,5 км/с.

● Поверхность Мохоровичича и состав мантии. Граница между корой и мантией достаточно чётко определяется по резкому скачку скоростей продольных волн от 7,5-7,7 до 7,9-8,2 км/сек и она известна как поверхность Мохоровичича (Мохо или М) по имени выделившего её хорватского геофизика.

В океанах она отвечает границе между полосчатым комплексом 3-го слоя и серпентинизированными базит-гипербазитами. На континентах она расположена на глубине 25-65 км и до 75 км в складчатых областях. В ряде структур выделяется до трёх поверхностей Мохо, расстояния между которыми могут достигать нескольких км.

По результатам изучения ксенолитов из лав и кимберлитов из трубок взрыва предполагается, что под континентами в верхней мантии присутствую кроме перидотитов эклогиты (как реликты океанской коры, оказавшиеся в мантии в процессе субдукции?).

Верхняя часть мантии – это «истощённая» («деплетированная») мантия. Она обеднена кремнезёмом, щелочами, ураном, торем, редкими землями и другими некогерентными элементами благодаря выплавлению из неё базальтовых пород земной коры. Она охватывает почти всю её литосферную часть. Глубже она сменяется «неистощенной» мантией. Средний первичный состав мантии близок к шпинелевому лерцолиту или гипотетической смеси перидотита и базальта в пропоции 3:1, которая была названа А.Е. Рингвудом пиролитом.

Слой Голицина или средняя мантия (мезосфера) – переходная зона между верхней и нижней мантией. Простирается он с глубины 410 км, где отмечается резкое возрастание скоростей продольных волн, до глубины 670 км. Возрастание скоростей объясняется увеличением плотности вещества мантии примерно на 10%, в связи с переходом минеральных видов в другие виды с более плотной упаковкой: например, оливина в вадслеит, а затем вадслеита в рингвудит со структурой шпинели; пироксена в гранат.

Нижняя мантия начинается с глубины около 670 км и простирается до глубины 2900 км со слоем D в основании (2650-2900 км), т. е. до ядра Земли. На основании экспериментальных данных предполагается, что она должна быть сложена в основном перовскитом (MgSiO₃) и магнезиовюститом (Fe,Mg)O – продуктами дальнейшего изменения вещества нижней мантии при общем увеличении отношения Fe/Mg.

По последним сейсмотомографическим данным выявлена значительная негомогенность мантии, а также наличие большего количества сейсмических границ (глобальные уровни – 410, 520, 670, 900, 1700, 2200 км и промежуточные – 100, 300, 1000, 2000 км), обусловленных рубежами минеральных преобразований в мантии (Павленкова, 2002; Пущаровский, 1999, 2001, 2005; и др.).

По Д.Ю. Пущаровскому (2005) строение мантии представляется несколько иначе, чем вышеприведённые данные согласно традиционной модели (Хаин, Ломизе, 1995):

Верхняя мантия состоит из двух частей: верхняя часть до 410 км, нижняя часть 410-850 км. Между верхней и средней мантией выделен раздел I – 850-900 км.

Средняя мантия: 900-1700 км. Раздел II – 1700-2200 км.

Нижняя мантия: 2200-2900 км.

● Ядро Земли по данным сейсмологии состоит из внешней жидкой части (2900-5146 км) и внутренней твёрдой (5146-6371 км). Состав ядра большинством принимается железным с примесью никеля, серы либо кислорода или кремния. Конвекция во внешнем ядре генерирует главное магнитное поле Земли. Предполагается, что на границе ядра и нижней мантии зарождаются плюмы, которые затем в виде потока энергии или высокоэнергетического вещества поднимаются вверх, формируя в земной коре или на её поверхности магматические породы.

Плюм мантийный – узкий, поднимающийся вверх поток твёрдофазного вещества мантии диаметром около100 км, который зарождается в горячем, низкоплотностном пограничном слое, расположенном либо выше сейсмической границы на глубине 660 км, либо рядом с границей ядро-мантия на глубине 2900 км (A.W. Hofmann, 1997). По А.Ф. Грачёву (2000) плюм мантийный – это проявление внутриплитной магматической активности, обусловленное процессами в нижней мантии, источник которой может находиться на любой глубине в нижней мантии, вплоть до границы ядро-мантия (слой «Д»). (В отличие от горячей точки, где проявление внутриплитной магматической активности обусловлено процессами в верхней мантии.) Мантийные плюмы характерны для дивергентных геодинамических режимов. По Дж. Моргану (1971) плюмовые процессы зарождаются ещё под континентами на начальной стадии рифтогенеза (рифтинга). С проявлением мантийного плюма связывается формирование крупных сводовых поднятий (диаметром до 2000 км), в которых происходят интенсивные трещинные излияния базальтов Fe-Ti-типа с коматиитовой тенденцией, умеренно обогащённых лёгкими РЗЭ, с кислыми дифференциатами, составляющими не более 5% от общего объёма лав. Отношения изотопов ³He/⁴He(10^-6)>20; ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd – 0.5126-0/5128; ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr – 0.7042-0.7052. С мантийным плюмом связывается формирование мощных (от 3-5 км до 15-18 км) лавовых толщ архейских зеленокаменных поясов и более поздних рифтогенных структур.

В северо-восточной части Балтийского щита, и на Кольском п-ове в частности, предполагается, что мантийные плюмы обусловили формирование позднеархейских толеитбазальтовых и коматиитовых вулканитов зеленокаменных поясов, позднеархейского щелочногранитного и анортозитового магматизма, комплекса раннепротерозойских расслоенных интрузий и палеозойских щелочно-ультраосновных интрузий (Митрофанов, 2003).

Плюм-тектоника – тектоника мантийных струй, связанная с тектоникой плит. Эта связь выражается в том, что субдуцируемая холодная литосфера погружается до границы верхней и нижней мантии (670 км), накапливается там, частично продавливаясь вниз, а затем через 300-400 млн. лет проникает в нижнюю мантию, достигая её границы с ядром (2900 км). Это вызывает изменение характера конвекции во внешнем ядре и его взаимодействия с внутренним ядром (граница между ними на глубине около 4200 км) и, в порядке компенсации притока материала сверху, образование на границе ядро/мантия восходящих суперплюмов. Последние поднимаются до подошвы литосферы, частично испытывая задержку на границе нижней и верхней мантии, а в тектоносфере расщепляются на более мелкие плюмы, с которыми и связан внутриплитный магматизм. Они же, очевидно, стимулируют конвекцию в астеносфере, ответственную за перемещение литосферных плит. Процессы же, происходящие в ядре, японские авторы обозначают в отличие от плейт- и плюм-тектоники, как тектонику роста (growth teсtonics), имея ввиду рост внутреннего, чисто железо-никелевого ядра за счёт внешнего ядра, пополняемого корово-мантиным силикатным материалом.

Возникновение мантийных плюмов, приводящее к образованию обширных провинций плато-базальтов, предшествует рифтогенезу в пределах континентальной литосферы. Дальнейшее развитие может происходить по полному эволюционному ряду, включающему заложение тройных соединений континентальных рифтов, последующее утонение, разрыв материковой коры и начало спрединга. Однако развитие отдельно взятого плюма не может привести к разрыву материковой коры. Разрыв происходит в случае заложения системы плюмов на континенте и далее процесс раскола происходит по принципу продвигающей трещины от одного плюма к другому.

Литосфера и астеносфера

Литосфера состоит из земной коры и части верхней мантии. Это понятие чисто реологическое, в отличие от коры и мантии. Она более жесткая и хрупкая, чем более ослабленная и пластичная подстилающая оболочка мантии, которая была выделена как астеносфера. Мощность литосферы от 3-4 км в осевых частях срединно-океанских хребтов до80-100 км на периферии океанов и 150-200 км и более (до 400 км?) под щитами древних платформ. Глубинные границы (150-200 км и более) между литосферой и астеносферой определяется с большим трудом, либо вовсе не выявляются, что, вероятно, объясняется высокой изостатической уравновешенностью и уменьшением контраста между литосферой и астеносферой в приграничной зоне, обусловленным высоким геотермическим градиентом, уменьшением количества расплава в астеносфере и т.д.

Тектоносфера

Источники тектонических движений и деформаций лежат не в самой литосфере, а в более глубоких уровнях Земли. В них вовлечена вся мантия вплоть до пограничного слоя с жидким ядром. В связи с тем, что источники движений проявляются и в непосредственно подстилающем литосферу более пластичном слое верхней мантии – астеносфере, литосферу и астеносферу нередко объединяют в одно понятие – тектоносферы как области проявления тектонических процессов. В геологическом смысле (по вещественному составу) тектоносфера делится на земную кору и верхнюю мантию до глубины примерно 400 км, а в реологическом смысле – на литосферу и астеносферу. Границы между этими подразделениями, как правило, не совпадают, и литосфера обычно включает кроме коры и какую-то часть верхней мантии.

 

8.4. Основные структурные единицы литосферы

 

Основными структурными единицами литосферы являются литосферные плиты (рис. 7.4). Некоторые из них, как, например, Тихоокеанская и Наска представлены в верхней части океанской корой. В составе других присутствует как океанская, так и континентальная кора.

Рис. 7.4. Литосферные плиты Земли. Среди малых плит и микроплит: Х – Хуан-де-Фука; Ко – Кокос; К – Карибская; А – Аравийская; Кт – Китайская; И – Индокитайская; О – Охотская; Ф – Филиппинская. 1 – дивергентные границы (оси спрединга); 2 – конвергентные границы (зоны субдукции, реже – зоны коллизии); 3 – трансформные разломы и прочие границы; 4 – векторы «абсолютных» движений литосферных плит (в координатах горячих точек), по Дж.Минстеру и Т.Джордану (1978), с дополнениями; максимальная скорость около 10 см/год.

 

Литосферные плиты

Литосфера или реологически твёрдая часть оболочки Земли в соответствии со вторым положением тектоники плит подразделена в настоящее время на семь крупных и столько-же малых литосферных плит (рис. 7.4). Основанием для их выделения и проведения границ между ними служит размещение большого количества очагов землетрясений, в то время как внутренние части плит слабо сейсмичны или вообще асейсмичны.

Границы литосферных плит

Как отмечалось выше границы литосферных плит подразделяются на дивергентные (зоны спрединга), конвергентные (зоны субдукции и обдукции) и трасформные.

Зоны спрединга (рис. 7.4, 7.5) приурочены к срединно-океаническим хребтам (СОХ). Спрединг (англ. spreading- растекание) – процесс генерации океанской коры в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов (СОХ). Он состоит в том, что под действием растяжения кора раскалывается и расходится в стороны, а образующаяся трещина заполняется базальтовым расплавом. Таким образом, дно расширяется, а его возраст закономерно удревняется симметрично в обе стороны от оси СОХ. Термин спрединг морского дна предложил Р. Дитц (1961). А сам процесс рассматривается как океанский рифтогенез, основу которого составляет раздвиг посредством магматического расклинивания. Он может развиваться как продолжение континентального рифтогенеза (см. раздел 7.4.6). Раздвиг же в океанских рифтах обусловлен мантийной конвекцией – восходящими её потоками или мантийными плюмами.

Зоны субдукции – границы между литосферными плитами вдоль которых происходит погружение одной плиты под другую (рис. 7.4, 7.5).

Субдукция (лат. sub – под, ductio – ведение; термин был заимствован из альпийской геологии) – процесс пододвигания океанской коры под континентальную (окраинно-материковый тип зон субдукции и его разновидности – андский, зондский и японский типы) или океанской коры под океанскую (марианский тип зон субдукции) при их сближении, обусловленном раздвиганием плит в зоне спрединга (рис. 7.4 - 7.7). Зона субдукции приурочена к глубоководному желобу. При пододвигании происходит быстрое гравитационное погружение океанской коры в астеносферу с затягиванием туда же осадков глубоководного желоба, с сопутствующими проявлениями складчатости, разрывов, метаморфизма и магматизма. Субдукция осуществляется за счёт нисходящей ветви конвективных ячей.

 

Рис. 7.5. Глобальная система современных континентальных и океанских рифтов, главные зоны субдукции и коллизии, пассивные (внутриплитные) континентальные окраины. а – океанские рифты (зоны спрединга) и трансформные разломы; б – континентальные рифты; в – зоны субдукции: островодужные и окраинно-материковые (двойная линия); г – зоны коллизии; д – пассивные континентальные окраины; е – трансформные континентальные окраины (в том числе пассивные); ж – векторы относительных движений литосферных плит, по Дж. Минстеру, Т. Джордану (1978) и К. Чейзу (1978), с дополнениями; в зонах спрединга – до 15-18 см/год в каждую сторону, в зонах субдукции – до 12 см/год. Рифтовые зоны: СА - Срединно-Атлантическая; Ам-А – Американо-Антарктическая; Аф-А - Африкано-Антарктическая; ЮЗИ – Юго-Западная Индоокеанская; А-И – Аравийско-Индийская; ВА – Восточно-Африканская; Кр – Красноморская; ЮВИ – Юго-Восточнач Индоокеанская; Ав-А – Австрало-Антарктическая; ЮТ – Южно-Тихоокеанская; ВТ – Восточно-Тихоокеанская; ЗЧ – Западно-Чилийская; Г – Галапагосская; Кл – Калифорнийская; БХ – Рио-Гранде – Бассейнов и Хребтов; ХФ – Горда – Хуан-де-Фука; НГ – Нансена-Гаккеля; М – Момская; Б – Байкальская; Р – Рейнская. Зоны субдукции: 1 – Тонга-Кермадек, 2 – Новогебридская, 3 – Соломон, 4 – Новобританская, 5 – Зондская, 6 – Манильская, 7 – Филиппинская, 8 – Рюкю, 9 – Марианская, 10 – Идзу-Бонинская, 11 – Японская, 12 – Курило-Камчатская, 13 – Алеутская, 14 – Каскадных гор, 15 – Центральноамериканская, 16 – Малых Антил, 17 – Андская, 18 – Южных Антил (Скотия), 19 – Эоловая (Калабрийская), 20 – Эгейская (Критская), 21 – Мекран.

В зависимости от тектонического эффекта взаимодействия литосферных плит в разных зонах субдукции, а нередко и на соседних сегментах одной и той же зоны, можно выделить несколько режимов – субдукционной аккреции, субдукционной эрозии и нейтральный режим.

Режим субдукционной аккреции характеризуется тем, что над зоной субдукции образуется всё увеличивающаяся в размерах аккреционная призма, имеющая сложную изоклинально-чешуйчатую внутреннюю структуру и наращивающая континентальную окраину или островную дугу.

Режим субдукционной эрозии предполагает возможность разрушения висячего крыла зоны субдукции (подкоровая, базальная или фронтальная эрозия) в результате захвата материала сиалической коры в ходе субдукции и перемещения его на глубину в область магмообразования.

Нейтральный режим субдукции характеризуется пододвиганием почти недеформированных слоёв под висячее крыло.

Рис. 7.6. Океанская субдукция (ОС) и континентальная субдукция (КС) или («Альпинотипная субдукция», «А-субдукция») в р-не окраинно-материковой Андской зоны, по Ж.Буржуа и Д.Жанжу (1981). 1 – докембрийско-палеозойский цоколь, 2 – лежащие на нём комплексы палеозоя и мезозоя, 3 – гранитоидные батолиты, 4 – заполнение кайнозойских впадин, 5 – океанская литосфера.
Рис. 7.7. Главные тектонические типы зон субдукции (I-IV) и их латеральные ряды (1-9), по М.Г.Ломизе, с использованием схем Д.Кариега, У.Дикинсона, С.Уеды. а – континентальная литосфера, б – океанская литосфера, в – островодужные вулканиты, г – вулканогенно-осадочные формации, д – откат перегиба субдуцирующей плиты, е – место возможного формирования аккреционной призмы.

 

Обдукция – тектонический процесс, в результате которого океаническая кора надвигается на континентальную (рис. 7.8).

Рис. 7.8. Предполагаемые главные механизмы обдукции: I – при столкновении активной континентальной окраины со спрединговым хребтом, по Н.Кристенсену и М. Сэлсбари (1975); II – при столкновении пассивной континентальной окраины с фронтом океанской (энсиматической) островной дуги, по Э.Мурсу (1970); III – при закрытии бассейнов океанского типа.

Подтверждением возможности такого процесса являются находки офиолитов (реликтов океанической коры) в разновозрвстных складчатых поясах. В надвинутых фрагментах океанской коры представлена только верхняя часть океанской литосферы: осадки 1-го слоя, базальты и долеритовые дайки 2-го слоя, габброиды и расслоенный гипербазит-базитовый комплекс 3-го слоя и до 10 километров перидотитов верхней мантии. Это означает то, что при обдукции происходило отслаивание верхней части океанской литосферы и надвигание её на континентальную окраину. Остальная же часть литосферы перемещалась в зоне субдукции на глубину, где претерпевала структурно-метаморфические преобразования.

Геодинамические механизмы обдукции разнообразны, но главные из них – обдукция на границе океанского бассейна и обдукция при его замыкании.

Эдукция (англ.eduiction – извлечение) – процесс обратного выведения к поверхности тектонитов и метаморфитов, образовавшихся ранее в зоне субдукции, в результате продолжающейся дивергенции. Это возможно в том случае, если субдуцирующий хребет вытянут вдоль континентальной окраины и если свойственная ему скорость спрединга превышает скорость пододвигания хребта под континент. Там, где скорость спрединга меньше скорости пододвигания хребта, эдукция не происходит (например, взаимодействие Чилийского хребта с Андской окраиной).

Аккреция – наращивание в процессе пододвигания океанической коры края континента примыкающими к нему разнородными террейнами. Процессы регионального сжатия, вызванные столкновением микрокнтинентов, островных дуг или других «террейнов» с континентальными окраинами, обычно сопровождаются развитием шарьяжей, состоящих из пород промежуточных бассейнов или из пород самих этих террейнов. Так образуются, в частности, флишевые, офиолитовые, метаморфитовые тектонические покровы с формированием перед фронтом покровов за счёт их разрушения олистостостром, а в подошве покровов – микститов (тектонического меланжа).

Коллизия (лат. collisio – столкновение) – столкновение разновозрастных и разных по генезису структур, например, литосферных плит (рис. 7.5). Развивается там, где континентальная литосфера сходится с континентальной: их дальнейшее встречное движение затруднено, оно компенсируется деформацией литосферы, её утолщением и «скучиванием» в складчатых сооружениях и горообразованием. При этом проявляется внутренняя тектоническая расслоенность литосферы, разделение её на пластины, которые испытывают горизонтальные перемещения и дисгармоничные деформации. В процессе коллизии преобладают глубинные наклонные латерально-сдвиговые встречные обмены породными массами внутри земной коры. В условиях скучивания и утолщения коры образуются палингенные очаги гранитной магмы.

Наряду с коллизией «континент-континент» иногда может быть коллизия «континент-островная дуга» или двух островных дуг. Но правильнее её применять для межконтинентальных взаимодействий. Пример максимальной коллизии – некоторые отрезки Альпийско-Гималайского пояса.

Трасформные границы (или трансформные разломы) рассмотрены далее в разделе 7.4.3.