БИЛЕТ № 12. 26. Циклы Вильсона, Бертрана, Штилле, возникновение и распад Пангей, предполагаемы причины

26. Циклы Вильсона, Бертрана, Штилле, возникновение и распад Пангей, предполагаемы причины.

С появлением концепции литосферных плит взгляды на эволюцию развития подвижных поясов претерпели изменения. Внешние зоны подвижных поясов (миогеосинклинали) стали сопоставляться с пассивными окраинами континента, они закладываются на океанской или переходной субокеанской коре. Граница между океанской и субокеанской корами – континентальный склон. Внутренние зоны (эвгеосинклинали) соответствуют активным окраинам в виде системы окраинных морей, островных дуг и глубоководных желобов, которые развиваются на океанской коре. Изменились взгляды на динамику развития подвижных поясов. Полный цикл развития подвижных поясов от зарождения океанов до его полного закрытия и образования горного рельефа с континентальной корой получил название цикла Вильсона. Каждая стадия характеризуется своим характером образования и своими условиями.

Циклы Бертрана захватывают часть океанского ложа шириной до нескольких 100-н м. В этой зоне в эпоху орогенеза возникают горные сооружения с новообразованной континентальной корой. Эти сооружения примыкают к смежному континенту, увеличивая площадь континентальной коры, т.е. континенты расширяются за счет океана. Цикл Вильсена проявляется в пределах всего пояса.

Цикл Вильсена. Выделяют 6 стадий:

1. Стадия горячей точки. Горячая точка формируется под влиянием восходящего плюма площадью n10 – n10² км². Первоначально на поверхности возникает поднятие (небольшая выпуклость), которая в плане имеет 3-лучевую разрывную систему. Затем, если на территории намечается несколько сопряжённых горячих точек, то при дальнейшем их развитии может сформироваться ломаная осевая линия, по которой закладывается внутриконтинентальный рифтогенез. Наиболее характерными СВК горячих точек является внутриплитный магматизм кимберлитового, карбонатитового и лампроитового состава. Горячие точки могут накладываться как на океаническую кору (Гавайская), так и на континентальную кору (Восточное Забайкалье, Африка), и даже на СОХ (Исландия).

2. Стадия континентального рифтогенеза. Для этого этапа наиболее характерны следующие СВК:

1) диатремы кимберлитового и лампроитового состава;

2) породы эвапоритового комплекса в ассоциации с черными сланцами;

3) бимодальный магматизм, как эффузивный, так и интрузивный (базальт-риолитовые и габбро-норитовые серии);

4) субщелочные и щелочные разновидности пород, в том числе и карбонатиты.

3. Стадия межконтинентального рифтогенеза (Красноморская стадия). В условиях межконтинентального рифтогенеза идёт новообразование коры океанического типа. Нет четко выраженной рифтовой долины, она захоранивается листрическими сбросами (верхняя часть сбросов – субвертикальная, а нижняя часть - субгоризонтальная). Происходит заложение глубоководных котловин, по которым в дальнейшем могут развиться концентрированные спрединговые зоны. СВК Красноморской стадии:

1) для ботов, сопряженных с континентом, характерен бимодальный магматизм;

2) для средних частей бортов – внутриплитный магматизм с трубками взрыва;

3) для осевых частей характерны комплексы пород типичного океанического типа: чёрные сланцы, турбидиты в ассоциации с пассивными олистостромами, эвапоритовая формиция;

4) для черных сланцев характерна их наивысшая продуктивность минералами пятиэлементной формации, а также Au, Ag, Pt-ды.

4. Стадия зрелого океана (Атлантическая стадия). На этой стадии характерно наличие срединного океанического хребта (СОХ), ложе океана и две пассивные окраины, содержащие множество захороненных листрических сбросов. Раскрытые океанические структуры достигают нескольких тысяч километров. Строение СОХ зависит от скорости спрединга, среди которого выделяют низко- и высокоскоростной. При низкоскоростном спрединге всегда хорошо выражается рифтовая долина, имеющая ширину от нескольких сот метров до первых километров (10 – 12 км). В осевой части рифтовой долины постоянно происходит излияние магмы и формирование шитодайкового комплекса. Параллельно оси СОХ хорошо выражены магнитные аномалии. Глубина залегания мантии в пределах СОХ 5 - 7 км. Мощность океанической коры в сторону океана увеличивается до 18 – 20 км, что связано с явлением вертикальной аккреции (приращение).

Строение океанской коры:

1 – сверху пиллоу-лавы, перемежающиеся с терригенным глубоководным комплексом;

2 – шито-дайковый комплекс или комплекс параллельных даек;

3 – слой горизонтально расслоенных силлов.

Состав даек и полу-даек варьирует от диабаза до микродиорита.

СВК Атлантической стадии:

1) По переферии от структур характерны терригенные формации ритмитового типа: подводно-оползневые образования, переходящие в дебризные потоки, они переходят в турбидиты, формирующиеся у подножья континентального склона.

2) Для пилогических областей океана характерны зеленые илы, красные глубоководные илы, радиоляриты.

3) В районе СОХ встречаются следующие СВК:

а) турбидиты офеолитокластовые. За счёт гальмиролиза происходит разрушение ранее сформированных осадков и их сползание по склону, мощность первые 10-ки – несколько 100-н м. С ними связана хромитовая минерализация (обогащение до 70 %).

б) офекальцитовые брекчии (офеолитокластовые брекчии), которые имеют полигенное происхождение карбоната. С одной стороны это средне- и низкотемпературный карбонатный материал, цементирующий обломки основных пород, с другой – органогенный с обломками бентосной мелководной фауны. Уступы, с которых в зону СОХ «падают» содержащие фауну породы, называются эскарпы.

5. Субдукционная стадия. Выделяют 2 типа обстановок:

1) Западно-тихоокеанский тип. Характеризуется сложной композицией и наличием широкой переходной зоны. Здесь в пределах активной океанической окраины (АО) выделяют следующие элементы: задуговой бассейн (ЗБ), вулканическая островная дуга, невулканическая островная дуга, глубоководный желоб.

2) Андский тип. Характерна пологая субдукция молодой океанской литосферы под углами менее 30°. Вместо островной дуги для окраины андского типа характерен периконтинентальный складчатый пояс, а ЗБ соответствует система грабенов, занимающих промежуточное положение между горноскладчатой областью и равнинной.

Структурно-вещественные комплексы для зон субдукции (по профилю от континента в сторону СОХ):

1) осадочные образования:

шельфовые фации (карбонаты, терригенные породы с маятниковым типом ритмичности, дебризы, турбидиты зрелого типа (содержат обломки зрелой континентальной коры – наличие микроклина)) → офеолитовый комплекс в ассоциации с глубоководными эпилогическими осадками (илами и радиоляритами) → турбидит (незрелый, имеет граувакковый состав – обломки, как результат разрушения островной дуги) → узкая зона с карбонатными отложениями, субаэральный магматизм, который выражен перемытыми туфами среднего, основного и кислого состава → наземный магматизм (представлен спекшимися туфами или игнимбритами умеренно-кислого и среднего состава). В целом магматизм островных дуг унимодален (наиболее часто встечаемые породы андезиты с подчиненным развитием базальтов и риолитов) – базальт-андезит-риолитовая серия. → эвапоритовая формация → невулканическая островная дуга (состоит из отдельных аккреционных клиньев разновозрастной различной формационной принадлежности). Формируется аккреционная призма (скорость тектонической эрозии больше скорости аккреции), образуются рифоидные постройки, развита бентосная фауна. → глубоководный желоб.

2) метаморфические комплексы:

В верхней части пододвигающейся плиты за счет тектонической эрозии в больших объемах формируются микститовые комплексы, полимиктовые, терригенные и серпентинитовые меланжи, на которые часто налаживаются низкотемпературные высокобарические метаморфические фации, показателем чего являются глаукофановые сланцы. На глубинах более 100 км формируются метаморфиты высокой температуры и давления (эклогиты).

Для Андского типа характерно:

1) отсутствие отложений задугового бассейна.

2) очень четко проявленная латеральная смена известково-щелочных серий щелочно-известковыми и щелочными в направлении от океана в сторону континентов.

6. Коллизионная стадия. Под коллизией понимается столкновение континентальных структур, как следствие закрытия палеоокеана. При столкновении между собой дуг формируются аккреционные структуры (северо-восток России). Кроме того, коллизия может происходить между островной дугой и континентом, террейном и островной дугой, террейном и террейном. Механизм коллизии определяется рисунком складчатой области, возникающей на месте закрывшегося океана. Наиболее классическим примером является погружение зрелой океанической коры под континентальную с последующим формирование АО. При этом вещественные комплексы надвигаются на пассивную окраину (ПО) в строго определённой последовательности, формируя вертикальный геодинамический ряд за счёт горизонтального: основание ПО → шельфовые фации континента → отложения подножья континентального склона → глубоководные фации →образования СОХ.

СВК коллизионных структур достаточно разнообразны. Это разнообразие определяется размещением всех СВК предыдущих комплексов. К собственно коллизионным комплексам относятся:

1) молассоидные комплексы межгорных впадин;

2) олистостромовые комплексы внутриорогенных бассейнов (на заключительных этапах субдукции в предколлизионное время функционирует остаточный бассейн, где и происходит основное осадконакопление);

3) меланжевые комплексы структур сшивания;

4) гранитоидные образования S-типа;

5) проявление зонального метаморфизма.

Процесс коллизии длится от 5 до 40 млн.л. На ранних этапах возможно совмещение условий субдукции и собственно коллизии. При столкновении континентов на условия сжатия накладываются условия сдвига (скольжения) – транспрессия. После закрытия океанической структуры процесс коллизии продолжается в виде пододвигания одного фрагмента континентальной коры под другой – это признак гиперколлизии или А-субдукции (субдукция Амштуца). В условиях субдукции этого типа происходит резкое увеличение континентальной коры. Субдукция - А является продолжением субдукции Беньофа после закрытия океанской структуры. За счёт остаточного теплового потока Б – субдукции формируются обширные очаги коровой магмогенерации, при которой в плавление вовлекаются не только гидротированные осадки, но и сама континентальная структура. В условиях гиперколлизии широко развиты гранитоиды S-типа, которые из-за большой мощности коры не находят выхода на дневную поверхность, в связи с чем эффузивные аналоги этих пород практически не известны.

Заложение подвижных поясов:

Межконтинентальные подвижные пояса (Урало-Охотский) сформировались на континентальной коре в результате деструкции Пангеи 1. Они прошли в своем развитии 2 первых стадии цикла (континентальный и межконтинентальный рифтогенез). На первой стадии рифты заполнились континентальными отложениями с проявлением бимодального магматизма. На 2-й стадии с разрывом континентальной коры континентальные условия осадконакопления сменились морскими, стали накапливаться карбонатные и флишевые формации, а бимодальный магматизм сменился толеит-базальтовым вулканизмом, начался океанский спрединг.

Окраинно-континентальные подвижные пояса закладывались по разным моделям:

1-я модель – Заложение происходило вдоль края континента континентального рифта, который затем перерождался в зону спрединга с откалыванием пластины континентальной коры, которая становилась энсиалической дугой. В отгороженном ею окраинном море возникают условия для накопления флишевой формации.

2-я модель – Вблизи континентальной окраины в океане вдоль трансформного разлома возникает энсиматическая вулканическая дуга (Алеутская, Марианская), а в отгороженном ею бассейне формируются обломочно-пирокластические отложения за счет разрушения вулканитов дуги.

3-я модель – Андского типа – по краю континента закладывается зона субдукции, над которой возникает энсиалическая дуга, трансформирующаяся затем в краевой вулканно-плутонический пояс. В тылу этой дуги на континентальной или слабо переработанной континентальной коре развивается тыльный прогиб в виде окраинного моря, в котором формируются мелководно-морские терригенные и карбонатные отложения.

В любом случае происходит формирование бассейна с океанской корой.

Стадии развития подвижных поясов:

1. Начальная стадия (соответствует зрелой стадии цикла Вильсена). Характерна геодинамическая обстановка, типичная для рифтогенного Атлантического океана, обе окраины которого относятся к пассивному типу. В пределах пассивной окраины формируется мощный клин, сложенный сланцевой и флишевой формациями в сочетании с основными вулканитами (спелиты, кератофиры, диабазы). Мощность отложений 10 км и больше. По внешнему шельфу на его бровке формируются барьерные рифы (известняки). Их разрушение дает начало карбонатному флишу в пределах континентального склона.

2. Зрелая стадия (соответствует стадии угасания по циклу Вильсена) (Западно-Тихоокеанская окраина). Знаменуется усложнением геодинамической обстановки. В морском бассейне возникает несколько островных дуг разного типа с зонами субдукции и глубоководными желобами над ними. Формируются разные типы отложений, среди которых наиболее важную роль играет флиш островодужного происхождения. В отличие от флиша континентального склона предыдущей стадии, здесь формируется обломочно-туфогенный флиш, включая граувакки и туфогенные турбидиты. Рифовые известняки настраивают отмирающие островные дуги, внутриплитные поднятия типа гийоты. В островных дугах – активный вулканизм от толеитовых базальтов до андезито-дацитов, а в энсиалических дугах – до риолитов. Появляются малые интрузии гранодиоритов, кварцевых диоритов и гранитов, которые внедряются в основание островных дуг.

3. Орогенная стадия. Знаменуется прекращением спрединга, полным поглощением океанской коры и столкновением коллизий, ограничивающих бассейны континентальных окраин. Условия сжатия захватывают не все океанское пространство, а лишь периферические зоны шириной 100 км. Именно в этих зонах происходит столкновение островных дуг и их примыкание к континенту с образованием складчатой системы с новообразованной континентальной корой.

Процессы регионального сжатия на орогенном этапе сопровождаются многочисленными покровами (шарьяжами – офеолитов, флишевыми, метаморфогенными). Во фронтальной части покровов развиваются олистостромы, которые включают крупные глыбы из пород самих покровов, погруженных в матрикс. Особый интерес вызывают офеолитовые покровы, в основании – серпентинитовый меланж.

На орогенном этапе ядра формирующихся горных сооружений подвергаются метаморфизму амфиболитовой фации и внедрению крупных плутонов гранитоидов типа батолитов. Очень часто орогенную стадию разделяют на 2 стадии:

1) В раннеорогенную стадию происходит начало горообразования, обусловленное столкновением островных дуг с континентальной окраиной. Этот процесс сопровождается региональным метаморфизмом, складчато-надвиговыми деформациями, гранитизацией, но горный рельеф еще низкий – краевые и тыловые прогибы (на периферии срединных массивов) заполняются нижней морской песчано-глинистой молассой.

2) В позднеорогенную стадию рост горный сооружений возрастает всвязи с изостазией. Горные сооружения как бы всплывают на мощные гранито-гнейсовые подушки. Краевые и межгорные прогибы начинают заполняться верхней континентальной грубообломочной молассой. На заключительном этапе в осевой зоне горных сооружений возникают растягивающие напряжения, которые приводят к формированию эпиорогенных рифтогенных грабенов,с которыми связан финальный базальтовый магматизм.

4. Тафрогенная стадия. После завершения горообразования, возникшие горные сооружения начинают расползаться по надвигам, которые приобретают обратное смещение и превращаются в листрические сбросы. Возникают тафрогены – грабены, аналогичные континентальным рифтам. Они заполняются континентальными угленосными формациями и включают покровы толеитовых базальтов, но высокой щелочности. Эта стадия формирования складчатых поясов аналогична авлакогенной стадии развития платформ. Главными эпохами орогенеза являлись байкальская в конце докембрия, каледонская в конце силура — начале девона, герцинская в позднем палеозое, киммерийская в конце юры — начале мела, альпийская в олигоцене — квартере. Они завершают циклы продолжительностью 150—200 млн лет, впервые выделенные в конце XIXв. французским геологом М. Бертраном и поэтому заслуживающие название циклов Бертрана. Каледонская эпоха

явилась завершающей для Северо-Атлантического складчатого пояса, герцинская — для большей части Урало-Охотского пояса, киммерийской эпохой завершилось развитие Арктического пояса.

Тихоокеанский и Средиземноморский пояса сохранили свою высокую подвижность до наших дней. Все эти складчатые пояса пережили более одного цикла Бертрана, и продолжительность их

активного развития охватывает многие сотни миллионов лет. Полный цикл эволюции складчатого пояса, от возникновения до закрытия океана, получил название цикла Вилсона, в честь канад-

канадского геофизика, одного из основоположников тектоники плит.Циклы Вилсона проявляются в масштабе всего или почти всего пояса, в то время как составляющие их циклы Бергграна и завершающие их эпохи орогенеза затрагивают лишь отдельные его части.Существует два главных типа складчатых поясов. Один из них составляют межконтинентальные пояса, возникшие на месте вторичных океанов, образовавшихся в свою очередь в результате деструкции среднепротерозойского суперконтинента — Пангеи I.К этому типу принадлежат все перечисленные выше складчатые паяса, кроме тихоокеанских. Последние составляют второй тип

складчатых поясов — окраинно-континентальный, образовавшийся на границе Пангеи I и ее фрагментов с Панталассой — предшественницей Тихого океана. Межконтинентальные пояса заканчивают свое развитие полным поглощением океанской коры и столкновением—коллизией — ограничивающих их континентов. Окраинно-континентальные пояса еще не закончили свое развитие, и Тихого океана продолжает субдуцироваться под эти пояса.' Вот почему пояса первого типа именуются еще коллизионными^ а второго типа '— субдукционными. Большую популярность данная концепция приобрела с выходом в свет работ Г. Штилле, в особенности после опубликования его книги «Основы сравнительной тектоники» (Ш24). В них доказывалась ограниченность числа орогенических фаз в фанерозойской истории Земли (первоначально их было выделено всего 19) г их кратковременность (сотни тысяч лет) и всеобщее распространение. Фазы были выделены и наименованы по местам своего типичного проявления (например, бретонская на границе девона и карбона по названию французской провинции Бретань, ларамийская по горам Ларами в Скалистых горах США и т.п.); их названия получили широкое признание и вошли в учебники исторической геологии. Начиная с позднего протерозоя господствует уже крупноячеистая конвекция •— одноячеистая в эпохи существования суперконтинентов — Пангей, дву- или многоячеистая в эпохи их распада. Периодическое образование Пангей начиная с конца архея и их распад представляют одну из важнейших закономерностей развития литосферы, равно как и постоянная, также с отдаленных времен, диссимметрия Земли с ее разделением на материковое и океанское полушария: Пангее постоянно должна была противостоять Панталасса. Пангей, как и крупные империи в социальной истории Земли, всегда оказывались неустойчивыми. Не успев образоваться, они уже начинали подвергаться раскалыванию, рифтогенезу, что логично объясняется накоплением под их мощной и слаботеплопроводной литосферой эндогенного тепла. Последнее могло приводить к частичному плавлению верхней мантии и накоплению в основании коры базальтовой магмы (underplating"), в особенности в зонах рифтинга и под трапповыми полями. Имеются серьезные основания предполагать, что в истории Земли, по коайней мере с протерозоя, наблюдалась периодическая смена общемантийной конвекции двухъярусной, раздельной в нижней и верхней мантии. По мнению французских исследователей П.Машетеля и П. Вебера, это могло происходить с периодичностью в 500 млн лет. Представляется, что общемантийная конвекция могла возникать в период существования Пангей и приводить к их распаду, после чего она сменялась двухъярусной. Кроме чередования в истории Земли периодов возникновения и разрушения Пангей отмечается закономерность более подчиненного значения. Она заключается в общей тенденции перемещения континентов в течение позднего фанерозоя в северном направлении с их откалыванием от Антарктиды. Кроме того, в течение палеозоя и мезозоя шло откалывание микроконтинентов от Гондваны с их последовательным причленением к Лавразии. В Тихоокеанской области откалывание микроконтинентов сменялось их обратным причленением к материнским континентам; процесс носил «аккордеонный» характер, по выражению китайского геолога Хуан Цзыциня. В мезозое и кайнозое в северной половине Тихоокеанской области по обе стороны океана шло смещение микроконтинентов и океанских поднятий в северном направлении. Причины всех этих смещений пока не ясны; они должны быть связаны с перестройками систем конвективных течений в астеносфере. Намечаются некоторые закономерности и в общем структурном плане Земли, в частности возрастание амплитуды смещений по транаформным разломам от полюсов к экватору, некоторая тенденция левостороннего смещения Северного полушария относительно Южного и др. В заключение надо подчеркнуть, что изложенное в данной главе, и прежде всего касающееся ранних стадий развития Земли во многом проблематично и составляет предмет дальнейших исследований.