Динамика континентальной литосферы и рост континентов

02.07.2018
Крупнейшими структурными элементами континентов являются кратоны (платформы) и геосинклинали. Анализируя общую направленность эволюции литосферы и земной коры, необходимо сделать вывод о постепенном нарастании общей площади континентов и увеличении их мощности по крайней мере с начала позднего протерозоя. Возраст континентальной литосферы значительно превышает возраст океанической литосферы. Первичная континентальная кора начала формироваться путем деления на гранитную и тоналитовую составляющие с обособлением ультраосновного остатка. Возраст этого процесса около 4,0 млрд лет. Однако достоверно древнейшие породы континентов датируются возрастом 3700 млн лет.

Геосинклинали


Геосинклинали — наиболее подвижные участки континентальной литосферы, расположенные по границам платформ. В геодинамике платформенные участки литосферы (кратоны) и платформенные участки океанической литосферы (талассократоны) чаше называют литосферными плитами соответственно континентальными и океаническими. Здесь необходимо подчеркнуть еще раз, что границы континентов определяются не по береговой линии океанов, а по зонам Заварицкого—Беньофа, которые, например, у восточной окраины Евразии значительно удалены от береговой линии на сотни и тысячи километров, т. е. как указывалось выше, в площадь континентов входит площадь шельфовых зон.

Геосинклинали, тяготеющие к окраинам континентальных плит, называются окраинно-континентальными, в отличие от поясов, локализованных между континентами — межконтинентальными поясами. К первому типу относится, например, современный Западно-Тихоокеанский пояс, включающий систему окраинных морей, островных дуг и глубоководных желобов. Ко второму типу — Средиземноморский, разделяющий своим западным флангом Европу от Африки, а восточным — Китайскую платформу от Индийской. На месте древних геосинклиналей возникли складчатые пояса. Геосинклинали формируются на океанической коре. В древних складчатых поясах о существовании геосинклинального режима свидетельствуют реликты океанической коры, так называемые офиолитовые ассоциации пород. По возрасту офиолитов можно судить о времени заложения древнейших геосинклиналей: 1350—1000 млн лет.

Геосинклинали формировались долгие периоды времени. Вначале вместе с прогибанием коры в них накапливаются мощные толщи осадков, затем в процессе сжатия, интенсивной складчатости, метаморфизма и магматизма они превращаются в складчатые пояса. Эти изменения режима могут быть многократными и проявляются в пределах пояса неравномерно. Велика роль глубинных разломов, погружающихся в мантию, которые служат зоной разгрузки тектонических напряжений и элементом прямой связи литосферы с подлежащими слоями разогретой (разуплотненной) мантии, т. е. структурой, регулирующей тепловой поток и магматическую деятельность.

Геосинклинали развивались циклически, охватывая в пределах цикла огромные пространства на всей поверхности Земли (пояса). Так пояса, заложившиеся в позднем докембрии: Западно-Тихоокеанский, Кордильерский (Восточно-Тихоокеанский), Средиземноморский, Урало-Монгольский и Арктический, каждый из которых протягивается на несколько (2—3 и более) тысяч километров на современной карте, проходят через все континенты. Цикличность развития поясов (отмирание одних и зарождение других; или возобновление активного прогибания в ранее заложенных поясах, уже претерпевших складчатость) позволяет выделить следующие тектоно-магматические циклы их развития: гренвильский (1350—1000 млн лет), байкальский (1000—550 млн лет), каледонский (550—400 млн лет), герцинский (400—210 млн лет), киммерийский (210—100 млн лет), альпийский (100—0 млн лет).

Геосинклинали развиваются в несколько этапов. Выделяют пред-геосинкпинальный, геосинклинальный и орогенный этапы (стадии эволюции поясов). Предгеосинклинальная стадия в итоге приводит к формированию сейсмофокальной зоны Заварицкого—Беньофа на границе континентальных блоков — это граница между континентальной и океанской плитами. Внутри континентов предгеосинклинальный этап выражается вначале формированием внутриконтинентальных рифтов с последующим появлением океанической литосферы, ограниченной глубинными разломами, переходящими затем в зону Заварицкого—Беньофа.

Геосинклинальный этап связан с эволюцией этих зон. Он характеризуется сжатием, поддвиганием одной плиты под другую, обычно более тяжелой океанической под континентальную, накоплением вулканогенно-осадочных и осадочных формаций пород, мощность которых порой превышает 10 км. В позднегеосинклинальный этап в поясах, тяготеющих к краям континентов, формируются островные дуги с континентальным типом земной коры. В результате причленения островных дуг к континентам происходит их островодужное наращивание. В итоге геосинклинальный этап переходит в орогенный, сопровождающийся складчатостью, метаморфизмом и интенсивным гранитоидным магматизмом, формированием аккреционного орогена с континентальным типом коры.

В случае образования такого пояса на месте межконтинентального океана происходит сочленение континентов — коллизионный орогенез. В общем наращивание континентов происходит путем причленения молодой континентальной литосферы к древней. Активность орогенов снижается, и они переходят в молодую платформу. Некоторые орогены не переходят в устойчивую платформу, а периодически испытывают повторные тектоно-магматические осцилляции (активизацию). Их называют активизированными областями или рекуррентными орогенами. К таким рекуррентным орогенам относятся, в частности, складчатые пояса Центральной Азии.

Континентальные плиты


Динамические процессы внутриконтинентальных областей существенно отличаются от динамики континентальных окраин. Дальнейшее наращивание мощности и дифференциация континентальной литосферы не прекращаются, хотя механизм этих процессов отличается и от геосинклинального, и от раннеплатформенного, т. е. от механизма формирования первичной континентальной литосферы. Первичное расслоение земной коры с образованием гранитного слоя, по Е.В. Павловскому, началось в нуклеарный период эволюции Земли. Протоконтиненты начали закладываться уже после значительной дифференциации литосферы.

Образование континентальной литосферы сопряжено со значительным излиянием вулканитов андезитового состава, метаморфизмом и кремнещелочным метасоматозом. Последующая эволюция, по-видимому, обусловлена внутренней дифференциацией литосферы.

Механизм этой дифференциации связан с формированием на первичной коре крупных гранито-гнейсовых куполов, лишенных линеаментов. По-видимому, появление этих линеаментов совпадает с образованием зеленокаменных поясов. Достаточно мощные континентальные блоки литосферы с развитым гранитным слоем, датируемые возрастом 3700—2700 млн лет, обнажаются на Северо-Американском, Африканском, Австралийском континентах и Евразии.

Процессы гранитизации идут с приращением объема, «разбуханием» литосферы, всплыванием гранитных расплавов и в целом с утолщением земной коры континентов. Характерной особенностью гнейсовых куполов Е.В. Павловский считает отсутствие линейности в их размещении. Подробно петрология этого процесса изучена Ф.А. Летниковым. По его мнению, процесс этот протекает многократно по схеме «куполообразование — седиментогенез — повторная гранитизация и куполообразование». В результате в процесс гранитизации вовлекаются все новые образования, что способствует длительной дифференциации литосферы. Таким образом, происходил рост континентов по вертикали. К древним ядрам протоплатформ еще в архее и раннем протерозое начинают причленяться по периферии складчатые структуры, в которых положение магматитов контролируется крупными линейными структурами. По-видимому, этот период (2100—1900 млн лет) следует считать началом обособления крупных блоков континентальной литосферы, т. е. периодом появления первых кратонов (древних плит). С этого времени начинают формироваться по границам кратонов крупные вулкано-плутонические пояса протяженностью в десятки тысяч километров, такие, как выделенный П.М. Хреновым и А.А. Бухаровым Транссибирский вулканоплутонический пояс, обрамляющий с конца раннего протерозоя Сибирский архейский протоконтинент.

Вовлечение континентальной литосферы в протерозое в новый режим тектогенеза — деструкционный — не приостановил рост литосферы по вертикали. В это время орогенные структуры континентальной коры подвергаются новому типу тектогенеза — гранитосводовому тектогенезу. Геодинамически он близок механизму формирования гранито-гнейсовых и гнейсовых куполов на первичной протокоре, но проявляется уже во внутриконтинентальных областях со зрелой корой континентального типа.

Значительное наращивание мощности литосферы происходит при формировании осадочного чехла платформ, когда вследствие колебательных движений обширные площади покрываются внутренними морями, в которых накапливаются обломочные продукты сноса с прилегающей суши, хемогенные осадки в засолоненных бассейнах и внушительные толщи органогенных осадков зон прибрежного мелководья. Последующие воздымания таких участков коры отличает их от выступов (щитов), лишенных осадочного чехла. Эти структурные элементы древней континентальной литосферы получили названия кратонов, т. е. древних платформ с осадочным чехлом, и щитов — областей с несформировавшимся чехлом или лишенных его вследствие денудации.

Деструкция континентальной литосферы


Деструкция (разрушение) континентальной литосферы происходит в геодинамических обстановках растяжения, разрывания, с образованием рифтов. Морфологически — это крупный грабен. С позиций динамической геологии — это раздвиг, сверху имеющий форму крупной открытой щели, а снизу к ней подступает гребневидный выступ астеносферы, обеспечивающий мощный тепловой поток, повышенную вулканическую и сейсмическую активность. Древнейшие рифты известны на Балтийском щите, они образовались в раннепротерозойское время, что свидетельствует о наличии здесь в протерозое мощной континентальной коры. В палеозое образовались рифтовые зоны в Южной Африке, Индостане, Европе. В мезозое — многочисленные рифты Центральной Азии, Западной Европы и др. В кайнозое сформировались рифтовые зоны Красного моря, Байкальская рифтовая система и др. Активное развитие Байкальского рифта продолжается до настоящего времени: скорость раздвигания — 0,2—0,3 см и погружения — 0,6 см/год.

В геологической истории обычны случаи, когда внутриконтинентальные рифты затем переходят в океанические. При их раскрывании континентальная кора утоняется, исчезает гранитный слой, континентальные осадки перекрываются морскими. Если процесс раскрытия продолжается интенсивно, на месте рифта образуется океанический бассейн с океанической корой. Примерами такой эволюции континентальной рифтовой системы служит Атлантика, Палеоазиатский океан между Сибирским и Северокитайским континентами и др.

Имя:*
E-Mail:
Комментарий: