Тяпкін К.Ф. Фізика Землі

Подождите немного. Документ загружается.

Рівень

"геоїда ~

Рис. 69. Принципова схема деформації фундаменту, що відповідає «прогинанню»

земної кори (о), і літологічний розріз юрської товщі Солончаківської ділянки в Пе-

редкавказзі [135]:

—

пісковики; 2

—

щільні алевроліти; 3

—

аргіліти; 4

—

тектонічні

порушення; 5

—

передбачу-

вані

тектонічні

порушення; 6

—

свердловини

вулканогенні товщі, що формуються вшце. Цікаво зазначити, що

й вони, будучи залученими в наступні рухи тектоносфери, найча-

стіше деформуються за такою самою схемою (див. рис. 69, б).

Отже, зображувані нині на розрізах плавні вигини деформованих

осадових товщ не завжди відповідають дійсності і часто є дани-

189

ною традиційним уявленням за умов недостатності фактичних

даних.

Геосинкліналі і платформи. Розглянемо основні стадії форму-

вання геосинкліналей протягом одного тектонічного циклу з по-

зицій Нової ротаційної гіпотези структуроутворення. Згідно з ці-

єю концепцією, етапи виникнення і розвитку структур у верхній

частині тектоносфери значною мірою визначаються поведінкою

траєкторій руху полюсів по поверхні Землі. У зв'язку з цим спро-

буємо зіставити відомі закономірності формування геосинклі-

нальних структур з поведінкою полюсів обертання.

На рис. 70, а наведено загальний вигляд траєкторії руху Пів-

нічного полюса обертання по земній поверхні протягом одного

галактичного року (2 • 10

років), якою її уявляють нині [59, 63,

172 та ін.]. Суцільною лінією на рисунку зображено основні гілки

поступальної компоненти переміщення полюса, штриховою —

результат ускладнення її циклічними компонентами. Оскільки

надалі вплив циклічних компонент різних порядків детально не

розглядається, на рис. 70, а їхній порядок не підкреслюється.

На рис. 70, б зображено поперечні розрізи геосинклінальних

структур, що відповідають різним стадіям їхнього розвитку. На

ньому відбито в основному закономірності переміщення блоків

тектоносфери і супутні явища, зумовлені впливом проекції

поступальної компоненти переміщення на напрямок, перпенди-

кулярний до осьової лінії геосинкліналі, що формується. Щоб

краще підкреслити ці закономірності, контури блоків наведено

без урахування процесів денудації.

Стадія І циклу — рання, або стадія початкових занурень за

В.Ю. Хаїном [217], відповідає ділянці АБ траєкторії руху полюса

(див. рис. 70, а). Він характеризується, по-перше, стійкою в часі

проекцією поступальної компоненти на напрямок, перпендику-

лярний до осьової лінії майбутньої геосинклінальної структури,

по-друге, тим, що проекції циклічних компонент, які ускладню-

ють поступальну, періодично змінюють свій знак.

Наслідком впливу проекції поступальної компоненти є на-

громадження напруг у тектоносфері і наступне їхнє розряджання,

Рис. 70. Вид траєкторії руху полюса обертання по земній поверхні (а) і відповідні

їй схеми стадій формування геосинклінальних структур (б):

—

проекція поступальної компонент переміщення полюса обертання

на

напрямок, перпендикуляр-

ний

до осьової лінії геосинкліналі, що

формується;

—

аналогічні проекції циклічних компонент; З

—

панівний напрямок горизонтальних напруг; 4

—

магматичні утворення оснівного або ультраосновного

складу; 5

—

магматичні утворення кислого

складу;

—

теригенно-хемогенні осадові утворення; 7

—

блоки основи

190

що призводить до утворення глибинного розлому й відносного

переміщення по ньому сусідніх блоків за схемою, зображеною на

рис. 56, а, б, яке відбувається в режимі розтяту. Виникнення роз-

лому, що проникає в глибинні ділянки тектоносфери, викликає

їхнє часткове плавлення, результатом якого є підводний вулка-

нізм. Склад магм переважно основний, але можливий і ультраос-

новний. Він визначається глибиною проникнення розлому, що

формується, в тектоносферу і законами селективного виплавлян-

ня складової речовини за високих температур і різко знижених

тисків. Так утворюється офіолітова формація, що виявляється в

основі геосинклінальних товщ. Іноді її розглядають як елемент

колишньої океанічної кори.

За рахунок денудації сусідніх виступних блоків відбувається

активне нагромадження теригенних осадів. їхній мінералогічний

склад залежить від складу денудованих порід і фізико-геологічної

ситуації в басейні осадонагромадження в межах системи опуще-

них блоків. Як уже зазначалось, гранулометричний склад осадо-

вих утворень визначається в основному величинами позначок де-

нудованих блоків.

Різниця позначок блоків, що дотикаються, та їхнє відношен-

ня до рівневої поверхні геоїда регулюються елементами траєкторії

руху полюса. Зокрема, стійка в часі компонента поступального

руху на ділянці АБ (див. рис. 70, а) забезпечує стійке опускання

систем блоків в основі басейну осадонагромадження. Циклічні

компоненти руху полюса призводять до часткової зміни напрям-

ків відносного переміщення блоків і тим самим регулюють цикліч-

ність осадонагромадження. Крім цього, вплив циклічних компо-

нент траєкторії полюса викликає порушення загального режиму

розтягу і локальні зміни його на режими стиснення. Це виражаєть-

ся, по-перше, у чергуванні вулканогенних і теригенних утворень

в основі товщі, що формується, і, по-друге, у частковому палін-

генезі порід кислого складу у верхніх частинах блоків тектонос-

фери, що дотикаються, за рахунок теплової енергії, яка виділяєть-

ся в процесі переміщення блоків у режимі стиснення.

Наприкінці стадії І роль циклічних компонент траєкторії по-

люса, порівняно з поступальною, посилюється. Це призводить до

окремих інверсій напрямку руху окремих блоків основи басейну

осадонагромадження, наслідком якого є деформації нагромаджених

раніше осадів (складчастість) і вкорінення малих інтрузій кислого

складу. Проте на стадії І визначальним є процес спрямованого

переміщення (опускання) блоків. Наприкінці стадії І глибинний

розлом, з яким пов'язано формування геосинкліналі, повинен

192

досягнути максимального проникнення в тектоносферу. Мабуть,

із цим періодом і пов'язаний інтрузивний магматизм ультраоснов-

ного складу, що спостерігається в геосинкліналях.

Стадія II циклу — зріла, або передорогенна (за В.Ю. Хаї-

ном [217]) відповідає ділянці БВ траєкторії (див. рис. 70, а). Ос-

новною особливістю цієї ділянки траєкторії є мала величина про-

екції компоненти поступального руху на напрямок, ортогональ-

ний до осьової лінії геосинкліналі, що формується, на фоні якого

набувають істотного значення проекції циклічних компонент тра-

єкторії полюса. Крім цього, у поступальному переміщенні полюса

переважає проекція на напрямок осьової лінії геосинкліналі порі-

вняно з ортогональною до неї.

Наслідком основної особливості траєкторії є заміна режиму

активного занурення басейну з відносними коливальними руха-

ми блоків фундаменту та зменшення різниці позначок сусідніх

денудованих блоків. Внаслідок цього утворюється флішева фор-

мація, що відрізняється рівномірним чергуванням тонких шарів.

У разі різкого скорочення зон розмиву підвищується роль карбо-

натних порід, які утворюють вапнякову формацію.

Друга особливість траєкторії під час стадії II зумовлює досить

активне відносне переміщення блоків у напрямку, перпендикуляр-

ному до осьової лінії геосинкліналі, що формується, яке призво-

дить до мінливості літологічного складу і потужності порід за її

простяганням. Ця сама особливість може призводити й до утво-

рення магматичних формацій, пов'язаних з активуванням попе-

речних розломів.

Стадія III циклу об'єднує раньоорогенну і власне ороген-

ну стадії (за В.Ю. Хаїном [217]). Об'єднаній стадії на рис. 70, а

відповідає ділянка траєкторії полюса ВГ. Вона характеризується

переважним впливом проекції поступальної компоненти руху по-

люса, що визначає відносне переміщення блоків. За напрямком

вона протилежна до проекції, що визначає режим стадії І (див.

рис. 70, б). У зв'язку з цим циклічні компоненти мають підпоряд-

коване значення. Наслідком цієї особливості є, по-перше, загаль-

на інверсія тектонічного режиму, що відбувається протягом усієї

стадії III. Початкові етапи цієї стадії характеризуються виступами

окремих блоків у межах басейну осадонагромадження, невелики-

ми їх позначками і відносно малою швидкістю їх здіймання, що

майже дорівнює швидкості денудації блоків, що виступають. їм

відповідає утворення нижньої моласової формації, що характери-

зується переважанням тонкоуламкозих порід. Циклічні компо-

ненти регулюють її ритмічність. Закладаються передові і передгір-

9-Л8

193

ські «прогини», в межах яких утворюються вугле- або соленосні

моласи. У цей період ефузивний вулканізм з утворенням порід

основного складу помітно послаблений. Розпочинається форму-

вання плутонів гранітоїдного складу, що утворюють батолітоподіб-

ні тіла палінгенно-анатектичного походження. Зазначений процес

тривалий і багатофазний. Він завершується поближче до закін-

чення стадії III.

Найактивніше гороутворення відповідає середній частині

стадії III. Воно характеризується максимальною швидкістю ви-

східних рухів, що випереджають швидкість денудації і лише

частково гальмуються впливом циклічних компонент траєкто-

рії полюса. Підіймання окремих блоків фундаменту і сформо-

ваних на них структур осадової товщі відбувається в режимі

стиснення і супроводжується утворенням насувних структур.

Паралельно з ростом гірських споруд поглиблюються передові

і тильні прогини. Продукти розмивання гірської споруди, що

росте, утворюють верхню моласову формацію, яка характери-

зується більш грубоуламковим матеріалом порівняно з ниж-

ньою. Магматичні утворення представлені вже згадуваними

батолітами гранітоїдів і, мабуть, тісно пов'язаними з ними ма-

лими інтрузіями порфирової формації.

Стадія IV циклу, на думку автора, включає завершальний

етап стадії IV та посторогенну стадію У(за В.Ю. Ха'їном [217]). На

траєкторії руху полюса їй відповідає ділянка ГД (див. рис. 70, а),

на початку якої розміщений невеликий відрізок, що характеризу-

ється наявністю поступальної компоненти, яка зумовлює частко-

ву зміну напрямків переміщення блоків і зміну режиму стиснення

на режим розтягу. Йому відповідає формування внутрішніх запа-

дин та фінальний базальтовий вулканізм (за Г. Штілле), що їх су-

проводжує. Основною особливістю траєкторії руху полюса на ді-

лянці ГД є переважне значення проекції поступальної компонен-

ти на напрямок осьової лінії геосинкліналі, що формується, порів-

няно з проекцією на ортогональний напрямок. Цією особливістю

зумовлені малі відносні вертикальні рухи блоків по поздовжніх

розломах, що регулюються, по суті, лише циклічними компонен-

тами, і можливі переміщення блоків по поперечних розломах, що

призводять до утворення нових накладених структур типу грабе-

нів. Вздовж розривів, що обмежують грабени, відбувається вили-

вання базальтової магми. У завершальну стадію IV, яку іноді на-

зивають тафрогенною, відбувається активна денудація гірських

споруд, а врешті-решт — вирівнювання рельєфу і перехід до плат-

форми.

194

У зв'язку з викладеною вище схемою повного циклу розвитку

геосинклінальних структур, що відбувається протягом галактич-

ного року, цікавими є такі запитання.

1. Наскільки геосинклінальні структури, що формуються, є

однотипними і чи всі вони проходять описані вище стадії?

2. Наскільки синхронні тектонічні цикли на Землі?

3. Яка роль попередніх циклів у формуванні геосинклінальних

структур?

Негативна відповідь на перше запитання випливає безпосере-

дньо з аналізу відомих геосинклінальних структур, одні з яких

проходили стадію інверсії тектонічного режиму, інші — не прохо-

дили. Пояснення цього явища з позицій концепції, яку ми розви-

ваємо, дано в попередньому розділі.

Стосовно другого запитання слід зазначити, що з позицій

концепції, яку ми розвиваємо, розряджання планетарних напруг,

що виникають у тектоносфері внаслідок зміни ротаційного режи-

му Землі, у масштабі геологічного часу відбувається практично

одночасно, але по-різному в різних частинах нашої планети. Ре-

жиму розтягу в одних частинах відповідає режим стиснення в ін-

ших (див. рис. 61). Кожен з них у місцях активного розряджання

зумовлює відповідне відносне зміщення блоків тектоносфери. І,

нарешті, існують ділянки відносно спокійної тектонічної обста-

новки, в межах яких напруги не досягають величин, що призво-

дять до активного розряджання (див. рис. 61, а — ділянка ЛМН).

На основі сказаного вище стають зрозумілими уявні протиріччя,

на які посилалися М.О. Штрейс [238], О.Л. Яншин [244] та ін., а

також справедливість позиції Г.Ф. Лунгерсгаузена [105], викладе-

ні в першому розділі.

Важче дати відповідь на третє запитання. Річ у тім, що нині

найкраще вивчено фанерозойські геосинкліналі, однак детальний

аналіз їхніх особливостей, як це буде показано в наступному роз-

ділі на прикладах Уралу і Кавказу, свідчать про те, що здебіль-

шого у формуванні герцинських і альпійських структур беруть

участь розломи, закладені в докембрії. Водночас виявилось, що

успадкування впливу попередніх епох тектогенезу підлягає пев-

ним законам. Деякі з них буде розглянуто нижче.

Зупинимось на визначенні і характеристиці континен-

тальних платформ. Платформи є великими брилами тектоно-

сфери, в межах яких відсутні чітко виражені геосинклінальні сис-

теми або їхні орогенічні аналоги. Ці системи облямовують плат-

форми. З позицій концепції, що розглядається, платформи є сег-

ментами тектоносфери, в межах яких у процесі тектонічних акти-

13*9-38

195

вувань напруги не перевищують певної межі (на рис. 61 це ділян-

ки типу ЛМН). Вони характеризуються слабкими відносними пе-

реміщеннями блоків фундаменту й переважно ізометричною

формою поверхневих структур. Оскільки контрастних переміщень

блоків фундаменту не відбувається, складки в чохлі платформи

мають пологі форми.

Водночас відомо, що в межах сучасних платформ (давніх і

молодих) відбувався геосинклінальний процес, який закінчувався

іноді утворенням орогенів, пізніше пенепленізованих. Всі відомі

платформи порушені системою молодших грабенів, які іноді на-

зивають внутрішніми «прогинами», западинами, авлакогенами,

рифтами, ділянками автономного активування тощо. їхнє виник-

нення і просторове розміщення пов'язане з розряджанням того

самого або аналогічного поля глобальних напруг, а формування

відбувається за тими самими схемами, що й розглянутих вище

геосинклінальних структур. Розвиток деяких із них (наприклад,

північно-західна частина Дніпровсько-Донеиької западини) за-

кінчується на стадії авлакогену, а інші (наприклад, Донбасу) за-

знають інверсії тектонічного режиму. І, нарешті, відбуваються

склепінчасто-брилові підіймання в режимі стиснення без проход-

ження перших двох стадій тектонічного циклу (аркогенез за

Є.В. Павловським).

Відмінною особливістю утворення всіх перелічених вище плат-

формених структур є менша інтенсивність тектонічних процесів, а

внаслідок цього дещо інші фаціальні умови, слабка вираженісгь

або випадання окремих стадій тектонічного розвитку, менша гли-

бина проникнення глибинних розломів, які беруть участь у фор-

муванні, та магматизм, що відповідає цим глибинам.

Стосовно платформеного магматизму зазначимо такі його

особливості. Природа виникнення платформеного магматизму

аналогічна природі розглянутого вище геосинклінального. Магми

основного складу виникають у режимі розтягу тектоносфери в її

глибинних горизонтах внаслідок декомпресії під час розряджання

напруг, а кислого складу — в режимі стиснення внаслідок палін-

генезу порід верхньої частини тектоносфери в процесі перетво-

рення енергії тертя блоків на теплоту. Характерний для платфор-

мених ділянок траповий магматизм аналогічний підводним вили-

ванням базальтових магм у початкові етапи формування геосинк-

ліналей. Особливістю платформеного магматизму є також дайкоу-

творення. Природа його подібна до описаної вище.

На рис. 43, б зображено поле дайок у межах достатньо добре

вивченого Канадського щита. Привертає увагу наявність декіль-

кох упорядкованих серій дайок на значній частині континенту.

196

Це свідчить про те, в епоху утворення дайок на цій частині кон-

тиненту панував режим розтяту. Крім цього, досить густа мережа

лайок ілюструє роздробленість верхньої частини тектоносфери і

ця роздробленість має впорядкований характер.

Океани і континенти. Проблема походження океанів і конти-

нентів є однією з найдавніших серед наук про Землю, причому

основною загадкою є виникнення океанів як найменш вивчених

глобальних структур. Існуючі уявлення про походження океанів

досить детально викладені В.Ю. Хаїном [217].

Для вирішення проблеми походження океанів слід отримати

відповіді щонайменше на наведені нижче запитання.

1. Який механізм утворення океанічних западин? Чим пояс-

нюють їх місцезнаходження, форму і розміри?

2. Який механізм утворення структур другого порядку в межах

океанів?

3. Які вік океанів і можливі їхні зміни в часі?

4. Які природа земної кори океанічного типу і механізм її

формування?

5. У чому полягають подібність і відмінність структуроутво-

рення на континентах і в океанах?

Усі ці запитання з позицій різних тектонічних концепцій по-

яснюються по-різному. Таке положення можна було б вважати

нормальним, якби ці пояснення не призводили до взаємовиклю-

чних висновків. Наприклад, якщо виходити з відомих фактів ко-

ливання дна океану аж до його підіймання вище рівня моря, то,

як підкреслює О.О. Пронін [159], виключається можливість виді-

лення особливого «океанічного» гану кори. Однак у цьому разі

виникає потреба пояснення різних геофізичних характеристик

земної кори на континентах і в океанах. Якщо ж усе-таки при-

йняти океанічну кору за новоутворення відповідно до уяшіень

прибічників Нової глобальної тектоніки або прибічників Землі,

яка помірно розширюється, то напереборною перешкодою стає

неможливість пояснення однакових величин щільності теплових

потоків крізь ці типи кори, а також відсутність кореляції між ма-

териками й океанами та відповідними їм висотами геоїда. Не

продовжуватимемо переліку подібних протиріч, лише зазначимо,

що порушені вище запитання досить просто пояснюються з по-

зицій Нової ротаційної гіпотези структуроутворення, яку розви-

ває автор. Розглянемо їх.

1. Схема утворення океанічних западин на типовій континен-

тальній корі багато в чому аналогічна схемі розглянутих вище

геосинклінальних западин. Вони виникають у зонах розтягу тек-

197

тоносфери (див. рис. 61, а) внаслідок опускання блоків по розло-

мах. Різниця полягає лише в масштабі явища. Якщо геосинкліна-

лі є ділянками локального розряджання напруг, то океанічні за-

падини — це результат глобального перекошування поверхні Зем-

лі, що захоплює значну її частину розміром порядку (0,25—0,50)я.

На фоні цього перекошування, що призводить до опускання ве-

ликих брил тектоносфери, в океанах так само, як і в межах мате-

риків, виявляються локальні розряджання планетарних напруг,

їхнім наслідком є виникнення структур типу глибоководних жо-

лобів, супутніх острівних брил і серединно-океанічних хребтів,

що ускладнюють структуру океанічних платформ. Місцеположен-

ня океанічних западин визначається не фізичними особливостя-

ми частини тектоносфери, що деформується, а просторовими

особливостями поля планетарних напруг, які є функціями поло-

ження осі обертання, напрямку і швидкості її переміщення.

Форма і розміри океанічних западин визначаються тим самим

полем планетарних напруг, але в цьому разі істотну роль відігра-

ють системи розломів тектоносфери, які виникли раніше, і на-

прямок простягання яких може не збігатися з орієнтацією ізолі-

ній поля планетарних напруг. Активуються ті з них, які потребу-

ють для цього мінімальної затрати енергії. Детальніше це питання

розглянуто в наступному розділі. Тут обмежимось лише одним

прикладом — подібністю протилежних берегів Атлантичного оке-

ану. Це пояснюється опусканням океанічних блоків вздовж роз-

ломів певних систем.

Середня глибина океанічних басейнів значною мірою визна-

чається величиною коефіцієнта стиснення Землі.

2. Утворення глибоководних жолобів із супутніми острівними

або материковими брилами і серединно-океанічних хребтів в оке-

анах так само, як і аналогічних їм структур на континентах, від-

бувається під дією дискретного розряджання того самого поля

планетарних напруг. Механізм формування глибоководних жоло-

бів частково описаний вище. Особливості геологічної будови се-

рединно-океанічних хребтів поки що вивчено недостатньо. Зро-

зуміло одне, що у формуванні цих хребтів істотну роль відіграють

великі розломи тектоносфери. їхнім континентальним аналогом

може бути відома Уральська структурно-фаціальна зона, сформо-

вана на основі докембрійських розломів у герцинський час [206].

3. Дані про коливання позначок дна океану в часі [159], зану-

рення континентальних частин під рівень моря і переміщення

берегових схилів за рахунок відколювання блоків шельфу [12]

свідчить як про несталість глибин океанів, так і їхніх меж. Відсут-

198