Геотектоническая таксономия отражает латеральную расчлененность земной коры, т.е. неоднородность в пространстве, но земная кора неод­нородна и по вертикали, т.е. во времени. Эта неоднородность позволила сформировать представления о тектономагматических циклах развития земной коры.

При изучении разрезов осадочных толщ было обращено внимание на су­ществование перерывов в осадконакоплении и угловых несогласиях в зале­гании толщ, свидетельствующих о воздымании толщ (перерыв) и складкооб­разовании (угловое несогласие), совпадающем с перерывом. Геологи сош­лись на мнении, что складкообразование - достаточно кратковременный процесс. Г.Штилле (1913) была выдвинута идея и о том, что наряду с медленными постепенными колебательными, эпейрогеническими движениями существуют периоды кратковременных, но мощных по амплитуде "горообра­зующих", орогенических движений, прерывающих эпейрогенез, и что выз­ванное ими складкообразование не разбросано по времени, а приурочено к определенным периодам развития Земли (Штилле,1968). Эти периоды ка­тастрофического, по Г.Штилле, складкообразования получили название орогенических фаз (Штилле,1968). Он утверждал, что эти фазы охватывают весь земной шар и что всего за всю историю развития земной коры су­ществовало 30 таких фаз. Список этих фаз получил название "Канона оро­генических фаз".

В понимании советских геологов фазы складкообразования - это не катастрофы, а направленно эволюционирующий процесс, сопровождающийся осадконакоплением, магматизмом, метаморфизмом, в развитии которого от­мечаются периоды спокойных и скачкообразных изменений. Этот процесс получил название у М.А.Усова (1945) фаз тектогенеза (Косыгин, 1983). Он отметил наличие длительного эволюционного периода, который заканчива­ется интенсивной складчатостью. Этот признак - интенсивное складкооб­разование - был использован для выделения эпох складчатости и тектоно­магматических циклов. Само понятие «тектономагматический цикл» ввел Г.Штилле в 1940 г., сопоставив развитие геосинклиналей с эволюцией магматизма (Струк. конт.и окенов,1979).

Лекция 14

Тектономагматический цикл (Белоусов,1976) - это полный ритм коле­бательных движений земной коры, начинающийся прогибанием и завершаю­щийся воздыманием, сопровождающийся на каждой стадии определенным на­бором тектонических, седиментационных, магматических и метаморфических процессов. Цикл начинается с состояния, когда господствуют поднятия, а опускания играют незначительную роль. Затем наступает период, во время которого поднятия постепенно теряют свое господство и начинают преоб­ладать опускания. В середине цикла господство последних максимально. Затем начинается обратный процесс - нарастания поднятий относительно опусканий, и концу цикла все возвращается к начальному состоянию, но на качественно ином уровне. Таким образом, цикл разделяется на две части с противоположными тенденциями: одна характеризуется нарастанием опусканий, другая - нарастанием поднятий. Конец одного цикла и начало следующего сливаются в одну эпоху наибольшего преобладания поднятий. С таким периодическим развитием общих колебательных движений связаны крупнейшие трансгрессии и регрессии. Вместе с ними меняются фации оса­дочных пород, а общая последовательность их во времени в начале и кон­це цикла оказывается противоположной: в начале цикла эволюция идет от континентальных и прибрежных, богатых грубым, обломочным материалом осадков ко всё более тонким и, наконец, карбонатным, а в конце цикла последовательность обратная. Подобным же образом в самых общих чертах меняется магматизм: в начале цикла - гомодромный, который развивается в направлении от основных магм к кислым, в конце цикла - антидромный, развивающийся в направлении от кислых магм к основным. Ритм общих ко­лебательных движений проявляется в областях любого развития. Но в наи­более ясном виде он выражен на платформах, где не вуалируется другими явлениями.

Ритм общих колебательных движений по представлениям классической тектоники отражается и на развитии складчатых областей. И здесь он охватывает всю гамму геологических процессов, Стадия прогибания в «настоящих» геосинклиналях, эвгеосинклиналях, как их назвал Г.Штилле, сопровождается накоплением глубоководных осадков, контрастными движениями при преобладании опусканий, основным и ультра­основным магматизмом нормального ряда. Стадия воздымания сопровождает­ся внедрением батолитов гранитоидов, складчатостью регионального сжа­тия и региональным метаморфизмом зеленосланцевой фации. Он характери­зуется приблизительным равенством объемов поднятий и опусканий, что свидетельствует о смене направленности колебательных движений в сторо­ну воздымания.  Следом за уравниванием объема поднятий и прогибов и сглажи­ванием контрастов вертикальных движений, что характеризует стадию воз­дымания, начинается нарастание поднятий по отношению к опусканиям, сначала слабое, а затем все более сильное, контрастное. Геосинклиналь­ное развитие сменяется орогенным. Орогенные поднятия и прогибы обычно оказываются более крупными, чем у собственно геосинклиналей. Орогенез сопровождается развитием горного рельефа, складчатости, разломов и блоков, излиянием лав кислого, среднего и основного состава субщелоч­ного ряда и комагматичными им интрузиями.

С началом следующего цикла возможна эволюция геотектонического развития  либо в сторону платформенного режима, либо в сторону возобновления геосинклинального развития (Белоусов,1976). Смена орогенеза платформенным развитием могла происходить постепенно че­рез сглаживание контрастов и амплитуд вертикальных движений земной ко­ры. Признаком сглаживания является постепенное уменьшение грубости мо­лассовых отложений, появление среди них угленосных отложений, свиде­тельствующих о заболочивании местности.

 С возникновением тектоники литосферных плит появились несколько иные представления о цикличности развития земной коры, которые связаны с представлениями о приоритете горизонтальных движений плит литосферы. Впервые такие представления высказал Дж. Уилсон в 1966 г. (Струк. геол. и тект. плит,1991, Межеловский,1992), наметив 6 этапов в развитии океа­нов (слайд 99): эмбриональный, юности, зрелости, упадка, конечный и сутуры. Если перейти на язык тектоники (Межеловский,1992), то эмбриональный этап соответствует (рис.4.1,а,б) предрифтовой активизации и континентально­му рифтогенезу (Байкальский рифт, например), этап юности (рис.4.1,в) - расколу литосферной плиты и началу раздвигания ее частей (Красноморс­кий рифт, например) и увязывается с трансгрессивным этапом развития платформенного чехла. Этап зрелости (рис.4.1,г) - это активное раздви­гание литосферных плит (обстановка спрединга, завершения расширения океана) соответствует максимальному развитию трансгрессии на платфор­мах, что отражается в существовании трансгрессивного разреза осадочных толщ. Этапы упадка (рис.4.1,д) и конечный (рис.4.1,е) характеризуются прекращением расширения дна океана и началом сближения литосферных плит, что соответствует формированию островных дуг и континентальных окраин андского типа, а на платформах в это время происходит развитие регрессии, что фиксируется формированием соответствующего разреза оса­дочных толщ. И, наконец, этап сутуры (рис.4.1, ж, з) - столкновения кон­тинентов и образования орогенного пояса, а на платформах в это время завершается поднятие. Все эти 6 этапов в движении литосферных плит по­лучили название «цикла Уилсона».

Такая параллелизация циклов Уилсона в развитии океанов с развитием континентов позволила сторонникам тектоники литосферных плит в нашей 

стране (Межеловский,1992) сформировать представления о геодинамическом цикле развития геоструктурных зон. Геодинамический цикл включает 2 стадии и 4 этапа (хотя следовало бы назвать наоборот, как в классичес­кой тектонике). Выделяется стадия девергенции, а в ее пределах 2 эта­па: раскола и раздвижения. В стадию конвергенции выделяются этап сбли­жения и этап столкновения. Из этих построений видно, что авторы попытались кинематические представления тектоники литосферных плит (циклы Уилсона) увязать с хо­рошо изученными геологическими закономерностями, зафиксированными строением разрезов осадочных толщ чехла платформ. И желают они того или нет, но фактически вернулись к представлениям о тектономагматических циклах, облекая их в новую терминологию.

Тектономагматические циклы выделяются в геологической истории с определенной периодичностью. В.В.Белоусов (1978) считает, что длитель­ность циклов в среднем 200 млн. +20-30 млн. лет.

Признаком окончания цикла является складчатость, по названию которой дается название цикла и определяется его длительность.

Рис. 4.1. Схема цикла Уилсона развития литосферных плит (Струк. геол. и тектоника плит, 1991, т.3, рис.1): Эмбриональный этап: а – начальная стадия раскола континентальной плиты (предрифтовая активизация), в – стадия континентального рифтогенеза; этап юности: в – стадия начала раздвигания частей континентальной плиты; этап зрелости: г – полностью сформировавшийся океан (Атлантического типа); этап упадка: д – начальная стадия закрытия океана; конечный этап: е – стадия формирования континентальной окраины андского типа; этап сутуры: ж – стадия столкновения континентов: з – завершающая орогенная стадия со зрелым горным поясом (ороген гималайского типа)

продуктов синорогенного магматизма.

В докембрии выделяется 5 эпох складчатости: 1) кольскую складчатость с возрастом 2,7-2,5 млрд. лет - это ранний архей; 2) беломорскую складчатость - 2,0 млрд. лет - поздний архей - ранний протерозой; 3) карельскую (выделена Эско­лой,1941) складчатость (североамериканские геологи называют ее гуд­зонской) - 1,7 млрд лет - ранний протерзой; 4) гренвильскую (по А.А. Богданову и В.Е. Хаину (Штилле,1968)) складчатость - 1,35-1,0 млрд лет - поздний рифей (здесь и далее возраст указан по В.Е.Хаину и А.Е. Михайлову (Хаин, Михайлов,1985)); 5) байкальскую (ассинтскую по Г. Штилле, 1944 (Штилле,1968)) складчатость - 1,0 млрд.-550 млн лет - венд-кембрий. В фанерозое общепризнанными являются три цикла по названию эпох складча­тости, предложенных М. Бертраном в 1887 г. Это каледонский цикл - 550-400 млн лет - кембрий-девон; герцинский, или варисцийский, цикл - 400-210 млн лет - девон-триас; альпийский -210-0 млн лет - юра-нео­ген. Признано, что эти циклы имеют действительно широкое распростране­ние в фанерозое. М.К. Коровин (Косыгин, 1983) пытался выделить (1950) салаирскую склад­чатость, завершившуюся в силуре, но было установлено, что эту складчатость в лучшем случае можно распространить только на Азию и не более. Это понятие встречается в литературе при характерис­тике тектогенеза Сибири и Алтая, но по общепринятой терминологии эту складчатость следует относить к каледонскому тектономагматическому циклу.

Кольская, беломорская и карельская эпохи складчатости проявились на территории нашей страны в Карелии и на Кольском полуострове. Байкальская складчатость привела к формированию горных хребтов Забайкалья и складчатости земной коры на Таймыре и Тимане. В каледонскую эпоху складчатости сформировалась Алтае-Саянская складчатая область, часть складчатости Казахстана и Тянь-Шаня, Уэлса и Шотландии, в герцинскую – Урал, часть Тянь-Шаня, в альпийскую – Кавказ, Копет-Даг, Памир, Гималаи и Кордильеры.  

Лекция 15