Причины и механизм геосинклинального процесса

 

В рамках новой модели традиционная точка зрения на тектоно-магматическую (геосинклинальную) активность, складывавшаяся многими поколениями геологов на основе громаднейшего фактического материала, представляется более естественной, к прежде всего потому, что она предполагает искать причину в недрах подлежащей мантии.

 

Явления, сопровождающие геосинклинальный процесс, являются следствием и приповерхностным выражением особо мощного теплового потока, выходящего из мантии по сравнительно узким (но протяженным) зонам. В данной связи любая концепция должна показать причину поясового заложения тепловых потоков, периодичность их появления в истории развития Земли, а также механизм трансформации тепловой энергии в тектоно-магматическую активность геосинклинального типа.

 

В качестве основной причины перечисленных явлений традиционно принято считать тепловую конвекцию в мантии. Однако мы не можем привлекать этот процесс столь широко, поскольку в новой модели на глубине 350-400 км существует химический раздел.

 

В рамках нашей модели именно водород способен создавать экстремальные тепловые потоки, локализованные в узких зонах, поскольку он является прекрасным теплоносителем и обладает аномально высокими скоростями диффузии в металлах (которые резко возрастают с повышением температуры, что и обусловливает сбор водорода в концентрированные потоки).

 

Новая модель предусматривает также цикличный характер дегазации водорода из внутренних зон, поскольку она (дегазация) периодически прерывается резким охлаждением внешних сфер ядра в связи с их разуплотнением. Разуплотнение, идущее в мегабарном диапазоне давлений, "съедает" существенную часть теплозапаса внутренних зон планеты, и следующий цикл дегазации может начаться лишь после того, как ядро вновь нагреется и будет достигнут температурный предел устойчивости гидридов.

 

На рис. 5 в самом схематическом плане показано, каким образом (согласно новой концепции) тепловой поток может быть трансформирован в тектонические движения геосинклинального типа.

 

Основные исходные структуры представлены на рис. 5-а, где "тектоноген" является тепловым каналом, выводящим поток водорода под основание силикатной геосферы. При насыщении тектоногена водородом он должен претерпевать уплотнение (рис. 5 и 6) и, как следствие этого, в устьевой части теплового потока располагается формирование "зоны заглатывания", по которой силикатно-окисная оболочка погружается в металлическую мантию. Реакцией астеносферы на это "заглатывание" должно быть формирование "депрессионной воронки", а поверхностным выражением - заложение геосинклинальной ванны и осад-конакопление в ней.

 

Способность астеносферы к пластическому течению вызывает постепенное заплывание депрессионной воронки. В связи с этим, на фоне продолжающегося геосинклинального погружения устанавливается режим сжатия, сопровождаемый тектоническим окучиванием осадков (их шарьированием и смятием в складки) во внутренних частях геосинклинальных зон. Режим сжатия внутренних частей компенсируется растяжением краевых зон, из под которых происходит отток астеносферы. В этом можно видеть причину заложения краевых прогибов (мо- лассовых экзогеосинклиналей), в которых осадконакопление продолжается и тогда, когда осевые части из-за скучивания претерпевают активное воздымание и вовлекаются в эрозию (рис.5-в). Помимо этого, вязкое течение в астеносфере вызывает диссипацию больших количеств тепловой энергии в вышележащие горизонты, с чем связан региональный метаморфизм, гранитизация и широкое развитие магматизма.

 

С окончанием цикла дегазации тектоноген испытывает разуплотнение, зона заглатывания ликвидируется и на месте депрессионной. воронки формируется астеносферное вздутие, которое приводит к появлению орогенного свода (рис.6-г). В этом случае в воздымание вовлекаются не только осевые части складчатых поясов, но и обрамляющие их краевые прогибы.

Резкий нагрев вещества в зоне заглатывания (куда впадает тепловой поток), сопровождаешь образованием воды и появлением.других летучих, вызывает его разуплотнение. В результате этого силикатный материал из зоны заглатывания всплывает в виде диапиров, которые, достигая поверхности астеносферы, растаскиваются растекающимся астеносферным вздутием и служат источником тепла и гранитизирующих эманаций, вызывающих магматизм, метасоматизм и рудогенез на орогенном и посторогенном этапах (рис.6).

 

Растекание астеносферного вздутия, подпитываемого глубинными диапирами, обусловливает диаметрально противоположный геодинамический режим молодого складчатого пояса на этом этапе развития.

 

Вместо сжатия в осевой части должно наблюдаться растяжение, а в краевых прогибах - сжатие. С этим связывается заложение в пределах эрогенных сводов межгорных впадин и их разрастание вплоть до структур типа Тирренского моря (рис. 7а, б, в, г). Данный процесс, по всей видимости, может приводить к исчезновению гранитного слоя коры. При этом, естественно, увеличивается кривизна горных дуг, которые в ряде случаев как бы "наезжают" на молассовые прогибы, вызывая деформацию и складчатость выполняющих их отложений.

 

В рамках нашей модели этапы дегазации чередуются с этапами расширения планеты. Во время последних в зонах растяжения могли формироваться структуры с океаническим типом коры. Если затем в мантии этих структур закладывались потоки водорода (тектоногены), то складчатые пояса формировались на меланократовом фундаменте; они должны иметь энсиматическую (эвгеосинклиняльную) специфику и в их разрезах могут присутствовать офиолиты.

 

 

На рис. 8 показано наше понимание глубинной геодинамики островодужных зон. Глубокофокусная сейсмичность в них обусловлена уплотнением металлов в устьевой части тектоногена при насыщении его водородом, а средне- и малоглубинные землетрясения связаны с течениями в депрессионной воронке астеносферы. Глубоководные желоба и островодужный вулканизм, по-видимому, являются результатом рястяжения коры по периферии депрессионной воронки, преимущественное распространение которой в сторону океана, по всей вероятности, связано с большей прогретостью (и соответственно меньшей вязкостью) мантии под океанами.

 

В данной связи двухсторонний ороген, изображенный на рис.5, скорее является исключением, поскольку даже небольшие исходные вариации в вязкости мантии при заложении зоны заглатывания вызовут преимущественные течения с той стороны, где вязкость меньше, и это сразу же обусловит дополнительный прогрев и еще большее падение вязкости, что должно приводить, как правило, к формированию асимметричной депрессионной воронки и, соответственно, к появлению одностороннего орогена.

 

 

По нашему мнению, на основе предлагаемой концепции можно объяснить все главнейшие особенности тектоно-магматической активности фанерозоя, используя достаточно ограниченный набор факторов, свойства которых могут варьировать. Прежде всего имеет значение исходный тип коры региона, под которым закладывается тектоноген (континентальная, океаническая, та и другая в различных сочетаниях), "качество" астеносферы и, наконец, особенности проявления потоков водорода в мантии (один тектоноген или несколько, мощный поток или ослабленный).