Клас геосинклінальних режимів

Клас геосинклінальних режимів характеризується:

- контрастними брилово-хвильовими коливальними рухами земної кори;

- інтенсивними складчастими та розривними дислокаціями;

- напруженою магматичною діяльністю як інтрузивної, так і ефузивної;

- проявами регіонального метаморфізму та гранітізації.

У своєму найбільш інтенсивному розвитку всі ці явища супроводжують евгеосинклінальний режим. Вони слабкіше виражені при міогеосинклінальному режимі і ще слабкіше – при парагеосинклінальному.

Евгеосинклінальний режим поділяється на дві стадії: офіолитовую та інверсійну.

Офіолитовуюстадію характеризують наступні ознаки:

1. Дуже велика контрастність брилово-хвильових коливальних рухів. Області прояву евгеосинклінального режиму завжди поділені на тісно розташовані зони інтенсивного (за швидкістю та амплітудою) прогинання та підняття – інтрагеосинкліналі та інтрагеоантикліналі. На площі ці зони мають форму сильно витягнутих овалів, ширина яких виміряється декількома десятками кілометрів, а довжина – сотнями кілометрів. Перехід від інтрагеосинкліналей до інтрагеоантикліналей рідко поступовий. У більшості випадків зони протилежно направлених вертикальних рухів межують по глибинних розломам. Останні в цю стадію відіграють дуже важливу роль.

2. Велика перевага прогинання над підняттями. Прогинання інтрагеосинкліналей відбувається настільки швидко, що накопичення осадків сильно відстає від нього. В результаті чого, після короткочасного періоду компенсації прогинання осадконакопиченням, яке спостерігається на самому початку цієї стадії, коли в інтрагеосинкліналаях накопичуються піщано-глинисті осадки «нижньотеригенної» формації, компенсація різко порушується і ті ж самі інтрагеосинкліналі стають глибокими морськими або навіть океанічними басейнами, глибина яких виміряється декількома кілометрами. Про таку глибину свідчить характер відкладів, серед них тепер переважають кременисті породи – радіолярити і яшми (яшмова формація), а також червона глибоководна глина без вапна, у підлеглій кількості зустрічаються глибоководні вапняки. Потужність порід значно менше амплітуди прогинання інтрагеосикліналей.

Перевага спадних рухів земної кори над висхідними відображається також і у еволюції інгтрагеосикліналей та інтрагеоантикліналей. На протязі цієї стадії інтрагеосикліналі розширюються за рахунок інтрагеоантикліналей. Всі нові і нові крайові смуги інтрагеоантикліналей затягуються до опускання і приєднуються до інтрагеосинкліналей. Звичайно крайові смуги послідовно відколюються від інтрагеоантикліналей по глибинних розломам.

3. Велика розсіяна проникність земної кори. Для цієї стадії характерна активна магматична діяльність. Вона може бути проявлена у різних формах.

Підводнівиливи та великі за площею пластовіінтрузії, що утворилися близько від поверхні. Як для одних так і для других вихідною магмою переважно була основна базальтова магма. У пластових інтрузіях вона застигає у вигляді діабазів, а у підводних виливах – набуває зміни, які виражені головним чином у збагаченні калієм і перетворюється на спіліти

Складнамережадайок, які були каналами, що підводили магму до підводних виливі та пластових інтрузій. Дайки складені переважно діабазами. Перераховані породи утворять так звану спіліт-кератофірову, або спіліт-діабаз-кератофірову формацію.

Великісічніштокоподібніінтрузії габро та плагіогранітів (габро-плагіогранітова формація), що концентруються переважно в інтрагеосинкліналях.

Так звана «офіолітова» формація, що має дуже важливу роль у всьому «початковому геосинклінальному магматизмі» і яка дала назву всієї розглянутій стадії. Породи офіолітової формації утворюються головним чином вздовж розламів, що розділяють підняття й прогини. Серед них переважає ультраосновна порода – перидотит, яка в значній мірі перетворена на серпентиніт. У меншій кількості серед порід офіолітової формації зустрічаються габро, діабази та норіти. Всі ці породи утворюють дуже великі тіла типу лаколітов, які мають лінзоподібну форму. Поперечні розміри лінз досягають декількох десятків кілометрів, а товщина їх досягає 1 км. У таких тілах серпентиніти залягають знизу, а габро, які проникли крізь них, концентрується нагорі. Але офіоліти не завжди утворюють великі цільні лінзи. Часто вони розчленовані на безліч інтрузій по густій мережі тріщин, в результаті чого породи, що їх вміщують, і офіоліти перемішані і складають своєрідні брекчії, так звані «меланжі».

4. Складчастість, яка не є характерною для першої стадії евгеосинклінального режиму. Але в межах інтрагеоантикліналей відбуваються брилові руху, які в осадовому чохлі цих зон відображаються у вигляді ізольованих брилових складок.

Друга стадія евгеосинклінального режиму (інверсійна) значно відрізняється від першої. Її характерними рисами є:

1. Помірні контрасти брилово-хвильових коливальних рухів земної кори. Градієнти і різниця в швидкості вертикальних рухів кори істотно зменшуються в порівнянні з першою стадією. Але роль глибинних розломів на початку стадії ще дуже велика.

2. Вирівнювання об’ємів підняттів і опускань. Для другої стадії характерною є компенсація прогинів накопиченням осадків. Останні складені переважно теригенним – піщано-глинистим матеріалом, який відкладався в морському басейні невеликої глибини. Типовою є теригенна флішева формація, яка нерідко заміняється паралічною вугленосною формацією, для якої також характерна одноманітна ритмічна повторюваність порід.

Переважно теригенний одноманітний середньо- та дрібнозернистий склад осадків у прогинах вказує на те, що між опусканням прогинів і підняттям зон розмиву, що живлять прогини осадовим матеріалом установилася рівновага. Ритмічне чергування більш менш грубих осадків відображає ритмічні невеликі коливання занурень та підняттів біля середнього положення.

Вирівнювання інтенсивності занурень та підняттів відбувається не тільки внаслідок зменшення швидкості прогинання інтрагеоантикліналей, але в значній мірі, як утворення нових підняттів всередині інтрагеосинкліналей. Формування «центральних піднять» представляє собою явище так званої «часткової інверсії геотектонічного режиму». За це явище, що відіграє дуже важливу роль в розвитку геосинкліналей, вся стадія названа – інверсійної.

Вище було зазначено, що протягом першої стадії евгеосинклінального режиму інтрагеосинкліналі розширюються, за рахунок інтрагеоантикліналей. Розширення триває і протягом другої стадії. Але одночасно всередині інтрагеосинкліналі, що розширюється з'являються і швидко ростуть центральні підняття. Весь процес носить хвилеподібний характер: краї інтрагеосинкліналей «накочуються» на сусідні інтрагеоантикліналі, а всередині інтрагесинкліналей утворюються та розширюються підняття.

«Накочення» країв інтрагеосинкліналей на інтрагеоантикліналі приводить до:

- зменшення площі інтрагеоантикліналей;

- ослаблення підняттів, в багатьох випадках до перетворення інтрагеоантикліналей з зон абсолютного підняття на зони відносного підняття.

Відповідно, зони інтрагеоактикліналей дають все менше уламкового матеріалу і можуть взагалі перестати його поставляти. Основними джерелами уламкового матеріалу, що живлять флішеву формацію стають центральні підняття. Накопичення уламкового матеріалу відбувається по обидві сторони від центрального підняття в крайових прогинах. Останні частково співпадають з крайовими частина інтрагеосинкліналей, являючись залишковими прогинами після утворення центральних піднятть, а частково вони займають місце, яке раніше належало інтрагеоантикліналям. Отже, в зв’язку з частковою інверсією в геосинкліналях, корінним образом змінюється розташування зон розмиву та накопичення гірських порід. Воно стає в значній мірі зворотнім по відношенню до того, яке існувало протягом першої офіолітовой стадії. Осадові формації, які належать до різних етапів розвитку евгеосинкліналі, відкладаються не одна на одній, а в різних місцях. Протягом розвитку евгеосинкліналі відбувається зміщення зон накопичення і тому відклади різного віку залягають у вигляді лінз, що зміщені один відносно одного, як черепиця. В кінцевій структурі такий хвилеподібний розвиток вертикальних рухів відображається в утворенні зверненних антикліноріїв та синкліноріїв.

3. Регіональний метаморфізм та утворення гранітних масивів. Розвиток центральних підняттів супроводжує регіональний метаморфізм, інтрузії гранітів та гранітізація. Ці явища повністю приурочені до центральних підняттів і захоплюють нові площі разом із зонами їхнього розширення. Якщо проявлений повний цикл, то спочатку в центральному піднятті з'являються штоки плагіогранітів. Потім наступає черга регіонального метаморфізму, який проявляється у зелено сланцевій або амфиболитовій фаціях. І нарешті формуються гранітні батоліти на місці шляхом гранітизації осадових і древніх-метаморфічних порід або «відновлення» древніх гранітів. Склад гранітів цього етапу нормальний, вапняно-лужний. На останньому етапі внідряються січні гранітні масиви з підвищеним змістом лугів. В конкретних випадках деякі стадії цього метаморфічного та магматичного процесу можуть бути відсутні.

Перекристалізація, яка викликана процесами метаморфізму і гранітізації, а також інтрузії великих гранітних тіл приводять до «заліковування» глибинних розламів, що існували раніше і утворенню цільного кристалічного «панцира» у земній корі.

4. Утворення складчастості загального зминання та глибинної складчастості і пов'язаних з ними розривів. Час часткової інверсії є також і головною епохою складкоутворення в геосинкліналі і формування розривів, що пов'язані зі складчастістю. Складчастість і насуви утворюються в межах центрального підняття починаючи з вузької центральної зоні і розширюються по мірі того, як центральне підняття розширюється. В осьовій зоні центрального підняття це переважно глибинна складчастість, тобто глибинний діапіризм, походження якого тісно пов'язане з регіональним метаморфізмом і гранитизацией. Далі від осі центрального підняття складчастість перетворюється на складчастість загального зминання.

Процес утворення глибинної складчастості та складчастості загального зминання розпадається на фази, які розділені періодами спокою. Фази тісно пов'язані з нерівномірністю росту і розширення центрального підняття.

У результаті складчастих деформацій, які супроводжуються тектонічними розривами і покривами, геосинкліналь стає складчастою зоною.

В якості прикладів евгеосинкінального режиму можна вказати Уральську геосинкліналь у силурі, девоні та ранньому карбоні, Західно-Саянську та Центрально-Казахстанську геосинкліналі в кембрії та ордовіку.

Міогеосинклінальний режим відрізняється від евгеосинклінального відсутністю або слабким проявом «початкового магматизму», тобто відсутністю офіолітової стадії. Вона замінена стадією компенсованого прогинання. В цю стадію в міогеосинкліналях прогинання переважають над підняттями, але далеко не в тій мері, як в евгеосинкліналях. Все накопичення проходить в умовах компенсації прогинання відкладенням осадків. А перевага прогинань над підняттями позначається в зміні формацій. Нижньотеригенна (або аспідна) формація, що починає міогеосинклінальний розріз складається з перешарування глин і пісковиків. Вона з часом поступається місцем вапняковій формації, що складається переважно з мілководних вапняків. Така зміна свідчить про ослаблення джерел теригенного матеріалу, що у свою чергу є результатом розширення інтрагеосинкліналей за рахунок інтрагеоантикліналей. У деяких випадках вапнякова формація не розвивається і перевага в опусканні приводить лише до того, що теригенні осадки з часом стають все більше тонкими.

Друга – інверсійна – стадія розвитку міогеосинклінального режиму принципово не відрізняється від аналогічної стадії розвитку евгеосинклінального режиму. Вона включає часткову інверсію, регіональний метаморфізм, гранітний магматизм, складчастість, розриви. Але всі ці явища розвиваються з меншою інтенсивністю ніж в евгеосинкліналях. Наприклад, складчастість загального зминання може мати в міогеосинкліналях обмежене поширення, заміщаючись на широких площах складчастістю нагнітання та бриловою складчастістю.

В геосинкліналі зона міогеосинклінального режиму може бути поруч із зоною прояву евгеосинклінального режиму. У таких випадках міогеосинклінальна зона займає периферичне положення. Наприклад, в Аппалачах міогеосинклиналь середньо- та пізньопалеозойського віку розташована між евгеосинкліналью на сході і платформою на заході. В Уральській геосинкліналі міогеосинкліналь займає смугу на західному схилі Уралу між Східно-Європейською платформою та евгеосинкліналлю східного схилу Уралу. Прикладом міогеосинклінали є також Великий Кавказ, де початковий геосинклінальний магматизм виражений дуже слабко. До такого ж типу режимів варто віднести Балхашську зону в Центральному Казахстані для середнього та пізнього палеозою.

Парагеосинклінальний режим, як вказувалося вище, вважається проміжним режимом між геосинклінальним і платформним. Контрасти, швидкість і амплітуди брилово-хвильових коливальних рухів тут значно згладжені. Накопичення проходить в умовах компенсації прогинання осадконакопиченням. Всі морські осадки мілководні. Розріз починається піщано-глинистою нижньотеригенною формацією, яка догори змінюється вапняковою. Вапняки в розрізі парагеосинклінали поширені широко, що є результатом слабкого принесення уламкового матеріалу з невисоких підняттів. Початковий магматизм відсутній. У розвитку парагеосинкліналей немає ні часткової інверсії, ні регіонального метаморфізму, ні гранітоутворення. За відсутності цих явищ парагеосинкліналі дуже подібні з платформами, але все-таки вертикальні рухи в їх межах більш контрастні та інтенсивні, ніж на типових платформах. У парагеосинкліналях відсутня складчастість загального зминання, і це теж зближає їх з платформами, але розвинені в парагеосинкліналях складчастості нагнітання та брилова значно більш інтенсивні, ніж прояви аналогічних типів складчастості на платформах.

Відсутність часткової інверсії приводить до того, що в парагеосинкліналях не відбувається перерозподілу зон опускання і підняття. Вони залишаються на своїх колишніх місцях і тільки контури їх можуть зазнавати зміни головним чином в зв'язку з розширенням областей прогинання. Всі формації, що виповнюють парагеосинкліналь, накопичуються одна над одною. Часткова інверсія в деякій мері заміняється утворенням і підсиленим ростом великих брилових складок. Останні можуть бути джерелами уламкового матеріалу, накопичення якого поблизу таких складок у деякій мері нагадує накопичення флишової формації біля центральних піднятть.

У парагеосинкліналях можуть зустрічатися прояви магматизму. Інтрузивна діяльність виражена дайками і сіллами основного складу, що утворяться на ранніх стадіях парагеосинклінального циклу, а також лакколітами та магматичними діапірами. Для лакколітів і магматичних діапірів характерним є лужний склад магми. Місцями зустрічаються невеликі тріщинні гранітні інтрузії. Але в цілому обсяг магматизму в парагеосинкліналях значно менше, ніж у міогеосинкліналях.

Прикладами парагеосинкліналей є: область північного схилу східної частини Великого Кавказу (Вапняковий Дагестан) або Абхазька зона на південному схилі західної частини Великого Кавказу. В обох вказаних областях відсутня часткова інверсія і складчастість проявлена бриловим типом. До цього режиму також відноситься Донецький басейн, де повністю відсутній магматизм, немає часткової інверсії і потужні палеозойські відклади (головним чином вугленосні відклади візею, середнього та верхнього карбону) зім'яті в гребенеподібні складки проміжного типу.

До парагеосинклінального можна також віднести режим, що часто історично випереджає егеосинклінальний та міогеосинклінальний режими. У цьому випадку до того, як геосинкліналь розділилася на контрастно протиставлені один одному інтрагеосинкліналі та інтрагеоантикліналі та в ній виділилися евгеосинклінальна та міогеосинклінальні зони, відбувається загальне, нерозподілене, пологе прогинання з компенсованим накопиченням континентальних і мілководних морських відкладів з мало змінюючимися на площі потужностями. Такий режим, наприклад, відбувався в Альпах наприкінці пермі, тріасу і самому початку юри. В чей час на площі майбутньої геосинкліналі альпійського циклу відкладали континентальні піски, глини і конгломерати, лагунові гіпси і доломіти, а також мілководні морські піщано-глинисті осадки та вапняки. Більш дрібне розчленовування геосинкліналі на прогини і підняття відбулося на початку середньої юри. На Кавказі в тріасі також існувала така ж стадія.

Режим серединних масивів приурочений до таких ділянок всередині геосинкліналей, які можна трактувати або як дуже широкі інтрагеоантикліналі, або як маленькі платформи, які включені до складу геосинкліналі. Основою серединних масивів є «уламки» структури, які були створені в попередні тектонічні цикли. Наприклад, у геосинкліналі альпійського циклу можуть бути серединні масиви, що являють собою залишки структур, створених складчастими, метаморфічними і магматичними процесами в попередніх гер-цинських, каледонським або докембрійських циклах. Такі структури відразу після свого створення могли займати значно більшу площу. Але при закладенні і подальшому розвитку геосинкліналі альпійського циклу цей старий складчастий, метаморфічний і магматичний «панцир» – був зламаний і перепрацьований і від нього залишилися тільки фрагменти всередині нової геосинкліналі. Те, що серединні масиви є залишками древніх структур, підкреслюється непогодженістю внутрішньої структури серединного масиву зі структурою молодої геосинкліналі, яка його облямовує. Границі молодої геосинкліналі зрізують простягання більше древніх структур масиву (рис. 45).

Рис. 45. Схема серединного масиву герцинської геосинкліналі. Центральний Казахстан.

Під час розвитку брилово-хвильових коливальних рухів серединні масиви ведуть себе, як великі інтрагеоантикліналі. Потужності відкладів, які накопичилися під час геотектонічного циклу, протягом якого масив був серединним, переважно малі. Складчастість цього часу слабка, головним чином брилова. Але серединні масиви дуже сильно розбиті розломами та відрізняються інтенсивними проявами магматизмому як ефузивного так і інтрузивного. Склад магматичних порід досить різноманітний. Серед них зустрічаються, як вапняково-лужні, так і лужні породи. Поряд з андезитами, базальтами та нормальними гранітами тут проявлені трахіти, фоноліты, сієніти. Кислі, середні та основні породи мають рівне поширення. Інтрузії приурочені до розломів і утворять тіла тріщинного типу.

При розширенні інтрагеосинкліналей крайові прогини «накочуються» на сусідні інтрагеоантикліналі які поступово усе більше затягуються в прогинання. Так само крайові прогини накочуються і на краї серединних масивів, які по мірі розвитку евгеосинклінального та міогеосинклінального режимів скорочуються. Але завдяки їх великій ширині вони ніколи не затягуються у опускання повністю і зберігаються в геосинкліналях до кінця циклу їх розвитку в якості «стійких інтрагеоантикліналей».

Типовими серединними масивами є Македонсько-Родопський масив в альпійській геосинкліналі Дінарід, Балкан і Крайштід або Вірменський масив, який охоплює Південну Вірменію та частину Анатолії, що розташований всередині широкої альпійської Тавро-Кавказької геосинкліналі.

Дуже великі серединні масиви, такі як Угорський, що оперезаний альпійськими евгеосинкліналями та міогеосинкліналями Карпат, Балкан і Дінарід, або Колимський, який розташований на північному сході Росії всередині мезозойської геосинкліналі, мають складну будову. У їх межах можуть знаходитися замкнуті прогини зі значним об’ємом осадків та з розвитком типу парагеосинклінального або навіть міогеосинклінального. В межах Угорського серединного масиву є такий внутрішній прогин, який перебуває в районі гірського масиву Мечек, з великими потужностями юрських відкладів, що зазнали досить сильної складчастості. Від Колимського серединного масиву на початку мезозою відділився Смоленський масив у зв'язку з утворенням Приомолонського прогину.

Загальні закономірності розвитку геосинклінальних режимів відображені в схематичному вигляді на (рис. 44). Ця схема включає не тільки геосинклінальні режими, але і епігеосинклінальний і орогенний режим, про які мова буде йти далі. Вона включає також попередній парагеосинклінальний режим, про який було згадано вище.

Рис. 44. Схема розвитку геосинкліналей

Крім узагальненої схеми, на рис. 46 і 47 показані основні етапи розвитку альпійської геосинкліналі Кавказу як у розрізі, так і на площі.

Рис. 46 Розвиток коливальний рухів на Великому Кавказі протягом альпійського циклу.

Рис. 47. Схема геосинклінального і орогенного розвитку Великого Кавказу в альпійському циклі.

Запитання для самоперевірки

Розкрийте поняття “ендогенний режим”.

Охарактеризуйте класифікацію геосинклінального режиму.

Дайте характеристику доінверсійній стадії розвитку геосинкліналі.

Охарактеризуйте інверсійну стадію.

Охарактеризуйте післяінверсійну стадію розвитку геосинкліналі.

Розкрийте різницю між ев- і міогеосинклінальним режимами.

Дайте характеристику парагеосинкліналям.