Основные этапы развития земной коры.

Образование планеты Земля и наиболее ранний, «догеологический», этап ее развития (4,6—4,0 млрд лет назад). В настоящее время почти единодушно признается, что наша планета вместе с Солнцем и другими планетами образовалась из газопылевого облака, включавшего и довольно крупные обломки, под влиянием импульса, связанного со вспышкой Сверхновой звезды: в составе тел Солнечной системы есть тяжелые элементы которые не могли синтезироваться в термодинамических условиях самой Солнечной системы и появились благодаря нуклеосинтезу во время вспышки Сверхновой. Кроме того, эта вспышка должна была породить гравитационную волну, которая непосредственно способствовала сжатию газопылевого облака и началу конденсации составлявшего его рассеянного материала.

Формирование планеты Земля путем аккреции составивших ее частиц — планетезималей — должно было протекать очень быстро, в течение сотни миллионов лет. Существуют разные мнения по вопросу о том, являлась ли эта аккреция гомогенной, т.е. не сопровождалась разделением исходного материала по составу, или гетерогенной, с образованием сначала железного ядра из материала типа железных метеоритов. Наиболее вероятной, по общим соображениям, представляется промежуточная точка зрения — первоначально образовалось лишь внутреннее ядро, а внешнее возникло уже позднее, в ходе глубинной дифференциации мантийного материала на железо, вероятно, с примесью никеля, стекающее в ядро, и силикаты, поднимающиеся в мантию. Слой D" на границе ядра и мантии может представлять современную зону такого разделения. Эта дифференциация, постепенно замедляясь, может продолжаться и до настоящего времени, сопровождаясь выделением тепла.

Как бы то ни было, в эпоху 3,5 млрд лет назад внешнее ядро Земли уже должно было существовать и было расплавленным, ибо с этого времени породы земной коры обнаруживают остаточную намагниченность. Вместе с тем имеются серьезные основания полагать, что рост внутреннего ядра за счет внешнего также продолжался в дальнейшем, особенно начиная с границы архей — протерозой.

Земля уже в процессе аккреции должна была существенно разогреться вследствие соударения слагавших ее планетезималей и особенно выделения ядра, хотя бы только внешнего. Этому еще дополнительно способствовали начавшийся распад естественнорадиоактивных элементов, первоначальный запас которых был значительным, причем отдельные изотопы (²⁶Аl, ¹²⁷J и некоторые другие) вскоре вымерли, продолжавшаяся дифференциация мантийного вещества и, наконец, твердые приливы, вызываемые гравитационным притяжением еще близко расположенной Луны. Луна должна была возникнуть ненамного позже рождения Земли, как об этом свидетельствует возраст ее древнейших пород — 4,4 млрд лет. В отношении происхождения Луны наиболее популярна теперь гипотеза, согласно которой она образовалась из материала, выброшенного за предел Роша¹ при ударе, вызванном падением на Землю крупного астероида, по размеру близкого Марсу.

¹ Предел Роша — воображаемая сфера вокруг Земли, за пределами которой земное притяжение уже не в состоянии вернуть частицы на Землю.

Разогрев Земли на самой ранней стадии ее развития мог вызвать, по убеждению многих специалистов, плавление не только внешнего ядра, но и более поверхностных частей планеты, вплоть до возникновения так называемого магматического океана. По другой версии, наиболее поверхностная часть твердой Земли не была расплавлена, но расплавленная зона — прототип астеносферы — возникла на небольшой глубине. Так или иначе, это создавало условия для выплавления из мантии первичной коры основного состава. Породы этой коры нигде не обнаружены и, возможно, не сохранились, за исключением ксенолитов в более молодых образованиях. Самые древние породы Земли имеют возраст 4,0—3,8 млрд лет; они обнаружены на Украинском щите (основные породы, возможно, в виде включений в несколько более молодых тоналитах), на Канадском щите (провинция Слейв), в юго-западной Гренландии. Но в Западной Австралии в кварцитах с возрастом около 3,5 млрд лет открыты зерна циркона, датированные в 4,3—4,2 млрд лет; это древнейшие минералы на Земле. Так как цирконы характерны скорее для кислых пород, можно предполагать, что уже в эту отдаленную эпоху могли образоваться породы кислого состава. Тем не менее аналогия с Луной, где древнейшие породы, как, впрочем, и более молодые, представлены базальтами и анортозитами, состав предполагаемых ксенолитов и общие петрологические соображения (о том, что значительные количества кислых пород не могут быть продуктом прямого плавления мантии) склоняют к мысли об основном, базальтовом, составе первичной коры Земли.

Важным фактором развития Земли на рассматриваемом этапе и несколько позднее, в интервале 4,2—3,8 млрд лет — в основном по аналогии с Луной и ее морями, должна была быть еще метеоритная бомбардировка. Если расплавленный слой находился на некоторой глубине под твердым слоем, наиболее крупные метеориты (астероиды) при падении могли пробивать этот слой и образовывать кратеры, заполнявшиеся базальтовой лавой. Некоторые исследователи предполагают, что такие кратеры могли в унаследованном виде сохраниться в современной структуре коры.

Уже на данном этапе могла начать формироваться атмосфера Земли, что подтверждается изотопией благородных газов. Предполагают, что начало этому процессу положило выделение газов при соударении планетезималей. Но гидросферы еще не существовало, так как поверхность Земли если и не была расплавленной, то во всяком случае обладала достаточно высокой температурой.

Итак, уже на самом раннем этапе развития началось расслоение Земли на оболочки — ядро, внутреннее и, возможно, внешнее, мантию, кору и атмосферу.

Раннеархейский этап. Формирование протоконтинентальной коры (4,0—3,5 млрд лет). Этот этап уже документирован породами соответствующего возраста, обнаруженными хотя и в отдельных небольших участках, но практически на всех континентах и на всех древних кратонах, в частности на Балтийском, Украинском и Алданском щитах. Породы этого возраста, относимые у нас к катархею, а за рубежом к нижнему архею, представлены в основном гранитогнейсами тоналитового состава, нередко именуемыми просто «серыми гнейсами» и отличающимися преобладанием в составе щелочей натрия над калием. Однако встречены и основные породы данного возраста и даже осадочные, образовавшиеся в водной среде, — таковы ставшие знаменитыми породы серии Исуа в юго-западной Гренландии с возрастом 3,8 млрд лет.

Происхождение тоналитовых гранитогнейсов, представляющих кору, Уже близкую, хотя и не тождественную, современной континентальной, — еще не решенная проблема. Некоторые исследователи допускают ее выплавление непосредственно из мантии, учитывая, что в эту эпоху она была еше сильно насыщена флюидами, в том числе водой. Другой возможный путь образования «серых гнейсов» — метасоматическая переработка первичной базальтовой коры теми же мантийными флюидами. И третий путь — переплавление этой коры при участии тех же флюидов. Этот последний процесс представляется наиболее вероятным.

Остается неясным, на какую площадь распространилось образование серогнейсового протосиаля и привело ли оно к возникновению сплошного слоя. Редкая встречаемость цирконов с возрастом более 3,5 млрд лет в более молодых обломочных породах приводит к выводу, что скорее всего протоконтинентальная кора к началу архея выступала над поверхностью мелководного протоокеана отдельными островами. Но эти острова, как мы увидим ниже, вполне могли послужить ядрами будущих материков.

Таким образом, на втором этапе своего развития Земля обогатилась еще двумя оболочками — протоконтинентальной корой и гидросферой. Более того, обнаружение следов жизни в серии Исуа свидетельствует и о появлении биосферы. Приповерхностный расплавленный слой заместился лишь частично подплавленной астеносферой, которая начиналась непосредственно под тонкой и еще пластичной корой.

Средне- и позднеархейский этап. Возникновение собственно континентальной коры и становление первой Пангеи (3,5— 2,5 млрд лет). На этом этапе широкое развитие получили зеленокаменные пояса, характеристика которых была дана в гл. 13. В течение архея сменилось несколько генераций подобных поясов, которые закладывались по крайней мере в среднем архее предпочтительно на утоненной протоконтинентальной коре. Последняя испытывала при этом дальнейшее утонение (пластичный рифтинг) и насыщалась основными и ультраосновными магматитами, что способствовало ее утяжелению и погружению. Появление в позднем архее известково-щелочных вулканитов и нормальных гранитов свидетельствует о начале субдукции этой субокеанской коры под протоконтинентальную, т.е., по существу, о начале плитнотектонического мегаэтапа развития нашей планеты¹. Зеленокаменные пояса последовательно причленялись к ядрам протоконтинентальной коры, которая на значительных площадях подверглась переплавлению с образованием уже калиевых гранитоидов. В конечном счете этот процесс привел к созданию обширных гранит-зеленокаменных областей с настоящей континентальной корой, которые составили основу фундамента будущих древних платформ — кратонов. Судя по тому, что низы этой коры испытывали метаморфизм гранулитовой фации, требующий не только высоких температур, но и высоких давлений, мощность коры достигла уже нормальных для современной континентальной коры значений порядка 30—35 км. По некоторым подсчетам, площадь, занимаемат архейской корой, составляет не менее 70% от общей площади современной континентальной коры. Существуют серьезные основания считать, что к концу архея эта кора сформировала уже единый и крупный континентальный массив — суперконтинент Пангею. На это указывает отсутствие унаследованности между архейскими и раннепротерозоискими подвижными поясами, наложенный характер последних и то обстоятельство, что в их основании обнаруживается все больше переработанной архейской коры.

1 По другим представлениям, механизм плитной тектоники начал проявляться уже в среднем и даже раннем архее.

Но если существовала эпиархейская Пангея, то должен был существовать и ее антипод — мировой океан Панталасса с базальтовой корой океанского типа. Предпосылкой для образования Панталассы и для возникновения характерной для Земли диссимметрии — на одной стороне Пангея (меньших размеров), на другой — Панталасса больших размеров — могло быть то самое падение на Землю астероида, которое привело к выбросу материала, создавшего Луну. Эпиархейская Панталасса была, очевидно, менее глубокой, чем современный Мировой океан, но не за счет меньшего, чем в настоящее время, перепада отметок (так как континентальная кора уже достигла близких к современным значений и, следовательно, контраст между ней и океанской корой был примерно такой же), а за счет меньшего объема воды. Впрочем, интенсивность флюидного потока из мантии, в том числе темп выделения воды в архее, должна была еще оставаться весьма высокой.

Главным итогом развития Земли в архее являлось, несомненно, становление зрелой континентальной коры с ее разделением на верхнюю и нижнюю разного состава, степени метаморфизма и разных реологических свойств. Конвекция в мантии, судя по расположению зеленокаменных поясов, их отношению к серогнейсовым ядрам и последовательности развития, приняла более упорядочению форму по сравнению с предыдущими этапами, когда она была скорее хаотической.

Раннепротерозойский этап. Распад первой Пангеи, обособление платформ и подвижных поясов. Дальнейшее разрастание континентальной коры (2,5—1,7 млрд лет). К концу архея вследствие снижения теплового потока и охлаждения кора, по крайней мере в своей верхней части, стала достаточно жесткой и хрупкой для образования устойчивой сети трещин и разломов. Об этом наиболее наглядно свидетельствуют рои даек основных магматитов, известные на ряде щитов древних платформ; крупнейныя из них — Великая дайка Зимбабве в Южной Африке. Дробление привело в середине раннего протерозоя, между 2,2 и 1,9 млрд лет назад, к распаду элиархейской Пангеи на большое число отдельных блоков, которые затем сохраняли устойчивое положение с поверхностью, близкой к уровню океана, о чем свидетельствует накопление осадочного чехла из мелководно-морских или континентальных отложений в пределах плоских впадин — протосинеклиз Среди осадочного чехла протоплатформ встречаются покровы платобазальтов и реже более кислых вулканитов. Чехол этот нередко обнаруживает некоторый метаморфизм, близ разломов и интрузий он может достигать амфиболитовой фации. В него местами внедрены гранитогнейсовые купола, образованные за счет ремобитизации архейского кристаллического фундамента. Известны также расслоенные интрузии от ультраосновного и основного состава до кислого; некоторые из них достигают очень крупных размеров — Бушвельд в Южной Африке, Стиллуотер в Восточных Скалистых горах Северной Америки. С ними и с дайками связаны руды хрома, никеля, кобальта, платины, меди, золота и др. Дислокации протоплатформенного чехла выражены пологими складками и сбросами.

Появляются на протоплатформах и собственно рифтогенные структуры — протоавлакогены. Они содержат такие же типы осадков, что и плоские протосинеклизы, но повышенной мощности и часто в сочетании с покровами и силлами основных и ультраосновных магматитов. Такие протоавлакогены известны на Балтийском щите — Печенгский и Имандро-Варзугский на Кольском полуострове, а также на Канадском щите. Между протоплатформенными блоками, имевшими полигональные, определенные разломами очертания, пролегли подвижные лояса, образованные за счет раздвига протоплатформ. В одних из них возникли оси спрединга, что доказывается присутствием офиолитов, в других рифтогенез ограничился утонением и переработкой континентальной коры с ее превращением в субокеанскую. Оба эти типа подвижных поясов, образованные в обстановке растяжения, становились зонами накопления мощных осадков и вулканитов, испытывая в дальнейшем интенсивное сжатие, складчато-надвиговые деформации с вергентностью в сторону протоплатформ, гранитизацию и региональный метаморфизм и превращаясь в складчатые системы. Как указывалось в главе 12, их часто именуют протогеосинклиналями.

Протогеосинклинали обладают шириной в сотни, длиной в многие сотни и иногда более 1000 км. В большинстве из них, подобно более молодым аналогам, уже можно различать внешние зоны с осадками шельфового (кварциты, доломиты, джеспилиты) или склонового (аргиллиты, граувакки, флиш) характера и внутренние, где получают широкое распространение толеитовые базальты наряду с относительно глубоководными осадками. Заключительные деформации и поднятия охватывают в первую очередь внутренние зоны, а во внешних за счет их развития отлагаются молассы. Все сказанное наиболее типично представлено в протогеосинклиналях Канадского щита (Уопмей, Трансгудзонская, Лабрадорская, Пенокийская), а в других преобладают условия либо внутренних (Свекофеннская на Балтийском щите), либо внешних (Курско-Криворожская) зон.

Особый тип подвижных поясов, появившийся в конце архея, но начавший играть существенную роль в строении земной коры в раннем протерозое, образуют гранулито-гнейсовые пояса, характеризующиеся особенно интенсивным сжатием на заключительной стадии развития, вследствие коллизии ограничивающих их континентальных блоков (протоплатформ), и глубоким метаморфизмом слагающих их пород, достигающим гранулитовой ступени.

Развитие подавляющего числа раннепротерозойских подвижных поясов, за очень редким исключением, завершилось в концу рассматриваемого этапа, что привело к сращиванию ранее разделенных ими континентальных блоков, их наращиванию новообразованной континентальной корой и тем самым к восстановлению единства Пангеи, вероятно превосходившей по площади первую, эпиархейскую.

Поскольку раннепротерозойские протоплатформы с обрамляющими их полосами океанской или субокеанской коры имели, как правило, в поперечнике не более 1 тыс. км, а оси спрединга и рифтинга образовывали более густую сеть и обладали более значительной суммарной длиной, чем в позднем докембрии и фанерозое, раннепротерозойская тектоника вполне заслуживает названия «тектоника малых плит», данного ей канадским геологом А.М. Гудвином. В ее основе лежала мелкоячеистая конвекция в мантии, несколько иная по форме, чем в архее. Это была следующая ступень в развитии тектоники плит по сравнению с архейской.

Среднепротерозойский этап. Частичный распад и восстановление единства второй Пангеи (1,7—1,0 млрд лет). Характер развития земной коры на данном этапе остается не вполне ясным вследствие ограниченной распространенности отложений нижнего и среднего рифея. Это особенно касается нижнего рифея и позволяет предполагать, что в раннем рифее образованная в конце раннего протерозоя вторая Пангея в основном сохраняла свою сплошность, подвергаясь лишь некоторому раскалыванию с образованием континентальных рифтов, в дальнейшем превращавшихся либо в интракратонные внутриплитные складчатые системы, либо в авлакогены.

Пангея в раннем рифее подвергалась значительному разогреву вследствие накопления тепла под ее мощной корой. Это привело к широкому проявлению кислого субаэрального вулканизма и становлению столь характерных для этого времени крупных стратиформных плутонов габбро-анортозитов и гранитов-рапакиви.

В среднем рифее деструкция Пангеи заметно прогрессировала, о чем свидетельствует появление офиолитов, но к концу этой эры большая часть подвижных систем завершила свое развитие, снова спаяв обособившиеся части Пангеи в единый суперконтинент.

Позднепротерозойско-раннепалеозойский этап. Деструкция протерозойской Пангеи, заложение и начало развития подвижных поясов неогея (1,0—0,4 млрд лет). В позднем рифее, особенно во второй его половине, деструкция Пангеи приводит к полной ее дезинтеграции с обособлением древних платформ — кратонов, ядер современных материков, — и заложением широких подвижных поясов на начальной стадии палеоокеанов, которые затем эволюционируют на протяжении фанерозоя. Это такие океаны, как Япетус, прото-, а затем палео-Тетис, палео-Азиатский и палео-Арктический океаны. Из них только Япетус закончил свое развитие уже к концу данного этапа, что привело к объединению Северной Америки и Восточной Европы в Лавруссию, остальные продолжили его на следующем этапе.

Вместе с тем на этом этапе проявилось определенное различие в эволюции северной и южной частей Пангеи. В то время как в северной части деструктивные тенденции господствовали почти на протяжении всего этапа (в Япетусе до позднего ордовика), в ее южной части уже к началу палеозоя они сменились обратными тенденциями замыкания существовавших здесь узких рифейских подвижных систем, в результате чего возник объединивший южную группу материков суперконтинент Гондвана.

Платформы в среднем и позднем рифее переживали авлакогенную стадию своего развития, местами затянувшуюся до кемкембрия (Северная Америка), но в большинстве из них (Восточная Европа, Сибирь, Китай, Корея) завершившуюся в венде с переходом к следующей, плитной, стадии эволюции.

В рифее и начале палеозоя еще продолжалось развитие некоторых гранулито-гнейсовых поясов, выступавших как линейные зоны поднятий и повторного метаморфизма. Таковы Мозамбикский пояс в Восточной Африке, Восточно-Гатский в Индии, Приатлантический в Бразилии и некоторые другие. Однако отдельные пояса этого типа, в частности классический Гренвильский, закончили свое активное развитие уже к позднему рифею, в одноименную эпоху тектогенеза.

Тектоника плит с позднего рифея приобрела свой современный характер и сопровождалась всеми своими атрибутами — офиолитами, островодужными вулканитами и гранитными батолитами, метаморфитами высокого давления — низкой температуры и др. Установилась, очевидно, и близкая к современной картина конвективных течений в мантии, с обособлением двух главных систем, отдельно в нижней и верхней мантии.

Позднепалеозойско-раннемезозойский этап. Возрождение Пангеи (0,4—0,2 млрд лет). На этом этапе межконтинентальные подвижные пояса, образовавшиеся за счет распада позднепротерозойской Пангеи, — палео-Азиатский, Тетис (Средиземноморский), а отчасти и палео-Арктический — стали испытывать нарастающее сжатие, охватываться складчато-надвиговыми деформациями, гранитизацией, региональным метаморфизмом и перерождаться в складчатые горные пояса. Этот процесс резко усилился в середине карбона и достиг своей кульминации в середине триаса. Он привел сперва к замыканию северной части палео-Азиатского океана и к объединению Лавруссии с Сибирью в суперконтинент Лавразия, а затем к смыканию Лавразии с Гондваной за счет западной части Тетиса; последний сохранился лишь в виде залива на востоке. В итоге все континентальные массивы вновь оказались объединенными в суперконтинент, ту самую Пангею, о которой писал Вегенер, не подозревавший, однако, о существовании более ранних, докембрийских Пангей. Отмирание складчато-орогенных лоясов, смена в них орогенного режима платформенным привели к возникновению молодых платформ — Скифско-Туранской, Западно-Сибирской, Дунбэйской, Восточно-Австралийской, Патагонской, которые нарастили древние платформы или заполнили промежутки между ними. Но настоящий платформенный чехол на них стал накапливаться лишь в следующем этапе, а во второй половине данного этапа они переживали стадию, сходную с авлакогенной стадией развития древних платформ, — тафрогенную.

Между тем окраины Тихого океана продолжали свое активное развитие в южной его половине, на периферии Австралии, Антарктиды и Южной Америки оно шло по андскому типу и проявлялось в основном в существовании вулканоплутонических поясов. В северной половине, близ Азии и Северной Америки, развивались вулканические дуги и окраинные моря; существовали здесь и микроконтиненты, Надо полагать, что акватория Тихого океана на рассматриваемом этапе расширилась за счет осушения, полного или частичного, других океанов, но следы этого можно усматривать лишь в офиолитах соответствующего возраста, распространенных по периферии этого океана.

Развитие самой Пангей далеко не было спокойным. Первоначально оно выразилось в образовании в ее гондванской части в конце карбона — начале перми мощного покровного оледенения, вызвавшего резкое эвстатическое понижение уровня Мирового океана. Затем все более стал ощущаться разогрев верхней мантии под суперконтинентом, что вызвало вспышки траппового магматизма — в конце перми — начале триаса в Сибири, в Тунгусской синеклизе и на юге Таймыра, в конце триаса — середине юры в Патагонии, Южной Африке, Антарктиде, о. Тасмания, которые тогда тесно примыкали друг к другу. Развивались и процессы рифтообразования, особенно интенсивного с середины триаса, тем самым предваряя начало распада Гондваны, наступившее в конце средней юры.

Позднемезозойско-кайнозойский этап. Распад Пангей и образование молодых океанов. Формирование современной структуры и рельефа Земли (0,2—0 млрд лет). Главным событием последнего крупного этапа истории Земли и развития земной коры был распад Пангей, начавшийся, как только что указывалось, в конце средней юры, в бате — келловее, и продолжающийся до наших дней. Начало было положено образованием Центральной Атлантики, соединением ее с Тихим океаном через Карибский пролив и с реликтовым Тетисом через Западное Средиземноморье, т.е. восстановлением широкого океанского пространства, разделявшего Лавразию и Гондвану до позднего палеозоя. Одновременно началось обновление коры Тихого океана. В конце юры — начале мела стала проявляться, нарастая, другая тенденция — формирования долготно ориентированного Атлантического и северной части Индийского океана, а также широтного океана, опоясывающего Антарктиду. Это привело, особенно заметно с середины мела, к смене расширения Тетиса его сокращением, сближением Евразии с обломками Гондваны: Африкой — Аравией, Индией и Австралией, а в результате — к началу формирования гигантского Альпийско-Гималайского складчатого горного пояса, резко усилившегося в конце эоцена. Аналогичный процесс затронул и реликты палео-Арктического и палео-Азиатского океанов, превратившихся после палеозоя в апофизы Тихого океана — Южно-Анюйский, Амуро-Охотский; первый закрылся в раннем мелу, второй — уже в поздней юре.

Тихий океан вследствие раскрытия молодых океанов должен был испытать сокращение, а его активные окраины сомкнулись, образовав почти сплошной Круготихоокеанский подвижный пояс — «Тихоокеанское кольцо». Этот пояс отличался и продолжает выделяться и в современную эпоху своей исключительно высокой тектонической, включая сейсмическую, и магматической активностью. Отдельные его звенья развивались, однако, несколько по-разному. На северо-западной, азиатской, окраине в первую половину этапа шла аккреция вулканических дуг и микроконтинентов, которая привела к преобразованию этой окраины в окраину Андского типа, с краевым вулканоплутаиичеоким поясом, протянувшимся от Чукотки (и Аляски) до Калимантана. Подобный пояс в начале этапа существовал вдоль восточной окраины Австралии, от Новой Гвинеи до Новой Зеландии. Но потом сначала на юге, где в позднем мелу раскрылось Тасманово море, а затем все дальше к северу, достигнув в миоцене западной части Берингова моря, образовался почти непрерывный пояс окраинных морей, отделивших от материков островные дуги (некоторые были новообразованными), т.е. сформировался тот тип активных окраин, который мы именуем западно-тихоокеанским.

Несколько по-другому протекало развитие восточной половины Тихоокеанского подвижного кольца. На окраине Северной Америки активно шел процесс ее наращивания различными террейнами, пока она не превратилась в окраину андского типа, но затем в олигоцене началось столкновение с ней Восточно-Тихоокеанского поднятия, значительный его отрезок ушел под континент и североамериканская окраина на калифорнийском участке превратилась в трансформную. Южно-американская окраина в центре и на юге, а также антарктическая сохраняли свой андский тип на протяжении всего этапа, но в Антарктиде шло постепенное отмирание зоны субдукции и к настоящему времени она сохранилась лишь против северной оконечности Антарктического полуострова и смежных архипелагов. В олигоцене нарушилась связь между Южной Америкой и Антарктидой, между Андами и Антарктандами в связи с образованием спредингового бассейна моря Скотия. В Северных Андах еще раньше произошла аккреция вулканической дуги и окраина приобрела тот же характер, что и южнее.

Рис. 17.1. Корреляция главных проявлений тектогенеза в мезозое и кайнозое, по М. Г. Ломизе (1986).
I — эвстатические изменения уровня океана, по П. Вэнлу и др., с небольшими изменениями. II — океанский спрединг: 1 — неравномерность спрединга по вероятностной модели Д. Спрага и Г. Поллака, 2 — суммарный график скоростей перемещения литосферы (относительно Северо-Американской плиты), по Д. Дэвису и С. Соломону, 3 — позднеюрский максимум, по Р. Шеридану. III — субдукция на конвергентных границах (интенсивность магматических проявлений): 1 — суммарный график по интрузивным образованиям восточного обрамления Тихого океана (по М.Г. Ломизе), 2 — по позднекайнозойским вулканитам Центральной Америки и Орегона (по П. Фогту), круглые значки — главные и второстепенные максимумы для Кордильер и Японии (по Т. Мацумото). IV — частота геомагнитных инверсий (по Ф. Виганку и М. Меннингу). V — пульсационный ритм тектоносферы: С — эпохи складчатости, по Н.Я. Кунину и Н.М. Сардонникову (РК — раннекиммерийская, ПК — позднекиммерийская, А — австрийская, Л — ларамийская, ПА — позднеальпийская), Р — эпохи рифтогенеза, по Е.Е. Милановскому и В.Г. Казьмину

Рубеж эоцен—олигоцен явился важным переломным моментом в рамках рассматриваемого этапа. На этом рубеже, по существу, завершилось формирование главных черт современных структуры и рельефа Земли — распределение континентов и океанов, платформ и подвижных поясов, включая срединно-океанские хребты, и началось образование подавляющего большинства современных горных сооружений. В Азии к северу от Альпийско-Гималайского пояса в качестве побочного эффекта столкновения Индии с Евразией возник могучий Центральноазиатский горный пояс. Вдоль западных окраин обеих Америк протянулся столь же мощный пояс Кордильер, сомкнутый Центральноамериканской и Антильской вулканическими дугами. Поднялись и другие горные системы, многие из которых явились лишь возрождением более древних, палеозойских.

Все это вполне оправдывает выделение особой, неотектонической, стадии развития земной коры, подчиненной, однако, более крупному позднемезозойско-кайнозойскому этапу. По значению этот этап сравним с позднепротерозойско-раннепалеозойским, который также знаменовался распадом Пангеи и новообразованием океанских впадин.

Позднемезозойско-кайнозойский этап в истории Земли известен много лучше предыдущих благодаря большей полноте геологических данных и, в первую очередь, той огромной информации, которая заключена в океанской литосфере. Только для этого этапа по магнитным аномалиям океана могут быть детально восстановлены проявления спрединга и относительные перемещения плит, что создает возможность корреляции всех главных форм тектогенеза.

Результаты такого исследования, проведенного М.Г. Ломизе, отражены на диаграмме (рис. 17.1). На ней видна прямая корреляция между интенсивностью спрединга (II) и субдукций (III), предсказанная тектоникой плит. Ясно выражена и прямая корреляция общего хода эвстатической кривой (I) с кривой спрединга, что подтверждает представление о решающем влиянии суммарного объема срединных хребтов на уровень океана. Столь же отчетлива (но отрицательна) корреляция всех этих величин с частотой инверсии геомагнитного поля (IV), вероятно, они контролируются общими причинами. В совокупности по всей этой группе графиков (I—IV) вырисовываются альпийский тектонический цикл, а также осложняющие его максимумы и минимумы. Особенно выделяется позднем еловая кульминация тектонической и магматической активности, которая, как известно, является выдающимся событием в масштабах всего фанерозоя.

Главные эпохи складчатости и рифтогенеза, составляющие другую группу проявлений тектогенеза (V), чередуются между собой и служат выражением пульсационного ритма с переходом от условий господствующего сжатия к условиям господствующего растяжения. Пульсационный ритм накладывается на согласованный ход кривых перемещения литосферы (I—IV), которые имеют иную периодичность и, возможно, иную природу. Вместе с тем этот ритм увязывается с крупными перестройками в системах спрединга — субдукции.