Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Пространственно-временные закономерности структурообразования в земной коре
ВАК РФ 25.00.03, Геотектоника и геодинамика
Автореферат диссертации по теме "Пространственно-временные закономерности структурообразования в земной коре"
РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта
Направахрукописи
МОРОЗОВ Юрий Алексеевич
ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ СТРУКТУРООБРАЗОВАНИЯ В ЗЕМНОЙ КОРЕ (с позиций структурно-парагенетического анализа)
Автореферат диссертациинасоисканиеученой степени доктора геолого-минералогическихнаук
Специальность 25.00.03 - геотектоника и геодинамика
Москва -2004
Работа выполнена в Институте физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН
Официальные оппоненты:
Доктор геолого-минералогических наук, профессор
академик РАН
В.Е. Хаин
Доктор геолого-минералогических наук
МА. Гончаров
Доктор геолого-минералогических наук
Е.А. Рогожин
Ведущая организация:
Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, г. Санкт-Петербург.
Защита состоится 24 ноября 2004 г. в 1100 часов на заседании Диссертационного совета Д.002.001.01 Института физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН по адресу: 123995, г. Москва, ул. Б. Грузинская, д. 10. Факс: (095) 255 60 40; e-mail: ife@ife.ru
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИФЗ РАН.
Автореферат разослан октября 2004 г.
Ученый секретарь диссертационного совета кандидат физико-математических наук
Х№± у
21005
ВВЕДЕНИЕ
Актуальность темы диссертации. Вопросы строения земной коры, происхождения и эволюции ее структур являются основополагающими в геотектонике, а данные по кинематике структурообразующих тектонических движений принципиально важны для построения адекватных геодинамических моделей становления и развития литосферы в целом. Наполнение таких моделей новыми фактическими данными, типоморфными чертами и эмпирическими закономерностями было и остается актуальным в этом разделе наук о Земле. При этом особую теоретическую и практическую значимость приобретают данные о причинно-следственных взаимосвязях ведущих эндогенных процессов (магматических, метаморфических, деформационных) между собой и с реальными разномасштабными геологическими структурами, наблюдаемыми на поверхности, а также о пространственно-временных закономерностях их эволюции на планете. Соединение этих знаний воедино открывает новые возможности в познании и понимании природы и эволюции многих геологических процессов в недрах Земли.
Цель и задачи работы. Основной целью работы являлось выяснение эмпирических пространственно-временных закономерностей структурообразования в континентальной земной коре на основе единого структурно-парагенетического подхода к разномасштабным геологическим объектам, с учетом кинематической согласованности тектонических движений и компенсационного фактора протекания деформации в сопряженных или иерархически соподчиненных объемах.
Для достижения этой цели автором решались следующие задачи:
- усовершенствование и развитие методов структурно-парагенетического анализа;
- детальное структурно-геологическое и геокартировочное изучение целого ряда региональных геологических объектов разного возраста и длительности эволюции, разного масштабного ранга и геоструктурного положения из различных регионов;
- выяснение соотношений и парагенетических взаимосвязей деформационных и вещественных преобразований в полистадийно и полиэтапно развивавшихся геоструктурах, привязка реперных деформационных событий к известным геохронологическим датировкам;
- проведение структурно-парагенетического и кинематического анализов геологических объектов и выяснение геодинамических условий формирования их структуры;
- создание моделей тектонической эволюции отдельных регионов на основе результатов изучения их деформационно-вещественной эволюции, структурно-парагенетического и кинематического анализа;
- воспроизведение ряда характерных геодинамических обстановок и региональных структур методами аналогового моделирования и сопоставление их с природными данными;
- выяснение типологических черт строения геоструктур, развивавшихся в схожих и резко различных геодинамических обстановках;
- сравнительный анализ структурной эволюции ряда однотипных региональных геологических структур;
выяснение взаимосвязей между такими тектонически контрастными геоструктурными элементами континентальной земной коры как кратоны и сопряженные с ними подвижные пояса;
• сопоставление полученных авторских результатов с аналогичными или близкими литературными структурно-геологическими данными по ряду регионов мира для
выявления общих закономерностей или структуре образования в планетарном масштабе.
5ИБЛИ0ТЕМ
эволюцш
Фактический материал и личный вклад автора. Использовавшийся автором в работе фактический материал можно разделить на три группы. Наиболее существенная из них объединяет оригинальные авторские данные, полученные в ходе личных исследований на протяжении тридцати с лишним лет в самых различных регионах, охватывающих геологические объекты разного возраста, формационного наполнения, геоструктурного положения и типа эволюции. Эти материалы включают результаты особо детального площадного структурно-геологического картирования (М 1:10 000 - 2 000 и крупнее), структурно-парагенетического анализа структурных элементов, изучения структурно-текстурных и деформационно-вещественных преобразований пород, особенностей и термодинамических характеристик метаморфизма,- метасоматоза, магматизма. Регионы исследований автора: Западное Прибайкалье-, Южный Тянь-Шань, хребет Султан-Увайс, Южный Урал, Северное Приладожье, Центральная Карелия, Кольский полуостров. Самостоятельную значимость t представляют результаты аналогового тектонического моделирования,- проводившиеся автором в Лаборатории тектонофизики им. В.В.Белоусова Геологического факультета МГУ, с помощью которого воспроизводились те или иные типы геомеханических обстановок нагружения и полученные результаты сравнивались с природными структурами, изучались характерные элементы структурных парагенезов, моделировались регионально-тектонические ситуации. Третья группа включает результаты целенаправленного анализа литературных структурно-геологических данных, опубликованных геологических карт, датировок абсолютного возраста из различных регионов мира, которые сопоставлялись и коррелировались с авторскими наблюдениями и результатами с целью выявления общих закономерностей или отличительных черт эволюции схожих геоструктурных элементов.
Научная новизна. Диссертация содержит много новых, впервые полученных картировочных, структурно-геологических и кинематических данных и фактического материала особой степени детальности и проработки, представляющих принципиальную значимость для понимания строения и эволюции каждого из изученных регионов, для построения обновленных моделей их геодинамической эволюции. На основании анализа этого материала выявлены не только абсолютно новые пространственно-временные закономерности структурообразования в земной коре, генетическая взаимосвязанность сопряженных геоструктурных элементов земной коры, но и согласованность кинематической эволюции отдаленно расположенных структур, предполагающая единство и, вероятно, некий общий источник движущих сил и процессов. Наконец, впервые установлен феномен цикличности во времени смены кинематики сдвиговых движений в подвижных поясах и установлена тенденция уменьшения во времени продолжительности этих циклов. Все это позволило несколько по иному взглянуть на многие проблемы тектогенеза и поставить ряд новых вопросов, требующих своего разрешения.
Практическое значение. Результаты работ автора и используемые методические подходы имеют практическую значимость в нескольких отношения. Полученные геокартировочные материалы неоднократно использовались производственными организациями при составлении региональных геологических карт, а методические разработки включались в методические рекомендации для практического использования. Материалы исследований автора нашли практическое применение в работе НПЦ «Кольская сверхглубокая» и используются в текущих исследованиях по мониторингу геодинамических процессов в пределах геопространства скважины, включаются в ежегодные отчеты НПО Министерства природных ресурсов РФ. Структурно-парагенетический подход и материалы автора успешно использовались в исследованиях по выявлению закономерностей проявления и прогнозу перспективных площадей рудной свинцово-цинковой минерализации на Барецевоморском побережье Кольского полуострова (совместно с В.И. Казанским и др. - ИГЕМ РАН), что позволяет видеть перспективу такого подхода и для других рудоносных провинций. Методы
тектонофизического моделирования применялись и для оценки распределений метана в угольных пластах Кузбасса и прогноза их газоносности. В целом же, наработки автора в вопросах структурообразования (в частности, по структурным парагенезам транспрессии и транстенсии, механизму компрессии-декомпрессии) позволяют расширить возможности структурно-геологического подхода при изучении природных геологических структур и при анализе их потенциальной рудоносности.
Защищаемые положения.
1. Экспериментально и эмпирически выявлены и охарактеризованы структурные парагвнезы туанспуессии и туанстенсии. возникающие как следствие совместного проявления и взаимодействия геомеханических обстановок сжатия-растяжения и простого сдвига и представляющие собой комбинацию и интерференцию соответствующих этим обстановкам структурных элементов.
2. Одним из ведущих механизмов реализации деформаций в земной коре и формирования ее разномасштабных структурно-вещественных неоднородностей является компрессионно - декомпрессионный механизм деформационно - вещественных преобразований, ответственный за одновременное возникновение сопряженных объемов с анизотропным и изотропным структурированием пород. Этот механизм определяет и контролирует интенсивный массообмен в коре, сопровождаемый как дифференциацией по составу исходно однородных пород, так и, наоборот, осреднением по составу ранее расслоенных объемов, обуславливая формирование вторичной расслоенности коры.
3. Линейные подвижные пояса земного шара независимо от возраста и геоструктуриого положения на определенных этапах своей эволюции развиваются схожим образом как структуры режима транспрессии с характерным дивергентно-веерным внутренним строением и с соответствующими этому режиму структурным парагенезом, латеральной и вертикальной структурной зональностью.
4. Пространственно сопряженные геоструктурные элементы первого порядка земной коры - линейные подвижные пояса и кратоны - на определенных этапах эволюции составляют единые геодинамические пары и системы. развивающиеся кинематически согласованно и взаимосвязано в режимах транспрессии и транстенсии, как возможное следствие проявления и взаимодействия сопряженных конвективных ячеек или плюмов.
5. Впервые выявлен и обоснован феномен кинематических инверсий в линейных подвю/сных поясах различного возраста, характеризующийся неоднократной сменой знака сдвиговой компоненты тектонических движений в ходе их эволюции. Выявлена пространственная и кинематическая согласованность этих движений в одновозрастных диагонально и ортогонально сопряженных системах поясов. Установлена цикличность кинематических инверсий, сочетающаяся с направленным во времени уменьшением длительности циклов от 100 млн. лет в докембрии до 25-30 млн. лет в мезо-кайнозое.
Публикации и апробация работы. Результаты исследований автора по теме диссертации отражены в 75 публикациях (в том числе 1 коллективная монография, 10 в рецензируемых журналах, 26 в рецензируемых сборниках).
Материалы работы докладывались на семинарах по геотектонике и геодинамике в и на ежегодных Белоусовских чтениях в ИФЗ РАН, на Региональных, Всесоюзных, Всероссийских и Международных совещаниях и симпозиумах: Ш Всесоюзный симпозиум по метаморфизму (Свердловск, 1977), Всесоюзное совещание «Метаморфизм и метаморфические комплексы Урала» (Свердловск, 1982), «Гранито-гнейсовые купола» (Иркутск, 1983), VI Всесоюзная конференция «Метасоматизм и рудообразование» (Ленинград, 1987), I, II, III Всесоюзные школы «Структурный анализ кристаллических комплексов» (Москва, 1986; Тбилиси, 1988, Киев, 1990, С-Петербург, 1994), Всесоюзные симпозиумы «Экспериментальная тектоника в решении задач теоретической и практической геологии» (Новосибирск, 1982, 1990; Москва, 1991), Совещание «Структурные парагенезы и их ансамбли» (Москва, 1997), Симпозиумы Международной рабочей группы «Деформации и метаморфизм горных пород» (Потсдам, 1982; Иркутск,
1983; Вроцлав, 1985, Прага, 1986; Берлин, 1988), XXXI - XXXVII Тектонические совещания (Москва, 1988-2003; Новосибирск, 2004), Международные совещания по Проекту № 408 Международной Программы по Геологической Корреляции ЮНЕСКО (Заполярный, 1999; Апатиты, 2001).
Структура и объем работы. Диссертация общим объемом 467 стр. состоит из Введения, трех частей, включающих И глав и Заключения, списка литературы из 482 наименований, содержит 259 рисунков, 12 таблиц.
Благодарности. Автор бесконечно благодарен своим первым учителям и наставникам в геологии В.В. Эзу, Т.М. Гептнер, Н.В. Короновскому, чью постоянную помощь и поддержку чувствовал все эти годы. Неоценимую роль в появлении этой работы и в ее успешном завершении сыграл В.Н. Шолпо, с которым автор обсуждал практически все затронутые аспекты исследования и всегда находил понимание и искреннюю заинтересованность. За все это ему особая благодарность и вечная память...
Эта работа рождалась в тесном сотрудничестве с коллегами по работе, с кем автор делил радости и тяготы полевых исследований, проводил долгие часы в плодотворных дискуссиях и в обсуждении новых материалов: В.А. Зайцевым, М.С. Фельдманом, А.И. Смульской, Л.Н. Куклеем, ДЕ. Гафт, Ю.Ф. Соколовой, НА. Мироновой, Л.Ф. Добржинецкой, МЛ. Соминым, Ю.П. Видяпиным, М.Н. Шапиро, А.Л Кулаковским, Г.И. Рейснером, Л.И. Иогансон, Ю.В. Нечаевым, Ю.С. Геншафтом, А.Я. Салтыковским, Ш.А. Мухамедиевым, А.В. Каракиным, Н.И. Павленковой, А.В. Спиридоновым, Ф.Л. Яковлевым, ЮЛ.Ребецким, Н.С. Фроловой, ТЛ. Кронрод, Л.И. Деминой, В.Г. Талицким, В.А. Галкиным.
На протяжении многих лет автор тесно сотрудничал, пользовался консультациями и ценными советами А.В. Лукьянова, М.Г. Леонова, М.Л. Коппа, Е.Н.Терехова, СЮ. Колодяжного, Д.С. Зыкова, Ю.В. Миллера, В.В. Травина, В.В. Балаганского, Н.Е. и Н.Е. Козловых, Т.В. Каулиной, Ж.А. Федотова.
На отдельных этапах своей работы автор имел счастливую возможность сотрудничать и консультироваться с академиками РАН Ф.А. Летниковым, Ф.П. Митрофановым, Е.И. Шемякиным, членом-корреспондентом РАН Б.В. Левиным.
Неоценимую помощь, в работе и моральную поддержку автору оказали Г.Н. Квятковская и Т.Н. Филатова.
Всем им автор выражает самую искреннюю признательность и благодарность.
Автор благодарен за приятное и плодотворное сотрудничество в последние годы с Д.М. Губерманом, Ю.П. Смирновым, Ю.Н. Яковлевым, А.Н. Никитиным.
Автор признателен чл.-корр. РАН А.О. Глико, за внимание и поддержку работы, особенно на самых трудных завершающих этапах ее написания.
Часть I. ОБЩИЕ И ЧАСТНЫЕ ВОПРОСЫ СТРУКТУРООБРАЗОВАНИЯ
Глава 1. Формулировка проблем, определение задач исследований при изучении процессов структурообразования в земной коре
Длительная и полиэтапная тектоническая эволюция земной коры запечатлена, образно говоря, в ее «структурных летописях», которые представлены в виде морфологически разнообразных, разномасштабных, часто разновозрастных структурных элементов, парагенетически взаимосвязанных или наложенных друг на друга и составляющих вместе сложную интегральную структуру внешней оболочки Земли. Ее расшифровка требует использования специальных подходов и ряда методик, составляющих «инструментарий» структурной геологии, применение которых позволяет не только составить представление об общем характере или деталях структуры того или иного объема коры, но и выявить кинематику структурообразующих движений, ориентировки действовавших сил, их изменчивость во времени и пространстве. Это дает, можно сказать, базовый фактический материал, который принципиально важен и
первостепенно необходим при построении геодинамических или тектонических моделей любой идейной направленности. Отсюда вытекает особая значимость структурно-геологических исследований и необходимость совершенствования методик и подходов, поиска новых закономерностей и особенностей корового структурообразования. Любые усилия в этих направлениях, тем более продуктивные, следует приветствовать, так как обогащают коллективный опыт, дают новые знания, ставят новые вопросы.
В большинстве своем проводимые ныне исследования, ввиду нарастания их специализации, идут, как правило, с разными целями и задачами, не всегда взаимосвязанными между собой - чисто региональными, по отдельным явлениям или процессам, в узком временном интервале эволюции коры, для опробования одних или других методик. Это естественная и весьма продуктивная тенденция. Тем не менее, возможен и несколько иной подход, включающий целенаправленный и разносторонний анализ взаимосвязей самых разных процессов, установление их причинно-следственных связей, выяснение пространственно-временных закономерностей их эволюции, исходя из предположения согласованности действия, взаимозависимости, масштабно-иерархического соподчинения этих процессов в единой эволюционирующей системе, в данном случае земной коре или литосфере. В своей работе автор сделал попытку использования именно такого подхода при изучении коровых структурообразующих процессов, исходя из предпосылки полифакторного их развития и с учетом новых тенденций в представлениях на природу и условия протекания таких процессов.
Новейшие, еще только формирующиеся представления о характере структурообразования в земной коре особое значение придают тому, что ответственные за это тектонические процессы реализуются через масштабно-иерархически построенную систему полей напряжений и деформаций, протекая отчетливо гетерогенно в неоднородных, структурированных средах [Панин и др., 1985; Гончаров, 1993,1997,1999; Талицкий, 1994, 2002 и др.]. Также весьма неоднородно, взаимообусловленно и взаимосвязанно с тектоническими процессами в коре, проявляются и вещественные преобразования, определяемые метаморфическими, метасоматическими и магматическими процессами [Глебовицкий и др., 1980; Глебовицкий, 1996; Летников, 2000; Эз, 1978]. Несомненно, еще большее усложнение в структуре коры происходит по мере ее эволюции от древнейших этапов к последующим, вплоть до новейшего времени. В конечном итоге формируется та сложнейшая, полиэтапная и полигенная, иерархически построенная система структурно-вещественных неоднородностей, которая определяет строение глубинных горизонтов коры или тех ее объемов, которые выведены на поверхность в древних кристаллических массивах или щитах.
Структура сильно дислоцированных и метаморфических комплексов, как правило, характеризующая не приповерхностные, а разноглубинные уровни развития земной коры, по нашему мнению и опыту может рассматриваться как закономерно построенная, эволюционирующая во времени ассоциация различных по морфологии, размерам и генезису деформационных элементов, связанных между собой парагенетическими соотношениями и масштабно-иерархическим соподчинением. Она возникает как сбалансированная на всех масштабных уровнях релаксационная реакция деформируемого структурированного материала на постоянно меняющееся во времени и пространстве поле напряжений. В свете этого, для правильного и наиболее полного понимания тектонической эволюции любого региона и коры в целом необходимо изучение особенностей ее структурной организации в разных масштабах с одновременным выявлением пространственных, временных и генетических взаимосвязей между всеми структурообразующими процессами — деформационными, метаморфическими, метасоматическими, магматическими. Не менее важно учитывать полифакторность процессов деформационно-вещественных преобразований, развитие которых обуславливается проявлением и взаимодействием сразу нескольких факторов, определяющих базисные характеристики этих процессов и вносящих свою лепту в
структурную организацию эволюционирующего корового объема. Подобный подход, позволяющий «пробиться» сквозь кажущийся хаос разномасштабных и полистадийных элементов структуры сложно дислоцированных толщ, увидеть закономерности в их пространственно-временной организации и наметить общие черты протекания в земной коре процессов деформационно-вещественных преобразований, продемонстрирован в работе на примерах из самых разных регионов мира и их разновозрастных геоструктурных элементах.
В соответствии с целями и задачами исследования, сформулированными во Введении, все геологические объекты самого разного масштабного ранга, лично изучавшиеся автором или же известные ему по целенаправленной компиляции литературных данных, рассматривались в едином ключе посредством структурно-парагенетического анализа и с учетом влияния ряда базисных факторов деформации, определяющих широкий спектр разнообразия образующихся в природе структурных форм. Это обеспечивало качество унифицированного принципа рассмотрения и как бы системного подхода в исследовании.
Глава 2. Краткий обзор основополагающих работ по проблеме структурообразования
В своей работе автор использовал богатый коллективный опыт геологов, накопленный поколениями, и результаты исследований коллег, ныне занимающихся проблемами структурообразования. Все усилия в этом направлении по сути дела направлены на решение обратной задачи - определение условий протекания деформационного процесса по его результату - геологической структуре. Основополагающим методом ее изучения, особенно в сложно дислоцированных и полидеформационных комплексах, является структурно-парагенетический анализ, формулировка принципов и развитие которого связано в первую очередь с работами А.В. Лукьянова [Лукьянов, 1963; Лукьянов, Щерба, 1972]. Им же введены в структурную геологию важнейшие понятия о совместимости и согласованности деформаций, развивались и развиваются плодотворные идеи о тектоническом течении и тектоническом расслоении геоматериала, о важной роли и механизмах стресс-метаморфизма горных пород, о роли релаксационных автоколебательных и циклических систем в эволюции различных геологических процессов [Лукьянов, 1980, 1987, 1991; Лукьянов, Лукьянова, 1987].
Огромное значение для развития структурной геологии и для практикующих геологов имели работы В.В. Эза по наложенным деформациям в полистадийно развивавшихся комплексах и деформационно-метаморфическому расслоению объемов земной коры [Эз, 1976, 1978, 1985]. Он один из первых показал возможность больших внутрикоровых (конвективно-адвективных) перемещений материала, сопровождавшихся мощной структурно-текстурной перестройкой пород и разноглубинными вещественными преобразованиями, приводящими к вторичному расслоению коры.
Весьма плодотворными для модельных обобщений структурно-геологических данных являются представления М.А.Гончарова о компенсационном принципе реализации тектонических движений в земной коре и его влиянии на структурные парагенезы [Гончаров, 1988, 1993]. Развиваемый им рангово-иерархический подход к конвективно-адвективному структурообразованию в коре открывает возможность сближения радикальных представлений фиксизма и мобилизма [Гончаров, 1997,1999].
Важным шагом в развитии структурно-геологического направления можно считать работы В.Г. Талицкого и В.А. Галкина [Талицкий, 19911, 1992,1994 , 2002; Талицкий, Галкин, 1989, 1997] по особенностям структрообразования в средах с исходной структурой, творчески применивших новейшие наработки в области мезомеханики деформируемых композитных сред [Панин и др., 1985]. Представления о ранговых
уровнях деформации обогатили масштабно-иерархический подход в изучении геологических структур [Талицкий, Галкин, 1987], а подробные характеристики генетических типов структурных парагенезов расширили рамки структурно-парагенетического анализа [Талицкий, 1994, Гончаров и др., 1995].
В освещении многих общих вопросов структурообразования большую роль сыграли работы: МЛ..Коппа по структурным рисункам для разных геомеханических обстановок и ансамблям структур в условиях латерального выжимания материала, по кинематике сдвиговых тектонических движений в орогенах юга России и Средней Азии [Копп, 1989, 1991, 1997]; Л.М. Расцветаева - по парагенетическому методу структурного анализа дизъюнктивов [ 1987], по выделяемым им принципиально новым типам структур обстановок сжатия - содвигам [1991, 2002]; М.Г. Леонова - яркие и оригинальные работы по вертикальной акреции корового слоя в подвижных поясах и на древних платформах [Леонов и др., 2000], по соотношениям пластических деформаций и метаморфизма [Леонов, 1988; Леонов, Кожухарова, 1990], по подвижности кристаллической коры, выраженной в концепции постумной реидной тектоники консолидированного фундамента [Леонов, 1991,1993].
Нельзя не отметить огромный вклад в учение о структурных парагенезах экспериментальных тектонофизических работ, проводившихся в нескольких крупных научных центрах. В Москве: в Геологическом институте РАН [Лукьянов, 1980, 1987], в Лаборатории тектонофизики и экспериментальной тектоники В ИФЗ РАН [М.В. Гзовский... , 2000; Тектонофизика сегодня, 2002 и др.]; в Лаборатории тектонофизики Геологического ф-та МГУ [Гептнер, 1970, 1988; Морозов, Гептнер, 1997; Талицкий, Галкин, 1989, 1997]; В Иркутске в Институте земной коры [Шерман, 1984; Шерман, Бабичев, 1989; Шерман и др., 1991, 1992, 1994]; в Новосибирске в Институте геологии и геофизики СО РАН [Лучицкий, Бондаренко, 1974, 1967; Бондаренко, 1976, 1989, 1990 и др.]; в Киеве в Институте геофизики НАН Украины [Гутерман, 1987 и др.].
Глава 3. Подходы и методы исследования
В этой главе излагаются общие принципы и некоторые авторские наработки методов детального структурно-геологического картирования, избирательно используемые в зависимости от степени детальности исследования, специфики задач, характера обнаженности, сложности и стиля структуры, дифференцированности разреза и уровня его метаморфических преобразований. Поясняется принцип «телескопированного» способа картирования (составление серии укрупняющихся по детальности карт для ключевых и хорошо обнаженных участков), возможности и специфические особенности картирования структурно-вещественных неоднородностей различного морфологического выражения, генезиса, времени и условий формирования, их использования в качестве реперов в последовательности деформационно-вещественных преобразований в полиэтапно развивавшихся объемах. В некоторых случаях это дает возможность заменить неработающий в глубокометаморфизованных и сложнодислоцированных комплексах стратиграфический принцип.
Значительное место отводится изложению принципов структурно-парагенетического и кинематического анализа и дается определение структурно-вещественного парагенеза. В авторском понимании структурно-вещественные парагенезы можно определить как закономерное, устойчиво повторяющееся пространственно-временное сочетание деформационных структурных форм различной морфологии и масштаба, связанных единством полей напряжения, деформации, геомеханической обстановки, Р-Т параметров.
Так как в арсенал методов используемого автором похода входит аналоговое моделирование на эквивалентных материалах, поясняются принципы моделирования, его возможности и ограничения. Такое моделирование позволяет оценивать деформационный процесс на качественно-кинематическом уровне, наблюдая главным образом за
характером локализации деформаций в нагружаемом объеме и возникающим структурным рисунком. Наиболее выигрышной стороной этого подхода является возможность воспроизведения конкретных тектонических структур, в том числе и регионального ранга, и наблюдения за кинематикой движений, зарождением и формированием важнейших составных элементов структуры по мере развития деформации. Главным при этом является характер нагружения экспериментального образца, который задается исходя из известных или предполагаемых геодинамических обстановок для конкретного природного геологического объекта или для определенной геомеханической ситуации. При этом подбирается или варьируется условный тип поведения материала - вязкопластичный (влажная глина), хрупкопластичный (песчано-солидоловая смесь), хрупкий (сухая глина, мука). В результате оцениваются возникающий структурный рисунок, характер и пространственное расположение отдельных структурных элементов, кинематика движений, которые сравниваются с соответствующими природными данными. Это дает некоторые ориентиры для более правильного понимания и интерпретации природных структур и приближает к пониманию особенностей структурной организации и тектонической эволюции, сложно дислоцированных объемов земной коры вообще.
Глава 4. Структурообразование как полифакторный деформационный процесс. Базисные факторы деформации.
По мере расширения коллективных знаний об особенностях структурной организации и тектонической эволюции глубоких горизонтов земной коры становится все более очевидным полифакторный характер процессов деформационно-вещественных преобразований в сложно-дислоцированных толщах и метаморфических комплексах. В самом общем случае развитие и протекание этих процессов обуславливается одновременным проявлением и взаимодействием сразу нескольких факторов, определяющих основные характеристики любого дислокационного процесса и отвечающих за многообразие возникающих структурных форм, их тип и морфологическое выражение. Среди таких факторов, которые можно назвать базисными факторами деформации, наиболее значимыми представляются следующие:
1 - фактор гетерогенности деформации (локализационный фактор) -деформируемый объем, даже в исходно однородных по составу и сложению средах и при однородном нагружении (не говоря уж о противоположной ситуации), на определенной стадии расчленяется на участки ускоренного и замедленного деформирования, что выражается в неравномерном распределении интенсивности текстурных и структурных перестроек горных пород, а, соответственно, и степени их деформационно-вещественных преобразований;
2 - компенсационно-комплементарный фактор - деформационные изменения определенного знака (например, сжатие, сдвиг) в сопряженных зонах компенсируются изменениями противоположного знака (растяжение, сопряженный сдвиг), также как разуплотнение среды (декомпрессия) должно сопровождаться ее уплотнением (компрессия) в смежных объемах.
3 - фактор прогрессивности деформаций - непрерывная изменчивость при развитии во времени поля напряжений и деформационного поля приводит к последовательному возникновению полистадийных структурных форм, составляющих единый эволюционный ряд;
4 - объемный фактор - деформация проявляется не только в виде трехмерных изменений формы деформируемых тел, но и через дилатансионные эффекты, приводящие к уплотнению (компрессия) или разуплотнению (декомпрессия) деформируемой среды;
5 - масштабно-иерархический фактор деформации - деформация реализуется одновременно или последовательно на самых разных масштабных уровнях, с
соответствующим соподчинением, взаимодействием и определенными генетическими взаимосвязями возникающих структурных форм;
6 - фактор градиентности поля характеризует направленную пространственно-временную изменчивость параметров самых разных по природе и типу проявления физических полей в коре (напряжений, температуры и давления, реологических свойств, флюидонасышенности и т.д.), от которой зависят механизмы, способы и формы реализации деформации;
7 - фактор поликомпонентности среды (двухкомпонентная - твердая фаза-флюид, многокомпонентная - твердая минеральная фаза, жидкий флюид, газообразный флюид, расплав), предполагающий влияние деформаций на взаимодействие фаз и, наоборот, влияние последних на характер протекания деформационных процессов в виде пластификации, охрупчивания и т.д.
8 - фактор структурированности среды - при одних и тех же условиях нагружения однородной или изотропной среды и среды с исходной структурой конечный структурный результат будет существенно различен [Талицкий, 1994; Талиций, Галкин, 1989,1997]
9 - фактор скорости деформации - соотношение между скоростями нагружения и релаксации определяет и характер протекания деформации (хрупкое разрушение или пластическая деформация) и на структурный результат в виде соотношения дислоцированных и перекристаллизованных зерен среды;
10 - фактор литостатической нагрузки (глубинности структурообразоеания)-в связи с изменением с глубиной прочностных и вязкостных свойств пород, коэффициентов внутреннего трения, и т. д. [Николаевский, Шаров, 1986] существенно изменяется и структурный результат;
11- фактор геомеханической обстановки - в зависимости от характера нагружения геологической среды (сжатия-растяжения, простого сдвига, транспрессии, транстенсии), ориентировок приложенных сил относительно элементов ее исходной структурированности могут формироваться разные морфологические типы структур.
Эти и ряд других, может быть менее значительных факторов, могут существенным образом влиять на вариативность структурных форм, разнообразие их сочетаний в структурных парагенезах, их изменчивость во времени и пространстве вместе с изменением условий деформации.
Глава 5. Структурные парагенезы простых и комбинированных типов геомеханических обстановок.
Одним из значимых факторов, влияющих на структурообразование является сложный характер нагружения материала и комбинированный способ реализации деформации через сочетание и взаимодействие простых ее типов - сжатия-растяжения (укорочения-удлинения) и простого сдвига. Именно поэтому в последнее время все более широко стали использоваться понятия транспрессии и транстенсии для обозначения комбинаций сдвига и сжатия и сдвига на фоне растяжения, соответственно. Хотя оба эти термина семантически относятся к области изучения напряженного состояния, впервые они были введены в оборот У. Харландом [Найапё, 1971] как чисто геодинамические термины для описания ситуации косого относительного движения сближающихся (конвергенция) или расходящихся (дивергенция) плит и блоков. Впоследствии в геодинамике они были вытеснены понятиями косой коллизии и асимметричного спрединга, но стали широко применяться для обозначения геомеханических обстановок деформации.
Ассоциации структурных элементов, свойственных каждому из простых типов нагружения среды, отличаются большим разнообразием и непростыми парагенетическими соотношениями. Можно представить себе, что комбинированные виды нагрузки,
несомненно, должны еще больше усложнить структурную ситуацию и привести к формированию новых структурных парагенезов, общий вид и детали которых изучены еще не достаточно полно. По-видимому, несколько иной должна быть и картина кинематики движений в деформируемых такими способами объемах. Нет полной ясности с парагенетическим и пространственно-временным соотношением транспрессии и транстенсии между собой и с другими тектоническими режимами. Не менее важно знать о возможных причинах и источниках зарождения и проявления этих двух типов обстановок. Всему i перечисленному комплексу вопросов, рассмотренному через призму деформационного структурообразования, и посвящена эта глава.
5./. Структурные парагенезы обстановок сжатия-растяжения и простого
сдвига.
В этом разделе даются подробные -характеристики обобщенных структурных парагенезов простых обстановок нагружения - сжатия-растяжения и простого сдвига (рис. 1 А,Б), широко известных по литературным данным [Расцветаев, 1987; Sylvester, 1988] и неоднократно воспроизведенных экспериментально [Cloos,1928; Riedel, 1929; Tshalenko, 1970; Brix et al, 1985; Шерман и др., 1984, 1991]. Приводится описание структурных форм, объединяющихся в соответствующие парагенезы, их пространственные соотношения друг с другом, кинематика перемещений и ориентировки структур относительно направлений удлинения-укорочения, сдвига. Здесь уместно заметить, что говоря о кинематике и в этих простых и в комбинированных ситуациях, транспрессии и транстенсии, геологи, как правило, оценивают перемещения относительно нескольких известных направлений: в вертикальных сечениях - это движения относительно поверхности сместителя, а в плане - границы блоков, плит, разрывно-сдвиговые зоны, продольные и поперечные оси подвижных поясов.
5.2. Общая характеристика обстановок транспрессии и транстенсии.
В масштабе коры, с учетом влияния стесненного пространства с единственной свободной дневной поверхностью и переменного фактора литостатической нагрузки, транспрессия реализуется через горизонтальное укорочение, и преимущественно вертикальное удлинение, что приводит к выдавливанию или своего рода тектонической экструзии геоматериала зон транспрессии (рис. 1В). При этом на глубине все деформации локализуются в субвертикальных шовных зонах, а в приповерхностных условиях перемещение материала происходит, как правило, по дивергентным системам выполаживающихся надвигов, что в совокупности создает в поперечном сечении весьма характерную "цветковую" структуру или структуру "пальмового дерева" [Ramsay, Huber, 1987].
Обстановка сжатия и подъем материала к поверхности приводит, как правило, к образованию поднятия и положительного рельефа над областями транспрессии, которые служат источниками размыва и сноса материала. Одновременно, компенсацонно-комплементарный фактор обуславливает возникновение сопряженных областей растяжения и, соответственно, поверхностного прогибания и образования наложенных впадин, где действует режим транстенсии и где откладываются продукты размыва воздымающихся зон транспрессии. Развитие крупных бассейнов растяжения может приводить к заметному утонению коры и, как следствие, к общему подъему изотерм, оконтуривающих участки с повышенным тепловым потоком, в пределах которых помимо метаморфизма концентрируются магматические интрузии и накапливается вулканогенный материал [Ramsay, Huber, 1987; Strike-slip.., 1985]. При этом,. под влиянием сдвигового компонента, впадины довольно часто расположены косо и эшелонированно по отношению к зонам транспрессивного сдвига, отклоняясь от простирания последнего против или по часовой стрелке в зависимости от знака смещения, аналогично кулисообразному размещению трещин отрыва.
Рис. 1. Схемы структурных парагенезов обстановок сжатия-растяжения (А) и простого сдвига (Б), транспрессии (В-Е, К) и транстенсии (Ж-И).
На А (по [Расцветаев, 1987]): соотношение сопрях<енных систем сколов, трещин отрыва, складок, кливажа, стилолитовых швов, надвигов и сбросов. На Б (по [Sylvester, 1988]): соотношение магистральной сдвиговой зоны: 1 - с оперяющими синтетическими (R]) и антитетическими (R2) сколами Риделя, 2-е осями складок, 3 - со структурами растяжения (трещины отрыва, грабены, впадины), 4-е надвигами и покровами, 5 - комбинированное сочетание всех элементов разрывно-складчатого парагенеза. На В (по [Sylvester, 1988]: структура «пальмового дерева» зон транспрессии. На Г (по [Sylvester, 1988]: асимметричное развитие надвиговых структур в сегменте сжатия зоны транспрессии. На Д (по [Strike-slip..., 1985]): ситуация транспрессии в зоне изгиба поверхности сдвигового сместителя. На Е - обобщенный структурный парагенез транспрессии: 1- магистральный сдвиг, 2 - надвиги, 3 - оси складок, 4 - трещины отрыва, 5 - синтетические сколы Риделя, 6 - антитетические сколы Риделя. На Ж: структура транстенсии в месте изгиба поверхности сдвига. На 3: структурный парагенез транстенсии на начальной стадии. На И: структуры транстенсии на продвинутой стадии развития. На К - схема пространственного соотношения
дивергентных и конвергентных систем разрывов в смежных структурах «пальмового дерева» (разрез): 1 -надвиги, 2 - области вторичного растяжения.
Области транспрессии и транстенсии взаимосвязаны не только компенсационным фактором, но и могут находиться друг с другом в иерархическом соподчинении. Так, на фоне общей транспрессии, в зависимости от того, каким образом эшелонированы или изогнуты разрывные нарушения, составляющие магистральную сдвиговую зону, одновременно или последовательно в разных местах могут возникать "локальные" обстановки транспрессии или транстенсии, значительно дифференцирующие и осложняющие общую картину (рис. 1 Д,Ж) [Ramsay, Huber, 1987]. При длительном развитии тектонически активных областей соотношения обстановок транспрессии и транстенсии могут быть не просто сложными, но и изменчивыми во времени и пространстве. Так в пределах единого складчатого пояса под влиянием фактора гетерогенности (локализации) деформации могут развиваться сразу несколько субпараллельных зон транспрессивных сдвигов, разделенных компенсационными впадинами или же зонами пониженной деформации, в результате чего имеет место попеременное чередование дивергентно и конвергентно расположенных сопряженных систем разрывов. Направленное вовне зон транспрессии перемещение материала по надвигам, в конце концов, приводит к формированию структур растяжения (грабенов) в их осевых зонах. Синхронно, за счет встречных движений по конвергентным системам нарушений, этот процесс приводит к существенному сокращению площади компенсационных впадин, а иногда и к полному их перекрытию, с образованием так называемых структур «сшивания» [Лукьянов, 1987]. Общая картина нагружения деформируемого объема заметно дифференцируется: к латеральному ряду чередования обстановок сжатия и растяжения добавляется их изменчивость и по вертикали (рис. 1 К).
Несмотря на достаточно обширные общие сведения о режимах транспрессии и транстенсии их детальные структурные парагенезы изучены менее обстоятельно и в таком виде как обычно бывают представлены ситуации сжатия-растяжения и простого сдвига они не описаны. Вместе с тем, учитывая комбинационный характер обстановок нагружения в условиях транспрессии и транстенсии, возникает ряд вопросов: происходит ли в таких случаях простое сложение элементов составных структурных парагенезов или же имеет место их модификация, интерференция или формирование новых структурных форм, каковы наиболее характерные особенности структурных парагенезов транспрессии и транстенсии, каков характер их пространственного соотношения и взаимодействия? С этой целью автором было проведено тектоническое моделирование, которое позволило дать подробную и обобщенную характеристики структурных парагенезов обстановок транспрессии и транстенсии.
5.5. Обобщенная характеристика структурных парагенезов
транспрессии и транстенсии.
На основе результатов экспериментального воспроизведения обстановок транспрессии и транстенсии и полученных структурных данных можно составить обобщенные структурные парагенезы этих двух режимов. В условиях транспрессии. сочетающих в себе обстановку сжатия и простого сдвига, происходит совместное проявление в интегральной структурной картине соответствующих элементов составных структурных парагенезов, но в определенном и достаточно устойчивом видоизменении (рис. 1-Е). Так, системы надвигов, как элементы обстановки сжатия, здесь довольно часто располагаются не субперпендикулярно, а под некоторым углом к направлению сжимающего усилия и одновременно к магистральной зоне транспрессивного сдвига с отклонением от ее простирания против или по часовой стрелке в зависимости от знака смещения. Можно отметить их предпочтительное развитие в сегментах сжатия двух сопряженных по зоне магистрального сдвига блоках. Надвиги, как правило, образуют дивергентно-веерную систему (структуру "пальмового дерева") относительно магистрального сдвига и сами деформируются системами прямых складок, также
ориентированными косо относительно и оси сжатия и зоны сдвига. Принципиально важно одновременное проявление помимо надвиговой еще и сдвиговой компоненты смещения по этим нарушениям, которая соответствует знаку смещения вдоль магистральной зоны транспрессивного сдвига. Зоны надвигов и поверхности их сместителей могут пересекаться системами сопряженных синтетических и антитетических сколов Риделя. При этом первые характеризуются дивергентно-веерным положением относительно зоны магистрального сдвига, а вторые имеют наклон и образуют систему с закономерным чередованием конвергентно и дивергентно расположенных поверхностей сместителей. Трещины отрыва формируются под углом около 45° и имеют отчетливую сдвиговую компоненту вдоль своего простирания. Вместе с тем они группируются в кулисно-эшелонированные ряды, по направлениям близким свидетельствующие о проявлении антитетического знака сдвигового смещения по этим направлениям.
В условиях транстенсии. (рисЛ 3,И) определяемых действием сдвига на фоне растяжения (раздвига), также формируется весьма характерный, интегральный по своей природе, структурный парагенез. Так как при этом типе нагружения преодолевается прочность материала на отрыв, но также действуют и тангенциальные напряжения, вся структурная картина в целом складывается из сочетаний трещин отрыва и смещений сдвигового характера. Расположение зарождающихся трещин отрыва не беспорядочно и не случайно, а контролируются несколькими характерными направлениями, как раз определяемыми сдвиговой и растягивающей составляющими. Часть трещин отрыва или их отдельные отрезки располагаются субперпендикулярно направлению раздвига, в то время как концы этих трещин или самостоятельные системы трещин "прорастают" под углом и кулисно к оси сдвига, с разворотом против или по часовой стрелке, в зависимости от знака сдвигового смещения. При этом кулисы трещин отрыва отчетливо группируются в линейные зоны, близкие направлениям синтетических и антитетических сколов Риделя, вдоль которых происходят сдвиговые смещения соответствующего знака. Небольшие компоненты синтетического сдвига фиксируются также и вдоль простирания каждой из этих трещин отрыва. По мере развития деформационного процесса отдельные трещины в кулисных рядах соединяются друг с другом, формируя ветвисто-ячеистую сеть, разбивающую образец на блоки определенной морфологии, вытянутости и размера. Морфологическая картина формирующейся структуры в целом закономерно меняется в зависимости от соотношения долей сдвиговой и растягивающей компонент: при доминировании раздвиговой составляющей превалируют трещины субпараллельные оси сдвига, определяющие предпочтительный размер блоков в том же направлении. Наоборот, при усилении сдвиговой компоненты лучшее выражение получают диагонально ориентированные трещины отрыва и такая же вытянутость блоков, и в этом случае могут проявляться чисто сколовые смещения по двум сопряженным направлениям Риделя.
В целом можно констатировать, что структурные парагенезы транспрессии и транстенсии представляют собой не просто комбинацию структурных элементов сжатия-растяжения и простого сдвига, а интегральный структурный результат взаимовлияния и взаимодействия одного и другого типов деформации. Структурные элементы компоненты сжатия-растяжения как бы разворачиваются за счет простого сдвига в соответствии с его знаком смещения и занимают положение, соответствующее элементам структурного парагенеза последнего. Например, сопряженные диагональные сколы превращаются в синтетические и антитетические сколы Риделя, а оси складок и поверхности надвигов и сбросов разворачиваются относительно магистрального сдвига в соответствии с ориентировкой эллипсоида деформации. Следствием этого же можно считать проявление сдвиговой компоненты вдоль трещин отрыва, а также наличие сдвиговых компонент вдоль поверхностей надвигов или сбросов, чего не бывает в обстановках сжатия-растяжения и простого сдвига.
На основании изложенной в Главе 5 всей совокупности экспериментальных и природных данных формулируется первое защищаемое положение.
Главы 6-7. Компрессионно-декомпрессионный механизм деформационно-вещественных преобразований. Формирование структурно-вещественных неоднородностей и вторичной расслоенности земной коры.
Деформационные процессы в земной коре, как известно, реализуются не только через разномасштабное структурообразование, но и посредством текстурно-вещественных преобразований горных пород, обычно связанных с метаморфизмом. Релаксация тектонических напряжений происходит в последнем случае на минерально-зерновом уровне с помощью перекристаллизации, внутрикристаллических и межзерновых дислокаций, двойникования и грануляции зерен, растворения и переотложения материала, взаимодействия флюида и твердой фазы и т.д. Имеется много признаков того, что происходит это под контролем некоторых из выше рассмотренных базисных факторов деформации и, в частности, зависит от типа геомеханической обстановки нагружения геологической среды, регулируется компенсационно-комплементарным фактором, управляется фактором градиентности поля, оказывается под влиянием локализационного фактора и сопровождается объемными эффектами. Это имеет следствием определенные закономерности в пространственном расположении тех или иных процессов минеральных превращений и видов текстурных форм, в их соотношении с макроструктурами и ориентировками главных направлений поля деформации, в направленности замещения одних минеральных и текстурных форм другими. В результате таких процессов меняется исходный состав и облик пород, нарушается и затушевывается первичная слоистость толщ, возникают новообразованные структурно-вещественные неоднородности, зачастую определяющие вторичную деформационно-метаморфическую расслоенность комплексов пород
На многочисленных примерах из разновозрастных метаморфических комплексов, претерпевших вещественные преобразования в широком спектре термодинамических параметров, рассматриваются процессы текстурно-вещественных преобразований при деформациях в условиях дилатирующей среды. Тем самым не только освещаются вопросы соотношения и взаимосвязей между деформационными и вещественными преобразованиями (метаморфическими, метасоматическими и магматическими), но и раскрывается феноменология и отличия компрессионных и декомпрессионных структур и текстур.
В частности, показано, что при деформации однородных и неоднородных по составу и сложению объемов земной коры, как правило, происходит локализация деформационно-вещественных преобразований. Локализация деформации приводит обычно к сдвиговым смещениям, сопровождающимся знакопеременной от места к месту дилатансией среды, которая определяет возникновение комплементарных зон компрессии (уменьшение объема) и декомпрессии (увеличение объема). В компрессионных зонах происходит уплотнение среды путем закрытия микротрещин и пустот, включения механизмов растворения под давлением с возникновением соответствующих текстурированных пород, грануляция зерен и их перекристаллизация с образованием мелкозернистых агрегатов, возникают типичные переуплотненные породы - милониты. Здесь же в силу внутренней неустойчивости анизотропной среды деформация непременно локализуется таким образом, что выделяются участки ускоренного и замедленного деформирования, предопределяющие разделение геоматериала на блоки, в разной степени деформированные или даже закрытые для деформации. Это приводит к резко неоднородному распределению в пространстве интенсивности текстурных и структурных перестроек горных пород, в результате чего одни объемы претерпевают ускоренное и усложненное структурно-вещественное развитие, тогда как другие, сопряженные с ними, отстают в своей эволюции, оказываются более просто'построенными и менее переработанными. По границам этих разделившихся по характеру структурированности объемов происходит нарушение сплошности, вычленяются тектонические пластины или
блоки, которые при дальнейшем развитии деформации, особенно в случае изменения ориентировок осей деформации, приобретают относительную обособленность, и дифференциальную подвижность, автономность. В зонах локализации деформации происходят активные вещественно-текстурные преобразования, изменяющие исходный состав и облик этих доменов, удаляются наиболее подвижные минеральные компоненты и концентрируются инертные. В конечном итоге компрессионные зоны приобретают новые черты и элементы строения, в виде деформационно-метаморфической расслоенности, различного рода структурно-вещественных неоднородностей, обилия разрывных границ, которые либо усложняют исходную расслоенность, либо се затушевывают или перерабатывают полностью.
Декомпрессионные зоны характеризуются разуплотнением среды через развитие систем трещин и пустот, возникновением специфических линзовидно-ветвистых или ячеистых структур фрагментации, когда исходно ненарушенная порода расчленяется на линзочки и кусочки, между которыми проникает чужеродный материал, приносимый флюидами и магмой. Т.е. декомпрессионные зоны контролирует пространственное проявление процессов метасоматоза, ультраметаморфизма, внедрение даек, жил, служит ловушкой для рудного и любого переносимого минерального вещества. Отсутствие в декомпрессионных зонах ориентированных напряжений приводит к беспорядочному росту метаморфических минералов, обильному порфиробластезу, укрупнению зерен в матрице, в результате чего одновременно с возникновением упорядоченных текстур в сопряженных компрессионных зонах в декомпрессионных объемах возникают массивные текстуры с обилием неориентированных минералов. Типичными породами декомпрессионных зон также являются катаклазиты.
Описанные процессы в пространственно сопряженных компрессионных и декомпрессионных зонах определяют интенсивный массообмен (перераспределение вещества) в земной коре и приводят, с одной стороны, к осреднению некоторых объемов, а с другой, к дифференциации по составу и возникновению новых вещественных неоднородностей, т.е. и в том, и другом случае к затушевыванию исходной расслоенности коры. Это усложняется тем, что по мере длительного или полистадийного развития деформационного процесса происходит неоднократная смена во времени в одном и том же объеме декомпрессионных и компрессионных состояний среды, т. е. материал в ходе деформации как бы "дышит". Все выше сказанное вместе с приведенными в данной главе природными и экспериментальными примерами позволяет сформулировать второе защищаемое положение.
Часть П. ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ СТРУКТУРООБРАЗОВАНИЯ В ПОДВИЖНЫХ ПОЯСАХ И КРАТОНАХ
Глава 8. Строение и развитие разновозрастных линейных подвижных поясов как зон транспрессивного сдвига.
Изучение методами структурно-парагенетического анализа строения, кинематического развития и тектонической эволюции ряда линейных подвижных поясов разного возраста и геоструктурного положения, в которых довелось работать автору, позволяет выявить много общих, можно сказать, типоморфных черт их структуры и установить существенную схожесть (если не сказать однотипность) их развития на определенных этапах. Это, в свою очередь, дает возможность подойти к выявлению некоторых общих закономерностей тектогенеза, с которым связано формирование подвижных зон земной коры на разных отрезках ее эволюции.
8.1. Транспрессивная структура варисцидЮжного Тянь-Шаня
Складчатые сооружения Южного Тянь-Шаня, составляющие часть системы палеозоид Срединной Азии, являют собой яркий и достаточно типичный пример строения
и развития линейно вытянутых подвижных поясов варисцийской эпохи тектогенеза, вовлеченных впоследствии в альпийский орогенез. В общей сложной, весьма дифференцированной по стилю структуре этого пояса имеется некоторый, неоднократно повторяющийся в пространстве структурный мотив, свойственный тектоническим сооружениям, возникшим и развивавшимся в режиме транспрессии. Это можно показать на примере строения и тектонической эволюции Охнинско-Талдыкской структуры в сопоставлении с другими подобными сооружениями того же ранга (Ягнобская, Сугутская и др.), схожими в том, что при морфологически синформном строении их ядерные части представлены метаморфическими комплексами, тектонически надвинутыми на смежные борта, сложенные неметаморфизованными толщами среднего палеозоя.
Результаты проведенных исследований Охнинско-Талдыкской структуры показывают, что она была сформирована в режиме транспрессии в варисцийскую фазу тектогенеза на месте среднепалеозойского вулканогенно-осадочного прогиба и в самом общем виде представляет собой дивергентно-веерную покровно-складчатую структуру «пальмового дерева» (рис. 2). Метаморфические породы ядерной части, несмотря на заведомо тектонический характер соотношений с неметаморфизованным обрамлением, кое-где сохраняют с ними постепенные переходы, а также местами содержат реликты исходного субстрата, аналогичного породам вулканогенного палеозоя, что свидетельствует о возможности формирования хотя бы части первых за счет вторых.
Рис. 2. Серия структурных профилей поперек ядерной части Охнинско-Талдыкской структуры Южного Тянь-Шаня, показывающие дивергентно-веерный характер ее внутреннего строения по типу «структуры цветка».
Осевая линия структуры представляет собой, по сути, мощную шовную зону глубинного заложения, которая вполне могла контролировать и само заложение вулканогенного прогиба в предварисцийскую эпоху и последующие его преобразования. Именно в такой шовной зоне происходила локализация магматической деятельности, излияния лав и накопления эффузивов, она была концентратором теплового потока и соответствующих метаморфических преобразований, тем крупным концентратором деформаций, который определяет геомеханическую обстановку и тектонический режим в значительном объеме коры, в сопряженном геопространстве. Можно полагать, что за счет повышенного теплового потока толщи пород в осевой части низов среднепалеозойского прогиба претерпели определенные метаморфические изменения и приобрели значительную пластичность (инфраструктура), позволившую материалу в условиях транспрессивной геомеханической обстановки «пробиваться» наверх в виде
раскрывающегося веера покровно-складчатых чешуи, тектонически перекрывших приповерхностные образования того же среднепалеозойского комплекса (супраструктура). Ряд косвенных данных даже позволяет проследить характер пространственно-временного развития этого процесса [Довжиков, 1977]: если сопоставить для отдельных чешуи возраст наиболее молодых отложений, сохранившихся перед фронтом надвигов, то окажется, что они тем моложе, чем дальше находятся от осевой части структуры. В этом смысле вполне закономерное положение именно в осевой части Охнинско-Талдыкской структуры занимает система синтектонических впадин, заполненных слабо метаморфизованными осадками каиндинской свиты (Э2-3-С1), развивавшихся, вероятно, как структуры пулл-апартового типа синхронно с самыми ранними надвигами и вовлеченных вместе с ними в формирование дивергентной структуры. Для полноты картины важно отметить четкую этапность в транспрессивном развитии этой структуры, которая, как нам удалось показать, связана с неоднократной сменой знака сдвиговой компоненты: ранний (Ог-С)) и поздний (Р|-2) этапы левосторонних смещений разделены этапом правосдвиговой кинематики (С| г).
Переходя к вопросам соотношения Охнинско-Талдыкской структуры с подобными ей структурами того же порядка, их положения и характера развития в общей мегаструктуре Южного Тянь-Шаня, следует отметить, вслед за А.Е. Довжиковым [Довжиков,1977; Довжиков и др., 1984], устойчивую пространственную приуроченность зеленосланцевых метаморфических комплексов к среднепалеозойским вулканогенным прогибам и их неизменное структурное налегание на неметаморфизованные толщи в осевых частях структур, имеющих в целом синклиналеподобные формы. Это позволяет говорить о принципиальной схожести строения и развития Охнинско-Талдыкской структуры с Восточно-Алайским (Сугутским) антиклинорием, Ягнобской структурой и др. и предполагать для них единый транспрессивный режим формирования. При этом весь поперечно-латеральный ряд варисцийских структур одного ранга с Охнинско-Талдыкской структурой, составляющих Южный Тянь-Шань, разделяется на последовательность чередования зон дивергентного и конвергентного расположения основных структурных элементов (осевых поверхностей складок, плоскостных текстур, разрывов) [Довжиков, 1977], отражая антивергентное и встречное движение масс в серии одновременно развивавшихся дискретных транспрессивных зон (по типу рис. 1К).
8.2. Варисциды области сочленения структур Южного Урала и Тянь-Шаня (хребет Султан-Увайс)
Хребет Султан-Увайс, расположенный в Южном Приаралье, представляет собой один из самых западных выходов кызылкумской системы палеозоид, где происходит разворот структур от «уральских» простираний к «южно-тяньшаньским», и характеризует строение и особенности тектонической эволюции области сочленения варисских структур Урала и Южного Тянь-Шаня. Тектоническое развитие рассматриваемого региона была сложным, полистадийным и гетерогенным и, в то же время, достаточно закономерным, пространственно и кинематически сбалансированным, по крайней мере в объеме, ограниченном крупнейшими региональными линеаментами: с запада Урусайской зоной разломов, с юга одной из ветвей Линии Карпинского, с юго-востока Урало-Тяньшаньским поперечным разломом (рис. 3). Выявлено влияние этих трех линеаментов (с учетом знаков смещений по ним) на формирование и эволюцию структуры региона, установлена их связь с главными структурными элементами хребта Султан-Увайс. Судя по генеральным ориентировкам осей ранних складок, доминирующей деформационно-метаморфической расслоенности толщ, разрывных нарушений и тектонических контактов, приложение внешних сил в рассматриваемом регионе было с северо-востока, что согласуется с выводами А.К. Бухарина для всего Западного Тянь-Шаня, который связывал это с раскрытием на севере, начиная с раннего карбона, Бельтау-Кураминского рифтогенного прогиба [Бухарин и др., 1989]. В таком случае объем земной коры, ограниченный тремя линеаментами первого порядка, оказывался под инденторным воздействием Бельтауского
массива ранней (доварисской) консолидации, а условия нагружения около линеаментов, как и во всем объеме, соответствовали режиму транспрессий.
60в3(У »41.
бСЗСК ЫЮОГ в.д.
Рис. 3. Упрощенная схема геологического строения хребта Султан-Увайс (А) и принципиальная структурно-кинематическая схема территории хребта (Б)
На А: 1 - слюдистые сланцы; 2 - кварцито-сланцы; 3 - карбонатные породы; 4,5 - породы "офиолитового" комплекса: 4 - базиты, 5 - гипербазиты; 6 - кварциты и метабазиты джамансайской свиты; 7 -терригенно-вулканогенные отложения ащенынтауской свиты; 8 - вулканиты шейхджейлинской свиты; 9-11 - позднекинематические магматические массивы. 9 - гранитоиды Актауского массива (центральная часть хребта) и альбититы Кичиксайского массива (субширотная часть хребта), 10 - грано-сиениты Джамансайского массива, 11 - Тебинбулакский ультраосновной массив; 12,13 - разрывные нарушения: 12 -ранней и 13 - поздней генераций.
На Б: 1 - оси складок первой генерации, 2 - ранние разрывы и установленные направления смещения по ним; 3 - поздние разрывы и направления смещения по ним; 4 - крупнейшие линеаменты региона и направления смещения по ним; 5 - реконструированные ориентировки эллипсоидов деформации в зонах влияния линеаментов; б - предполагаемое направление внешнего сжатия; 7 - гранитоиды Актауского массива; 8 - гранитоиды вскрытые бурением; 9 - граносиениты Джамансайского массива; 10 - ультрабазиты Тебинбулакского массива
Такие условия, а также влияние фактора гетерогенности деформации привели к тому, что как в зонах самих линеаментов, так и в объеме между ними сформировались транспрессивные структуры «пальмового дерева», крупнейшей из которых является осевая зона «офиолитов» (рис. 4). Последняя, судя по значительной протяженности (более 70 км видимой длины), вероятно, имеет и большую глубину проникновения, дренируя как минимум низы коры, в результате чего здесь протрузивно-тектоническим способом были выведены на поверхность глубинно коровые магматические образования. Этот вариант строения и формирования полосы «офиолитов» позволяет обсуждать ' роль
транспрессивных сдвигов при выведении (эксгумации) глубинных образований на поверхность [Морозов, 1998].
Рис. 4. Дивергентно-веерное строение осевой «офиолитовой» зоны хр. Султан-Увайс.
1 - слюдистые сланцы; 2- мраморы; 3 • габбро-амфиболиты и амфиболовые сланцы; 4 • серпентиниты и серпентинитовый меланж; 5 - альбититы Кичиксайского масассива; б - ранние разрывы; 7 -поздние разрывы; 8 -элементы залегания полосчатости ; 9-залегания кливажа и сланцеватости 82; 10-траектории кливажа 82.
Пространственное расположение и кинематическое взаимодействие всех трех главных линеаментов региона и направления движения по ним обусловили вполне определенную ориентировку эллипсоидов деформации в зонах влияния каждого из них (рис. ЗБ), которая предполагает встречное движение (перераспределение) материала в субширотной и субмеридиональной частях мегаструктуры. Это выразилось в таком же встречном движении к центру хребта тектонических пластин с противоположными доминирующими знаками смещения и вклинивании одних между другими, а также, вероятно, стало причиной дополнительного коробления толщ в месте разворота всех структур (рис. 3). Продолжавшееся в последующем силовое воздействие той же ориентировки и ограничительная, "тормозящая" роль главных линеаментов обусловили деформации второй стадии, приведшие к смятию пологих фрагментов разрывных
поверхностей и лежачих складок в структурах "пальмового дерева" прямыми, субсоосными с ними складками. В такой ситуации вся дугообразная мегаструктура хребта Султан-Увайс могла образоваться в ходе структурной эволюции региона как пассивное приспособление материала к существующим ограничениям в виде линеаментов.
Последовательное усложнение структуры в ходе прогрессивно развивавшейся деформации даже при неизменном приложении внешних сил приводило к сложной картине дифференциального перераспределения вещества, выразившейся в неоднократной смене знаков сдвиговых смещений по одним и тем же разрывным поверхностям. Противоборство кинематических тенденций в дальнейшем привело к расширению области левосдвиговых смещений (вероятно, в связи с усилением влияния наиболее крупного из трех линеаментов - Линии Карпинского), доминировавших первоначально только в субширотной части хребта, и захвата ею той территории, где до этого происходили правые сдвиги. Вследствие этого происходит наложение деформаций и структурных парагенезисов первой и последующих стадий, а также возникают ситуации локального проявления условий транстенсии с формированием синкинематических впадин (Оа1), а в объеме - возможность внедрения и место локализации позднекинематических интрузивных магматических масс: Актауского массива гранодиоритов, Джамансайских граносиенитов и Тебинбулакского массива габбро-пироксенитов (рис. ЗА). В непосредственном обрамлении последних двух массивов выявлены образования, которые предположительно накапливались в момент формирования этих локальных впадин. В целом, вся варисцийская структура хребта Султан-Увайс рассматривается как результат направленного латерального внешнего воздействия, обусловившего в ситуации исходной блоковой делимости коры и ее значительной вещественной неоднородности проявление режима транспрессии. Эта общая интегральная структура представляется как иерархическое сочетание разноранговых дискретных транспрессивных структур «пальмового дерева», определивших сложное пространственное чередование крутых и пологих залеганий всех структурных элементов и элементов гетерогенной расслоенности разреза, сопряженность сильно деформированных, глубоко переработанных в структурно-вещественном отношении зон и объемов, слабо затронутых наложенными деформационными и метаморфическими процессами.
8.3. СтруктурапалеозоидЮжного Урала
Пример Южного Урала позволяет расширить представление о структуре и особенностях тектонической эволюции разных частей Урало-Тянь-Шаньской системы варисцид с учетом их пространственных ориентировок и геоструктурного положения. Несмотря на то, что собственные исследования автора охватывали только западную половину Южного Урала (максютовский, суванякский, зилаирский комплексы, отчасти Сакмарская зона), сопоставление их результатов с литературными данными по восточной половине позволяют распространить выявляющиеся здесь закономерности эволюции на всю южную часть пояса уралид и сформулировать следующее модельное обобщение:
глубинное строение пояса в поперечном сечении характеризуется «структурой цветка», типичной для подвижных поясов транспрессивной природы;
поверхностная структура Южного Урала определяется системой линейно-вытянутых, разновозрастных и последовательно омолаживающихся от осевой части к периферии структурно-формационных зон, разделенных тектоническими границами;
для каждой из этих зон устанавливаются типоморфные черты строения и развития транспрессивного типа, выраженные в соответствующих структурных парагенезах и кинематике движений;
последовательное омоложение комплексов структурно-формационных зон от центральной части структуры «цветка» к его периферии сопровождается таким же последовательным упрощением внутренней структуры этих зон, выражающимся в уменьшении количества деформационных стадий;
движения в каждой, вновь вовлекаемой в тектонический процесс, краевой структурно-формационной зоне, как правило, отличались по своей кинематике от движений предшествующей стадии в сопряженной с ней более внутренней зоне.
Другими словами, структура Южного Урала развивалась, со структурно-кинематической точки зрения, как типичная структура транспрессивного типа, в которой начальный деформационный процесс (комбинация сжатия со сдвигом) зарождается в осевой зоне подвижного пояса, формирующегося на месте прогиба рифтогенной или океанической природы (нынешняя максютовская зона). Последовательное распространение этого процесса поперек вытянутости пояса приводит к постепенному его расширению за счет вовлечения периферийных зон (сначала суванякская зона, затем зилаирская и т.д.), проходящих сначала стадию растяжения в виде предфронтального прогиба (обстановка транстенсии), затем стадию поперечного сокращения через складчато-надвиговые деформации (форланд). На определенной стадии этого процесса в условиях непрерывного дивергентного премещения масс в осевой части транспрессивной зоны возникает область растяжения (зона транстенсии) и там формируется вторичный прогиб (Тагильско-Магнитогорская зона), заполняющийся, помимо магматического материала, продуктами разрушения сопряженных приподнятых зон с транспрессивным режимом. Дальнейшее развитие общей транспрессии привело, в конце концов, к поперечному сокращению и центральной зоны вторичного прогиба, сопровождаемому формированием там складчатости и новой серии тектонических пластин, типа Сакмарского аллохтона (хинтерланд). Таким образом, наиболее молодыми и близкими друг другу по времени накопления осадков и завершения складчатости в едином транспрессивном ансамбле структур «цветка или пальмового дерева», как правило, бывают зоны форланда и хинтерланда (в нашем случае это Передовой надвиго-складчатый пояс и Магнитогорская зона, соответственно). Не менее существенно во всем этом то, что все вновь возникающие в процессе тектонического развития транспрессивного пояса структурно-формационные зоны, включаются в деформационный процесс на фоне различных знаков сдвиговой компоненты движений, смена которых во времени квазициклична. В результате в общей структуре «цветка», как правило, чередуются зоны, в формировании внутренней структуры которых доминировали сдвиговые компоненты то одного, то другого знака. Все вместе это и определяет ту изменчивость типов литогенеза и магматизма, кинематических и геодинамических обстановок, стилей структурной организации зон, которую удалось выявить в ходе работ, и которая, на наш взгляд, как раз наиболее характерна для подвижных поясов с транспрессивным типом развития.
8.4. Структура свекокарелид Северного Приладожья
Свекокарельская подвижная область, охватывающая обширную территорию непосредственно к юго-западу от Карельского массива, стабилизировалась в конце раннего протерозоя после завершения эпохи карельского тектогенеза. В пределах этой области на современный эрозионный срез выведены образования двух структурных этажей Балтийского щита - нижнего и среднего [Тугаринов, Бибикова, 1980]. Нижний структурный этаж, представленный преимущественно архейскими гранито-гнейсами (2.7 -2.6 млрд. лет), и являющийся фундаментом для вышележащих супракрустальных образований раннего протерозоя и более молодого возраста, обнажается в ядрах многочисленных куполовидных форм и в пределах Карельского массива. Комплекс пород среднего структурного этажа, сформированный в интервале 2.5 - 1.8 млрд. лет, представлен палеошельфовыми образованиями карелид (метаосадки и метавулканиты ятулия, метаосадки калевия, флиш ладожской формации) и отложениями задуговых палеобассейнов свекофеннид [Shuldiner et al., 1995], которые отделены друг от друга крупным сутурным швом в зоне линеамента Ладога-Раахе [Bowes et al., 1984].
С эволюцией этого шва и всего пояса свекокарелид в режиме транспрессии как раз можно связывать практически все выявляемые особенности их строения и развития. В
пределах самой шовной зоны, трассирующей осевую часть дивергентной мегаструктуры типа "пальмового дерева", и на сопряженные с ней пространства были выведены на поверхность в виде пакетов тектонических пластин наиболее глубинные и сильно метаморфизованные образования, в том числе породы офиолитового комплекса и фрагменты архейского кристаллического фундамента (рис. 5), совмещенные на одном структурном уровне с супракрустальными образованиями карельского возраста. Левосдвиговые, на раннекинематическом этапе (2.0-1.9 млрд. лет), смещения по линеаментной зоне обусловили формирование кулисной по отношению к ней складчатости северо-западного простирания, наложенной на пакеты тектонических пластин. Связанные со сдвигом эшелонированные структуры растяжения стали местом локализации магматических тел широкого диапазона составов, от основных до кислых, и определили на поверхности места заложения трогов, заполненных вулканогенно-осадочными образованиями. Смена на позднекинематическом этапе (1.85-1.75 млрд. лет) знака смещения по линеаментной зоне на правостороннее привело к формированию систем складок северо-восточного простирания, которые при наложении на тектонические пластины и складки раннего этапа обусловили возникновение интерференционных куполовидных форм. В некоторых из них оказались обособленными фрагменты тектонических пластин архейского фундамента, первоначально воспринимавшиеся как "окаймленные гранито-гнейсовые купола". В пределах последних, особенно в их краевых частях, действительно отмечается повышенное проявление реоморфизма гранитоидов, что может определяться процессами декомпрессионного выплавления гранитов, связанными с обстановкой сдвига, а условия транспрессии при этом должны способствовать подъему и перемещению ремобилизованного материала.
iv ш п I
Рис. 5. Схематический принципиальный структурный профиль поперек зоны свекокарелвд Северного Приладожья. Вертикальный и горизонтальный масштабы сопоставимы.
/ - ладожский комплекс и складчатые структуры в нем; 2 - отложения ятулия и сортавальской серии; 3 - гранито-гнейсы архейского фундамента; 4 • поверхности разрывных нарушений, 5 • линейность. К - Карельский массив. Римскими цифрами обозначены внутренние структурно-тектонические зоны, по [Судовиков и др., 1970]: I - Янисъярвинский синклинорий, II • Сортавальско-Питкярантская область поднятий, III - пояс покровных структур (Путсарский синклинорий), IV - пояс линейной складчатости.
8.5. Строение архея ираннего протерозоя северо-запада Кольского полуострова
Важнейшие особенности глубинного строения и тектонической эволюции этой части Кольского региона, изучавшейся нами в пределах геопространства Кольской сверхглубокой скважины, связаны с ее положением между двумя крупнейшими геоструктурными зонами - Беломоро-Лаплавдским подвижным поясом с одной стороны и долгоживущей шовной зоной Колмозеро-Воронье с другой стороны. На определенных этапах (рифей-вевд) существенное влияние на эволюцию оказывала близость к активной в то время окраине Русской плиты, отмеченной Варангер-Тиманским поясом байкалид. В строении региона принимают участие сложно построенный, полигенный верхнеархейский комплекс гранито-гнейсового основания и нижнепротерозойский вулканогенно-
осадочный комплекс, сосредоточенный в рифтогенных впадинах Печенга-Имавдра-Варзугского пояса. При этом система впадин Печенги и Имандра-Варзуги может рассматриваться как компенсационная структура на периферии транспрессивно развивавшегося в то же время Беломоро-Лапланского пояса, впоследствии вовлеченная в деформации, связанные с северной вергентностью покровно-складчатых движений со стороны этого , пояса. Формировавшаяся в связи с этим структура геопространства Кольской сверхглубокой скважины в значительной мере определялась пространственным распределением различного рода разномасштабных и разностадийных структурно-вещественных неоднородностей, составляющих гетерогенный и полидеформационный структурный «каркас» рассматриваемого объема земной коры. В целом этот «каркас» является следствием явно неоднородного проявления деформационных, термально-метаморфических и магматических процессов и отражает креативную роль двух важнейших структурогенерирующих источников в объеме геопространства -Порьиташского разлома, входящего в северное периферийное крыло Беломоро-Лапландского пояса и шовной зоны глубинного заложения Колмозеро-Воронье. Нами выявлено, что с их тектонической активностью, с длительным полиэтапным характером развития связывается формирование многих генераций и систем различного рода структурно-вещественных неоднородностей, формирующихся в зонах их динамического влияния. При этом системы неоднородностей, сопряженные с разломом Колмозеро-Воронье (надвиговые чешуи, складки, пегматитовые жильные тела) обладают отчетливой южной вергентностью, а структуры, связанные с воздействием Порьиташского разлома -наоборот обладают северной вергентностью. В результате, интегральная структура
геопространства определяется в целом конвергентным характером сочетания и взаимодействия элементов строения (структурно-вещественных неоднородностей), генетически связанных с этими двумя крупнейшими в регионе разломами (рис.6).
Рис. 6. Упрощенная блок-диагарамма части геопространства Кольской СГ-3, отражающая геодинамическую модель эволюции региона. 1 - печенгский комплекс раннего протерозоя; 2 - комплекс пород Южно-Печенгской зоны; 3 - комплекс пород архейского фундамента, 4 - толщи архея и гранитоиды блока Инари; 5 тектонизированные контакты и
тектонические границы; б - разрывные нарушения зоны Порьиташского разлома, 7 -тектонические нарушения архейского времени заложения; 8 - прочие разрывные нарушения.9 - зона глубинного разлома Колмозеро-Воронье;; 10 - государственная граница. Буквами обозначены разломы: П -Порьиташский, Лт - Луотнинский, Ж -Ждановский, Л - Лучломпольский, К-В -Колмозеро-Воронье.
Влияние разлома Колмозеро-Воронье весьма отчетливо устанавливается непосредственно к югу от него. в полосе шириной порядка 8-10 км, но отдельные элементы структуры, связанные с ним (например, поверхности пологих надвигов) зафиксированы далеко на юге, в восточном борту Печенгской впадины, неподалеку от интузивного массива г. Генеральской. В свою очередь, влияние Порьиташского разлома не ограничивается только собственно Печенгской впадиной, где устанавливаются
многочисленные поверхности сместителей тектонических поластин, как бы оперяющих сам глубинный разлом и «расчешуивающих» разрез печенгского комплекса, но пологое надвигообразование раннепротерозойского этапа распространяется и на северное кристаллическое обрамление впадины, практически вплоть до побережья. Очевидно, что эти нарушения должны быть наложены и должны смещать системы ранее сформированных (на архейском этапе) пологих сместителей южной вергентности, оперяющих разлом Колмозеро-Воронье. Помимо разрывных нарушений и складчатости пологого залегания заметную роль в структуризации как объема печенгской впадины, так и ее архейского обрамления играют также дискретно-локализованные крутые и наклонные зоны тектонизации, ориентированные по двум сопряженным направлениям (север-северовосточное и северо-западное), с которыми связано интенсивное рассланцевание пород и их локальные повышенные динамо-метаморфические преобразования. Этими же направлениями определяются ориентировки зон локализованных складчатых и текстурных преобразований вулканогенно-осадочных пород разреза Печенгской структуры в ее восточном и северо-западном сегментах.
8.6. Перикратонный пояс рифеид Восточно-Европейской платформы (п-ова Рыбачий и Средний)
Комплекс рифеид полуостровов Рыбачий-Средний изучался нами в связи с выяснением вопросов влияния байкальского этапа тектогенеза на позднеархейскую и раннепротерозойскую структуру геопространства Кольской СГС. Картирование и структурный анализ показали, что наиболее выразительной чертой структуры рифейских толщ является дивергенто-веерный характер системы разрывных нарушений, связанных с эволюцией и оперяющих мощную шовную зону Троллфиорд-Рыбачий-Кильдин, которая разделяет два формационно различающихся комплекса этих полуостровов. При этом поверхности надвигов, формирующих «структуру цветка» отчетливо выполаживаются по мере удаления от шовной зоны, а кинематика движений по ним имеет явно комбинированный характер за счет сдвиговой компоненты, т. е. несет черты транспрессивных условий деформации. Поверхности надвигов и слоистость кроме того деформируются двумя пересекающимися системами складок, с ранней из которых связан интенсивный кливаж, а с поздней дискретные кинк-зоны и разрывы. Ориентировка осей складок обеих систем, кливажа и разрывов косо по отношению к шовной зоне указывают на стадийную смену кинематики сдвиговых движений с левосдвиговой на первом этапе на правосдвиговую на втором.
8.7. Краткое обобщение по Главе 8
Рассмотрев примеры линейных подвижных поясов самого разного возраста и геоструктурного положения можно констатировать, что все они имеют схожее внутреннее строение дивергентного типа («структура пальмового дерева») и однотипные сочетания структурных форм и ансамблей, соответствующие установленному нами парагенезу режима транспрессии. На основании сопоставления особенностей внутреннего строения этих поясов и их схожего полиэтапного развития, интегрируя воедино наиболее общие и характерные элементы их структуры, можно наметить общие для них черты строения и развития. В частности, это выражается в наличии во многих поясах латеральной и вертикальной структурной зональностей, выражающихся в закономерном изменении пространственных ориентировок структурных элементов, их морфологических типов, стиля деформаций, типов реологического поведения деформируемого материала. Такой зональный характер развития процессов деформационно-вещественных преобразований приводит к сложно неоднородному трехмерному строению поясов, развивавшихся в транспрессивном режиме. При этом, наличие или отсутствие тех или иных элементов зональности в конкретных поясах может быть связано с глубиной эрозионного среза в пределах различных блоков соответствующего объема земной коры. Еще одной общей особенностью развития поясов транспрессивного типа можно считать парагенетическое единство и комплементарное пространственно-временное сочетание структур (или
объемов) сжатия и растяжения. На примерах варисцид Южного Тянь-Шаня, Султан-Увайса и Южного Урала и других поясов было показано, что развитие дивергентных или моновергентных покровно-надвиговых структур в общей «структуре пальмового дерева или цветка» обычно сопровождается формированием предфронтальных компенсационных впадин, которые в последующем вовлекаются в обстановку сжатия. Одновременно с этим центральные приповерхностные объемы «структуры пальмового дерева» из-за дивергентно направленного перемещения материала оказываются в обстановке растяжения. В совокупности это значительно дифференцирует общий объем транспрессивной системы на субобъемы с разными условиями нагружения, которые вместе с тем оказываются взаимосовместимыми и кинематически согласованными друг с другом, как раз в соответствии с компенсационным принципом организации движений вещества в иерархически построенных системах [Гончаров, 1993,1997].
Следует также отметить, что наличие сходных черт строения и однотипности развития, а также присутствие общих элементов структурной зональности латеральной и вертикальной направленности в самых разных по возрасту и геоструктурному положению линейных подвижных поясах позволяют предполагать и ставить вопрос не только об общем для них механизме формирования, но и об единых и устойчивых (постоянных?) на столь длительном отрезке времени (от архея до палеозоя и мезозоя) причинах и движущих силах процесса их созидания. Весь приведенный в настоящей главе материал имеет на наш взгляд общий объединительный мотив, который позволяет сформулировать третье защищаемое положение
Глава 9. Природные структуры транстенсии.
На основе результатов экспериментального воспроизведения транстенсии и описанного нами соответствующего структурного парагенеза решалась задача выявления природных разномасштабных структур, обязанных своим происхождением этой геомеханической обстановке. На примерах отдельных структурных форм или их сочетаний (сбросо-сдвигов, трещин отрыва, даек и т.д.) были показаны «характеристичные» или типоморфные признаки их именно транстенсивного генезиса. Для подобных же форм регионального ранга, типа систем грабенов или трогов (Провинция Бассейнов и Хребтов Северной Америки, М2-К впадины Забайкалья, лопийские и ятулийские троги Карельского массива) было продемонстрировано, что они возникают как структуры комбинированного проявления растяжения и сдвига, определенным образом сгруппированные в эшелонированные системы по характерным направлениям (синтетическим и антитетическим сколам Риделя) в деформируемом объеме. При этом принципиально важно, что во всех таких структурах растяжения (грабены, линейные впадины, сбросы, раздвиговые трещины и т.д.) неизменно присутствует сдвиговая компонента, знак которой зависит от их конкретного положения в общей структуре и от принадлежности к системе того или иного характерного направления в самой зоне, испытывающей транстенсию.
Глава 10. Геодинамические пары и системы структур транспрессии и транстенсии
Проблема пространственно-парагенетического соотношения режимов транспрессии и транстенсии, которые в соответствии с действием компенсационно-комплементарного фактора должны тем или иным способом сочетаться друг с другом рассмотрена на примере соотношения кратонов и подвижных поясов как докембрийского так и фанерозойского возраста. На Балтийском щите рассмотрено сопряженное развитие в транспрессивном режиме Беломорско-Лапландского пояса и Саво-Ладожской зоны и ятулийских троговых структур Карельского массива, обязанных своим происхождением режиму транстенсии. Помимо одновременности их развития выявлена кинематическая согласованность движений в этих структурах, что позволяет их объединять в единую геодинамическую систему (рис.7).
Рис. 7. Конвективная геодинамическая модель, определяющая согласованное проявление обстановок транстенсии и транспрессии в объеме коры восточной части Балтийского щита.
Точно такое же
согласованное в кинематическом и возрастном отношении развитие внутрикратонных структур
растяжения и окружающих их транспрессивных подвижных
поясов продемонстрировано для кратонов Слэйв и Сьюпириор Канадского щита, а также для кратонов Африканской и Австралийской платформы.
Взаимосвязи аналогичного характера намечены для Урала и структур растяжения (грабенов) в сопряженных с ним Восточно-Европейской и Западно-Сибирской платформ.
Следует отметить, что во всех рассмотренных примерах ситуации характеризуются комбинированным сочетанием нескольких геоструктурных элементов первого порядка -кратонов и линейных подвижных поясов, развивающихся синхронно и кинематически согласованно друг с другом и потому объединяемых нами в цельные геодинамические системы. Ввиду схожести, и, можно сказать, типологичности строения и развития, у них, по-видимому, должен быть и некий объединительный мотив в виде одинаковых механизмов деформаций, источников и движущих сил каждой геодинамической системы. В данной ситуации необходимо такое сбалансированное, согласованное и совместимое проявление эндогенных процессов, которое обеспечит синхронное действие и попарное сочетание в единой системе обстановок сжатия и растяжения, разнонаправленных сопряженных сдвигов, подъем и опускание материала, латеральное перераспределение вещества, т.е. всех тех кинематических особенностей, которые выявляются в действительности. В качестве допустимых вариантов можно рассматривать либо систему конвективных ячей внутрикорового и/или литосферного ранга, или же систему плюмов [Морозов, 2002]. Под каждым кратоном при этом должны функционировать ячейки с расходящимися потоками конвектирующего вещества, обеспечивающие обстановку транстенсии, а по обе стороны каждой из зон транспрессии, соответственно, могли действовать сходящиеся потоки сопряженных ячеек. В конвективных системах, как известно [Трубицын, Рыков, 2002] помимо тороидальных перемещений вещества в субвертикальной плоскости, возможно одновременное и полоидальное (в субгоризонтальной плоскости) его перераспределение, что могло бы объяснить феномен проявления согласованных разнонаправленных сдвиговых перемещений вещества вдоль граничных линеаментов, разделяющих объемы с разными условиями нагружения.'Эти полоидальные перемещения, напоминающие, по образному выражению М.А. Гончарова, систему «циклонов и антициклонов», могут быть отражением взаимодействия ячеек в многоярусной, иерархически построенной конвективной системе, действующей в литосфере и мантии [Гончаров, 1997, 1999; Трубицын, 1998]. Во всяком случае, эта, основанная на реальных кинематических данных, конвективная модель эволюции коры, объединяющая согласованное развитие кратонизированных областей и смежных с ними подвижных поясов позволяет объяснить не только сопряженное и согласованное проявление транспрессивных и транстенсивных режимов и структур, но и составить представление о возможных размерах и продолжительности функционирования конвективных ячей в литосфере.
Таким образом, обобщая все рассмотренные в этой и предшествующей главах фактические данные и примеры из разновозрастных линейных подвижных поясов и
сопряженных с ними кратонов, можно заключить, что на самых разных этапах своей длительной эволюции, они развивалась в тесной парагенетической связи друг с другом Это, по сути, согласуется с известными представлениями классиков отечественной геологии [Шатский 1946,1947, Богданов, 1964, Муратов, 1975,1986] о сопряженном развитии платформенных авлакогенов с геологическими событиями в соседних подвижных поясах и вписывается в известную концепцию Ю М Пущаровского [1969] о так называемых резонансно-тектонических структурах Наши данные дополняют эти преставления фактами кинематической и строгой временной согласованности тектонических деформаций внутри кратонов и в сопряженных подвижных поясах, проходящих под контролем компенсационно-комплементарного фактора, который определяет пространственно-иерархическое сочетание и взаимодействие таких антиподальных и уравновешивающих друг друга геомеханических обстановок, как транспрессия и транстенсия. Однотипность строения и кинематической эволюции, неизменная сопряженность проявления этих обстановок, независимые от времени и местоположения, позволяют говорить о типологизме развития всех структур подобного рода и искать для них объединительные мотивы в единых источниках и движущих силах Предполагается, что всем перечисленным условиям и факторам вполне могут отвечать конвективно-плюмовые движения вещества в литосфере. В соответствии с этими соображениями и на основании рассмотренного в работе фактического материала можно сформулировать четвертоезащищаемое положение
Глава 11. Пространственно-временные закономерности формирования и развития разновозрастных линейных подвижных поясов земного шара.
Целенаправленный анализ строения и эволюции длительно развивавшихся подвижных поясов самого разного возраста и геоструктурного положения (рис 8)
о
Рис. 8. Схема расположения разновозрастных линейных подвижных поясов на континентах в сопоставлении с системой трансформных разломов мирового океана
/ - докембрийские пояса; 2 — фанерозойские пояса; 3 - система трансформных разломов и рифтов океанов; 4 - места, где установлено вращение сил внешнего воздействия на подвижный пояс. Цифры на схеме: 1 - зона Колмозеро-Воронье, 2 — Бепоморско-Лаллавдский пояс, 3 - Саво-Ладожская зона, 4 -сдвиговая зона Грэйт Слэйв Лэйк, 5 - тектоническая зона Сноубёрд, 6 - зона Грэйт Фол, 7 - складчатый пояс Кейп Смит, 8 - пояс Макковик-Кителиды, 9 - пояс Новый Квебек, 10 - пояс Торнгат, 11 - пояс Лимпопо, 12
- пояс Дамара, 13 - пояс Каоко, 14 - пояс Камерун, 15 - пояс Адрар де Ифорас, 16 - Мозамбикский пояс, 17
- сдвиговые зоны Нубийского щита, 18 - пояс Рибейра-Арасуаи, 19 - система сдвиговых зон Барборема, 20
- сдвиговая зона Калиньяла, 21 - сдвиговые зоны Армориканского массива, 22 - Пиренеи, 23 - Южный Тянь-Шань, 24 - Урал, 25 - Пая-Хой, 26 - Атлас, 27 - Аппалачи, 28 - пояс Яролл-Новая Англия, 29 -Северо-Анатолийская сдвиговая зона, 30 - сдвиговые зоны южного Китая, 31 - пояс Американских Кордильер, 32 - пояс Канадских Кордильер
показал, что большинство из них прошли через неоднократную смену геомеханических обстановок, выраженную чередой режимов транспрессии и транстенсии, с соответствующими структурными результатами и интерференцией разновозрастных структурных форм. Более того, выявилась любопытная закономерность: даже в пределах единого этапа тектогенеза с одним из типов геомеханической обстановки (транспрессии или транстенсии) устанавливается неоднократная смена знака объемной сдвиговой компоненты. Например, ранняя кинематическая стадия одной из эпох тектогенеза на фоне общего сжатия характеризуется левосдвиговой обстановкой, а поздняя соответствует условиям правого сдвига. Если подвижный пояс в последующем был вовлечен в события более молодого времени, то и для них устанавливается неоднократные смены знака, которые автор назвал кинематическими инверсиями [Морозов, 2003,2004].
Если принять во внимание пространственные ориентировки поясов и обратиться к абсолютным или относительным датировкам структурных или вещественных признаков деформационных событий (время складчатости и покровообразования, возраст даек, интрузий, зон рассланцевания и милонитизации, синтектонического метаморфизма и т.д.), целенаправленно их проанализировав, то открываются еще более поразительные закономерности, которые перечисляются ниже. При этом здесь следует специально оговориться, что местоположение и ориентировка рассмотренных поясов и зон, а также все устанавливаемые в их пределах кинематические характеристики даются в современной системе географических координат.
1. Однотипность строения и эволюции разновозрастных подвижных поясов по типу зон транспрессивного сдвига с формированием «структуры пальмового дерева». В своих нескольких прежних работах [Морозов, 1999,2001,2002] и в в своей диссертации автор пытался показать, что для большинства складчатых поясов, независимо от их возраста и геоструктурного положения, характерны определенная схожесть строения и структурной эволюции, связанные с неизменным проявлением во время тектогенеза общей для них геомеханической обстановки - транспрессии. Это определяет не только однотипность их общей структуры (дивергентно-веерная «структура пальмового дерева»), устойчивость набора и ориентировок важнейших структурных элементов, формирование закономерной вертикальной и латеральной структурно-деформационной зональности, но и тектонически обусловленное место, время и направленность проявления магматических и метаморфических процессов. Такой однотипный мотив строения и кинематической эволюции разновозрастных поясов наводит на мысль об общих условиях и причинах их формирования, завязанных на некий единый механизм.
2. Устойчивость пространственных ориентировок подвижных зон по диагонально-сопряженным (СВ и СЗ) и меридионально-субширотным направлениям в системе современных координат, независимая от времени формирования. Обращает на себя внимание системная выдержанность ориентировок разновозрастных (как докембрийских, так и фанерозойских) подвижных поясов и зон, включающая сочетание ортогональных (субмеридиональных и субширотных) и субдиагональных направлений, а также симметричность их расположения относительно экватора, наподобие расположения современных трансформных разломов.
3. Одинаковое по кинематике движений развитие одновозрастных складчатых поясов одной пространственной ориентировки и синхронное изменение в них знака смещений на противоположные. Эту закономерность иллюстрирует, например, развитие на палеопротеротерозойском этапе подвижных зон Балтийского щита (зона Колмозеро-Воронье, Беломорско-Лапландский пояс, зона Ладога-Раахе), имеющие одинаковое северо-западное простирание, или же одновозрастные с ними пояса Грэйт Слэйв Лэйк, Унгава, Маковик-Кетилиды Канадского щита с северо-восточным простиранием (Табл.1).
Таблица 1. Кинематические характеристики и возрастные датировки этапов и стадий тектонической эволюции линейных подвижных поясов Канадского щита. (///// - правый сдвиг; WWW - левый сдвиг; ТП - транспрессия; утолщенный пунктир. - транстенсия; у-граниты; 6-диориты; у-5 - грано-диориты; Fi - генерации складок; Si - сланцеватость; Di - этапы деформации; М| - этапы метаморфизма)
Время, или лет Пояс Грэйт Слэйв Лэйк (СВ) Ороген Унгава(СВ) Пояс Макковик(СВ) Пояс Торнгат (СЗ) Новый Квебек (СЗ)
Кинем знак Возраст/опнс. датнр.объект Синем знак Возраст/о л не. датнр.объект. Кннем. знак Возраст/олнс, датнр. объект. <ннем знак Возраст/опнс датир, объект. Кинем, знак Возраст/опнс. датнр. объест.
— 1600
— 1700 4 г- Щ f^^ábwbr í ..... * №Ш р« ИМЯ 165Ф*1649-т (TlWíC-biittf пудл-ааарта .«?;
— 1800 шж мшш Склядч.СЗ прост. 1758:1742 -дайки смено-т и 7 «m\\\v шшш штом* рщшм 1769-1723-Л№Н.СДБ. силлы б 1805£М79]±2-7 ктШ ч/ШйМ шакш 18№-175o4paí «кнгв яй тшт оравыесдвнги 17И-1741- '
— 1900 SS WW [1рав.сдв.[106 189J-1861-T.. щш шйж> 1ЩЛЩаршв.Л складчатость'-г 1841-1830 -архд. 189&б~вш1вигн ттт Л\Ш\Ш iWWWWWV \m\m\ 1845-1820 -лев. 1895-1 К80-надв. 18У6-1871 - у .шшш W1IMÍ ,\тщ№ 1845-1829-лев.м надвиги + М2 >1845 D|+M,
— 2000 mvrnu \\шм\ mmm ш\\т\ 1925-мнлониты 1980 2,03-1.95-г ШШШ шшм MWWWW т\\\т\ Коктин.рифтог мв. трянстенс. 2,04-1.92
— 2100 * ЩЩп mm w/mm ' & L ч JÍ. , ,
— 2200 ттт ШНИ1Н Внутрнплитиый рифтогенез 2,23-2,17
ISM — IS7I ~ IB4S ши. нт IN4S — 1 829 млн. лп- laos — 174U — 1 720 млн. л
Точно также, субпараллельные друг другу неопротерозойские зоны северо-восточного простирания в Южной Америке (пояса Рибейро-Арасуаи, Дом-Фелисиано, зоны Барборема - Табл. 2) и Африке (Дамара) или же палеозойские пояса запад-северозападного направления в Европе (Пиренеи, Армориканские сдвиговые зоны) и Азии (Южный Тянь-Шань) развивались в соответствующие эпохи тектогенеза синхронно, с одинаковыми кинематическими знаками на близких временных отрезках и одновременным изменением этих знаков смещений.
Таблица 2. Кинематическая характеристика подвижных поясов Южной Америки (бразилианский тектогенез)
Время, или. лет Пояс Рибейра-Арасуаи Пояс Пернамбуко Пояс Дом Фелисиаио
Кинем знак Возраст (млн. лет) /описание датирован, объектов Кинем знак Возраст (млн. лет) /описание датирован, объектов Кинем знак Возраст (млн. лет) /описание датирован, объектов
-400 500 -600 -700 -
яшши «шш 463±12 —у массив Ramada 460-480 -монцо-у Sao Sep*
«шиш/т шнпшт fOO-iSO^YMacc. Sacorro 1] - мнтШ ит/шж 545.585 чмпко температурный отгонит:... ¡..^ ттит ШШ/ИШИН 521¿14;525±40 т у Jaguarl • 542±6-3б2±7 - у .Sao Sepi i554±26 QHHOHUOBBTUt ^ . - •
шш мм жшшп шшшш 580±13-т flracaja; 610±10624±2-гМныге Faullita S4S±12-655i2-T Sacorro I ПШ \m\mm\ 5№12 - у, леваи кулиса $30±24-высоко температурный отгонит жтж\ т\\тж :т\\шт т\\тш\ 589±5-r Cafapavu du Sot 606¿S6;630±66 - -у Lavras 650 - надвнгм+метам.
Is t-, ' . -и (- b
4. Синхронное развитие разноориентированных диагонально-сопряженных складчатых поясов в кинематических противофазах и синхронные кинематические инверсии в них. В противоположность предыдущему тезису, в подвижных поясах, ориентированных по двум диагональным (относительно экватора, меридианов и параллелей) направлениям (СВ-ЮЗ и СЗ-ЮВ), деформационная эволюция поясов происходила также стадийно и в одинаковых временных интервалах, но в кинематических противофазах друг к другу. Это значит, что когда в поясах северовосточного простирания на некотором отрезке времени реализовался левый сдвиг, то в поясах того же возраста, но северо-западной ориентировки (на одном и том же материке или на разных) имел место правый сдвиг (см. Табл.1). На следующей кинематической стадии они вместе и также синхронно меняли знаки на противоположные.
5. Сопряженность кинематики по типу синтетических и антитетических сколов Риделя в субмериднонально и диагонально ориентированных поясах одного возраста. Подобная предыдущему пункту закономерность отмечается и для поясов, ориентированных субмеридионально и субширотно, например, для Урала и Южного Тянь-Шаня (Табл.3). Они ориентированы друг к другу под большим углом и развивались синхронно, но в кинематических противофазах, по типу соотношения сопряженных синтетических и антитетических сколов Риделя. Недаром, даже в пределах единого уральского пояса изменение простирания отдельного его фрагмента с меридионального на северо-западное (Пай-Хой) сразу же приводит к кинематической разнонаправленности движений (раннекимерийская фаза складчатости на Полярном Урале и Пай-Хое [Пучков, 1996]). Наоборот, одновременно развивавшиеся меридионально ориентированные пояса и в северном и южном полушарии имели на одних и тех же временных интервалах одинаковую кинематику (Урал и варисский пояс Яррол-Новая Англия в Австралии -Табл.3).
Таблица. Кинематические характеристики варисских поясов Южного Тянь-Шаня, Урала и Восточной Австралии
Южный Тянь-Шань (ЗСЗ) Урал (субмерндион.) Восточн. Австралия (С-Ю)
млн, лет Кинем знак Возраст/описание датированных объектов Кинем знак Возраст/описание датированных объектов Кинем знак Возраст/описанне датированных объектов
-200 ¿ЭЙ*» щвящляь Право«. ТП шаднмрммео. »¿^
-250 \ттш тмшм шшюш шшш ЕДОкя л ам про и то в, 120° прост. |&с. возраст 240-198 млн. лет Челябинский триасов, грабен
-300 ШШШВД лтшшш штш жшмт Рм - разворот векторов пдлеомягн. склонения, кам кулиса позднеорог. 7 м •йуфф» Ри ^айквдввгойя Ш . ■атрдам ряя<~ - » * \ 1 *
-350 Ыиадщцево!1 секте ЬГв ыоладе С2|п>С|** 1 ' тшшт штт См-левосдвнговая ТП, шарьяжи, у- тоналнт-плагно-гранитного комвл. штш« Левая кулиса гракнтоидоп позднего карбона
-400 шмш 1ШШШ мм Кулнсно-эшелонир. складч-тъ, гроги ка и ндкнекой св.(ОгС|), «5»-скл. предш.тект. рассл.-ти ЯК щвергмтмя циф^мия. тшш шгтщя Правые кулясы межгормьп мишвн позцнего девона.■<
-450 <А'Ж№М ркДОнденверг. юкр.-складч ет^вмтмгтч ✓ , . \\\ж\\т\ \тжш Доминирующая сланцеватость гсредсреднедевонск.возраста
б. Закономерно-циклический характер повторяемости кинематических инверсий в подвижных поясах с отчетливой тенденцией к уменьшению во времени (от архея до кайнозоя) продолжительности циклов. Наиболее интересной закономерностью, выявленной при анализе кинематики подвижных поясов и зон разного возраста, явилось установление отчетливой регулярной повторяемости кинематических инверсий в ходе тектонической эволюции. При этом поразительна выдержанность на
значительных отрезках времени длительности кинематических стадии и синхронность переиндексаций, характерные одновременно для всех материков и позволяющие говорить о квазицикличности кинематических инверсий (рис. 9А).
Рис. 9. Сопоставление цикличности кинематических инверсий (а) [Морозов, 2004] с мегацикличностью эндогенной активности системы кора-мантия (6) [Пушкарев, 1990], с цикличностью термальных импульсов эндогенного теплового потока (в) [Davies, 1995]: 1 - в верхней мантии, 2 - в нижней мантии, 3 - в мантии в целом) и цикличностью максимальной «энергетической разрядки» коры и верхней мантии (г), выраженной в периодичности нарушения изотопных систем [Балашов, 2002].
Например, для архея, раннего, среднего и начала позднего протерозоя (т.е. в интервале от 3.0 до 1-0.7 млрд. лет) такие смены знака сдвиговой компоненты в подвижных поясах происходили с интервалом в 100 млн. лет. Для второй половины неопротерозоя, до рубежа с фанерозоем, продолжительность циклов вроде бы была близка к 75 млн. лет (более определенно это устанавливается для поясов Южной Америки, для остальных материков - менее однозначно - в интервале 100-75 млн. лет). В палеозое и отчасти в мезозое (триас-юра) для подвижных поясов всех континентов кинематические инверсии происходили через интервал около 50 млн. лет, а во второй половине мезозоя и в кайнозое продолжительность циклов сокращается до 25-30 млн. лет (Табл. 4). Для третичного периода есть некоторые основания сократить этот интервал до 15-20 млн. лет. Новая и последняя кинематическая стадия началась в плиоцене (~ 5 млн. лет назад) и характеризуется на протяжении четвертичного периода преимущественно правосдвиговыми смещениями по зонам северо-западной ориентировки и левосдвиговыми по сопряженному северо-восточному направлению.1 Такое «учащение» во времени кинематических инверсий свидетельствует о том, что на фоне некоего циклически развивающегося процесса действует однонаправленная составляющая (тренд), свойственная обычно диссипативно развивающимся колебательным системам. Очевидно, что оба эти явления (и цикличность и тренд) имеют свои причины, обсуждение которых относится к модельным обобщениям (Заключение).
1 Здесь конечно следует иметь ввиду сравнение подвижных зон одного масштабно-иерархического ранга, внутри которого кинематическая картина может быть ^П" пгтг" " т места к месту. В
данном случае обычно рассматриваются структуры регион лфДО.инМДООДЯАФМАЯсраба.
библиотека
¿.Петербург « 09 Мв »В»
Таблица 4. Сравнительные кинематические характеристики некоторых подвижных зон мезо-кайнозоя
Время, млн. лет Канадская Кордильера Северо-АнатолиЙская зона Индокитайские зоны
Кинем, эняк Воз ржст/о писан не датированных объектов Кинем, знак Возраст/описание датированных объектов Кннем. знак Возраст/описание датированных объектов
-50 -100 -150 -200 ■й Грабены миоцена- рани. плиоц 9 условиях левого сдвига ЯШ Левостороннее смещ. в интервале 56-17 млнлет
m Правые кулисы ранне-третичных у
Эшелонированная складчатость, левые сулят «ятрузнй
« Знак сдвиговых 1ВЮКСННЙ дискуссионен
1 Левосторонние двнжев., связанные с «косой» коллизией в юре
Здесь же уместно привести известный, эмпирически установленный факт циклического характера эволюции эндогенной активности Земли, выраженный в частности через периодическое усиление интенсивности тектоно-термальных событий, зафиксированное в нарушении изотопных систем [Пушкарев,1990; Балашов,2002]. С одной стороны эта периодичность отличается заметной регулярностью на длительных отрезках времени, позволившей ввести понятие так называемых геонов [Нойпап, 1990] -этапов с повторяемостью (по крайней мере для докембрия) максимальной эндогенной активности с шагом в 100 млн. лет [Балашов,2002]. С другой стороны для нее устанавливается экспоненциальное сокращение во времени длительности циклов (рис. 9Б) [Пушкарев, 1990]. И в том и в другом случае это совпадает с выявленными нами тенденциями в характере проявления кинематических инверсий на протяжении эволюции Земли от архея до новейшего времени. Более того, обращает на себя внимание факт удивительного совпадения положения временных рубежей между геонами и границ наших кинематических стадий, приходящихся на узко локализованный интервал 20-25 миллион в каждом 100-милионном отрезке времени докембрийской эволюции (рис. 9Г)-Регулярная повторяемость кинематических инверсий определяет и цикличность того же рода, составленную каждой парой сдвиговых стадий левого и правого знака, которая на протяжении большей части докембрия равнялась 200 млн. лет, в позднем протерозое порядка 150 млн. лет, в палеозое около 100 млн. лет и т.д. О полном соответствии этих кинематических циклов другим известным циклам, типа Бертрана или Штилле, говорить не приходится, но можно отметить, что каждый тектонический цикл Бертрана (панафриканский, герцинский, альпийский и др.) содержит несколько наших кинематических стадий. Это позволяет условно сравнивать кинематические циклы со стадиями циклов Бертрана, а отдельные кинематические стадии с подстадиями первых (ранне- и поздне геосинклинальной, ранне- и позднеорогенной, в прежней терминологии) [Хаин, 2001]. Соответственно получается, что кинематические стадии одновременно близки и по смыслу и по продолжительности орогеническим фазам или циклам Штилле.
7. Определенная согласованность и взаимосвязанность циклов сжатия-растяжения и инверсий знака сдвиговых движений в подвижных поясах. Как оговаривалось в начале главы, основным предметом рассмотрения была только сдвиговая составляющая тектонических движений, которая вместе с тем проявлялась либо на фоне общего сжатия подвижного пояса, либо его растяжения. В тех случаях, когда этот «фоновый» режим известен, он отмечался в сводных таблицах кинематики движений в поясах (напр. Табл. 1). Эта явно не полная и даже обрывочная информация, тем не менее, позволяет представить себе, что цикличность сдвиговых кинематических инверсий
происходила на фоне более крупной цикличности сжатия-растяжения, включающей чередование транспрессивных обстановок и более локализованных во времени периодов транстенсии (внутриплитного рифтогенеза или коллапса растяжения). Если условно приравнять эту цикличность к циклам Вилсона [Хаин,2001], то получается, что она включает в себя 2-3 кинематических цикла.
8. Устойчивое во времени и пространстве вращение против часовой стрелки сил внешнего воздействия на подвижные пояса. Судя по многим рассмотренным примерам, довольно часто устанавливается факт смены во времени собственно сдвиговых деформаций того или иного знака деформациями сначала с доминирующей надвиговой компонентой при подчиненности сдвига, а затем и с чисто надвиговыми перемещениями практически без сдвиговых компонент. Отдельными исследователями даже специально рассматривался вопрос о типах и этапах транскурентной (сдвиговой) и тангенциальной (общего сжатия) тектоники и их последовательной смене друг другом в подвижных поясах. То же самое явление нашло отражение и в широко теперь используемом понятии разделения (partitioning) деформаций, в котором делается акцент на несколько разновременном (и/или пространственно разделенном) проявлении в подвижном поясе (в рамках единой фазы тектогенеза) отдельно сдвиговой и отдельно компрессивной деформации. В действительности же смысл этих представлений сводится к явному развороту во времени вектора внешнего силового воздействия на подвижный пояс (см. рис. Табл. 1). В некоторых, наиболее благоприятных в отношении обнаженности, структурно-геологической и геохронологической изученности природных объектах удавалось зафиксировать этот разворот в весьма значительном угловом диапазоне, так что он объединял и крайние, с разными сдвиговыми знаками кинематические ситуации и все промежуточные между ними стадии, характеризующиеся транспрессивным режимом (надвиги со сдвиговой компонентой) и чисто надвиго-складчатой кинематикой (рис. 10).
Рис. 10. Схема строения пояса Рибейра-Арасуаи бразилианской фазы тектогенеза (Южная Америка) [ЕЬей еЫ.,1996]
/ - массивы синкинематических гранитов с возрастом 550-500 млн. лет, образующие правосдвиговую кулису, 2 - массивы гранитов с возрастом 655-575 млн. лет, образующие левосдвиговую кулису, 3 - пологие надвиги, 4 - сдвиговые зоны, I - линейные элементы двух пространственно-возрастных систем. На врезке -кинематическая схема деформационных стадий.
В этих ситуациях, установленных практически на всех континентах северного и южного полушария (см. рис. 8), направленность такого разворота, фиксируемого в системе современных географических координат, всегда была против часовой стрелки. Это весьма любопытное с феноменологической точки зрения обстоятельство, помимо проблемы генезиса интересно и некоторыми геодинамическими следствиями. Например, устойчивая однонаправленность разворота вектора внешнего силового воздействия на пояс должна
предопределять такую же устойчивую последовательность формирования структурных парагенезов сначала в обстановке простого сдвига, затем транспрессии, потом простого поперечного сокращения, затем опять транспрессии (но с другим знаком) и т.д. Если угол разворота достигает 90°, то при этом происходит переиндексация главных осей эллипсоида деформации, приводящая к тому, что направление максимального сжатия меняться местами с направлением наибольшего растяжения, со всеми вытекающими из этого структурными следствиями. В глобальной геодинамике это может выражаться в том, что на смену стадии утолщения коры неизменно придет стадия ее принудительного растяжения, что должно активно способствовать (если не говорить о замене одного механизма другим) естественному процессу восстановления изостатического равновесия в утолщенной части литосферы или коры, которым обычно объясняют общеизвестный факт непременной смены в подвижных поясах коллизионной обстановки коллапсом растяжения.
9. Согласованность кинематических инверсий со сменой Р-Т-1 трендов тектоно-термодинамической эволюции подвижных поясов. При анализе эволюции поясов Дамара, Лимпопо, Аппалачи, отчасти Балтийского щита, выявилась интересная тенденция, заключающаяся в том, что на рубежах кинематических инверсий происходит синхронное изменение направления «закручивания» Р-ТЧ трендов метаморфических комплексов подвижных поясов, находящихся в тесной связи с типами геодинамических обстановок (по часовой стрелке - для коллизии, против - для ситуации андерплейтинга и сопутствующего коллапса растяжения). Эта связь кажется вполне естественной, если иметь ввиду, что такие, влияющие на Р-Т4 тренды, факторы, как утолщенная кора и повышенный тепловой поток, изобарическое охлаждение и изотермальная декомпрессия и т.д., напрямую зависят от геодинамических и кинематических характеристик эволюции подвижных поясов, в число которых входит и обсуждавшийся в предыдущем разделе разворот вектора внешнего силового воздействия на пояс.
10. Согласованность знака сдвиговых движений в подвижных поясах с разворотом векторов остаточной намагниченности горных пород. Основанием для такого заключения служат рассмотренные нами примеры Южного Тянь-Шаня, Канадских Кордильер и Пиренеев, для которых вместе со структурной информацией имеются палеомагнитные данные, в частности по палеосклонениям. Во-первых, обращает на себя внимание сам факт совпадения для фиксированного временного интервала знака сдвигового смещения (и соответствующего этому знаку объемного вращения материала), установленного структурно-кинематическим методом, с направлением разворота векторов остаточной намагниченности на тот же отрезок времени (пермский период на Южном Тянь-Шане, поздний мел в Пиренеях, палеоцен-эоцен в Канадских Кордильерах). Во вторых, не менее интересно четкое совпадение рубежа кинематической инверсии с временным рубежом смены направления разворота вектора остаточной намагниченности в породах того же пояса (Пиренеи).
Все выше перечисленные пространственно-временные закономерности формирования и развития разновозрастных линейных подвижных поясов из самых различных регионов мира кратко сформулированы в пятом защищаемом положении.
ЧастьШ. ЗАКЛЮЧЕНИЕ. ОБЩЕПЛАНЕТАРНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ СТРУКТУРООБРАЗОВАНИЯ И ВОЗМОЖНЫЕ ПРИЧИНЫ ТЕКТОГЕНЕЗА.
Основной целью настоящей работы было выявление эмпирических пространственно-временных закономерностей структурообразования в земной коре на основе целенаправленного структурно-парагенетического анализа ее разновозрастных и разномасштабных структурных элементов. Выявление структурных ансамблей и парагенезов структур, оценка кинематики создавших их тектонических движений и геомеханических обстановок, установление пространственных и временных взаимосвязей
и закономерностей в их формировании - все эта и составило основное содержание и смысл представленных защищаемых положений. Выявленные закономерности отчасти согласуются с некоторыми из устоявшихся представлений (например, о сопряженном развитии кратонных областей и подвижных поясов), придавая им дополнительное подтверждение, отчасти, вероятно, не во всем вписываются (м. б. только на первый взгляд) в господствующие ныне модели тектогенеза. Это требует глубокого осмысления и анализа, дополнительного накопления данных подобного рода и ставит нелегкие задачи либо их корректной интеграции в рамки - существующих парадигм, либо поиска приемлемой модели иного объяснения их возникновения. Выходя за рамки защищаемых, чисто эмпирических аспектов структурообразования, попробуем, с учетом выявленных закономерностей, как-видим, общепланетарного характера, лишь в самом общем (модельном) приближении коснуться вопросов тектогенеза.
Понятие тектогенеза в широком понимании включает совокупность явлений в земной коре и литосфере в целом, связанных с проявлением и взаимодействием тектонических, термально-метаморфических и магматических процессов, включая данные об источниках, причинах и движущих силах этих процессор. Традиционно в качестве практически единственного источника тектогенеза всегда рассматривалась только эндогенная активность недр Земли, связанная с конвективным или адвективным (плюмовым) перемещением вещества в условиях термально-плотностной или вязкостной инверсии. Приведенные в работе новые данные и выявленные закономерности позволяют ставить вопрос о возможно значимой роли в тектогенезе ломимо эндогенного фактора также и других причин, источников и движущих,сид глобальных земных процессов.
Проявление эндогенного фактора наиболее ярко выражено в формировании и развитии в литосфере ее геоструктурных элементов первого порядка - кратонов и подвижных поясов. Анализ строения и развития однотипно устроенных докембрийских кратонов Фенноскандии, Канады, Африки, Индии, Австралии вместе с сопряженными с ними интер- и интракратонными подвижными поясами показывает, что на важнейших этапах тектонической эволюции. литосферы они составляли единые геодинамические системы, синхронно развивавшиеся в кинематически совместимых режимах транстенсии и транспрессии. В кратонах, преимущественно охватывающих гранит-зеленокаменные области докембрия, формирование сетевидно-ячеистых систем вулканогенно-осадочных трогов (например, в лопии, а затем и в палеопротерозое), в сочетании с внедрением в межтроговые пространства огромных масс гранитных плутонов, свидетельствует об обстановке общего растяжения, которое могло быть связано с процессами андерплейтинга (плюм) или же с восходящими ветвями конвективных движений масс. Это обстоятельство, дополненное конкретными региональными кинематическими данными, позволяет диагностировать в таких объемах литосферы геомеханическую обстановку транстенсии. Одновременно с этим в сопряженных объемах линейных подвижных поясов, характеризующихся дивергентно-веерным внутренним строением по типу «структур пальмового дерева», устанавливается режим транспрессии, который, являясь отражением конвергентной геодинамики, можно связывать со встречными и нисходящими потоками смежных конвективных ячеек. Согласованность синхронных движений в сопряженных областях транстенсии (кратонах) и транспрессии (линейных подвижных поясах) также и по знаку, сдвиговой кинематики лишний раз подчеркивает цельность геодинамической системы, охватывающей геоструктурные, элементы литосферы первого порядка и имеющей, по-видимому, единый источник и общие движущие силы в виде конвективных (и/или адвективно-плюмовых) процессов в недрах Земли.
На роль ротационного фактора в тектогенезе обычно указывалось в связи с регматической системой разломов, но, схожие системно-выдержанные пространственные ориентировки по диагонально-сопряженным (СВ и СЗ) и меридионально-субширотным направлениям имеют и линейные подвижные пояса разного возраста. Их симметричное относительно экватора и меридионально-широтной системы координат расположение,
соответствует, как показывают эксперименты, направлениям сколовых нарушений во вращающемся эллипсоидальном теле. Более того, кинематический анализ структуры отдельных разновозрастных подвижных поясов на континентах как северного, так и южного полушария показывает устойчивый и неизменный разворот во времени против часовой стрелки векторов внешнего силового воздействия на пояс. Это находит отражение в соответствующей эволюции структурных парагенезов, связанной со сменой, например, собственно сдвиговых движений того или иного знака деформациями сначала с доминирующей надвиговой компонентой при подчиненности сдвига, затем чисто надвиговыми перемещениями, а под конец опять сдвигом, со смещением противоположным первоначальному. В геомеханическом отношении такое направленное изменение кинематики движений выражается в переиндексации осей эллипсоида деформации, когда направление максимального сжатия меняется местами с направлением наибольшего растяжения, со всеми вытекающими из этого структурными следствиями. В тектонической же терминологии это обычно описывается через последовательную и неоднократную смену в подвижных поясах транскурентной (сдвиговой) и тангенциальной (общего сжатия) тектоники.
Целый ряд выявляемых при структурно-кинематическом анализе подвижных поясов геодинамических закономерностей позволяет ставить вопрос о возможной роли в тектогенезе фактора лунно-земного приливного взаимодействия. Прежде всего, это касается цикличности тектонических процессов, а в нашем случае - цикличности кинематических инверсий, а также, по-видимому, неслучайной кинематической согласованности движений в подвижных поясах не только одного континента, но и разных литосферных плит на обоих полушариях планеты.
Факты такой взаимосвязанности, согласованности и временной повторяемости движений в различных по геоструктурному положению и возрасту линейных подвижных поясах несомненно должны иметь некий объединительный мотив и общность причин и движущих сил. Отчасти объяснение этому можно было бы найти в моделях тектогенеза, рассматривающих в качестве источников эндогенных процессов конвективно-плюмовые перемещения вещества в мантии, так как там рассматриваются варианты циклически повторяющихся и учащающихся во времени тепловых импульсов на фоне нисходящего тренда теплового потока, вызванного общим остыванием Земли (рис. 10В) [Эау1еБ, 1995]. Это могло, в свою очередь, отражаться на периодичности перестроек конвективных систем в мантии от двухъярусных к общемантийной, и наоборот, [Трубицын, Рыков, 2002], с соответствующим импульсным воздействием на литосферу. Однако без объяснений остается вопрос кинематической и временной согласованности движений в разных литосферных плитах.
Некоторые ответы на эти вопросы можно попытаться найти в модели приливной эволюции системы Земля - Луна Ю.Н. Авскжа [1996], согласно которой приливно-гравитационное взаимодействие планеты и спутника в сочетании с возмущением от Солнца имеет циклический характер из-за повторяющегося во времени удаления и приближения Луны относительно Земли (траектория «ухода» Луны имеет вид раскручивающейся спирали с шагом по радиусу Земля - Луна). Это вызывает вынужденное перемещение твердого ядра и изменение наклона оси вращения Земли относительно плоскости эклиптики, фиксируемого процессом миграции широт. При максимальном приближении Луны к Земле этот угол минимален, при удалении он возрастает. Это имеет следствием периодическую перестройку фигуры геоида, порождающую соответствующие внутренние напряжения в теле планеты и появление областей растяжения и сжатия, когда участки из высоких широт оказываются на более низких широтах, и наоборот. Кроме того, цикл "ухода-прихода" Луны разбивается на четыре фазы с попеременным ускорением и замедлением этого движения, что влияет не только на скорость вращения земного шара и, соответственно, на определенное изменение размера ее осей, но и на движение внутреннего ядра, а также на разную реакцию на
приливные силы более "подвижных" оболочек (жидкое ядро, астеносфера, гидросфера) и более твердых геосфер. Все это, несомненно, влияет на эндогенную активность литосферы и мантии и на характер эволюции процессов в них, в частности на характер конвективных и плюмовых перемещений глубинного вещества. Более того, по мнению М.А. Садовского и Ю.Н. Авсюка [2002] сами тектонические силы могут быть результатом совместного воздействия на оболочки Земли приливной силы и вариаций центробежной силы, обусловленных изменением величины и направления вектора осевого вращения. Вопрос лишь в том, достаточна ли энергетики таких сил и велик ли вклад ротационного и приливного факторов, чтобы играть самостоятельную креативную роль в тектогенезе. Вполне возможен вариант, что ротационные процессы и явления лунно-земного взаимодействия играют регулирующую роль своеобразного «геодинамического каркаса», который задает пространственные ориентировки, кинематику и ритм тектонических перестроек в тех объемах планеты, где этому есть предпосылки и условия эндогенного характера. В любом случае тектогенез и структурообразование в литосфере, на наш взгляд, следует рассматривать как полифакторный процесс, обусловленный одновременным влиянием как эндогенных, так и внеземных источников и причин. Такой подход, в полной мере согласующийся с недавно высказанным мнением В.Е. Хаина о необходимости учета названных факторов при создании «полноценной геодинамической концепции» [Хаин, 2002], открывает, на наш взгляд, новые перспективы в изучении строения и эволюции Земли.
Список основных публикаций по теме диссертации
1.Гептнер Т.М., Морозов ЮА., Эз В.В. Наложенные складки в ольхонской серии докембрия Западного Прибайкалья. Доклады АН СССР, 1973. Т. 210. №2. С. 415-418.
2. Морозов Ю.А. Соотношение метаморфизма и деформаций в ольхонской серии докембрия (Западное Прибайкалье) // Доклады АН СССР, 1976. Т. 230. № 5. С. 1186-1189.
3. Ескин А.С., Эз В.В., Морозов Ю.А., Смульская А.И. Основные этапы развития Байкальского метаморфического пояса // Л.: Недра, 1977. Труды ВСЕГЕИ. Т. 265. С. 110123.
4. Морозов Ю.А. Оценка некоторых критериев выделения наложенных деформаций // Принципы и методы изучения структурной эволюции метаморфических комплексов. Л.: Наука, 1978. С. 75-82.
5. Ескин А.С., Летников Ф.А., Эз В.В., Морозов Ю.А. Корреляция эндогенных процессов в метаморфических комплексах докембрия Прибайкалья. Новосибирск: Наука, 1979.119 с.
6. Ескин А.С., Морозов Ю.А., Эз В. В. Корреляция эндогенных процессов в докембрии риольхонья (Западное Прибайкалье) // Геодинамические исследования, №5. М.: Советское Радио, 1979. С. 62-79.
7. Ескин А.С., Морозов ЮА, Эз В.В. Эндогенные процессы в развитии древней земной коры Западного Прибайкалья // Региональная тектоника раннего докембрия СССР. Л.: Наука, 1980. С. 159-167.
8. Ez V.V., Morozov Yu.A., Eskin A.S. Wechselbeziehungen der endogenen Prozesse bei der Harausbildung der metamorphen Komplexe des westlichen Baikalgebietes // Deformation und Metamorphose von Gesteinen. P.II. Potsdam. 1982. P.206-234.
9. Морозов Ю.А. Роль новообразованной расслоенности в строении метаморфических комплексов // Метаморфизм и метаморфические комплексы Урала. (Информационные материалы). Свердловск. 1982. С. 22-24.
-10. Ez V.V., Morozov Yu.A., Yeskin A.S. Correlation of endogenous processes and their role in the early precambrian crustal development of southern-east Siberia (part "Western part of the Lake Baikal Region") // Profiles of Orogenic Belts. Geodynemic Series, v.10. Eds. Rast N., DelanyF.M. Washington, 1983. P. 178-192.
11. Ez V.V., Gaft D.E., Geptner T.M., Kukley L.N., Kuznetsov B.I., Morozov Yu.A. Geological structures of some Precambrian complexes in the USSR // A. Kroner, R. Greiling (eds). Precambrian Tectonics Illustrated. Germany. Stuttgart. 1984. P. 319-334.
12. Морозов Ю.А., Гафт Д.Е. О природе гранито-гнейсовых куполов Северного Приладожья // Структура и петрология докембрийских комплексов. М.: ИФЗ АН СССР, 1985. С. 3-120.
В.Морозов Ю.А. О роли разномасштабной деформационно-метаморфической расслоенности в структуре кристаллических комплексов // Структурный анализ кристаллических комплексов. Тез. докл. Всесоюзной школы. М. 1986. С.28-30.
14. Морозов Ю.А. О роли разрывных нарушений в структуре метаморфических толщ (напримере Западного Прибайкалья) //Геотектоника, 1987. № 1. С.60-77.
15. Морозов Ю.А., Эз В.В. Роль метасоматических процессов в формировании геологического разреза // Метасоматизм и рудообразование. Тезисы докладов VI Всесоюзной конференции. гЛенинград. ч. 1. Общие проблемы геологии и петрологии метасоматитов докембрия. Л. 1987. С. 19-21.
16. Эз В.В., Морозов Ю.А. Комплексное изучение структурно-вещественных преобразований как основа картирования метаморфических комплексов // Тектонические исследования в связи со средне- и крупномасштабным геокартированием. Тезисы докладов XXI Всесоюзного тектонического совещания. М. 1988. С.84-85.
17. Морозов Ю.А., Смульская А.И., Фельдман М.С., Эз В.В. Структурно-вещественное расчленение метаморфического комплекса, как альтернатива псевдостратиграфическому расчленению // Докембрий в фанерозойских складчатых областях. Тезисы докладов II Всесоюзного совещания. Фрунзе, 1989. С. 79-80.
18. Галкин В.А., Морозов ЮА., Талицкий В.Г., Яковлев Ф.Л. Корреляция деформационно-метаморфических событий в киргизатинской синформе Южного Тянь-Шаня // Структурный анализ кристаллических комплексов. Тезисы докладов II Всесоюзной школы г.Тбилиси. Москва, 1988. С.42-44.
19. Морозов Ю.А. Неоднородность деформационно-метаморфических преобразований и ее отражение в структурно-вещественных парагенезах // Структурный анализ кристаллических образований и геологическое картирование. Тезисы докладов III Всесоюзной школы. Киев, 1990. С.55-56.
20. Морозов Ю.А. Компрессионно-декомпрессионная модель структурно-вещественных преобразований в земной коре. // Механизмы структурообразования в литосфере и сейсмичность. Тезисы докладов III Всесоюзного симпозиума «Экспериментальная тектоника в решении задач теоретической и практической геологии». М.: ИФЗ АН СССР, 1991. С.179-180.
21. Морозов Ю.А. Компрессионно-декомпрессионная модель структурообразования в земной коре // Структурные исследования кристаллических образований (теория, практика, методика). Тезисы докладов V Всероссийской школы «Структурный анализ кристаллических комплексов». С-Пб.: ИГГД РАН, 1994. С. 33-34.
22. Галкин ВА., Морозов Ю.А., Талицкий В.Г. Детальная структура зоны сочленения максютовского и зилаирского комплексов Южного Урала. // Структурные исследования кристаллических образований (теория, практика, методика). Тезисы докладов V Всероссийской школы «Структурный анализ кристаллических комплексов». С-Пб.: ИГГД РАН, 1994. С.12-13.
23. Морозов Ю.А. Структурно-парагенетический анализ метаморфических толщ в приложении к регионально-тектоническим реконструкциям // Структурные парагенезы и их ансамбли. Материалы совещания. М.: ГЕОС, 1997. С. 117-119.
24. Морозов Ю.А., Гептнер Т.М. Природные и экспериментальные примеры структурных ансамблей, возникающих в тектонических режимах транспрессии и транстенсии // Структурные парагенезы и их ансамбли. Материалы совещания. М.: ГЕОС, 1997.С.120-122.
25. Морозов Ю.АГептнер 'Т.М. Сопоставление природных и экспериментально воспроизведенных структурных ансамблей сформированных в условиях транспрессии и транстенсии // Проблемы эволюции тектоносферы. М.: ОИФЗ РАН, 1997. С.219-258.
26. Морозов Ю.А., Сомин М.Л. Структурные и термические следствия взаимодействия чехла и фундамента в подвижных поясах // Структурные парагенезы и их ансамбли. Материалы- совещания. М: ГЕОС, 1997. С.122-124.
27. Морозов Ю.А. Региональные транспрессивные сдвиги как пути и способы выведения глубинных образований на поверхность // Тектоника и геодинамика: Общие и региональные аспекты. Материалы XXXI Тектонического совещания. Т.П. М.: ГЕОС, 1998.С.40-42.
28. Морозов Ю.А., Смирнов Ю.П., Шолпо В.Н. Структурная организация и деформационно-вещественные неоднородности архейских толщ самого нижнего уровня ствола Кольской сверхглубокой скважины // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. Материалы XXXI Тектонического совещания. Т.Н. М. ГЕОС. 1998. С. 42-45.
29. Смульская А.И., Сомин М.Л., Морозов Ю.А. Особенности метаморфизма у контакта фундамент-чехол (эффект границы) // Проблемы магматической и метаморфической петрологии. Тезисы докладов на VIII научных чтениях памяти профессора И.Ф. Трусовой. М.: 1998. С. 37-38.
30. Морозов Ю.А., Шолпо ВН. Деформационно-вещественные неоднородности как реперы полистадийной эволюции коры (архей Кольской серии) // Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма. Материалы XXXII Тектонического совещания. Т.Н. М.: ГЕОС, 1999. С. 16-20.
31. Морозов Ю.А., Смульская А.И. Тектонические причины объемной неоднородности метаморфизма в пределах геопространства Кольской сверхглубокой скважины // Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма. Материалы XXXII Тектонического совещания. Т.Н. М.: ГЕОС.1999. стр.12-16.
32. Морозов Ю.А. О роли транспрессии в формировании структуры свекокарелид Балтийского щита // Геотектоника, 1999. № 4. С.37-50.
33. Казанский В.И., Лобанов К.В., Кузнецов А.В., Савицкий А.В., Морозов Ю.А., Шолпо В Н., Шаров Н.В. Гидротермальная полиметаллическая минерализация переходной зоны «суша-море», Печенгский рудный район (Россия) // Геология рудных месторождения, 1999. Т. 41. №З.С.195-213.
34. Морозов Ю.А. Соотношение разновозрастных структурных планов в полиэтапно развивающихся объемах земной коры (северо-запад Кольского региона) // Общие вопросы тектоники. Тектоника России Материалы XXXIII Тектонического совещания. М.: ГЕОС, 2000. С. 335-338.
35. Морозов Ю.А., Сомин МЛ.,'Травин В.В. О поведении гранитоидного фундамента при формировании свекокарельской складчатой области Северного Приладожья // Доклады РАН, 2000. Т.370. № 4. С. 497-501.
36. Зайцев ВА., Морозов Ю.А., Шолпо В.Н Структурно-кинематический анализ деформаций рифейского комплекса полуостровов Рыбачий и Средний // Тектоника Неогея: общие и региональные аспекты. Материалы XXXIV Тектонического совещания. Том I. М.: ГЕОС, 2001. С. 235-239.
37. Морозов Ю.А. Структурные парагенезы транспрессии и транстенсии по результатам экспериментов и в сопоставлении с природными данными // Тектоника Неогея: общие и региональные аспекты. Материалы XXXIV Тектонического совещания. Том II. М.: ГЕОС, 2001. С. 52-56.
38. Морозов Ю.А. Структура и кинематическая эволюция области сочленения Урала и Южного Тянь-Шаня (хребет Султан-Увайс) // Геотектоника, 2001. № 6. С. 32-55
39. Морозов Ю.А. Об «обратном» кинематическом эффекте при надвигообразовании и его структурных и тектонических следствиях // Доклады РАН, 2002. Том 384. № 3. С.368-371.
40. Морозов Ю.А. Структурообразующая роль транспрессии и транстенсии // Геотектоника, 2002. № 6. С.3-24.
41.Губерман Д.М., Морозов Ю.А., Шолпо В.Н., Яковлев Ю.Н Структурная организация геопространства Кольской СГ-3 // Разведка и охрана недр, 2003. № 6. С.22-28.
42. Морозов Ю.А. Важнейшие закономерности тектогенеза и структурообразования в континентальной литосфере // Очерки геофизических исследований. М.: ОИФЗ РАН, 2003. С. 287-302.
43. Морозов Ю.А. Феномен цикличности кинематических инверсий в подвижных поясах как возможный результат лунно-земного взаимодействия // Тектоника и геодинамика континентальной литосферы. Материалы XXXVI Тектонического совещания. Т.П. М.: ГЕОС, 2003. С. 66-70.
44. Морозов Ю.А. Тектогенез как результат совместного проявления эндогенных и внеземных факторов // Эволюция тектонических процессов в истории Земли. Материалы XXXVII Тектонического совещания. Т.2. Новосибирск, 10-13 февраля 2004 г. Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2004. С. 41-43.
45. Морозов Ю.А. Цикличность кинематических инверсий в подвижных поясах в свете лунно-земных связей // Геотектоника, 2004. № 1. С. 21-50.
46. Морозов Ю.А., Смульская А.И., Шолпо В.Н. Структурно-вещественная эволюция геопространства Кольской сверхглубокой скважины // Исследования в области геофизики. М.: ОИФЗ РАН, 2004. С. 248-260.
«20 2 82
РНБ Русский фонд
2005-4 21005
Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Морозов, Юрий Алексеевич
ВВЕДЕНИЕ.
Часть I. ОБЩИЕ И ЧАСТНЫЕ ВОПРОСЫКТУРООБРАЗОВАНИЯ
Глава 1. Формулировка проблем, определение задач исследований при изучении процессов структурообразования в земной коре.
Глава 2. Краткий обзор основополагающих работ по проблеме структурообразования
Глава 3. Подходы и методы исследования.
3.1. Особенности детального структурно-геологического картирования.
3.2. Принципы структурно-парагенетического и кинематического анализа и понятие структурных парагенезов.
3.3. Специфика аналогового тектонического моделирования.
Глава 4. Структурообразование как полифакторный деформационный процесс.
Базисные факторы деформации.
Глава 5. Структурные парагенезы простых и комбинированы типов геомеханических обстановок.
5.1. Структурные парагенезы сжатия-растяжения и простого сдвига.
5.2. Общая характеристика обстановок транспрессии и транстенсии.26.
5.2.1. О понятиях транспрессии и транстенсии.
5.2.2. Экспериментальное воспроизведение структурных парагенезов транспрессии и транстенсии.
5.2.3. «Обратный» кинематический эффект при транспрессивном надвигообразовании.
5.3. Обобщенная характеристика структурных парагенезов транспрессии и транстенсии и формулировка первого защищаемого положения.
Глава 6. Компрессионно-декомпрессионный механизм деформационно-вещественных преобразований.
Глава 7. Формирование структурно-вещественных неоднородностей и вторичной расслоенности земной коры.
7.1. Структурно-вещественные неоднородности компрессионной природы.
7.1.1. Неоднородности, связанные с гетерогенностью деформаций в обстановке компрессии.
7.1.2. Деформационно-метаморфическая расслоенность.
7.1.3. Тектоническая расслоенность.
7.2. Структурно-вещественные неоднородности декомпрессионной природы.
7.2.1. Метасоматические элементы разреза.
Углеродистый метасоматоз Окварцевание
Железо-магнезиальный и магнезиально-кальциевый типы метасоматоза
Силикатизация карбонатов Карбонатизация силикатных сланцев 7.2.2. Магматические элементы разреза.
7.3. Природа геологических границ и расслоенности метаморфических толщ.
7.4. Краткое обобщение по
главам 6, 7 и формулировка второго защищаемого положения.
Часть II. ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ СТРУКТУРООБРАЗОВАНИЯ В ПОДВИЖНЫХ ПОЯСАХ И КРАТОНАХ
Глава 8. Строение и развитие разновозрастных линейных подвижных поясов как зон транспрессивного сдвига.
8.1. Транспрессивная структура варисцид Южного Тянь-Шаня.
8.1.1. Введение.
8.1.2. Метаморфические и вулканогенно-осадочные комплексы Охнинско-Талдыкской структуры.
Канская свита. Каиндинская свита. Метаморфизм.
8.1.3. Характеристика внутреннего строения и развития капской и каиндинской свит.
Участок Акбура Участок Киргизата
8.1.4. Обобщенная модель эволюции палеозоид Туркестано-Алайской зоны.
8.1.5. Зона Таласо-Ферганского разлома.
Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Пространственно-временные закономерности структурообразования в земной коре"
8.2.2. Краткая характеристика тектонической структуры региона.165
8.2.3. Общие сведения о геологии района.166
8.2.4. Последовательность развития и кинематика деформационных событий.169
8.2.5. Обсуждение и обобщение результатов.185
8.3. Структура палеозоид Южного Урала.189
8.3.1. Введение.189
8.3.2. Структура и кинематическая эволюция западной части Южного
Урала.192
Максютовский эклогит-глаукофановый комплекс Суванякский комплекс Зилаирский комплекс Сакмарская зона
Передовой складчато-надвиговый пояс (форланд)
8.3.3. Обобщенная модель строения и тектонической эволюции Южного
Урала.219
8.4. Структура свекокарелид Северного Приладожья.226
8.4.1. Введение.226
8.4.2. Общие черты тектонического строения Свекокарельской области.228
8.4.3. Структурно-кинематическая эволюция свекокарелид.229
8.4.4. Латеральная и вертикальная структурная зональность.240
8.4.5. О ремобилизации гранито-гнейсового фундамента и диапиризме. 246
8.4.6. Заключение. 249
8.5. Строение архея и раннего протерозоя северо-запада Кольского полуострова. 251
8.5.1. Введение.251
8.5.2. Краткие сведения о структурно-формационных комплексах геопространства Кольской сверхглубокой скважины.251
8.5.3. Строение и структурно-кинематическая эволюция геопространства Кольской СГС.257
Архейский этап структурообразования Раннепротерозойский этап структурообразования Рифейский этап тектогенеза Структура и развитие Печенгского комплекса
8.5.4. Геодинамическая модель строения и развития геопространства Кольской СГС.277
8.6. Перикратонный поясрифеид Восточно-Европейской платформы (п-ова Рыбачий и Средний).280
8.7. Краткое обобщение по данной главе и формулировка третьего защищаемого положения.292
Глава 9. Природные структуры транстенсии.295
Провинция Бассейнов и Хребтов Mz-Kz впадины Забайкалья Троги Карельского массива Глава 10. Геодинамические пары и системы структур транспрессии и транстенсии.319
10.1. Пространственно-парагенетические соотношения кратонов и подвижных поясов.319
10.1.1. Примеры из областей раннего докембрия.320
Балтийский щит
Кратон Сьюпириор Канадского щита Кратон Слэйв Канадского щита Африканская и Австралийская платформы
10.1.2. Примеры соотношения рифейских и фанерозойских поясов и перикратонных структур растяжения в пределах Восточно-Европейской и Западно-Сибирской платформ.330
10.2. Краткое обобщение по данной главе и формулировка четвертого защищаемого положения.339
Заключение Диссертация по теме "Геотектоника и геодинамика", Морозов, Юрий Алексеевич
ЧастьШ. ЗАКЛЮЧЕНИЕ. ОБЩЕПЛАНЕТАРНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ СТРУКТУРООБРАЗОВАНИЯ И ВОЗМОЖНЫЕ ПРИЧИНЫ ТЕКТОГЕНЕЗА.
Как отмечалось во Введении, основной целью настоящей работы было выявление эмпирических пространственно-временных закономерностей структурообразования в земной коре на основе целенаправленного структурно-парагенетического анализа ее разновозрастных и разномасштабных структурных элементов. Выявление структурных ансамблей и парагенезов структур, оценка кинематики создавших их тектонических движений и геомеханических обстановок, установление пространственных и временных взаимосвязей и закономерностей в их формировании — все это и составило основное содержание и смысл представленных защищаемых положений. Выявленные закономерности отчасти согласуются с некоторыми из устоявшихся представлений (например, о сопряженном развитии кратонных областей и подвижных поясов), придавая им дополнительное подтверждение, отчасти, вероятно, не во всем вписываются (м. б. только на первый взгляд) в господствующие ныне модели тектогенеза. Это требует глубокого осмысления и анализа, дополнительного накопления данных подобного рода и ставит нелегкие задачи либо их корректной интеграции в рамки существующих парадигм, либо поиска приемлемой модели иного объяснения их возникновения. Выходя за рамки защищаемых, чисто эмпирических аспектов структурообразования, попробуем, с учетом выявленных закономерностей, как видим, общепланетарного характера, лишь в самом общем (модельном) приближении коснуться вопросов тектогенеза.
Понятие тектогенеза в широком смысле включает совокупность явлений в земной коре и литосфере в целом, связанных с проявлением и взаимодействием тектонических, термально-метаморфических и магматических процессов, включая данные об источниках, причинах и движущих силах этих процессов. Традиционно в качестве практически единственного источника тектогенеза всегда рассматривалась только эндогенная активность недр Земли, связанная с конвективным или адвективным (плюмовым) перемещением вещества в условиях термально-плотностной или вязкостной инверсии. Приведенные в работе новые данные и выявленные закономерности позволяют ставить вопрос о возможно значимой роли в тектогенезе помимо эндогенного фактора также и других причин, источников и движущих сил глобальных земных процессов.
Проявление эндогенного фактора наиболее ярко, с нашей точки зрения, выразилось в формировании и развитии в литосфере ее геоструктурных элементов первого порядка -кратонов и подвижных поясов. Приведенные результаты анализа строения и развития однотипно устроенных докембрийских кратонов Фенноскандии, Канады, Африки, Индии, Австралии и сопряженных с ними интер- и интракратонных подвижных поясов показали, что на важнейших этапах тектонической эволюции литосферы они составляли единые геодинамические системы, синхронно развивавшиеся в кинематически совместимых режимах транстенсии и транспрессии. В кратонах, преимущественно охватывающих гранит-зеленокаменные области докембрия, формирование сетевидно-ячеистых систем вулканогенно-осадочных трогов (например, в лопии, а затем и в палеопротерозое), в сочетании с внедрением в межтроговые пространства огромных масс гранитных плутонов, свидетельствует об обстановке общего растяжения, которое могло быть связано с процессами андерплейтинга (плюм) или же с восходящими ветвями конвективных движений масс. Это обстоятельство, дополненное конкретными региональными кинематическими данными, позволяет диагностировать в таких объемах литосферы геомеханическую обстановку транстенсии. Одновременно с этим в сопряженных объемах линейных подвижных поясов, характеризующихся дивергентно-веерным внутренним строением по типу «структур пальмового дерева», устанавливается режим транспрессии, который, являясь отражением конвергентной геодинамики, можно связывать со встречными и нисходящими потоками смежных конвективных ячеек. Согласованность синхронных движений в сопряженных областях транстенсии (кратонах) и транспрессии (линейных подвижных поясах) также и по знаку сдвиговой кинематики лишний раз подчеркивает цельность геодинамической системы, охватывающей геоструктурные элементы литосферы первого порядка и имеющей, по-видимому, единый источник и общие движущие силы в виде конвективных (и/или адвективно-плюмовых) процессов в недрах Земли.
На роль ротационного фактора в тектогенезе обычно указывалось в связи с регматической системой разломов, но схожие системно-выдержанные пространственные ориентировки по диагонально-сопряженным (СВ и СЗ) и меридионально-субширотным направлениям имеют и линейные подвижные пояса разного возраста. Их симметричное относительно экватора и меридионально-широтной системы координат расположение, соответствует, как показывают эксперименты, направлениям сколовых нарушений во вращающемся эллипсоидальном теле. Более того, кинематический анализ структуры отдельных разновозрастных подвижных поясов на континентах как северного, так и южного полушария показывает устойчивый и неизменный разворот во времени против часовой стрелки векторов внешнего силового воздействия на пояс. Это находит отражение в соответствующей эволюции структурных парагенезов, связанной со сменой, например, собственно сдвиговых движений того или иного знака деформациями сначала с доминирующей надвиговой компонентой при подчиненности сдвига, затем чисто надвиговыми перемещениями, а под конец опять сдвигом, со смещением противоположным первоначальному. В геомеханическом отношении такое направленное изменение кинематики движений выражается в переиндексации осей эллипсоида деформации, когда направление максимального сжатия меняется местами с направлением наибольшего растяжения, со всеми вытекающими из этого структурными следствиями. В тектонической же терминологии это обычно описывается через последовательную и неоднократную смену в подвижных поясах транскурентной (сдвиговой) и тангенциальной (общего сжатия) тектоники.
Целый ряд выявляемых при структурно-кинематическом анализе подвижных поясов геодинамических закономерностей позволяет ставить вопрос о возможной роли в тектогенезе фактора лунно-земного приливного взаимодействия. Устанавливается, что в различных, но одновозрастных складчатых поясах с одинаковой пространственной ориентировкой, на одних и тех же отрезках времени имел место одинаковый знак сдвиговой компоненты, который в последующем синхронно в этих поясах менялся на противоположный. Наоборот, в диагонально сопряженных с ними поясах того же возраста сдвиговые смещения происходили по отношению к первым как бы в кинематической противофазе, но также синхронно испытывали кинематические инверсии: левый сдвиг в поясах, например, северо-западной ориентировки сочетался с правым сдвигом в поясах северо-восточного направления с одновременной, в последующем, сменой знаков в каждом из них на противоположные. Кинематические инверсии характеризуются не только пространственными закономерностями своего проявления, но и отличаются, вполне определенной временной повторяемостью, согласованной с периодичностью синтектонических термально-метаморфических и магматических процессов. Выявлена цикличность кинематических инверсий и установлен направленный во времени тренд уменьшения продолжительности циклов: в архее, в раннем, среднем и в начале позднего протерозоя (т.е. в период от 3.0 до 1-0.7 млрд. лет) такие смены знака сдвиговой компоненты в подвижных поясах имели место с интервалом в 100 млн. лет. Во второй половине неопротерозоя, вплоть до рубежа с фанерозоем, продолжительность циклов была близка к 75 млн. лет. В палеозое и отчасти в мезозое (триас-юра) кинематические инверсии происходили через интервал около 50 млн. лет, во второй половине мезозоя и в кайнозое продолжительность циклов сокращается до 25-30 млн. лет, а для третичного периода есть некоторые основания сократить этот интервал до 15-20 млн. лет. Также можно показать согласованность кинематических инверсий с переменой Р-ТЧ трендов метаморфических комплексов, с изменчивостью направлений разворота векторов остаточной намагниченности пород и другими явлениями.
Факты взаимосвязанности, согласованности и временной повторяемости движений в различных по геоструктурному положению и возрасту линейных подвижных поясах несомненно должны иметь некий объединительный мотив и общность причин и движущих сил. Как раз такие условия заложены в модели приливной эволюции системы Земля - Луна Ю.Н. Авсюка [1], согласно которой приливно-гравитационное взаимодействие планеты и спутника в сочетании с возмущением от Солнца имеет отчетливо циклический характер из-за повторяющегося во времени удаления и приближения Луны относительно Земли (траектория «ухода» Луны имеет вид раскручивающейся спирали с шагом по радиусу Земля — Луна). Это вызывает вынужденное перемещение твердого ядра и изменение наклона оси вращения Земли относительно плоскости эклиптики, фиксируемого процессом миграции широт. При максимальном приближении Луны к Земле этот угол минимален, при удалении он возрастает. Это имеет следствием периодическую перестройку фигуры геоида, порождающую соответствующие внутренние напряжения в теле планеты и появление областей растяжения и сжатия, когда участки из высоких широт оказываются на более низких широтах, и наоборот. Кроме того, цикл "ухода-прихода" Луны разбивается на четыре фазы с попеременным ускорением и замедлением этого движения, что влияет не только на скорость вращения земного шара и, соответственно, на определенное изменение размера ее осей, но и на движение внутреннего ядра, а также на разную реакцию на приливные силы более "подвижных" оболочек (жидкое ядро, астеносфера, гидросфера) и более твердых геосфер. Все это, несомненно, влияет на эндогенную активность литосферы и мантии и на характер эволюции процессов в них, в частности на характер конвективных и плюмовых перемещений глубинного вещества. Более того, по мнению М.А. Садовского и Ю.Н. Авсюка [6] сами тектонические силы могут быть результатом совместного воздействия на оболочки Земли приливной силы и вариаций центробежной силы, обусловленных изменением величины и направления вектора осевого вращения. Вопрос лишь в том, достаточна ли энергетики таких сил и велик ли вклад ротационного и приливного факторов, чтобы играть самостоятельную креативную роль в тектогенезе. Вполне возможен вариант, что ротационные процессы и явления лунно-земного взаимодействия играют регулирующую роль своеобразного «геодинамического каркаса», который задает пространственные ориентировки, кинематику и ритм тектонических перестроек в тех объемах планеты, где этому есть предпосылки и условия эндогенного характера. В любом случае тектогенез и структурообразование в литосфере, на наш взгляд, следует рассматривать как полифакторный процесс, обусловленный одновременным влиянием как эндогенных, так и внеземных источников.
Проявление в разновозрастных подвижных поясах всех или части из перечисленных закономерностей их эволюции наводит на мысль о неких общих генетических причинах и движущих силах, определяющих тесную пространственно-временную взаимосвязь и согласованность разных по своей природе действующих факторов и механизмов. В единой модели, увязывающей выявленные закономерности с механизмами реализации геодинамических процессов, в первую очередь, на наш взгляд, должны сочетаться факторы, обусловленные вращением Земли и некоторым циклически развивающимся во времени процессом. С вращением можно связывать системно-упорядоченное и симметричное, относительно экватора и меридионально-широтной сетки, расположение линейных поясов (см. рис. 11-1), а также выявленный факт устойчивого разворота векторов внешнего силового воздействия на пояс против часовой стрелки. Цикличность выразилась в регулярной повторяемости во времени кинематических инверсий.
Как раз именно эти граничные условия заложены в известной модели приливной эволюции системы Земля-Луна-Солнце Ю.Н. Авсюка [1996]. Согласно этой модели, приливно-гравитационное взаимодействие планеты и спутника в сочетании с возмущением от Солнца имеет отчетливо циклический характер из-за повторяющегося во времени удаления и приближения Луны относительно Земли (траектория «ухода» Луны имеет вид раскручивающейся спирали с шагом по радиусу Земля - Луна). Это вызывает вынужденное перемещение твердого ядра и изменение наклона оси вращения Земли (не совпадающей с осью фигуры Земли) относительно плоскости эклиптики, фиксируемого процессом миграции широт. При максимальном приближении Луны к Земле этот угол минимален, при удалении он возрастает. Это имеет следствием периодическую перестройку формы геоида, зарождение соответствующих внутренних напряжений в теле планеты и появление областей растяжения и сжатия, когда участки из высоких широт оказываются на более низких широтах, и наоборот. Кроме того, цикл "ухода-прихода" Луны разбивается на четыре фазы с попеременным ускорением и замедлением этого движения, что влияет не только на скорость вращения земного шара, и, соответственно, на определенное изменение размера ее осей, но и на движение внутреннего ядра, а также на разную реакцию на приливные силы более податливых, "подвижных" оболочек (жидкое ядро, астеносфера, гидросфера) и более твердых геосфер. Все это, несомненно, влияет на эндогенную активность литосферы и мантии и на характер эволюции процессов в них. «При медленных перемещениях оси вращения и малых приращениях скорости вращения, что имеет место при прохождении положений наибольшего сближения и удаления Луны и Земли, время релаксации напряжений в породах намного меньше характерного времени изменения напряженного состояния, поэтому перестройка пород происходит без существенных их разрушений. Наоборот, при быстром изменении режима вращения Земли (стадия прохождения Луной среднего положения), характерное время короче периода релаксации и породы испытывают значительные деформации и разрушения (тектогенез)» [Авсюк,1996]. Вынужденные движения твердого ядра в «жидком» влияют на генерацию магнитного поля, а реакция на приливные силы материала «подвижных» оболочек отражается на характере конвективных и плюмовых перемещений вещества.
В свете этого, на наш взгляд, можно рассматривать и формирование подвижных поясов, в том числе и выше приведенные закономерности их строения и эволюции. Ротационные процессы определяют их диагонально-сопряженное и зеркально симметричное относительно экватора расположение по траекториям сколов во вращающемся теле, а периодически повторяющееся изменение скорости вращения и «прихода-ухода» Луны вызывает цикличность изменения знаков сдвиговых смещений по этим направлениям и смену локальных обстановок сжатия и растяжения. Эти представления находят подтверждение в аналогии структур, полученных автором в экспериментах на упругих шарах с переменными скоростью вращения и углом наклона оси вращения (готовится отдельная публикация).
Ю.Н. Авсюк «привязал» колебательный процесс приливного лунно-земного взаимодействия к периодичности некоторых геологических процессов (трансгрессия-регрессия, оледенения-потепления и др.) в фанерозое. Наши материалы позволяют не только подтвердить эту периодичность через деформационный фактор, но и аргументировано расширить временной диапазон ее действия вплоть до раннего докембрия и дополнить набор циклически развивающихся геологических процессов кинематическими инверсиями и целым рядом связанных с ними явлений (смена Р-ТЧ трендов, смена направлений разворота векторов остаточной намагниченности). Также удалось установить приблизительную длительность этих кинематических циклов на разных отрезках эволюции Земли, выявить их согласованность с циклами эндогенной энергетической разрядки (геонами) и проследить отчетливую направленную тенденцию уменьшения продолжительности циклов во времени.
Вполне естественно, что всякие новые данные не только расширяют наши знания, но и ставят новые вопросы, среди которых пожалуй наиболее значимыми представляются нижеследующие.
1). Какова природа сил внешнего воздействия на подвижные линейные пояса, векторы которых испытывают неизменный разворот против часовой стрелки? Учитывая то, что разворот этих сил совпадает с направленностью вращения Земли (при взгляде с северного полюса) и то, что он остается неизменным (исходя из имеющихся данных) на материках как северного, так и южного полушария, можно предположить, что они скорее всего связаны с теми процессами, которые действуют в рамках модели Ю.Н. Авсюка. Им, вместе с М.А. Садовским предложено понимание тектонической силы - как результат совместного воздействия приливной силы и вариаций центробежной силы, обусловленных изменением величины и направления вектора осевого вращения Земли [Садовский, Авсюк, 2002]. Недавно Б.В. Левин [2001] дал свой вариант толкования сил, названных им гироскопическими, порождаемых возмущениями вращательного движения Земли, вызванных вынужденными перемещениями внутреннего твердого ядра под воздействием приливных сил. Латеральная составляющая этой силы испытывает разворот вместе с изменением положения оси вращения Земли.
2). Достаточно ли силового воздействия ротационных процессов и лунно-земного приливного взаимодействия чтобы порождать те деформации, которые возникают в коре и литосфере или же оно не играет креативной роли, выступая только в качестве регулирующего фактора в системе получающей основные (и достаточные) импульсы из эндогенного источника тектогенеза (конвекция, плюмы)? Этот вопрос требует решения специальной расчетной задачи, которая, по-видимому, слишком сложна из-за очень большого количества факторов и параметров и до сих пор в полном виде не рассматривалась. По мнению одних ученых ротационный фактор оказывает столь незначительное влияние на основные параметры тектоносферы, что им можно пренебречь (В.П. Трубицин, персональное сообщение), по мнению же других он и приливное воздействие, даже если и незначительны по абсолютным величинам, но действуют всегда и направленно и поэтому могут играть существенную роль (В.Н. Шолпо). Вопрос остается открытым, но заметим при этом, что представленные в статье закономерности, возможно генетически связанные с ротационными и приливными силами, проявлялись тем не менее только там, где была на соответствующем отрезке времени интенсивная эндогенная активность. Последняя сама могла быть инициирована или стимулировалась теми же факторами, но отрицать ее креативную роль в тектогенезе нет никаких оснований. Поэтому вполне возможен вариант, что процессы лунно-земного взаимодействия могут играть регулирующую роль своеобразного геодинамического каркаса, который задает пространственные ориентировки и ритм тектонических перестроек в тех объемах планеты, где этому есть предпосылки и условия эндогенного характера.
3). Если оба фактора (эндогенный и внеземной, завязанный на вращении Земли и лунно-земном взаимодействии) все же сопоставимы по влиянию и играют значимую роль в тектогенезе, то как отличить (и оценить) вклад одного и другого или же это неразрешимая задача?
Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Морозов, Юрий Алексеевич, Москва
1. Авсюк Ю.Н. Внеземные факторы, воздействующие на тектогенез // Фундаментальные проблемы общей тектоники. М.: Научный мир, 2001, С. 425-443.
2. Алексеев A.A. Магматические комплексы зоны Уралтау. М.: Наука, 1976. 170 с.
3. Альмухамедов А.И., Медведев А.Я., Кирда Н.П., Батурина Т.П. Триасовый вулканогенный комплекс Западной Сибири // Доклады РАН, 1998. Т. 362. № 3. С. 372-377.
4. Амурский Г.И. Тектоника Туркмении и сопредельных с ней территорий // Тектоника Туркмении и сопредельных территорий, М.: Наука, 1966. С. 6-32.
5. Баженов M.JL, Буртман B.C. Палеозойские деформации Тянь-Шаня П Геотектоника. 1997. № 3. С. 56-65.
6. Бакиров А.Б., Добрецов Н.Л. Метаморфические комплексы восточной части Средней Азии//Фрунзе: Илим, 1972. 137 с.
7. Бакиров А.Б., Буртман B.C. Путеводитель экскурсии 032 «Тектоника варисцид Тянь-Шаня» // 27-я сессия Международного геологического конгресса. Фрунзе. М.: Наука, 1984. 76 с.
8. Балаганский В.В. Главные этапы тектонического развития северо-востока Балтийского шита в палеопротерозое: Автореф. дис. доктора геол.-мин. наук. С-Пб.: ИГГД РАН, 2002. 32 с.
9. Балашов Ю.А. Концепция времени в геологической истории Земли // Геология и полезные ископаемые Кольского полуострова. Т.З. Апатиты: ГИ КНЦ РАН, 2002. С. 51-75.
10. Балашов Ю.А., Ветрин В.Р. Геохронология пород СГ-3 и ее окружения // Ред. Ф.П. Митрофанов. Архейский комплекс в разрезе СГ-3. Апатиты: изд. КНЦ АН СССР, 1991. С. 42-53.
11. Баянова Т.Б., Пожиленко В.И., Смолькин В.Ф. и др. Каталог геохронологических данных по северо-восточной части Балтийского щита. Апатиты: Изд. ГИ КНЦ РАН, 2002. 53 с.
12. Белоусов В.В. Основы структурной геологии. М.: Недра, 1985. 207 с.
13. Белоусов В.В., Гончаров М.А. Автоматическое выполнение условий подобия в простейших случаях тектонического моделирования // Экспериментальная тектоника и полевая тектонофизика. Киев, Наукова думка, 1991. С. 16-20.
14. Белоусов В.И. //Изв. высших учебн. завед. Геология и разведка. 1995. № 5. С.З-13.
15. Белькова Л.Н., Огнев В.Н., Кангро О.Г. Докембрий Южного Тянь-Шаня и Кызылукмов. М.: Недра. 1972.
16. Беляев O.A., Загородный В.Г., Петров В.П., Волошина З.М. Фации регионального метаморфизма Кольского полуострова. Л.: Наука, 1977, 88 с.
17. Бибикова Е.В., Ветрин В.Р., Кирнозова Т.И. и др. Геохронология и корреляция пород нижней части Кольской сверхглубокой скважины // Доклады РАН, 1993. Т. 332. №3. С. 360-363.
18. Бибикова Е.В., Слабунов А.И., Богданова С.Б. и др. Ранний магматизм Беломорского подвижного пояса, Балтийский щит: латеральная зональность и изотопный возраст // Петрология. 1999. Т.7. №2. С. 115-140.
19. Бондаренко П.М. Моделирование надвиговых дислокаций в складчатых областях. Новосибирск: Наука, 1976. 118 с.
20. Бондаренко П.М. Моделирование конкретных геологических структур (региональное моделирование) // Экспериментальная тектоника (методы, результаты, перспективы). М.: Наука, 1989. С. 228-251.
21. Бондаренко П.М. О механизмах структурообразования в сдвиговых зонах // Структура линеаментных зон динамометаморфизма. Новосибирск: Наука, 1990. С. 67-88.
22. Борисенок Д.В. Раннепалеозойские вулканогенные комплексы спрединга в Сакмарской и Присакмаро-Вознесенской зоне Южного Урала // Современныевопросы геологии. Мат. молодежной конференции «3-й Яншинские чтения». М.: Научный мир, 2003. С. 137-139.
23. Бродская P.JL, Шумская Н.И. Модель образования галек кварца из золоторудных конгломератов Витватерсранда (ЮАР) // Доклады РАН. сер. Геология, 1998. Т. 362. №3. С. 378-381.
24. Буртман B.C., Лукьянов A.B., Пейве A.B., Руженцев C.B. Горизонтальные перемещения по разломам и некоторые методы их изучения // Разломы и горизонтальные движения земной коры. М.: Изд-во АН СССР, 1963. С. 5-33.
25. Бухарин А.К., Брежнев В.Д., Масленникова И.А. и др. Тектоника Западного Тянь-Шаня. М.: Наука, 1989. 152 с.
26. Валеев Р.Н. Авлакогены Восточно-Европейской платформы // М.: Недра, 1978. 152 с.
27. Валеев Р.Н. Тектоника и минерагения рифея и фанерозоя Восточно-Европейской платформы // М.: Недра, 1981.215 с.
28. Вализер П.М., Ленных В.И. Амфиболы голубых сланцев Урала. М.: Наука, 1988. 202 с.
29. Великославинский Д.А., Метаморфические зоны в Северном Приладожье и оценка температур метаморфизма кианитового и андалузитового типов регионального метаморфизма. // Метаморфические пояса СССР. Л.: Наука, 1971. С. 61-70.
30. Берниковский В.А. Геодинамическая эволюция таймырской складчатой области. Новосибирск: Изд-во СО РАН, НИЦ ОИГГМ, 1996. 202 с.
31. Берниковский В.А., Ковач В.П., Котов А.Б. и др. Источники гранитоидов и этапы формирования континентальных коры таймырской складчатой области // Геохимика. 1999. №6. С. 563-573.
32. Берниковский В.А., Пиис В.Л., Берниковская А.Е. Раннетриасовые А-граниты Таймыра — результат Северо-Азиатского суперплюма // Доклады РАН, 2001. Т. 380. № 1. С. 87-93.
33. Верной Р.Х. Метаморфические процессы. М.: Недра, 1980. 227 с.
34. Володичев О.И. (ред.). Беломорский подвижный пояс // Тезисы докл. междунар. конф. Петрозаводск. 1997. 125 с.
35. Волочкович К.Л., Рогожин Е.А., Чернышук В.Н. Формации и структуры Алайского хребта (к проблеме шарьяжей) // Бюлл. МОИП, отд. Геол., 1979. Т. 54. Вып. 6. С. 3244.
36. Вревский А.Б. Петрология и геодинамические режимы развития архейской литосферы (на примере СВ части Балтийского щита). Л.: Наука, 1989. 142 с.
37. Вулканизм архейских зеленокаменных поясов Карелии. JL: Наука, 1981. 154 с.
38. Вяюрюнен X. Кристаллический фундамент Финляндии. //М.: Изд-во ИЛ. 1959. 295 с.
39. Гарецкий Р.Г., Пантелеев Г.Ф., Флоренский П.В., Шлезингер А.Е. Породы складчатого фундамента Центрального Устюрта // Изв. АН СССР. Сер. геол., 1964. N1. С.
40. Гарьковец В.Г., Вольфсон Н.Б., Хваловский А.Г. Урало-Тянынаньский сдвиг и его роль в соотношении структур Урала и Тянь-Шаня. // Докл. АН СССР. Сер. геол. 1967. T.176.N4. С.
41. Гептнер Т.М. Моделирование трещин скалывания в условиях больших деформаций. Вест. МГУ, сер. геол. 1970. № 4. С. 81-89.
42. Гептнер Т.М. // Методы моделирования в структурной геологии. М.: Недра, 1988.
43. Гецен В.Г. Тектоника Тимана. Л.: Наука, 1987. 172 с.
44. Глебовицкий В.А. Геологические и физико-химические связи метаморфизма и тектоники в раннем докембрии // Геотектоника, 1996. № 5. С. 27-42.
45. Глебовицкий В.А., Бушмин С.А. Послемигматитовый метасоматоз. Л.: Наука, 1983. 216 с.
46. Глебовицкий В.А., Дук В.Л., Кицул В.И. и др. Взаимосвязь эндогенных процессов в развитии структуры земной коры в раннем докембрии // Проблемы тектоники раннего докембрия. Л.: Наука, 1980. С. 57-76.
47. Глубинное строение и эволюция земной коры восточной части Фенноскандинавского щита. Профиль Кемь — Калевала. // Петрозаводск: КНЦ РАН, 2001. 194 с.
48. Глубинное строение и геодинамика Южного Урала (проект Уралсейс). Тверь: Изд-во ГЕРС, 2001.286 с.
49. Голубев А.И., Светов С.А., Светова А.И. Сумийские (2.55-2.40 млрд. лет) андезибазальтовые ассоциации центральной Карелии // Электронный журнал «Исследовано в России», http://zhurnal.ape.relarn.ru/articles/2002/081.pdf
50. Гончаров М.А. Механизм геосинклинального складкообразования. М.: Недра, 1988. 264 с.
51. Гончаров М.А. Компенсационная организация тектонического течения и структурные парагенезы // Геотектоника. 1993. № 4. С. 19-29.
52. Гончаров М.А. Компенсационная, многоярусная и иерархическая геодинамика: сочетание фиксизма и мобилизма // Бюл. Моск. об-ва испытателей природы. Отд. геол. 1997. Т. 72. Вып. 6. С. 13-21.
53. Гончаров М.А. От тектоники литосферных плит — к геодинамике иерархически соподчиненных геосфер // Отечественная геология, 1999. №3. С. 10-14.
54. Гончаров М.А., Талицкий В.Г., Галкин В.А., Фролова Н.С. Деформационно-химические парагенезы и структурно-метаморфическая зональность // Геотектоника, 1995. №2. С. 49-60.
55. Горлов Н.В. Гранито-гнейсовые купола раннего докембрия // Изв. АН СССР. Сер. Геол., 1972. № 12. С. 61-76.
56. Горный В.И. Характеристика распределения температуры земной поверхности на Южном Урале (по материалам спутника ЫОАА) // Глубинное строение и геодинамика Южного Урала (проект Уралсейс). Тверь: Изд-во ГЕРС, 2001.286 с.
57. Григорьева Л.В., Шинкарев Н.Ф. Условия образования купольных структур в Приладожье. // Изв. АН СССР. Сер. геол., 1981. №3. С. 41-45.
58. Губерман Д.М., Морозов Ю.А., Шолпо В.Н., Яковлев Ю.Н. Структурная организация геопространства Кольской СГ-3 // Разведка и охрана недр, 2003. № 6. С. 22-28.
59. Гутерман В.Г. Механизмы тектогенеза (по результатам тектонофизического моделирования). Киев: Наук, думка, 187. 172 с.
60. Добрецов Н.Л. Глаукофансланцевые и эклогит-глаукофансланцевые комплексы СССР. Новосибирск: Наука, 1974. 429 с.
61. Добржинецкая Л.Ф. Структуры архейского тектогенеза в породах чарнокитовой серии Кольского полуострова // Структурные исследования в областях раннего докембрия. Л.: Наука, 1989. С. 134-154.
62. Довжиков А.Е. Тектоника Южного Тянь-Шаня. М.: Недра, 1977.172 с.
63. Довжиков А.Е., Иванов Г.В., Кнауф В.В. Структурное положение и возраст зеленосланцевых толщ Южного Тянь-Шаня // Сов. Геология. 1984. № 3. С. 71-76.
64. Дук Г.Г. Структурно-метаморфическая эволюция пород печенгского комплекса. Л.: Наука, 1977. 104 с.
65. Дук Г.Г. Глаукофансланцевые, глаукофанзеленосланцевые и офиолитовые комплексы Урало-Монгольского складчатого пояса. С-Пб.: ИГГД РАН, 1995. 272 с.
66. Жариков В.А. Некоторые аспекты проблемы гранитообразования // Вестн. МГУ. Геология, 1996. Х°4. С. 3-12.
67. Захаров O.A., Пучков В.Н. О тектонической природе Максютовского метаморфического комплекса на Южном Урале. Уфа, УНЦ РАН, 1994. 30 с.
68. Иванкин П.Ф., Назарова Н.И. Проблема углеродистого метасоматоза и рассеянной металлоносности осадочно-метаморфических пород // Советская геология. 1984. №2. С.90-100.
69. Иванов К.С. Структурно-тектонические и геодинамические исследования на Урале // 100 лет геологического картографирования на Урале. Екатеринбург: МПР РФ, Уралгеолком, 1997. С. 124-143.
70. Икорский С.В., Каменский И.Л., Смирнов Ю.П. Изотопы гелия в разрезе Кольской сверхглубокой скважины. Доклады РАН, 1994. Т.335, №1, С.84-87.
71. Исаев В.А., Малахов И.А., Воронина JI.K. Хромшпинелиды из песчаников кидрясовской свиты нижнего ордовика Южного Урала // ДАН СССР. 1984. Т.278. №5. С. 1205-1209.
72. Казаков А.Н. Тектонотип ареальной раннедокембрийской складчатости // Структурные исследования в областях раннего докембрия. J1.: Наука, 1989. С.7-20.
73. Казанский В.И. и др. Гидротермальная полиметаллическая минерализация переходной зоны «суша-море», Печенгский рудный район (Россия) // Геология рудных месторождений. 1999. Т.41, №3. С. 195-213.
74. Казанский В.И., Боронихин В.А., Ванюшин В.А. и др. Соотношение между деформациями, метаморфизмом и петрографическими свойствами пород в Печенгском рудном районе. В кн.: «Внутреннее строение рудоносных докембрийских разломов». М.: Наука, 1985, С. 6-49.
75. Коныгин В.Г., Леонов М.Г. Лошманов Е.В. Тектоническая структура Курганакской зоны Южного Тянь-Шаня // Геотектоника. 1988. № 6. С. 76-85.
76. Каретин Ю.С. К геохимии базальтов и андезитов Тагильского звена Главной геосинклинальной зоны Урала // Ежегодник — 1986. ИГГ УрО РАН. Екатеринбург. 1987. С. 93-95.
77. Каретин Ю.С. К геолого-геохимической характеристике разреза Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 // Ежегодник 1996. ИГГ УрО РАН. Екатеринбург. 1997. С. 125-131.
78. Каулина Т.В., Богданова М.Н. Основные этапы развития северо-западного Беломорья (по U-Pb данным) // Литосфера, 2000. №12. С. 85-97.
79. Кислицын Р.В. Возраст и кинематика тектонических движений в ядре раннепротерозойского Лапландско-Кольского орогена. // Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. С-Пб.: ИГГД РАН, 2001. 22 с.
80. Козлов Н.Е., Аведисян A.A., Иванов A.A. и др. Вещественные гомологи метаморфитов низов архейского разреза Кольской СГ-3. Мурманск: МГТУ, 2001. 65 с.
81. Колодяжный С.Ю. Структурно-вещественные парагенезы Кукасозерского сегмента Северокарельской зоны (Балтийский щит) // Геотектоника. 1998. № 6. С. 72-89.
82. Колодяжный С.Ю. Структурные парагенезы и кинематика Койкарской зоны сдвиговых деформаций Карельского массива // Геотектоника. 1999. № 6. С. 29-44.
83. Колодяжный С.Ю. Структурные парагенезы и кинематика Центрально-Карельской зоны сдвиговых деформаций (Балтийский щит) // Геотектоника, 2002. № 2. С. 59-79.
84. Колодяжный С.Ю., Зыков Д.С., Леонов М.Г., Орлов С.Ю. и др. Особенности эволюции купольно-сдвиговых структур северо-западного Прионежья (Карельский массив) // Российский журнал наук о Земле, 2000. Т. 2, № 2. С. 11-27.
85. Кольская сверхглубокая. Ред. Е.А.Козловский. М.: Недра, 1984. 490 с.
86. Кольцов А.Б. Компрессионная модель формирования углеродистых серицитовых метасоматитов золоторудных месторождений //Зап. ВМО, 1995. Ч. 124. № 2. С. 111.
87. Комаров Ю.В. Мезозойский внегеосинклинальный магматизм западного Забайкалья. Новосибирск: Наука, 1972. 156 с.
88. Копп М.Л. Кинематика Кавказа на орогенном этапе // Геодинамика Кавказа. М.: Наука, 1989. С. 113-122.
89. Копп. М.Л. Мегаструктуры горизонтального выжимания. Автореф. дис. . д-ра геол.-мин. наук. М.: ГИН. 1991. 35 с.
90. Копп М.Л. Структуры латерального выжимания в Альпийско-Гималайском коллизионном поясе. Тр. ГИН РАН. Вып. 506. М. Научный Мир, 1997. 314 с.
91. Котельников В.И. Некоторые вопросы истории формирования герцинской структуры туркестанского и Алайского хребтов //Тектоника и стратиграфия палеозойских и мезозойских толщ Южного Тянь-Шаня и Памира. Л.: Наука, 1976. С. 69-88.
92. Краснобаев A.A., Давыдов Б.А., Ленных В.И. и др. Возраст цирконов и рутилов из максютовского комлекса (предварительные данные) // Ежегодник 1995. Екатеринбург, 1996. С. 13-16.
93. Краснопевцева Г.В., Щукин Ю.К. Тектоническая делимость земной коры ВосточноЕвропейской платформы //Геофизика. 1996. № 4. С. 19-24.
94. Кременецкий A.A., Овчинников Л.Н. Геохимия глубинных пород. М.: Наука, 1983, 158 с.
95. Криницкий Д.Д., Криницкая В.М. Стратиграфия метаморфических толщ средней части реки Сакмара // Материалы по геологии Южного Урала. Свердловск, 1961. Вып. 67. С. 167-174.
96. Кудряшов Н.М., Гавриленко Б.В. Геохронология зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья и его обрамления // Тезисы докл. I Российской конференции по изотопной геохронологии, Москва, 15-17 ноября 2000 г. М.: ИГЕМ РАН, 2000. С. 196-198.
97. Кудряшов Н.М., Петровский М.Н. Изотопный возраст лампрофиров зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья // Материалы XI конф. памяти К.О. Кратца «Геология и геоэкология Фенноскандии, северо-запада и центра России». Апатиты: КНЦ РАН, 2000. С. 36-38.
98. Курбаниязов К.К., Борисов О.М., Ахмеджанов М.А. Геология доюрских образований Каракалпакии. Ташкент: Фан, 1976. 127 с
99. Леви К.Г. Относительные перемещения плит в Байкальской рифтовой зоне // Геология и геофизика, 1980. № 5. С. 9-15.
100. Ленных В.И. Эклогит- и глаукофансланцовые пояса Южного Урала. М.: Наука, 1977. 158 с.
101. Леонов М.Г. Южный Тянь-Шань: Геологические условия проявления зеленосланцевого метаморфоза и модель геотектонического развития // Геотектоника, 1985. № 5. С. 45-61.
102. Леонов М.Г. Зеленосланцевый метаморфизм — опыт геодинамического анализа. Тр. ГИН АН СССР. Вып. 433. М.: Наука, 1988. С. 325.
103. Леонов М.Г. О способах проявления подвижности фундамента при изменении его первичной формы в процессе активизации // Изв. вузов. Геология и разведка. 1991. № 4. С. 3-23.
104. Леонов М.Г. Внутренняя подвижность фундамента и тектогенез активизированных платформ // Геотектоника. 1993. № 5. С. 16-33.
105. Леонов М.Г. Тектоническая подвижность фундамента и внутриплатформенный тектогенез в свете представлений о нелинейности геологических процессов // Нелинейная геодинамика. М.: Наука, 1994. С. 79-103.
106. Леонов М.Г., Кожухарова Е. Релаксационный метаморфизм как фактор структурно-вещественного преобразования горных пород // Структура линеаментных зон стресс-метаморфоза. Новосибирск: Наука, 1990. С. 41-49.
107. Леонов М.Г., Колодяжный С.Ю., Кунина Н.М. Вертикальная аккреция земной коры: структурно-вещественный аспект. Тр. ГИН РАН. Вып. 521. М.: ГЕОС, 2000. 202 с.
108. Летников Ф.А., Бальшев С.О., Лашкевич В.В. Взаимосвязь процессов гранитизации, метаморфизма и тектоники // Геотектоника, 2000. № 1. С. 3-22.
109. Летников Ф.А., Кузнецов К.Е., Медведев В.Я. К проблеме декомпрессии флюидизированных силикатных расплавов // Докл. АН СССР, 1990. Т. 313. №3. С. 682-684.
110. Лукьянов A.B. Структурные проявления горизонтальных движений земной коры // Тр. ГИНАН СССР, 1963. Вып. 80.
111. Лукьянов A.B. Моделирование систем, имеющих циклическое развитие // Проблемы глобальной корреляции геологических явлений. М.: Наука, 1980.
112. Лукьянов A.B. Релаксационные автоколебательные системы в геологических процессах. Моделирование // Проблемы структурной геологии и физики тектонических процессов. Ч. 1. М.: ГИН АН СССР, 1987. С. 8-114.
113. Лукьянов A.B. Пластические деформации и тектоническое течение в литосфере. М. Наука. 1991. 144 с.
114. Лукьянов A.B., Щерба И.Г. Парагенетический анализ структур как основа тектонического районирования и составления среднемасштабных структурных карт складчатых областей. // Тектоника Сибири. М.: Наука, 1972. Т.5. С. 15-24.
115. Лукьянов A.B., Лукьянова В.Т. Стресс-метаморфизм в фанерозойских толщах Памира и Тянь-Шаня // Проблемы структурной геологии и физики тектонических процессов. Ч. 2. М.: ГИН АН СССР, 1987. С. 121-172.
116. Лутц Б.Г., Фельдман М.С. Палеозойский магматизм хребта Султануиздаг (Узбекистан): геодинамическая интерпретация // Геотектоника. 1992. №4. С. 64-74.
117. Лучицкий И.В., Бондаренко П.М. Механизм образования концентрических структур над магматическим очагом (по экспериментальным данным) // Геология и геофизика. 1974. № 10. С. 3-19.
118. Лучицкий И.В., Бондаренко П.М. Эксперименты по моделированию сводовых поднятий Байкальского типа // Геотектоника. 1967. № 2. С. 3-20.
119. Любцов В.В., Предовский A.A. К стратиграфии верхнепротерозойских отложений Кольского побережья (Баренцевоморский регион) // Стратиграфия. Геологическая корреляция, 1998. Т. 6. №3. С. 17-28.
120. Магматизм, седиментогенез и геодинамика Печенгской палеорифтогенной структуры. Ред. Митрофанов Ф.П. и Смолькин В.Ф. Апатиты, КНЦ РАН. 1995. 256 с.
121. Магматические и метаморфические комплексы пород Кольской СГС. Тр. ВСЕГЕИ. Т.335. Л.1986.
122. Макарычев Г.И. Геосинклинальный процесс и становление континентальной земной коры в Тянь-Шане. М.: Наука, 1978. с.
123. Масумов A.C., Борисов О.М., Бенеш Ф.З. Верхний палеозой Срединного и Южного Тянь-Шаня. Ташкент. Фан. 1978.
124. Мезозойская тектоника и магматизм Монголо-Охотского пояса / Ред. Ю.Г. Леонов. М.: Наука, 1983.231 с.
125. Метасоматизм и метасоматические породы / Ред. В.А. Жариков, В.Л. Русинов. М.: Научный мир, 1998. 492 с.
126. Миллер Ю.В. Комплексы метаморфизма высоких давлений. Максютовский комплекс Южного Урала // Структурная эволюция метаморфических комплексов. Л.: Наука, 1977. С. 104-114.
127. Миллер Ю.В. Структура архейских зеленокаменных поясов. Л.: Наука, 1988. 143 с.
128. Миллер Ю.В., Милькевич Р.И. Покровно-складчатая структура Беломорской зоны и ее соотношение с Карельской гранит-зеленокаменной областью // Геотектоника, 1995. №6. С. 80-92
129. Миллер Ю.В. Тектоника области сочленения Беломорского подвижного пояса и Карельского кратона // Геотектоника, 2002. №4. С. 14-25.
130. Минц М.В. Архейская тектоника миниплит //Геотектоника, 1998. №6. С. 2-22.
131. Минц М. В. и др. Ранний докембрий северо-востока Балтийского щита. М.: Научный мир, 1996. 287 с.
132. Михайлов Н.П., Шерпенюк Л.Н. Специфика магматизма тафрогенеза как разновидности рифтогенеза // Магматизм рифтов (петрология, эволюция, геодинамика). М.: Наука, 1989. С.11-18.
133. Морозов Ю.А. О роли разрывных нарушений в структуре метаморфических толщ (на примере Западного Прибайкалья) //Геотектоника, 1987. № 1. С.60-77.
134. Морозов Ю.А. Компрессионно-декомпрессионная модель структурообразования в земной коре // Структурные исследования кристаллических образований. С.-Пб. 1994. С. 12-14.
135. Морозов Ю.А. Региональные транспрессивные сдвиги как пути и способы выведения глубинных образований на поверхность // Тектоника и геодинамика. Общие и региональные аспекты Материалы XXXI тектонического совещания. М.: ГЕОС. 1998. Т.Н. С .40-42.
136. Морозов Ю.А. О роли транспрессии в формировании структуры свекокарелид Балтийского щита // Геотектоника, 1999. №4. С.37-50.
137. Морозов Ю.А. Структура и кинематическая эволюция области сочленения варисцид Урала и Южного Тянь-Шаня (Султан-Увайс). // Геотектоника, 2001. №6. С. 32-55.
138. Морозов Ю.А. Структурообразующая роль транспрессии и транстенсии // Геотектоника. 2002,а. №6. С. 3-28.
139. Морозов Ю.В. Цикличность кинематических инверсий в складчатых поясах и ее возможные причины // Ритмичность и цикличность в геологии как отражение общих законов развития: Тез. докл. М.: ИПКОП РАН. 2002,6. С. 91-93.
140. Морозов Ю.А. Важнейшие закономерности тектогенеза и структурообразования в континентальной литосфере // Комплексные исследования по физике Земли. М.: ОИФЗ РАН, 2003,а. С. 357-380.
141. Морозов Ю.А. Феномен цикличности кинематических инверсий в подвижных поясах как возможный результат лунно-земного взаимодействия // Тектоника и геодинамика континентальной литосферы. Т. II. Матер. XXXVI Тектонич. совещ. М.: ГЕОС, 2003, б. С. 66-70.
142. Морозов Ю.А. Цикличность кинематических инверсий в подвижных поясах в свете лунно-земных связей // Геотектоника. 2004. №1. С. 21-50.
143. Морозов Ю.А., Гафт Д.Е. О природе гранито-гнейсовых куполов Северного Приладожья // Структура и петрология докембрийских комплексов. М.: ИФЗ АН СССР. 1985, С. 3-120.
144. Морозов Ю.А., Гафт Д.Е. Структура кристаллических комплексов в субграничной зоне чехла-фундамента (на примере Северного Приладожья) // Структурный анализ кристаллических комплексов. Тез. докл. Всес. Школы. 1986. Ч. II. С.73-74.
145. Морозов Ю.А., Гептнер Т.М. Сопоставление природных и экспериментально воспроизведенных структурных ансамблей, сформированных в условиях транспрессии и транстенсии // Проблемы эволюции тектоносферы. М.: ОИФЗ РАН, 1997. С. 219-258.
146. Морозов Ю.А., Сомин М.Л. Структурные и термические следствия взаимодействия чехла и фундамента в подвижных поясах. // Структурные парагенезы и их ансамбли. М.: ГЕОС. 1997. С. 122-124.
147. Морозов Ю.А., Сомин M.JL, Травин В.В. О поведении гранитоидного фундамента при формировании свекокарельской складчатой области Северного Приладожья II Доклады РАН. 2000. Т. 370. №4. С. 497-501.
148. Морозов Ю.А. Смульская А.И., Шолпо В.Н. Структурно-вещественная эволюция геопространства Кольской сверхглубокой скважины // Исследования в области геофизики. М.: ОИФЗ РАН, 2004. С. 248-260.
149. Нагибина М.С. Тектоника и магматизм Монголо-Охотского пояса. Тр. Геол. Ин-та АН СССР, 1963. Вып. 79.
150. Никитин И.В. Особенности тектонического формирования зоны Колмозеро-Воронье // Тектоника и глубинное строение северо-восточной части Балтийского щита. Апатиты: ГИ КФ АН СССР, 1978. С.44-52.
151. Никитин JI.B., Рыжак Е.И. Разрушение горной породы с внутренним трением и дилатансией //Доклады АН СССР, 1977. Т. 230. №5. С. 1203-1206.
152. Николаевский В.Н. Механика пористых и трещиноватых сред. М.: Недра, 1984. 232 с.
153. Николаевский В.Н., Шаров В.И. О разломах и механизме тектонической расслоенности земной коры//Математические и экспериментальные методы в дизъюнктивной тектонике. М/.1986. С.38-46.
154. Огнев В.Н., Белькова JI.H. Развитие, строение и отражение в структурах палеозоя докембрийского фундамента Срединноазиатского складчатого пояса // Тектоника Тянь-Шаня и Памира. М.: Наука, 1983. С. 40-45.
155. Очиров Ц.О. Основные особенности и типы мезозойских структур Бурятии и сопредельных территорий // Геотектоника. 1969. № 1. С. 83-92.
156. Панин В.Е., Лихачев В.А., Гриняев Ю.В. Структурные уровни деформации твердых тел. М.: наука, 1985. 229 с.
157. Перчук Л.Л., Геря Т.В., Ван Ринен Д.Д., Сафонов О.Г., Смит С.А. Метаморфический пояс Лимпопо, Южная Африка: 2. Декомпрессия и режимы охлаждения гранулитов и окружающих пород кратона Каапвааль // Петрология, 1996. № 4. С. 571-599.
158. Петров В.П., Волошина З.М. Метаморфизм дайковых пород северного обрамления Печенгской структуры. В кн.: «Рои мафических даек как индикаторы эндогенного режима (Кольский п-ов). Апатиты. 1989, С.53-66.
159. Плюснина Л.П. Экспериментальное исследование метаморфизма базитов. М. Наука. 1983, 158 с.
160. Попов B.C. Магматическая эволюция Южного и Среднего Урала: Взаимодействие мантийных и коровых источников // Петрография на рубеже XXI века (итоги и перспективы). Мат. Второго Всероссийского петрографического совещания. Сыктывкар. 2000. С. 127-131.
161. Поршняков Г.С. Этапы формирования тектонических структур различных сегментов герцинид Южного Тянь-Шаня // Тектоника Тянь-Шаня и Памира. М.: Наука, 1983. С. 66-73.
162. Потапенко Ю.Я. Стратиграфия и структура додевонских комплексов Северного Кавказа//Тбилиси: 1982. 169 с. 1982
163. Пучков В.Н. Образование Урало-Новоземельского складчатого пояса- результат неравномерной косоориентированной коллизии континентов. // Геотектоника. 1996. №5. С. 66-75.
164. Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: ДАУРИЯ, 2000. 145 с.
165. Пучков В.Н., Перес-Эстаун А., Браун Д. и др. (1998) Краевой складчато-надвиговый пояс орогена: структура и происхождение (на примере Башкирского Урала) // http://www.scgis.ru/russian/cpl251/dgggms/l-98/puchkov.htm
166. Пушкарев Ю.Д. Мегациклы в эволюции системы кора-мантия. Л.: Наука, 1990. 217 с.
167. Пушкарев Ю.Д., Рюнгенен Г.И., Шестаков Г.И. и др. Гранитоиды древнее 2800 млн. лет на Кольском полуострове // Древнейшие гранитоиды Балтийского щита. Апатиты: ГИ КФ АН СССР, 1979. С. 18-43.
168. Пущаровский Ю.М. Резонансно-тектонические структуры // Геотектоника. 1969. № 1.С. 3-12.
169. Разломы и горизонтальные движения земной коры. / Отв. ред. A.B. Пейве. М.: Изд-во АН СССР, 1963. 312 с.
170. Райе Дж. Р. Локализация пластической деформации // Теоретическая и прикладная механика. М.: Мир,1979. С. 439-471.
171. Расцветаев Л.М. Парагенетический метод структурного анализа дизъюнктивных тектонических нарушений // Проблемы структурной геологии и физики тектонических процессов. М. Изд-во ГИН АН СССР, 1987. Ч.Н. С. 173-235.178. Расцветаев Л.М.
172. Расцветаев Л.М. Структуры содвижения (особенности строения и условия формирования) // Механизмы структурообразования в литосфере и сейсмичность. М.: ИФЗ АН СССР, 1991. С. 102-103.
173. Расцветаев Л.М. О некоторых актуальных проблемах структурной геологии и тектонофизики // Тектонофизика сегодня. М.: ОИФЗ, 2002. С. 333-373.
174. Резвой Д.П., Алексеенко A.B., Марушкин И.А. и др. Концентрические структуры -новое в тектонике Южного Тянь-Шаня // Тектоника Тянь-Шаня и Памира. М.: Наука, 1983. С. 73-78.
175. Родионов В.Ю, Радченко В.В. О стратиграфии палеозойских отложений восточного крыла Зилаирского мегантиклинория // Биостратиграфия девона и карбона Урала. Уфа: БНЦ АН СССР, 1988. С. 15-22.
176. Руженцев C.B. Краевые офиолитовые аллохтоны (тектоническая природа и структурное положение). М.: Наука, 1976. 167с.
177. Руженцев C.B., Аристов В.А. Девонские микстит-турбидитовые серии в аккреционной структуре Южного Урала // Матер. XXXVI Тектонич. совещ.Т. 2. М.: ГЕОС, 2003. С. 161-165.
178. Савицкий A.B., Казанский В.И. Результаты петрофизических исследований рудоносных разломов кристаллического фундамента // Внутреннее строение рудоносных докембрийских разломов. М.: Наука, 1985. С. 48-72.
179. Савчук Ю.С., Миркамалов Р.Х., Ванесян Г.А., Воронов O.A. Геодинамические обстановки палеозоя гор Султан-Увайс (Узбекистан) // Геотектоника. 1997. № 5. С.57-71.
180. Садовский М.А., Авсюк Ю.Н. Физический эквивалент понятия «тектоническая сила» // Атлас временных вариаций природных, антропогенных и социальных процессов. Т.З. М.: Янус-К, 2002, С. 84-93.
181. Салоп Л.И. Проблемы геологии докембрия Балтийского щита и покрова Русской платформы // Сборник статей, JI.:1971.
182. Салоп Л.И. Гнейсо-гранулитовый комплекс — фундамент карелид в Приладожье и свекофеннид на юге Финляндии.// Бюллетень МОИП, отд. геол., т.54, вып.5, 1979. С. 3-17.
183. Самыгин С.Г., Милеев B.C., Голионко Б.Г. Геодинамическая природа и история формирования зоны Уралтау (Южный Урал) // Матер. XXXVI Тектонич. совещ.Т. 2. М.: ГЕОС, 2003. С. 168-171.
184. Сейсмогеологическая модель литосферы северной Европы: Лапландско -Печенгский район. Ред. Шаров Н.В. Апатиты. КНЦ РАН. 1998. 226 с.192. Серавкин И.Б. и др., 1992
185. Серавкин И.Б., Знаменский С.Е., Косарев A.M. Главный Уральский разлом на Южном Урале: структура и основные этапы формирования // Геотектоника. 2003. № 3. С. 42-64.
186. Синица С.М. Гнейсовые купола Нерчинского хребта в Восточном Забайкалье // Новосибирск: Наука, 1975. 137 с.
187. Синицын Н.М Тектоника горного обрамления Ферганы // Л.: Из-во Ленингр Ун-та, 1960.219 с.
188. Скляров Е.В., Мазукабзов A.M., Мельников А.И. Комплексы метаморфических ядер кордильерского типа. Новосибирск: Изд-во СО РАН. 1997.182 с.
189. Смолькин В.Ф., Борисова B.B. Никеленосный интрузивный магматизм (габбро-верлитовая формация) // Магматизм, седиментогенез и геодинамика Печенгской палеорифтогенной структуры. Апатиты: КНЦ РАН, 1995. С. 183-219.
190. Смульская А.И., Морозов Ю.А., Сомин M.J1. Особенности метаморфизма у контакта фундамент-чехол (эффект границы) // Проблемы магматической и метаморфической петрологии. Тезисы докладов. М. 1998. С.37-38.
191. Соболев Г.А., Кольцов A.B. Крупномасштабное моделирование подготовки и предвестников землетрясения. М.: Наука, 1988.
192. Судовиков Н.Г. Тектоника, метаморфизм, мигматизация и гранитизация пород ладожской формации // Тр. ЛАГЕД АН СССР. 1954. Вып.4.
193. Судовиков Н.Г., Глебовицкий В.А. и др., Геологическое развитие глубинных зон подвижных поясов (Северное Приладожье). // Л.: Наука, 1970. 227 с.
194. Сурин Т.Н. Триасовые лампроитоиды и лампрофиры (Колымбаевский комплекс) ВосточноМагнитогорской зоны Ю.Урала: минералогия, геохимия и петрогенезис // ИГ УНЦ РАН. Уфа: 1999. 126 с.
195. Сурков B.C. Девятое В.П., Жеро О.Г. и др. Структура земной коры района Тюменской сверхглубокой скважины //Геология и геофизика, 1993. № 1. С. 120-126.
196. Сурков B.C., Смирнов Л.В. Тектоника нижнеплитного нефтегазоносного структурного этажа Западно-Сибирской плиты // Отечественная геология, 2003. № 4/5. С. 22-25.
197. Сурков B.C., Смирнов Л.В., Гурари Ф.Г. и др. Нижнесреднеюрский комплекс Западно-Сибирской плиты особенности его строения и нефтегазоносность // Геология и геофизика, 2004. Т.45, № 1, С.55-58.
198. Талицкий В.Г. Механизм образования кливажа в обломочных горных породах // Вестник МГУ, Сер. 4. Геология, 1989. №1. С. 19-27.
199. Талицкий В.Г. Модель структурообразования в неоднородной геологической среде // Вестн. МГУ. Сер.4. Геология, 1991. № 1. С. 27-33.
200. Талицкий В.Г. Механизмы деформаций и структурообразование в неоднородной геологической среде. Атвореф. дис. докт. Геол.-мин. наук. М.: МГУ, 1992. 36 с.
201. Талицкий В.Г. Генетические типы структурных парагенезов // Вестн. МГУ. Сер. 4. Геология, 1994а. № 4. С. 65-72.
202. Талицкий В.Г. Новые подходы к моделированию геологической среды // Геотектоника, 1994 б. № 6. С. 78-84.
203. Талицкий В.Г. Некоторые механизмы и следствия деформационных объемных эффектов в неоднородной среде // Геотектоника, 1998. № 2. С. 93-105.
204. Талицкий В.Г. Роль неоднородностей геологической среды в механизмах тектонических деформаций // Тектонофизика сегодня. М.: ОИФЗ, 2002. С. 374-383.
205. Талицкий В.Г., Галкин В.Г. Структурные уровни деформаций в земной коре. Экспериментальная тектоника в решении задач теоретической и практической геологии. Тез. докл. Киев. 1987. С. 205-206.
206. Талицкий В.Г., Галкин В.Г. Неоднородности земной коры как фактор структурообразования // Дискретные свойства геофизической среды. М.: Наука, 1989. С. 61-70.
207. Талицкий В.Г., Галкин В.Г. Экспериментальное изучение деформаций структурированных сред в приложении к механизмам тектогенеза // Геотектоника, 1997. № 1.С. 82-89.
208. Тевелев Ал. В. Особенности развития магматизма и формирования складчато-покровной структуры южной части Восточно-Уральского мегаблока // Общие вопросы тектоники. Тектоника России. Матер. XXXIII Тектонич. совещ. М.: ГЕОС, 2000. С. 510-514.
209. Тен A.A. Динамическая модель генерации высоких давлений при сдвиговых деформациях горных пород (результаты численного моделирования) // Доклады РАН. 1993. Т. 328. №3. С. 322-324.
210. Терехов E.H. Лежачие складки беломорского комплекса как индикатор обстановки растяжения // Общие вопросы тектоники. Тектоника России. М.: ГЕОС, 2000. С. 518521.
211. Терехов E.H. Геологическое строение Лапландско-Беломорского пояса и роль процессов растяжения в его эволюции. Автореф. доктор, дисс., Москва, 2003.49 с.
212. Травин В.В. К проблеме формирования сложноскладчатой структуры Кукасозерского синклинория (Северная Карелия) // Геотектоника, 2000. №1. С.33-45.
213. Трубицын В.П., Рыков В.В. Численные модели эволюции мантийной конвекции // Глобальные изменения природной среды / Ред. Н.Л. Добрецов. Новосибирск.: Наука, 2002. Т.З. С. 42-56.
214. Тугаринов А.И., Бибикова E.B. Геохронология Балтийского щита по данным цирконометрии.// М.: Наука, 1980. 131 с.
215. Турунтаев С.Б., Кулюкин A.M., Герасимова Т.Н., Дубиня М.Г. Динамика локализации сдвиговой деформации в песке // Доклады РАН, 1997. Т. 354. №1. С. 105-108.
216. Удовкина Н.Г. Эклогиты СССР. М.: Наука,1985. 215 с.
217. Федоровский B.C. Гнейсово-купольный тектогенез как индикатор коллизии // Земная кора и мантия. Иркутск: Наука, 1995. С. 105-106.
218. Федоровский B.C. Купольный тектогенез в коллизионной системе каледонид Западного Прибайкалья // Геотектоника, 1997. № 6. С. 56-71.
219. Федотов Ж.А. Корреляция дайковых комплексов обрамления Печенгской структуры и ее вулканогенных толщ // Магматизм, седиментогенез и геодинамика Печенгской палеорифтогенной структуры. Ред. Митрофанов Ф.П. и Смолькин В.Ф. Апатиты, КНЦ РАН. 1995.256 с.
220. Флоренсов H.A. Мезозойские и кайнозойские впадины Прибайкалья. М.: Изд-во АН СССР, 1960. 258 с.
221. Фонарев В.И., Графчиков A.A., Беляев O.A. и др. Условия метаморифзма железистых кварцитов Центрально-Кольского блока // Геол.Рудн.Мест., 1991, N 6, С.74-88.
222. Хаин В.Е. Глобальная геодинамика на пороге нового века // Геотектоника, 2002. №4, с. 3-13.
223. Хаин В.Е. Крупномасштабная цикличность, ее возможные причины и общая направленность тектонической истории Земли // Фундаментальные проблемы общей тектоники. М.: Научный мир, 2001.С.403-424.
224. Цьонь О.В. Возраст докембрийских пород Пурначской зоны и смежных районов Кольского полуострова // Изв. АН СССР, сер. Геол., 1989. №1. С. 42-49.
225. Черноморский М.А. О гетерогенной и полигенетической природе гранито-гнейсовых куполовидных структур древних метаморфических комплексов восточной части Балтийского щита // Докл. АН СССР, 1984. Т.274. №3. С.687-690.
226. Чибрикова Е.В., Олли В.А. Первые находки акритарх в метаморфическом комплексе хребта Урал-Тау (Южный Урал) // Изв. Отделения наук о Земле и экологии АН РБ. Уфа: 1997. №1. С. 42-48.
227. Шарков Е.В., Богатиков O.A., Красивская И.С. Роль мантийных плюмов в тектонике раннего докембрия восточной части Балтийского щита // Геотектоника. 2000. №2. С. 3-25.
228. Шванов В.Н., Котов Н.В. Геология и Т-Р параметры метаморфизма толщ в синформных структурах Южного Тянь-Шаня // Геология и геофизика. 1979. № 4. С. 85-93.
229. Шерман С.И. Физический эксперимент в тектонике и теория подобия // Геология и геофизика. 1984. № 3. С. 8-18.
230. Шерман С.И., Леви К.Г. Трансформные разломы Байкальской рифтовой зоны и сейсмичность ее флангов // Тектоника и сейсмичность континентальных рифтовых зон //М.: 1978. С. 7-18.
231. Шерман С.И., Борняков С.А., Буддо В.Ю. Области динамического влияния разломов (по результатам моделирования). Новосибирск, 1984.
232. Шерман С.И., Бабичев A.A. Теория подобия и размерностей в приложении к тектонофизическому моделированию. Экспериментальная тектоника. Методы, результаты, перспективы. М.: Наука, 1989. С. 57-78.
233. Шерман С.И., Семинский К.Ж., Борняков С.А. и др. Разломообразование в литосфере. Зоны сдвига // Новосибирск: Наука, 1991. 262 с.
234. Шерман С.И., Семинский К.Ж., Борняков С.А. и др. Разломообразование в литосфере. Зоны растяжения // Новосибирск: Наука, 1992. 227 с.
235. Шерман С.И., Семинский К.Ж., Борняков С.А. и др. Разломообразование в литосфере. Зоны сжатия // Новосибирск: Наука, 1994. 262 с.
236. Шипилов Э.В. Пермско-триасовая интерференция тектоно-геодинамических режимов в эволюции арктической периферии Северной Евразии // Доклады РАН, Сер. Геология, 2003. Т. №(№. № з. с. 376-381.
237. Шолпо В.Н. Размышления о нелинейной геодинамике // Геотектоника. 1996. №6. С.29-37.
238. Шульц С.С.-мл. Геологическое строение зоны сочленения Урала и Тянь-Шаня. М.: Недра, 1972. 207 с.
239. Шульц С.С.-мл. Формирование континентальной коры палеозойских складчатых поясов и их современная структура (на примере Тянь-Щаня) // Тектоника Урало-Монгольского складчатого пояса. М.: Наука, 1974. С. 156-176.
240. Шульц С.С.-мл., Эргашев Ш.Э., Гвоздев В.А. Геодинамические реконструкции Методическое руководство. Л.: Недра, 1991. 144 с.
241. Шуркин К.А. Геологический очерк Питкярантского поля керамических пегматитов (Северное Приладожье) // M.-J1. Изд-во АН СССР. 1958.251. Щеглов, 1994
242. Эз В.В. Тектоника глубинных зон континентальной земной коры. М.: Наука, 1976. 167 с.
243. Эз В.В. Структурная геология метаморфических комплексов. М.: Недра, 1978. 191 с.
244. Эз В.В. Складчатость в земной коре. М.: Недра, 1985. 240 с.
245. Эз В.В. Урало-Тяньшаньская дуга единый пояс или результат сближения плит // Геофизика на рубеже веков. М.: ОИФЗ РАН, 1999. С. 107-223.
246. Эз В.В. Проблема сочленения Урала и Тянь-Шаня в свете результатов изучения хребта Султануиздаг // Общие вопросы тектоники. Тектоника России. М.: ГЕОС, 2000. С. 624-627.
247. Эз В.В., Гафт Д.Е., Кузнецов Б.И. Морфология и условия образования голоморфной складчатости на примере Зилаирского синклинория Южного Урала. М.: Наука, 1965. 102 с.
248. Эндогенные режимы и эволюция магматизма в раннем докембрии. С-Пб.: Наука, 1991. 198 с
249. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. Позднемезозойский-кайнозойский внутриконтинентальный магматизм Азии // Геология и геофизика, 1995. № 8. С. 131141.
250. Ярмолюк В.В., Иванов В.Г. Магматизм и геодинамика Западного Забайкалья в позднем мезозое и кайнозое // Геотектоника, 2000. № 2. С. 43-64.
251. Albarede F., Vitrac-Michard A. Age and significance of the north pyrenean metamorphism // Earth Planet. Sci. Letters. 1978. V. 40. P. 327-332.
252. Andronicos C.L., Holister L.S., Davidson C., Chardon D. Kinematics and tectonic significance of transpressive structures within the Coast Plutonic Complex, British Columbia // Journ. Struct. Geol., 1999. V. 21. P. 229-243.
253. Armstrong R.A., Wilson A.H. A SHRIMP U-Pb study of zircons from the layered sequence of the Great Dyke, Zimbabwe and granitoid anatectic dyke // Earth. Planet Sci. Letter. 2000. V. 180. P. 1-12.
254. Ayala C., Kimbell G.S., Brown D. et al. Magnetic evidence for the geometry and evolution of the eastern margin of the East European Craton in the Southern Urals // Tectonophysics, 2000. V. 320. P. 31-44.
255. Bailey C.M., Simpson C., De Paor D. Volume loss and tectonic flattening strain in granitic mylonites from the Blue Ridge province, central Appalachians II Journ. Struct. Geol., 1994. V. 16. No. 10. P. 1403-1416.
256. Barton J.M., Van Reenen D.D. When was the Limpopo Orogeny? II Precambrian Res., 1992. V.55. P. 7-16.
257. Bastida F., Aller J., Puchkov V.N. et al. A cross-section through the Zilair Nappe (southern Urals)//Tectonophysics, 1997. V. 276. P. 253-263.
258. Beane R.G., Liou J.G. Evidence for Devonian eclogite-facies metamorphism in the Makszytov complex, Southern Ural Mountains, Russia. Abst. of Denver GSA Meeting. 1996. N50. P. 591.
259. Behr H.-J., Horn E.E., Porada H. Fluid Inclusions and Genetic Aspects of the Damara Orogen // Intracontinental Fold Belts. Berlin-New York-Tokyo: Springer-Verlag, 1983. P. 611-654.
260. Benedicto A., Labaume P., Seguret M., Seranne M. Low-angle crustal ramp and basin geometry in the Gulf of Lion passive margin: Oligocene-Aquitanian Vistrenque graben, SE France //Tectonics, 1996. V. 15. No. 6. P. 1192-1212.
261. Bertrand J.-M., Roddick J.C., Van Kranendonk M.J., Ermanovics I. U-Pb geochronology of deformation and metamorphism across a central transect of the Early Proterozoic Torngat Orogen, Labrador // Can. Journ. Earth Sci., 1993. V. 30. P. 1470-1489.
262. Beutner E.C., Charles E.G. Large volume loss during cleavage formation, Hamburg sequence, Pennsylvania// Geology. 1985. V. 13. P. 803-805.
263. Biddle K.T, Christie-Blick N. (Eds). Strike-slip deformation, basin formation and sedimentation//Soc. Econ. Paleontol. Miner. Spec. Publ. 37. 1985. 386 p.
264. Boriani A. Mylonites and recrystallized mylonites // Rend. Soc. Ital. Miner, e Petrol., 1971. V. 27. P. 35-47.
265. Boucot A.J. Appalachian Silurian-Devonian // Coc, K. (Ed)., Some Aspects of the Variscan Fold Belt: Manchester Univ. Press, Manchester: 1962. P. 155-163.
266. Boullier A.-M. Sense of shear and displacement estimates in the Abeibara-Rarhous late Pan-African shear zone, Adrar des Iforas, Mali // Journ. Struct. Geol., 1986. V. 8. No. 1. P. 47-58.
267. Bowes D.R., Halden N.M., Koistinen T.J., Park A.F. Structural features of basement and cover rocks in the eastern Svecokarelides, Finland // Precambrian Tectonic Illustrated. Stutgart: Springer-Verlag, 1984. P. 147-171.
268. Bowring S.A., Van Schmus W.R., Hoffman P.F. U-Pb zircon ages from Athapuscow aulacogen, East Arm of Great Slave Lake, Canada // Can. Journ. Earth Sci. 1984. V. 21. P. 1315-1324.
269. Brandl G., Reimold W.U. The structural setting and deformation associated with pseudotachylite occurrences in the Palala Shear Belt and Sand River gneiss, Nothern Transvaal // Tectonophysics, 1990. V.171. P. 201-220.
270. Brix M., Schwarz H.-U., Vollbrecht A. Tektonische Experimente als Beitrag zu Strukturanalysen im Ruhrkarbon // Glueckauf-Forschungshefite 46 (1985). Heft 4. P. 192199.
271. Broekhuizen A., McCourt S. Structural evolution of the Koedoesrand hills and surrounding area North-West Transvaal South Africa. Centennial Geocongress of the Geological Society of South Africa, Johannesburg, South Africa, 1995, P.280.
272. Brown D., Alvarez-Marron J., Perez-Estaun A.s et.al Geometric and kinematic evolution of the foreland thrust and fold belt in the southern Urals //Tectonics, 1997. V.16. P. 551-562.
273. Brown D., Carbonell R., Kukkonen I. et al. Composition of the Uralide crust from seismic velocity (Vp, Vs), heat flow, gravity and magnetic data // Earth and Plan. Sci. Letters, 2003. V. 210. P.333-349.
274. Brun J.P. The claster-ridge pattern of mantled gneis domes of eastern Finland // Earth Planet. Sci. Lett. 1980. V.47. P. 441-458.
275. Brun J.P., Cobbold P.R. Strain heating and thermal softening in continental shear zones: a review//Journ. Struct. Geol. 1980. V.2. № 1/2. P. 149-158.
276. Brun J.P., Gapais D., Le Theoff B. The mantled gneiss domes of Kuopio (Finland): interfering diapirs // Tectonoph. 1981. V.74. P.283-304.
277. Brun J.-P., Burg J.-P. Combined thrusting and wrenching in the Ibero-Armorican arc // Earth Planet. Sci. Letters. 1982. V. 61. P. 319-332.
278. Buhn B., Stanistreet I.G., Charlesworth E.G. Multiple deformation patterns in the Otjosondu manganese mining area, eastern Damara Belt, Namibia // Communs. Geol. Surv. Namibia, 1991. V. 7. P. 15-19.
279. Caby R., Arthaud M. Major Precambrian nappes of the Brazilian belt, Caera, northeast Brazil // Geology, 1986. V.14. P. 871-874.
280. CalshawN., Ketchum J., Barr S. Structural evolution of the Makkovik Province, Labrador, Canada: Tectonic processes during 200 Myr at a paleoproterozoic active margin // Tectonics, 2000, V.19, No.5, P. 961-977.
281. Campbell D.S., Treloar P.J., Bowes D.R. Metamorphic history of staurolite-bearing shists from the Svecokarelides, near Heinavaara, eastern Finland // Geol. Foren. Stockh. Forhand, 1979. V. 101. Pt. 2. P. 105-118.
282. Carreras J., Julivert M., Santanach P. Hercynian mylonite belts in the eastern Pyrenees: an example of shear zones associated with late folding // Journ. Struct. Geol. 1980. V. 2. P. 59.
283. Cassidy K.F. (Ed.) Geology, geochronology and geophysics of the north eastern Yilgarn Craton, with an emphasis on the Leonora-Laverton transect area // Geoscience Australia, Record 2002. V.l8.
284. Castro A. Structural pattern and ascent model in the Central Extremadura batholith, Hercynian belt, Spain //Journ. Struct. Geol., 1986. V.8. №6. P.633-645.
285. Castro N.A., Basei M.A.S., Crosta A.P. The W(Sn-Mo)-specialized Catinga Suite and jther granitoids of the Brusque group, Neoproterozoic of the state of Santa Catarina, Southern Brazil // Revista Brasileira de Geociencias, 1999. V. 29(1). P. 17-26.
286. Chemenda A., Matte Ph., Sokolov V. A model of Palaeozoic obduction and exhumation of high-pressure/low-temperature rocks in the Southern Urals // Tectonophysics. 1997. V. 276. P. 217-227.
287. Chorowicz J., Dhont D., Giindogdu N. Neotectonics in the eastern North Anatolian fault region (Turkey) advocates crustal extension: mapping from SAR ERS imagery and Digital Elevation Model // Journ. Struct. Geol., 1999. V. 21. P. 511-532.
288. Choukroune P. Tectonic evolution of the Pyrenees // Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 1992. V. 20. P.143-158.
289. Cloos H. Experimente zur inneren Tectonik // Centrabl. f. Mineralogie, Abt. B. 1928. P.609-671.
290. Cogne J. Le Massif Armoricain//Geologie de la France. 1974. V. l.P. 105-161.
291. Cogne J.P., Choukroune P., Cogne J. Cisaillements varisques superposes dans le massif de Lanvaux (Bretagne Centrale) // Comptes Rendus Academie des Sciences. Paris, 1983. V. 296. P. 773-776.
292. Coomer P.G., Coward M.P., Lintern B.S. Stratigraphy, structure and geochronology of ore leads in the Matsitama schist belt of Northern Bptswana // Precambrean Research, 1977. V. 5. P. 23-71.
293. Crittendon M.D., Coney P.J., Davis G.H. (Eds) Cordilleran metamorphic core complexes // Mem.Geol.Soc.Amer., 153. 1980. 486 p.
294. Culshaw N., Ketchum J., Barr S. Structural evolution of the Makkovik Province, Labrador, Canada: Tectonic processes during 200 Ma at a paleoproterozoic active margin // Tectonics. 2000. V. 19. P.961-977.
295. Currie K.L., Piasecki M.A.J. Kinematic model for southwestern Newfounland based upon Silurian sinistral shearing // Geology, 1989. V.17. P. 938-941.
296. Davies G.F. Punctuated tectonic evolution of the Earth // Earth and Planetary Science Letters. 1995. V. 136. P. 363-379.
297. Davis W.J., Bleeker W. Timing of plutonism, deformation, and metamorphism in the Yellowknife Domain, Slave Province, Canada Л Canadian Journ. Earth Sci., 1999. V. 36. P. 1169-1187.
298. Davison I., Mccarthy M., Powell D. et al. Laminar flow in shear zones: the Pernambuco shear zone, NE Brazil //Journ. Struct. Geol. 1995. V. 17. P. 149-161.
299. Debon F., Zimmerman J.L. Le pluton hercynien de Bassies (Pyrenees, Zone Axiale) // Com. Rend. Acad. Sci. Paris, 1988. V. 306. P. 897-902
300. Dewey J.F. Extensional collapse of orogens //Tectonics, 1988. V.7. P.l 123-1139.
301. Dobretsov N.L. Blueschists and eclogites: a possible plate tectonic mechanism for their emplacement from the upper mantle // Tectonophysics, 1991. V. 186. P. 253-268.
302. Downing K.N., Coward M.P. The Okahandja Lineament and its significance for Damara Tectonics in Namibia // Geologosche Rundschau, 1981. V. 70. P. 972-1000.
303. Dunning G.R., O'Brien S.J., Colman-Sadd S.P. et al. Silurian orogeny in the Newfoundland Appalachians //Journal of Geology, 1990. V. 98. P. 895-913.
304. Diirr S.B., Dingeldey D.P. The Koako belt (Namibia): Part of a late Neoproterozoic continental-scale strike slip system // Geology, 1996. V.24. P. 503-506.
305. Ebert H.D., Chemale F., Babinski M. et al. Tectonic setting and U/Pb zircon dating of the plutonic Socorro Complex in the Transpressive Rio Paraiba do Sul Shear Belt, Se Brazil // Tectonics, 1996. V. 15. No.2. P. 688-699.
306. Ekdahl E. Early proterozoic Karelian and Svecokarelian formations and the evolution of the Raahe-Ladoga Ore Zone, based on the Pielavesi area, central Finland // Geol. Survey of Finland. Bull., 373. 1993. 137 p.
307. England P.C., Tompson A.B. Pressure-temperature-time paths of regional metamorphism. 1. Heat transfer during the evolution of regions of thickened continental crust // Journal of Petrology, 1984. V. 25. P.894-928.
308. Escola P. The problem of mantled gneiss domes // Quart. Journal Geol. Soc. London. 1949. V.104. Pt.4. P.461-476.
309. Europrobe 1996. Lithosphere Dynamics: origin and evolution of continents. Uppsala University, 1996. 138 pp.
310. Evans N.G., Gleizes G., Leblanc D., Bouchez J.L. Hercynian tectonics in the Pyrenees: a new view based on structural observations around the Bassies granite pluton //. Journ. Struct. Geol., 1997. V. 19. No.2. P. 195-208.
311. Evans N.G., Gleizes G., Leblanc D., Bouchez J.L. Syntectonic emplacement of the Maladeta granite (Pyrenees) deduced from relationships between Hercynian deformation and contact metamorphism // Journ. Geol. Society, London, 1998. V. 155. P. 209-216.
312. Evenchick C. A. Northeast-trending folds in the western Skeena Fold Belt, northern Canadian Cordillera: a record of Early Cretaceous sinistral plate convergence // Journ. Struct. Geol., 2001. V. 23. P. 1123-1140.
313. Ez V.V., Gaft D.E., Geptner T.M. et al. Geological structures of some Precambrian complexes in the USSR // A. Kroner, R. Greiling (eds.) Precambrian Tectonics Illustrated. Stuttgart, 1984. P. 319-334.
314. Fedotov Zh.A., Amelin Yu.V. Dike magmatism on the Kola Peninsula // International IGCP symposium. Abstracts. Petrozavodsk, 1992. P. 21-22.
315. Fleitout L., Froidevaux C. Thermal and mechanichal evolution of shear zones // Journ. Struct. Geol., 1980. V. 2. No. 1/2. P. 159-164.
316. Gaal G. Proterozoic tectonic evolution and late Svecokarelian plate deformation of the Central Baltic Shield // Geol. Rundsch. 1982. B.71. H.l. P.158-170
317. Gaal G. Geological setting and intrusion tectonics of the Katalahti nickel-copper deposit, Finland // Bull. Geol. Soc. Finland. 1980. V.52. P. 101-128.
318. Gaal G. Proterozoic tectonic evolution and late Svecokarelian plate deformation of the Central Baltic Shield // Geol. Rundsch., 1982. V. 71. P. 158-170.
319. Gastal M.D.P., Lafon J.M. Genese e evoIu9ao dos granitoides metaluminosos de afinidade alcalina da por9ao oeste do escudo sul-riograndense: geoquimica e isotopos de Rb-Sr e Pb-Pb // Revista Brasileira de Geociencias, 1998. V. 28(1). P. 11-28.
320. Gee D.G., Zeyen H.J. (Eds.) Europrobe 1996. Lithosphere Dynamics: Origin and Evolution of Continents // Uppsala University.: 1996. 138 p.
321. Glebovitsky V.A. The Early Precambrian of Russia. Amsterdam: Harwood Academic Publ., 1997. 261 p.
322. Gleizes G., Leblanc D., Santana V. Sigmoidal structures featuring dextral shear during emplacement of the Hercynian granite complex of Cauterets-Panticosa (Pyrenees) // Journ. Struct. Geol., 1998. V.20. No. 9/10. P. 1229-1245.
323. Gleizes G. Magnetic Susceptibility of Mont-Louis Andorra Ilmenite-Type Granite // Geolog. Rundsch., 1989. V. 78. P. 537-554.
324. Gratier J.P. Estimation of volume changes by comparative analyses in heterogeneously deformed rocks (folds with mass transfer) // Journ. Struct. Geol., 1983. V.5. No.3/4. P. 329-339.
325. Grundstrcjm L. The Laukunkangas nickel-copper occurrence in southeastern Finland // Bull. Geol. Soc. Finland., 1980. V. 52. P. 23-53.
326. Guineberteau B., Bouchez J.-L., Vigneresse J.-L. The Montagne granite pluton (France) emplaced by pull-apart along a shear zone // Geol. Soc. Am. Bull. 1987. V. 99. P. 763-770.
327. Halden N.M. Structural, metemrphic and igneous history of migmatites in the deep levels of a wrench fault regime, Savonranta, eastern Finland // Trans. Royal Soc. Edinb. Earth Sci., 1982. V. 73. P. 17-30.
328. Hammer S., Passchier C. Shear-sense indicators: a review // Geol. Surv. Can. Pap. 90-17. Ottawa, 1991. 72 p.
329. Hanmer S. Great Slave Lake shear zone, Canadian Shield: reconstructed vertical profile of a crustal-scale fault zone // Tectonophysics. 1988. V. 149. P. 245-264.
330. Harker A. Metamorphism. London: Metheusen. 1950. p.
331. Harland W.B. Tectonic transpression in Calidonian Spitzbergen // Geol. Mag. 1971. V.108. P. 27-42.
332. Hartnady C.J., Joubert P., Stowe C.W. Proterozoic crustal evolution in southwestern Africa // Episodes, 1985. V.8. P. 236-244.
333. Henderson J.B. Stratigraphy of the Yellowknife Supergroup, Yellowknife Bay -Prosperous Lake area, District of Mackenzie // Geol. Surv. Canada, 1970. Paper 70-26.
334. Henderson J.B. Archean basin evolution in the Slave Province // Precambrian plate tectonics. Edited by A. Kroner. Elsevier, Amsterdam: 1981. P. 213-235.
335. Henderson J.B. Geology of the Yellowknife -Hearne Lake area, District of Mackenzie: a segment across an Archean basin // Geol. Surv. Canada, 1985. Memoir 414.
336. Henry G., Clendenin C.W., Stanistreet I.G., Maiden K.J. Multiple detachment model for the early rifting stage of the Late Proterozoic Damara orogen in Namibia // Geology, 1990. V. 18. P.67-71.
337. Hetzel R. Geology and geodynamic evolution of the high-P/low-T Maksytov Complex, southern Urals, Russia // Geol Rundsch. 1999. V. 87. P. 577-588.
338. Hickman M.H.,Wakefield J. Tectonic implications of new geochronologic data from the Limpopo belt at Pikwe, Botswana, southern Africa // Geol. Soc. Am. Bull., 1975. V.86. P.1468-1472.
339. Higgins M. Cataclastic rocks. // U.S. Geol. Survey. Prof. Paper 687, 97. 1971. 10lp.
340. Hisada K., Miyano T. Petrology and microthermometry of aluminous rocks in the Botswanan Limpopo Central Zone: evidence for isothermal decompression and isobaric cooling // Journ. Metam. Geol., 1996. V. 14. P. 183-197.
341. Hoffman P.F. Continental transform tectonics: Great Slave Lake shear zone (ca. 1.9 Ga), northwest Canada // Geology. 1987. V.15. P. 785-788.
342. Hofmann H.J. Precambrian time units and nomenclature — The geon concept // Geology. 1990. V. 18. P.340-341.
343. Hogdahl K., Sjostrom H. Evidence for 1.82 Ga transpressive shearing in a 1.85 Ga granitoid in central Sweden: implications for the regional evolution // Precambrian Research, 2001. V. 105. P. 37-56.
344. Holzer L., Frei R,, Barton J.M., Kramers J.D. Unraveling the record of successive high grade events in the Central Zone of the Limpopo Belt using Pb single phase dating of metamorphic minerals // Precambrian Research, 1998. V.87, P.87-115.
345. Holzer L., Barton J.M., Paya B.K., Kramers J.D. Tectonothermal history of the western part of the Limpopo Belt: tectonic models and new perspectives // Joum. African Earth Sci., 1999. V. 28. P. 383-402.
346. Huhma H. Sm-Nd, U-Pb and Pb-Pb isotopic evidence for the origin of the early proterozoic svecokarelian crust in Finland // Bull. Geol. Surv. Finland. 1986. V. 337. 48 p.
347. Huhma H., Smolkin V.F., Hanski E. et al. Sm-Nd isotope study of the Nyasuk dyke complex in the Northern Pechenga, Kola, Russia // IGCP Project 336 symposium in Rovaniemi, Finland, August 21-23, 1996. Abstracts. 1996. P.57-58.
348. Irving E.,Wynne P.J., Thorkelson D.J., Schiarizza P. Large northward movements of tectonic domains in the northern Cordillera, 83-45 Ma // Journ. Geoph. Res. 1996. V. 101. P. 901-916.
349. Isachsen C.E., Bowring S.A. Evolution of the Slave craton // Geology, 1994. V. 22. P. 917920.
350. Jegouzo P. The South Armorican Shear Zone // Journ. Struct. Geol. 1980. V. 2. P. 39-47.
351. Johnson P.R., Kattan F. Oblique sinistral transpression in the Arabian shield: the timing and kinematics of a Neoproterozoic suture zone // Precambrian Research, 2001. V. 107. P. 117-138.
352. Jones R.R., Tanner P.G. Strain partitioning in transpression zones. // Journ. Struct. Geol. 1995. V. 17. No.6. P. 793-802.
353. Kahma A. The main metallogenic features in Finland // Geol. Surv. Finland Bull. 1973. V.265. 29 p.
354. Kamber B.S., Biino G.G., Wijbrans J.R. et al. Archaean granulites of the Limpopo Belt, Zimbabwe: one slow exgumation or two rapid events? // Tectonics, 1995. V. 15. P. 14141430.
355. Kerrich R. An historical review and synthesis of research on pressure solution // Zentbl. Miner. Geol. Palaont. 1977. № 5/6. P. 512-550.
356. Ketchum J.W.F., Culshaw N.G., Dunning G.R. U-Pb geochronologic constraints on Paleoproterozoic orogenesis in the northwestern Makkovik Province, Labrador, Canada // Can. Journal of Earth Sci., 1997. V.34. P.1072-1088.
357. Kirkwood D., Malo M. Across strike geometry of the Grand Pabos fault zone: Evidence for Devonian dextral transpression in the Quebec Appalachians // Canadian Journ. Earth Sci., 1993. V. 30. P. 1363-1373.
358. Kolb J., Kisters A., Meyer F.M., Siemes H. Polyphase deformation of mylonites from the Renco gold mine (Zimbabwe) //Journ. Struct. Geol., 2003. V.25. P. 253-262.
359. Kouvo O., Tilton G.R. Mineral ages from the Fenish Precambrean // Geology. 1966. V.74.№4.P.421 -442.
360. Kramers J.D., Kreissig K., Jones M.Q.W. Crustal heat production and style of metamorphism: a comparison between two Archean high grade provinces in the Limpopo Belt, southern Africa // Precambrian Research, 2001. V. 112. P. 149-163.
361. Kreissig K., Holzer L., Frei R. et al. Geochronology of the Hout River Shear Zone and the metamorphism in the Southern Marginal Zone of the Limpopo Belt, southern Africa // Precambrian Res., 2001. V. 109. P. 145-173
362. Kroner A. Precambrian mobile belts of southern and eastern Africa ancient sutures or sites of ensialic mobility? //Tectonophysics, 1977. V.40. P. 101-135.
363. Kroner A. Chronology evolution of the Pan African Damara belt in Namibia, South West Africa // In Closs et al. (Eds.). Mobile Earth, final rept. Of the Geodynamic project F R.G. Boldt. Verlag. Boppard, 1980. P. 221-224.
364. Kroner A., Jaeckel P., Brandl G. et al. Single zircon ages for granitoid gneisses in the Central Zone of the Limpopo Belt? Southern Africa and geodynamic significance // Precambrian Research, 1999. V. 93. P. 299-337.
365. Kukla P.A., Stanistreet I.G. Record of the Damaran Khomas Hochland accretionary prism in central Namibia: Refutation of an "ensialic" origin of a Late Proterozoic orogenic belt // Geology, 1991. V. 19. P. 473-476.
366. Lacassin R., Scharer U., Leloup P.H. et al. Tertiary deformation and metamorphism SE of Tibet//Tectonics. 1996. V. 15. P. 605-622.
367. Lambert M.B., Ernst R.E., Dudas F. Archean mafic dyke swarms near the Cameron River and Beaulieu River volcanic belts and their implications for tectonic modeling of the Slave Province // Can. Journ. Earth Sci., 1992. V. 29. P. 2226-2248.
368. Lamouroux C., Soula J.C., Deramond J., Debat P. Shear zones in the granodiorite massifs of the Central Pyrenees and the behaviour of these massifs during the Alpine orogenesis // Journ. Struct. Geol. 1980. V. 2. P. 49-53.
369. Leblanc D., Gleizes G., Roux L., Bouchez J.L. Variscan dextral transpression in the French Pyrenees: new data from the Pic des Trois-Seigneurs granodiorite and its country rocks // Tectonophisycs. 1996. V. 261. P. 331-345.
370. Lennykh V.I., Valizer P.M., Beane R. et al. Petrotectonic evolution of the Maksytow Complex, southern Urals, Russia: implications for ultra-high-pressure metamorphism // Int. Geol. Rev. 1995. V. 37. P. 584-600.
371. Lobach-Zhuchenko et al., 1993
372. Lucas S.B., Byrne T. Footwall involvement during arc-continent collision, Ungava orogen, northern Canada//Journ. Geol. Soc., London. 1992. V. 149. P. 237-248.
373. Lucas S.B., St-Onge M.R., Parrish R.R., Dunphy J.M. Long-lived continent ocean interaction in the Early Proterozoic Ungava orogen, northern Quebec, Canada. // Geology. 1992. V. 20. P. 113-116.
374. Lucas S.B., St-Onge M.R. Terrane accretion in the internal zone of the Ungava orogen, northern Quebec. Part2: Structural and metamorphic history // Can. Journ. Earth Sci. 1995. V. 29. P. 765-782.
375. Luosto U., Lanne E., Korhonen H. Deep structure of the Earth's crust on the SVEKA profile in Central Finland // Ann. Geophys. 1984. V.2. P.559-570.
376. Machado N., Clark T., David J., Goulet N. U-Pb ages for magmatism and deformation in the New Ouebec Orogen // Can. Journal of Earth Sci., 1997. V.34. P. 716-723.
377. Machado N., Goulet N., Gariepy C. U-Pb geochronology of reactivated Archean basement and of Hudsonian metamorphism in the northern Labrador Trough // Can. Journal of Earth Sci., 1989. V. 26. P. 1-15.
378. Mancktelow N.S. On volume change and mass transport during the development of crenulation cleavage // Journ. Struct. Geol., 1994. V. 16. № 9. P. 1217-1231.
379. Mandl G. Mechanics of tectonic faulting. N.Y. Elsevier Science Publishers. 1988. 407 p.
380. Mapl: Structure-lithology of the Raahe-Ladoga zone. M. 1: 100000/ eds. T.Koistinen, T.Saltykova // Geol. Surv. Finland. 1999.
381. Matte Ph., Maluski H., Caby R. et al. Geodynamic model and 39Ar/40Ar dating for the generation and emplacement of the HP metamorphism in SW Urals. C.R. Acad. Sci. Paris. 1993.V. 317. P. 1667-1674.
382. McCaig A.M. Deformation and fluid-rock interaction in metasomatic dilatant shear bands //Tectonophysics, 1987. V. 135. P. 121-132.
383. McCaig A.M., Miller J.A. 40Ar-39Ar age of mylonites along the Merens Fault, Central Pyrenees // Tectonophysics. 1986. V. 129. P.149-172.
384. McCourt S., Vearncombe J.R. Shear zones bounding the central zone of the Limpopo Mobile Belt, southern Africa // Journ. Struct. Geol., 1987. V.9. P. 127-137.
385. McCourt S., Vearncombe J.R. Structure of the Limpopo belt and adjacent granitoid-greenstone terranes: implications for Late Archaean Crustal evolution in Southern Africa // Precambrian Res., 1992. V.55. P. 553-570.
386. Mengel F., Rivers T., Reynolds P. Lithotectonic elements and tectonic evolution of Torngat orogen, Saglek Fiord, northern Labrador 11 Can. Journal of Earth Sei., 1991.V.28. P. 1407-1423.
387. Mueller W.U., Daigneault R., Mortensen J.K., Chown E.H. Archean terrane docking: upper crust collision tectonics, Abitibi greenstone belt, Quebec, Canada // Tectonophysics, 1996. V. 265. P. 127-150.
388. Neuvonen K.J., Korsman K., Kouvo O., Paavola J. Paleomagnetism and age relations of the rocks in the Main Sulphide Ore Belt in central Finland // Bull. Geol. Soc. Finland. 1981. V. 53. Pt. 2. P. 109-133.
389. Neves S.P., Mariano G. Assessing the tectonic significance of a large-scale transcurrent shear zone system: the Pernambuco lineament, northeastern Brazil // Journ. Struct. Geol., 1999. V.21. P.1369-1383.
390. Nex P.A.M., Kinnaird J.A., Oliver G.J.H. Petrology, geochemistry and uranium mineralization of post-collisional magmatism around Goanikontes, southern Central Zone, Damaran Orogen, Namibia // African Earth Sei., 2001a. V. 33. P. 481-502.
391. Nex P.A.M., Oliver G.J.H., Kinnaird J.A. Spinel-bearing assemblages and P-T-t evolution of the Central Zone of the Damara Orogen, Namibia // Journ. African Earth Sei., 2001b. V. 32. No. 3. P. 471-489.
392. Nex P., Herd D., Kinnaird J. Fluid extraction from quartz in sheeted Ieucogranites as a monitor to styles of uranium mineralization: an example from the Rössing area, Namibia // Geochemistry: Exploration, Environment, Analysis, 2002. V. 2. P. 83-96.
393. Nikishin A.M., Ziegler P.A., Stephenson R.A. et al. Late Precambrian to Triassic history of the East European Craton: dynamics of sedimentary basin evolution // Tectonophysics, 1996. V. 268. P. 23-63.
394. Nikishin A.M., Ziegler P.A., Abbott D. et al. Permo-Trissic intraplate magmatism and rifting in Eurasia: implication for mantle plumes and mantle dynamics II Tectonophysics, 2002. V. 351. P. 3-39.
395. McCaig A.M., Miller J.A. 40Ar-39Ar age of mylonites along the Merens Fault, Central Pyrenees // Tectonophysics. 1986. V. 129. P. 149-172.
396. Nogueira J.R.,Choudhuri A. Geotectonic models and geologic evolution of the high-grade gneiss terraines of Juiz de Fora, Brasil // Revista Brasileira de Geociencias. 2000. V. 30. P. 169-173.
397. O'Brien B.H., O'Brien S.J., Dunning G.R., Tucker R.D. Episodic reactivation of a late Precambrian mylonite zone on the Gondwanan margin of the Appalachians Southern Newfoundland //Tectonics, 1993. V.12. No. 4. P. 1043-1055.
398. O'Hara K. Fluid flow and volume loss during mylonitization: an origin for phyllonite in an overthrust setting, North Carolina, USA // Tectonophysics. 1988. V. 156. P. 21-36.
399. O'Hara K. Volume-loss model for trace-element enrichments in mylonites // Geology. V. 17. №6. P. 524-527.
400. O'Hara K. State of strain in mylonites from the western Blue Ridge province, southern Appalachians: The role of volume loss // Journ. Struct. Geol., 1990. V. 12. No. 4. P. 419430.
401. Oliver G.J.H. Mid-crustal detachement and domes in the Central Zone of the Damara Orogen, Namibia// Journ. African Earth Sci., 1994. V. 19. P. 331-344.
402. Park A.F. Accretion tectonism in the Svecokarelides at the Baltic Shield // Geology, 1985. V. 13. P. 725-729.
403. Park A.F., Bowes D.R. Basement-cover relationships during polyphase deformation in the Svecokarelides of the Kaavi district, eastern Finland // Trans. Royal Soc. Edinb. Earth Sci., 1983. V.74. P.95-118.
404. Parrish R.R. U-Pb geochronology of the Cape Smith Belt and Sugluk block, northern Quebec // Geoscience Canada, 1989. V. 16. P. 126-130.
405. Pekkarinen L.J. The Karelian formations and their depositional basement in the Kiihtelysvaara-Vartsila area, east Finland // Geol. Surv. Finland Bull. 1979.V.301.141p.
406. Pekkarinen L.J., Lukkarinen H. Paleoproterozoic volcanism in the Kiihtelysvaara-Tohmajarvi district, eastern Finland // Geol. Surv. Finland Bull. 1991. V. 357. 30 p.
407. Perez-Estaun A., Alvarez-Marron J., Brown D. et al. Along-strike structural variations in the foreland thrust and fold belt of the southern Urals // Tectonophysics, 1997. V. 276. P. 265-280.
408. Piper D.J.W., Pe-Piper G., Tectonic deformation and magmatism along the southern flank of the Maritimes Basin: the northeastern Cobequid Highlands, Nova Scotia // Can. Journ. Earth Sci., 2001. V. 38. P. 43-58.
409. Poirier J.P. Shear localization and shear instability in materials in the ductile field // Journ. Struct. Geol. 1980. V.2. No. S. P. 135-142.
410. Poli L.C., Oliver G.J.H. Constrictional deformation in the Central Zone of the Damara Orogen, Namibia// Journ. African Earth Sci., 2001. V.33. No.2. P.303-321.
411. Porada H. Geodynamic Model for the Geosynclinal Development of the Damara Orogen, Namibia, South West Africa // Intracontinental Fold Belts. Berlin-New York-Tokyo: Springer-Verlag, 1983. P. 503-541.
412. Ramsay J. G. Folding and fracturing of rocks // McGraw-Hill, New York: 1967, 568 p.
413. Ramsay J.G, Huber M. The techniques of modern structural geology // Academic Press Inc.: London. 1987. V.2. P. 309-700.
414. Ramsay J.G., Wood D.S. The geometric effects of volume change during deformation processes // Tectonophysics. 1973. V.16. P. 263-277.
415. Ratschbacher L. Kinematics of Austro-Alpine cover nappes: changing translation path due to transpression// Tectonophysics, 1986. V. 125. No. 4. P. 335-356.
416. Rice H., Roberts D. Very low-grade metamorphism of Upper Proterozoic sedimentary rocks of the Rybachi and Sredni Peninsulas and Kildin Island, NW Kola region, Russia // Nor. Geol. unders. Special Publ. 7. 1995. P. 259-270.
417. Riedel W. Zur Mechanik geologischer Brucherscheinungen // Centrabl. f. Mineralogie, Abt. B. 1929. P. 354-368.
418. Ring U. Volume loss, fluid flow and coaxial versus noncoaxial deformation in retrograde, amphibolite facies shear zones, northern Malawi, east-central Africa // Geol. Soc. Amer. Bull. 1992. V. 111. №. 1. P. 123-142.
419. Roberts D. Principal features of the structural geology of Rybachi and Sredni Peninsulas, Northwest Russia, and some comparisons with Varanger Peninsula, North Norway // Nor. geol. unders. Special Publ. 7. 1995. P. 247-258.
420. Roering C., van Reenen D.D., Smit C.A. et al. Tectonic model for the evolution of the Limpopo Belt // Precambrian Research, 1992. V.55. P.539-552.
421. Rudnickij J.W., Rice J.R. Conditions for the localization pressure-sensitive dilatant materials // Journ. Mech. Phys. Solids, 1979. V. 23. № 6. P. 371-394.
422. Sacks P., Malo M. Taconian and Acadian transpressional faulting, Mont Albert and Mont Logan nappes and along the Shickshock and fault, Gaspe Appalachians, Quebec 11 Geol. Soc. Amer., Abstracts with programme, 1994. V. 26. No. 7. P. A196.
423. Sanderson D.J., Marchini W.R.D. Transpression // Journ. Struct. Geol.,1984. V. 6. P. 449458.
424. Sarewitz D.R. The Marinduque intra-arc basin, Philippines: Basin genesis and in situ ophiolite development in a strike-slip setting // Geol. Soc. Am. Bull., 1991. V.103. P. 597614.
425. Savolahti A. On rocks containing garnet, hypersthene, cordierite and gedrite in the Kiuruvesi region, Finland //Bull. Comm. Geol. Finland. 1966. Pt. I. № 222.
426. Scharer U., Krogh T.E., Wardle R.J., Ryan B., Ganhdi S.S. U-Pb ages of early and middle Proterozoic volcanism and metamorphism in the Makkovik Orogen, Labrador // Can. Journal of Earth Sci., 1988. V.25. P. 1098-1107.
427. Schwerdtner W.M. Calculation of volume change in ductile band structures // Journ. Struct. Geol., 1982. V. 4. P. 57-62.
428. Scott D.J., Machado N. U-Pb geochronology of the northern Torngat orogen, Labrador, Canada: a record of Paleoproterozoic magmatism and deformation // Precambrian Research, 1995. V. 70. P. 169-190.
429. Scott D.J., Helmstaedt H., Bickle M.J. Purtuniq ophiolite, Cape Smith Belt, northern Quebec, Canada: A reconstructed section of Early Proterozoic oceanic crust // Geology, 1992. V. 20. P. 173-176.
430. Siedlecka A., Negrutsa V., Pickering K. Upper Proterozoic Turbidite System of the Rybachi Peninsula, northern Russian — a possible stratigraphic counterpart of the
431. Kongsfjord Submarine Fan of the Varanger Peninsula, northern Norway // Nor. geol. unders. Special Publ. 7. 1995. P. 201-216.
432. Shuldiner V.I., Baltibaev Sh.K., Glebovitsky V.A., Kozyreva I.V. Geology of the northwest Ladoga region // Field trip Guidebook. St.-Petersburg.: 1995. 85 p.
433. Sibson R.H. Fault rocks and fault mechanisms // Journ. Geol. Soc. Lond. 1977. V.133. Pt.3. P. 191-213.
434. Sobolev N.V., Dobretsov N.L., Bakirov A.B., Shatsky V.S. Eclogites from various types of metamorphic complexes in the USSR and the problem of their origin. In: Evans B.W., Brown E.H. (eds) Blueschists and eclogites. GSA Mem. 1986. V. 164. P. 349-363.
435. Soper N.J., Hutton D.H.W. Late Caledonian sinistral displacements in Britain: implications for a three-plate collision model // Tectonics, 1984. V. 3. No. 7. P. 781-794.
436. Soula J.C., Lamouroux C., Viallard P. et al. The Mylonite Zones in the Pyrenees and Their Place in the Alpine Tectonic Evolution// Tectonophysics, 1986. V. 129. P. 115-147.
437. Spear F.S., Peacock S.M. Metamorphic pressure-temperature-time paths // Short Course in Geology, V. 7. N.-Y.:AGU Publ., 1992,102 p.
438. St-Onge M.R., Lucas S.B., Parrish R.R. Terrane accretion in the internal zone of the Ungava orogen, northern Quebec. Part 1: Tectonostratigraphic assemblages and their tectonic implications // Can. Journ. Earth Sci. 1992. V.29. P. 746-764.
439. Stettler E.H., De Beer J.H., Blom M.P. Crustal domains in the Northern Kaapvaal Craton as defined by magnetic lineaments // Precam. Res. 1989. V. 45. P. 263-276.
440. Strike-slip deformation, basin formation and sedimentation // Soc. Econ. Paleontol. Miner. Spec. Publ. / Eds. Biddle K.T., Christie-Blick N. 1985. №. 37. 386 p.
441. Storetvedt K.M., Marton E., Abranches M.C., Rother K. Alpine remagnetization and tectonic rotations in the French Pyrenees // Geol. Rundsch. 1999. V. 87. P. 658-674.
442. Sylvester A.G. Strike-slip faults // Geol. Soc. Am. Bull. 1988. V.100. No.l 1. P.1666-1703.
443. Sylvester A.G., Smith R.R. Tectonic transpression and basement-controlled deformation in San-Andreas fault zone // Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 1976. V. 66. P. 2081-2102.
444. Tack L., Bowden P. Post-collisional granite magmatism in the central Damaran (Pan-African) Orogenic Belt, western Namibia // Journ. African Earth Sci., 1999. V. 28. No. 3. P. 653-674.
445. Tagne Kamga G., Mercier E., Rossy M., N'Sifa E.N. Synkinematic emplacement of the Pan-African Ngondo igneous complex (west Cameroon, Central Africa) // Journ. African Earth Sci., 1999. V. 28. P. 675-691.
446. Tchalenko J.S. Similarities between shear zones of different magnitudes // Geol. Soc. Am. Bull., 1970. V.81.P. 1625-1640.
447. Tevelev Al.V. et al. The Boundary Zones of the Eastern Urals // http://sbmg.geol.msu.ru/UraI-WWW/E-probel.html
448. Thatcher W., Foulger G. R., Julian B. R., Svarc J., Quilty E. Bawden and G. W. Present Day Deformation Across the Basin and Range Province, Western United States // Science, 1999. V. 282, P. 1714-1718.
449. Theodore T.G. The fabric of high-grade mylonite zone in southern California // Am. Geophys. Union Trans., 1966. V. 47. P. 491-492.
450. Thomas M.D., Gibb R.A., Quince J.R. New evidence from offset aeromagnetic anomalies for transcurrent faulting associated with the Bathurst and McDonald faults // Can. Journ. Earth Sci. 1976. V. 13. P. 1244-1250.
451. Tommasi A., Vauchez A., Femandes L.A.D., Porcher C.C. Magma-assisted strain localization in an orogen-parallel transcurrent shear zone of southern Brazil // Tectonics, 1994. V. 13. No. 2. P. 421-437.
452. Toteu S.F., Michard A., Bertrand J.M., Rocci G. U/Pb dating of Precambrian rocks from Northern Cameroon, orogenic evolution and chronology of the Pan-African belt of Central Africa // Precambrian Research, 1987. V. 37. P. 71-87.
453. Toteu S.F., Garoua, Macaudiere J. et al. Metamorphic zircons from North Cameroon; implications for Pan-African evolution of Central Africa // Geologische Rundschau, 1990. V. 79/3. P. 777-788.
454. Treloar P.J., Coward M.P., Harris N.B.W. Himalayan-Tibetan analogies for the evolution of the Zimbabwe Craton and Limpopo Belt// Prec. Res. 1992. V. 55. P. 571-587.
455. Van Reenen D.D., Barton J.M., Roering C. et al. Deep crustal response to continental collusion: the Limpopo belt of southern Africa// Geology, 1987. V. 15. P. 11-14.
456. Van Staal C.R., Ravenhurst C.E., Winchester J.A. et al. Post-Taconic blueschist suture in the northern Appalachians of northern New Brunswick, Canada // Geology, 1990. V. 18. P. 1073-1077.
457. Vitrac-Michard A., Albarede F., Dupuis C. et al. The genesis of variscan (Hercynian) plutonic rocks // Contrib. Miner. Petrol. 1980. V. 72. P. 57-72.
458. Wernick E., Artur A.C., Hormann P.K. et al. O magmatismo alcalino potassico Piracaia, (SE Brazil): aspectos composicionais e evolutivos // Revista Brasileira de Geociencias. 1997. V. 27. P. 53-56.
459. Wernicke B. Low-angle normal faults in the Basin and Range Province: nappe tectonics in extended orogen//Nature, 1981. V. 291. P. 645-648.
460. Wernicke B. Uniform-sense normal simple shear of the continental lithosphere // Can. Journ. Earth Sei., 1985. V. 22. P. 108-126.
461. Wilkinson L., Cruden A.R., Krogh T.E. Timing and kinematics of post-Timiskaming deformation within the Larder Lake-Cadillac deformation zone, Southwest Abitibi greenstone belt, Ontario, Canada // Can. J. Earth. Sei., 1999. V. 36. P. 627-647.
462. Williams H. Appalachian orogen in Canada // Can. J. Earth. Sei., 1979. V. 16. No. 3. P. 792-807.
463. Wilson C.J.L. Crystal growth during a single-stage opening event and its implications for syntectonic veins // Journ. Struct. Geol., 1994. V. 16. No. 9. P. 1283-1296.
-
Морозов, Юрий Алексеевич
-
доктора геолого-минералогических наук
-
Москва, 2004
-
ВАК 25.00.03
- Соотношение глубинных и поверхностных структур земной коры Белорусско-Прибалтийского региона
- Механико-математические модели по геодезическим данным
- Механизмы деформаций и структурообразование в неоднородной геологической среде
- Сейсмическая структура земной коры и проявления кимберлитового магматизма в Западной Якутии
- Структурно-плотностная трансформация земной коры в зоне сочленения Центральной котловины Японского моря с континентом
