ДРЕЙФ МАТЕРИКОВ. ЛИТОСФЕРНЫЕ ПЛИТЫ

 

 

ЭВОЛЮЦИЯ ЛИТОСФЕРЫ И ИХ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ИНДИКАТОРЫ. Сводово-вулканического поднятия. Развитие внутриматериковых рифтовых трещин

 

Геодинамический анализ структуры Альпийско-Гималайского и других (более древних, ныне отживших), в частности Уральского и Аппалачского планетарных поясов сжатия литосферы позволяет рассматривать образование каждого из них как результат «захлопывания» впадины палеоокеана (Ушаков, 1974; Зоненшайн, Кузьмин, Моралев, 1976; Ковалев, 1978). Следовательно, стадийность эволюции литосферы начинается с раскола материка, за которым может наступить или не наступить образование новой океанической впадины.

 

Итак, первая стадия — это образование на материке обширного сводово-вулканического поднятия и развитие в его пределах новой дивергентной границы плит в виде системы рифтовых трещин; возможно также образование отдельных внутриконти- нентальных рифтовых трещин вне сводового поднятия («щелевых» — по Е. Е. Милановскому). Современные примеры таких внутриматерико- вых рифтовых трещин — Рейнский грабен в Европе, Байкальская рифто- вая система и грабен Шаньси в Азии , провинция Бассейнов и Хребтов в Северной Америке и Восточно-Афри- канская рифтовая система. Некоторые из этих внутриматериковых рифтовых систем вполне определенно связаны с крупными сводовыми поднятиями, например с Эфиопским нагорьем — Африканская или с Большим Бассейном — провинция Бассейнов и Хребтов на Западе США. Другие рифто- вые трещины приурочены к краю поднятия, в частности Байкальская — к краю Станового нагорья и Витим- ского плоскогорья. Третьи, как, например, Рейнский грабен, образованы вне связи с обширным поднятием. В первом примере развитие рифтовых трещин, вероятно, обусловлено выходящим мантийным потоком, во втором и третьем — более вероятно образование трещин связывать с вну- триплитовыми напряжениями.

 

Развитие внутриматериковых рифтовых трещин может или продолжаться, или заглохнуть; вероятно, исход зависит прежде всего от мощности восходящего мантийного потока. В том случае, когда расширение трещин прекратилось, но материковая литосфера не разорвана полностью, вся рифтовая область переходит в стадию постепенного остывания. В результате остывания и под тяжестью накапливающихся осадков поверхность такой впадины опустится на глубину 10—12 км за первые десятки миллионов лет, а обрамляющие впадину горы за это время опустятся только на 2,5—3 км (Ушаков, Галушкин, 1978). На пассивной стадии эволюции вну- триконтинентальных рифтовых областей происходит постепенное увеличение толщины материковой литосферы и опускание ее поверхности. В результате щелевая рифтовая трещина переходит в авлакоген (дословно — «бороздой рожденный»), а на месте сводово-вулканического поднятия формируется обширная впадина, как, например, Западно-Сибирская.

 

 

Она обладает не только сильно дифференцированным, но и глубоко погруженным фундаментом. Отрицательные морфоструктуры в том и другом случае заполняются осадками, вещественный состав которых зависит от ланд- шафтно-климатических условий.

 

В процессе дальнейшего раздвиже- ния внутриматериковой рифтовой трещины происходит полный разрыв континентальной литосферы и последующее разрастание вновь образованной океанической впадины — это вторая активная стадия эволюции литосферы. По мере наращивания океанической литосферы рифтовая трещина постепенно отодвигается от континентальной окраины и становится осью симметрии разрастающегося бассейна. По мере отодвигания рифтовой трещины вся область перехода от материка к океану вступает в пассивный период развития. В этот период происходит остывание, увеличение толщины и постепенное опускание молодой океанической впадины.

 

По мере старения, остывания и утолщения океанической литосферы поверхность в ее переходной зоне погружается, и это погружение усиливается весом накапливающихся осадков. Максимальная глубина молодой океанической впадины н?ка еще небольшая и составляет 2,5—3 км. Скорость вертикальных перемещений — опускания поверхности океанической литосферы —— наибольшая в первые десятки миллионов лет после начала ее остывания. Характер опускания в пассивной переходной зоне приводит к увеличению толщины одновозрастных осадочных слоев по мере удаления от края континента.

 

Надо отметить, что между переходными зонами, образовавшимися в результате разрыва континентальной литосферы в области сводово-вулканического поднятия и при раз движении щелевой рифтовой трещины, имеются структурные и петрологические различия. В пределах ложа океана, развивающегося вблизи края бывшей сводово-вулканической области, формируется цепочка подводных вулканических гор, и средние глубины океанической впадины здесь на 1,5-—2 км меньше, чем в районах океана, образовавшихся после разрыва щелевой слабовулканической рифтовой трещины. Примерами современных областей океанических впадин, образовавшихся после раскола сводово-вулканического материкового поднятия, являются южная часть Красного моря и Аденский залив в Индийском океане, а также Исландско-Фарерский регион в Северной Атлантике. Большая часть площади Атлантического океана — хороший пример обширной молодой океанической впадины. Но в отдельных районах Атлантики эволюция океанической литосферы (а следовательно, и сама впадина) вступает в третий этап: происходит погружение литосферы в мантию. Это видно в островных дугах Малых Антил и Южно-Сандвичевой (Скоша).

 

В третьей стадии, в которой в настоящее время находится Тихоокеанская и в которую только вступают впадины Атлантического и Индийского океанов, развиты два главных типа границ плит и на них происходят два антиподальных процесса. В рифтовой трещине рождается океаническая литосфера, а по периферии впадины, в районах островных дуг и материковой окраины андийского типа, осуществляется погружение океанической литосферы.

 

Напомним, что литосфера в области внешнего склона глубоководного желоба мало чем отличается от обычной соседней океанической, за исключением напряженного состояния, вызванного изгибом и сжатием плиты перед погружением. Это проявляется в изо- статически не компенсированных мор- фоструктурах (вал, желоб) и в развитии сколов в океанической литосфере на внешнем склоне желоба, где и появляется серия уступов. Внутренний склон, прилегающий к островной дуге или к активной континентальной окраине, имеет различную крутизну и протяженность в зависимости от того, насколько в его пределах развита аккреционная призма.

 

По степени развития аккреционной призмы выделяют два типа внутренних склонов желобов. В тех, где эта призма мала и даже отсутствует (желоба Марианский, Тонга-Кермадек), на внутренних склонах желобов мало осадков, и в этих желобах, вероятно, происходит затягивание сравнительно тонкого (около 0,5 км) слоя осадков. В других желобах аккреционная призма сильно развита и представляет четко выраженную мор- фоструктуру; актуалистические примеры — остров Барбадос в желобе Малых Антил, остров Ментавай в Зондской дуге, острова Кадьяк, Чирикова, Шумагина в Алеутской дуге.

 

Скорость наращивания аккреционной призмы определяется толщиной осадочного слоя, линейной скоростью и временем процесса поддвигания. При поддвигании осадочного слоя толщиной в несколько километров мощная аккреционная призма образуется за период времени от нескольких миллионов до первых десятков миллионов лет. Под внутренним склоном желоба, на конвергентной границе плит, развивается метаморфизм высокого давления и сравнительно низких (100—400 С температур.

 

Современные островные дуги находятся на разных эволюционных этапах. Это позволяет представить эволюционный ряд развития островной дуги от момента ее заложения вплоть до зрелой вулканической гряды. На первом этапе, когда происходит раскол океанической литосферы, более древний, остывший и тяжелый ее край погружается под более легкий и молодой. В процессе поддвига появляются сопряженные между собой, изостати- чески не скомпенсированные морфоструктуры — глубоководный желоб, невулканическая гряда и вал. На самом начальном этапе развития процесса поддвигания в настоящее время находится хребет Маккуори в Индийском океане. Затем по'расколам, образующимся в пределах наползающего края плиты, происходит подъем продуктов начального вулканизма базальтового типа. По мере погружения океанической литосферы в мантию появляются самые первые выплавки известково-щелочных пород; на таком этапе развития находится сейчас Южно-Сандвичева (Скоша) дуга.

 

По мере развития известково-ще- лочного вулканизма происходит процесс наращивания новой континентальной коры в пределах островных дуг, увеличение объема магматических продуктов. Рост континентальной коры приводит к изостатическому подъему отдельных участков вулканической гряды выше уровня океана, например Курильская гряда.

 

Несмотря на то что развитым вулканическим грядам свойствен довольно широкий петрологический набор магматических продуктов,устанавливается довольно четкая их смена по мере увеличения глубины зоны поддвига/В пределах вулканического фронта поднимаются толеитовые базальты, а в тылу — щелочные. В крест простиранию вулканических гряд по мере удаления от фронта к тылу намечается изменение состава магматических пород и, как правило, увеличение щелочности. Намечается эмпирическая корреляция между глубиной погружения океанической плиты и содержанием К20 в вулканических продуктах. Породы вулканических областей островных дуг характеризуются метаморфизмом низкого давления и достаточно высоких температур — около 1000° С.

 

Намечается также связь между линейной скоростью погружения океанической плиты, с одной стороны, и вулканической активностью, а также петрологическими особенностями магматических пород островных дуг — с другой. К одной группе относятся те дуги, где линейная скорость погружения океанической плиты составляет 8—9 см/год. Вулканические породы в пределах островных дуг (Тонга, Идзу-Бонинская, Курило- Камчатская) представлены толеитовы- ми базальтами, а известково-щелоч- ные и щелочные серии появляются только в зрелую стадию. К другой группе относятся островные дуги со скоростью погружения 4—7 см/год. Здесь развиты главным образом известково-щелочные серии. К данной группе относятся Алеутская, Индонезийская дуги и дуга Рюкю (Нансёй). В третью группу объединены дуги, где линейная скорость поддвигания океанической плиты составляет первые сантиметры в год. В них установлены щелочные породы и подчиненные щелочно-из- вестковые вулканиты; например, Калабрийская дуга.

 

Изучение прирбды магматизма островных дуг с позиций тектоники литосферных плит пока находится на начальной стадии, и намеченные закономерности могут быть уточнены и дополнены. Однако некоторые из выявленных эмпирических закономерностей можно использовать для восстановления направления, а иногда и средней скорости поддвигания литосферы палеоокеанов под островные дуги геологического прошлого.

 

Далее следует четвертая стадия эволюции литосферы, когда процесс сокращения размеров зрелой океанической впадины приводит к тому, что начинается процесс столкновения между собой континентальных краев ли- тосферных плит, приводящий (из-за малой плотности материковой литосферы) к блокировке процесса надвига — отмиранию конвергентной границы в одном месте и развитию ее в другом. Так, например, в настоящее время сталкиваются между собой в районе Индонезийского архипелага дуги Молуккская и Сулавеси, северная окраина Австралии с вулканической грядой — островом Тимор. Вероятно, в результате более раннего близкого по геодинамической природе столкновения образовался офиолито- вый комплекс Папуа. Мы не исключаем такой возможности, что в недалеком геологическом будущем в районе Восточного Средиземноморья может произойти столкновение двух активных континентальных окраин: Италии (Калабрии) и Греции, подобно тому как геологически недавно, всего несколько миллионов лет назад, столкнулись между собой Большой и Малый Кавказ (Зоненшайн, Саво- стин, 1979).

 

Весь Альпийско-Гималайский пояс совместно с островными дугами в районе между Австралией и Юго-Восточной Азией — прекрасный пример самых разнообразных геодинамических обстановок, столкновения, сжатия, поддвигания и надвигания континентальных краев плит. Северное обрамление этого горного пояса демонстрирует, как в процессе сжатия начинают выкалываться из азиатской материковой литосферы малые плиты, которые назовем Туркменской и Узбекской. Граница между этими только еще образующимися плитами проходит по развивающемуся (или активизирующемуся) глубинному разлому (вдоль него начинается поддвиг края Туркменской плиты под Узбекскую); к нему и приурочена Амударья. Северная граница Узбекской плиты трассируется более четко — это западный отрезок Таласо-Ферганского разлома, по которому происходит'правосторонний сдвиг со сжатием; конвергентная компонента усиливается по мере приближения к Тянь-Шаню. Восточные границы этих выкалывающихся малых плит совпадают с предгорьями Гиндукуша, Западного Памира и Тянь-Шаня. Западные границы этих плит только еще формируются, вероятно в районе Аральского моря (Узбекской плиты) и между Аральским и Каспийским (Туркменской). Можно считать, что в Средней Азии буквально на наших глазах происходит развитие новой обширной горной области благодаря сжатию материковой литосферы. Геодинамический анализ эволюции литосферы Аль- пийско- Гималайского планетарного пояса сжатия с мобилистских позиций проводится целенаправленно лишь последние 10—15 лет, и дальнейшее развитие этих исследований обещает существенно новые и практически важные результаты.

 

Наиболее вероятно предполагать, что снятие сжимающих напряжений в горном поясе (как и вся смена стадий эволюции) происходит из-за перестройки структуры глобальной мантийной конвекции (Сорохтин, 1974; Ушаков, 1974; Монин, Сорохтин, 1977). После снятия сжимающих напряжений в бывшей аномально сжатой области материковой литосферы преобладают релаксационные процессы. Поэтому пятую стадию эволюции можно назвать стадией динамической и термической релаксации.

 

Динамическая релаксация — это восстановление нарушений изостазии после снятия сжимающих напряжений. Происходит достаточно быстрое вертикальное выравнивание: аномально поднятые горные хребты опускаются, а сопряженные с ними предгорные прогибы и межгорные впадины поднимаются.

 

В качестве примера постараемся мысленно представить себе, какое изменение претерпел бы рельеф Крымско-Кавказского региона, если бы произошло полное восстановление изостазии. Крымские горы опустились бы и превратились в шельфовую зону. Опустился бы на километр-полтора и Главный Кавказский хребет; на несколько сот метров (местами до километра-полутора) опустилось бы Закавказье; еще более значительно опустился бй хребет Эльбурс. Соответственно почти вся впадина Южного Каспия превратилась бы в сушу, местами на несколько сот метров поднятую выше уровня моря. Поднялась бы и западная часть Среднего Каспия вместе с восточной частью Предкав- казского прогиба, которые морфологически напоминали бы современное Ставропольское поднятие, где литосфера сейчас близка к изостазии. Поднялись бы также районы нынешних Куринской и Рионской низменностей. Несколько поднялось бы и дно Черного моря в зоне перехода к Крыму и Кавказу, и северо-западная черноморская переходная зона стала бы гораздо более пологой, чем в настоящее время. Но в целом и Кавказский регион, и Закавказье остались бы приподнятой областью, и это изоста- тически уравновешенное поднятие было бы обусловлено увеличением толщины материковой коры в составе литосферы. Такое увеличение в значительной степени обусловлено механическим сжатием, которое продолжается здесь буквально в настоящее время, ведь мы прекратили этот процесс только мысленно.

 

Мы предполагаем, что щиты формируются на месте наиболее высоких горных областей, претерпевших максимальное сжатие литосферы и, как следствие, максимальное утолщение (в основном благодаря поддвиганию и раздавливанию) легкой континентальной коры. При условии, что вся наиболее высокая горная область Аль- пийско-Гималайского пояса (а именно Памир, Гиндукуш, Куньлунь, Тибет и Гималаи) образована в результате поддвигания, обламывания и «спрессовывания» материковой литосферы, она после снятия сжимающих напряжений, вероятнее всего, превратится в высокоподнятый щит. Динамические и термические релаксационные процессы пятого этапа эволюции литосферы следует рассматривать как внутриплитовую тектонику.

 

Для того чтобы в пределах сложной глубинной структуры, образованной в пределах горного пояса после снятия сжимающих напряжений, различить все предыдущие стадии эволюции литосферы, необходимо четко выделить геологические следы, структурные и вещественные, каждой стадии.

 

Структурные индикаторы (ископаемые следы) первой стадии эволюции литосферы — это обширные опущенные области (например, Западно- Сибирская низменность, вероятно, впадины Северного моря в Европе, а также морей Росса и Уэдделла в Антарктиде), которые развиваются на месте сводово-вулканических поднятий. Другой сильный структурный индикатор — глубокие палеорифтовые впадины типа Бенуэ. Осадочные формации таких впадин — это песчаники, конгломераты, пресноводные толщи, иногда эвапориты, составляющие все вместе характерную грабе- новую фацию. Вулканические породы, индикаторы начальной стадии раскола континентов, — это бимодальные (кислые и основные) вулканические серии, в осевых зонах наиболее глубоких трещин — толеитовые базальты.

 

Структурный индикатор второй стадии эволюции, литосферы — молодая разрастающаяся океаническая впадина с осевой, срединной рифтовой трещиной (и ее порождением —г действительно срединным океаническим подводным хребтом) сохраняется только до тех пор, пока литосфера этой впадины не вступит в следующую стадию. Еще раз отметим, что эволюция в третьей стадии приводит к закрытию самой впадины и к погружению в мантию на переплавку почти всей рожденной в рифтовой трещине (или трещинах) этой впадины (как на второй, так и на третьей стадии развития) океанической литосферы.

 

Забегая несколько вперед, подчеркнем, что по самым оптимистичным оценкам площадь офиолитов АЛЬ- IT и йск о - Г и м ал а йс ко го пояса составляет не более сотой доли процента от площади всей океанической литосферы, рожденной в рифтовых трещинах палеоокеана Тетис. Главный геологический результат, служащий индикатором эволюции литосферы во второй стадии и (наряду с офиолитами) сохраняющийся после завершения всего эволюционного цикла, — это отложения пассивных континентальных окраин — характерные призмы мелководных карбонатных отложений, сменяющиеся (по мере удаления от края палеоматерика в сторону палео- океанической впадины) карбонатно- гл инисты ми флишоидными отложениями, включающими в себя турби- дитные обломочные толщи, образовавшиеся в условиях палеоконтинен- тального подножия. Иногда в основании карбонатного осадочного комплекса в отдельных впадинах выявляются обломочные отложения и эвапориты — индикаторы окончания первой стадии и начального этапа второй.

 

Характерные морфоструктурные особенности третьей стадии эволюции литосферы, когда происходит постепенное сокращение размеров впадины, — это развитие зон поддвигания в мантию океанической литосферы с их изостатически не скомпенсированными морфоструктурами (океанический вал, глубоководный желоб и невулканическая гряда). Отметим сразу, что все эти морфоструктуры после прекращения поддвигания исчезают достаточно быстро (за 104—105 лет) благодаря восстановлению равновесия. После отмирания конвергентной границы (т. е. после прекращения погружения океанической литосферы) в качестве индикаторов поддвигания остаются аккреционные призмы и парные пояса метаморфизма. Другим четким репером для определения направления палеоподдвига океанической литосферы служат аккреционные призмы и вулканические гряды, но только для тех палеоконвергент- ных границ плит, на которых они были развиты.

 

Еще один характерный морфо- структурный признак третьей стадии эволюции — появление плит, состоящих целиком из океанической литосферы, которая, рождаясь в рифтовой трещине и образуя дно постепенно закрывающейся океанической впадины, затем погружается по ее периферии в мантию. Кроме того, насколько можно видеть на примере Тихого океана, именно в эту третью стадию риф- товая ось перестает занимать срединное положение во впадине — дивергентная граница смещается к одному ее краю, где развиваются активные материковые окраины. У противоположного края в океанической впадине (вступившей в третью стадию эволюции) развиваются островные дуги и окраинные моря с их характерными глинистыми, часто флишоидными осадками. Заметим, что рифтовая ось (вероятно, благодаря перестройке структуры мантийной конвекции — развитию новых восходящих потоков иод континентальными) вторгается в пределы ближайшего материка и начинает откалывать от него куски, подобно тому как происходит сейчас развитие восходящего мантийного потока под провинцией Бассейнов и Хребтов и, как следствие этого, вторжение рифтовой оси Восточно-Тихо- океанского поднятия и откол Калифорнийского полуострова от Северо-Американского континента. Отколотые от континента с одного края, закрывающие океанические впадины малые материки, оказываются «вмерзшими» в океаническую плиту; в ее составе они переносятся к противоположной окраине, где и сталкиваются с островной дугой. Такое столкновение может привести к «впечатке» офиолита йа поверхность малого ма~ .терика; последний в дальнейшем превратится в срединный массив в составе будущего пояса сжатия литосферы. Если же вместо небольшого куска материковой литосферы (порядка десятков — сотни километров) отколется достаточно большая область (соизмеримая, например, по размерам с Индостаном), то произойдет полное закрытие старой океанической впадины и образование новой, молодой с противоположного края этого крупного куска материковой литосферы.

 

Полное закрытие океанической впадины — это начало нового этапа формирования и развития горноскладчатого планетарного пояса сжатия материковой литосферы. Закрытие океанической впадины (от океанической литосферы которой остаются только пояса офиолитов или отдельные офиолиты) — это исчезновение большинства морфоструктурных признаков, характерных для третьей стадии ее развития. Кроме того, поддви- гание океанической плиты, характерное для третьей стадии, сменяется на четвертой поддвиганием континентальных окраин и островодужных комплексов. В результате закрытия краевых морей происходит развитие новых аккреционных призм и столкновение между собой островных дуг, тылом или фронтом, а также островных дуг с пассивными и активными окраинами материков ( 12). В наследие от третьей стадии кроме очень важного реперного признака — офиолитов в четвертой стадии остаются островодужные комплексы (аккреционные призмы и палеовул- канические д\ ги), микроматерики и комплексы активных континентальных окраин, а комплексы пород пассивных континентальных окраин обрамляют такой сжатый горный пояс, будучи наследием от второй стадии развития. В четвертой стадии, в условиях сжатия и сдвигов, происходят поддвигание одних комплексов пород под другие и сдвиги некоторых комплексов (иногда на значительное расстояние порядка десятков и даже сотен километров), некогда сформированных недалеко друг от друга. Развитие самых разнообразных фаций метаморфизма — также характерная черта четвертой стадии эволюции литосферы.

 

Главный геоморфологический признак четвертой стадии — это развивающиеся в условиях сжатия высокие горные цепи, образованные в процессе надвигания одного края материковой литосферы и поддвигания другого; как следствие, происходит откалывание отдельных кусков литосферы и их сжатие или нагромождение. Вещественный индикатор этой четвертой стадии эволюции — широкое развитие в межгорных и предгорных прогибах грубообломочной континентальной молассы. Еще один очень важный вещественный глубинный индикатор четвертой стадии эволюции — широкое развитие над многими (но не всеми) погруженными краями материковой литосферы поясов крупных по размерам интрузивных тел преимущественно кислого состава и над этими телами концентрических областей метаморфических пород.

 

Но гранитные батолиты и связанные с ними концентрические зоны метаморфизма достигают поверхности (да и то далеко не все) лишь на пятой стадии эволюции, когда происходит после снятия сжимающих напряжений переход горной области в п ас сив ну ю стадию в ну трип литово й тектоники, приводящую к образованию континентальных щитов и платформ на месте горно-складчатых поясов. Ясно, что сдавливание и сдвиги, характерные для четвертой стадии, а также дифференцированные вертикальные подвижки отдельных блоков литосферы на пятой существенно затрудняют детальную расшифровку всех предшествующих событий. Отдельные геологические комплексы- индикаторы могут оказаться погребенными на большой глубине и недоступны геологу для наблюдения. Па- леотектоническая реконструкция поэтому представляет собой как бы прочтение главы из книги природы, в которой нет отдельных фраз, отдельных слов, а в некоторых словах отдельных букв. Исследователям приходится домысливать содержание этих пропусков ближе или дальше от текста, записанного природой.

 

Полный цикл эволюции литосферы, состоящий из пяти стадий, был впервые подмечен в природе Дж. Т. Уил- соном и опубликован им в 1966 г. Разумеется, такой цикл — существенная генерализация реальной эволюции литосферы. Например, на отдельных участках размеры океанической впадины, остановившейся в своем разрастании, могут оказаться настолько небольшими, что сокращение площади такой впадины и поддвигание океанической литосферы не приведут к развитию андезитового вулканизма по ее периферии, а обусловят лишь смятие заполнивших ее осадков. Такая судьба может ожидать район моря Баффина и пролив Дейвиса, если произойдет сжатие океанической литосферы между Гренландией и Северной Америкой. Кроме того, процесс поддвигания не обязательно завершается столкновением активной окраины с пассивной или с островной дугой: на западном побережье CUT А конвергентная граница плит буквально на наших глазах переходит через геологически быстротечную фазу развития трансформного разлома в дивергентную границу. Эти примеры свидетельствуют о необходимости дальнейшей детализации наших представлений о смене геодинамических обстановок на разных стадиях эволюции литосферы.

 

Отметим, что рассмотренная с позиций тектоники плит стадийность эволюции литосферы существенно отличается от господствовавшей в науке о Земле на протяжении целого столетия геосинклинальной концепции. Главнейшее отличие заключается в том, что, согласно тектонике плит, рождение континентальной коры происходит только как результат погружения в мантию на достаточно большую глубину океанической коры (из легких и легкоплавких дифференциатов в процессе ее дегидратации). Второе существенное отличие: геосинклинальная модель не учитывала, что каждый горно-складчатый линейно-вытянутый пояс есть конечный результат сначала разрастания, а затем сокращения и полного исчезновения, как правило больших по размерам (в максимальную фазу), океанических впадин. Поэтому события на границах и внутри плит, геологические следы которых после замыкания краев океанической впадины могут оказаться очень близко друг от друга, происходили в природе (возможно, иногда даже одновременно) на расстоянии нескольких тысяч километров друг от друга. Иными словами, крупные горизонтальные перемещения литосферных плит не учитывались в геосинклинальной модели.

 

 

К содержанию: С А. Ушаков, Н.А. Ясаманов «Дрейф материков и климаты Земли»

 

Смотрите также:

 

Науки о Земле    Мобилизм    Берингия   Гондвана    Пангея   Эволюция земной коры - спрединг   

 

 Тектонические гипотезы  Теория дрейфа   Палеогеография и палеогеографические реконструкции.