Развитие тектонических движений во времени

Тектонические движения являются ведущим фактором историко-геологического развития. Именно они формировали материки и океаны, обусловили создание геосинклиналей и складчатых сооружений. Частично эти вопросы уже рассмотрены. Вместе с тем, расшифровка закономерностей развития их во времени остается в числе наиболее сложных и запутанных. Данное направление исторической геотектоники должно изучаться не только структурно-геологическими методами, а литолого-формационными, путем максимально точной датировки разного рода перемещений в земной коре. Важную роль в этом процессе имеет магматизм, который относится к числу очень важных факторов и индикаторов тектогенеза. В целом хронология тектогенеза по-разному понимается разными исследователями, что недопустимо, так как именно она должна лежать в основе историко-геологической периодизации, а также составления тектонических карт.

Общие представления о тектонических движениях, в том числе схема их деления понимаются более или менее однозначно. Среди них принято выделять деформационные движения, проявленные формированием разрывных и складчатых нарушений (разломов, складок, складчатых сооружений, различных блоков земной коры), и вертикальные колебательные перемещения, которые обусловливают накопление осадочных отложений или разрушение воздымающихся площадей. Особую группу тектонических движений составляют горизонтально перемещающиеся литосферные плиты Земли, в местах разрыва или схождения которых могут формироваться океаны и горно-складчатые сооружения. Расшифровка всех этих проявлений тектогенеза может достигаться анализом «каменной летописи Земли», чем и занимается историческая геология. Единственными тектоническими движениями, которые мы можем наблюдать и анализировать непосредственно, являются землетрясения.

Среди большого количества проявлений тектогенеза можно различать три основные его группы: 1) кратковременный или даже геологически мгновенный эпизодичный тектогенез, примером которого может быть тектоническая фаза; 2) эпохи различной тектонической подвижности, которые могут прослеживаться в глобальном масштабе; 3) геотектонические циклы, которые представляют собой закономерное проявление и сочетание разных тектонических режимов, результатом чего является формирование определенных складчатых сооружений. Среди эпизодичного тектогенеза, кроме обычных тектонических фаз, следует выделять ту их разновидность, за которой в последнее время закрепилось название структурно-геологической перестройки. Все эти понятия прочно утвердились в геотектонике, хотя по вопросу о характере развития их во времени и геологической сути существует большой разнобой мнений.

Изучение тектонических движений имеет почти двухвековую историю, о чем уже говорилось при рассмотрении развития геологии. Вместе с тем, наши нынешние представления мало отличаются от положений и взгядов, формулировавшихся М. Бертраном (1886-1887), Г. Штилле (1924) и Н.С. /М.С./ Шатским. Разнобой во мнениях заключается в том, что отсутствуют единые представления о продолжительности проявления основных форм тектогенеза, а также их сути и масштабов, возможности межрегиональной и глобальной корреляции. Все это нужно хорошо представлять при изучении тектонических движений, использовании терминологии данной науки.

Тектонические фазы. Введение этого понятия и термина в активное использование связывается обычно с именем Г. Штилле (1924). Суть сформулированного им «орогенного закона времени (канона)» заключается в том, что развитие Земли состоит, по его представлениям, из чередования длительных периодов относительного покоя («эволюционных периодов») с кратковременными и резко проявленными деформациями, своеобразными «орогеническими эпохами, или фазами», в течение которых имел место орогенез (горообразование, складкообразование). Такие эпохи (фазы) фиксируются угловыми несогласиями; проявление их было одновременным в глобальном масштабе, а количество строго ограничено.

Такие идеи первоначально нашли широкое распространение, так как облегчали систематизацию и анализ регионального структурно-геологического материала, позволяли осуществлять межрегиональную корреляцию тектонических движений. Однако очень скоро стали появляться данные, не укладывающиеся в сформулированный Штилле какон. Так, в ряде областей были установлены угловые несогласия в периоды, рассматриваемые им как «анорогенные». В отдельных геологических системах иногда фиксировались десятки угловых несогласий, осуществлять корреляцию которых было просто невозможно. Многими исследователями (Л. Кобер, М.А. Усов и др.) подчеркивалось, что более обоснованное выделение подобных фаз может осуществляться по данным формационного анализа. Эти и другие представления, а также использование термина «фаза» в самом различном смысле привели к потере интереса к такой в целом очень продуктивной идее. И соответственно разделили специалистов на тех, кто верил в возможность корреляции данной формы тектогенеза, или отрицал ее.

Выходом из такого положения может быть трактовка тектонической фазы, которую следует понимать как рубеж или границу тектонических (седиментационно-палеогеографических, тектоно-магматических и др.) режимов, фиксируемых в разнородных структурах и подвижных областях. Такое понимание ее как переломного, геологически мгновенного процесса ближе всего отвечает сути данного термина, который переводится с греческого как «появление». В качестве доказательства возможности существования подобных фаз приводится характеристика главных из них.

Штирийская тектоническая фаза (ТФ) – одно из основных проявлений альпийского тектогенеза, фигурировавшее в схемах почти всех исследователей. Название дано по Штирийским Альпам. Она проявлена на рубеже среднего и позднего миоцена (иногда уточняется – имеет предсарматский возраст) и может быть датирована значениями 14 2 млн. лет. Начинает собственно альпийский орогенез и может рассматриваться как начало новейшего этапа развития Земли. Кроме интенсивной складчатости в Альпах, Карпатах и на Кавказе характеризуется обширными сводовыми воздыманиями во многих регионах Азии и активным эпиплатформенным орогенезом на Тянь-Шане, Памире, восточной окраине Африки, других регионах. Ее возрастным аналогом может быть гималайский орогенез и метаморфизм (фаза), вторая карпатская, алеутская и другие синхронные проявления тектогенеза.

Пиренейская ТФ также входит в список главных движений схем Г. Штилле, С. Бубнова и др. Первоначально предполагалось ее проявление между эоценом и олигоценом; по уточненным позднее представлениям (Ж. Гогель, 1969; Г. Муравски, 1980 и др.) она должна быть отнесена к рубежу среднего и позднего эоцена, лютетского и бартонского веков, и датирована значениями 40 2 млн. лет. Начинает эпоху активных среднекайнозойских дифференцированных тектонических движений, что позволяло многим исследователям включать ее в альпийский геотектонический цикл. Возрастными аналогами может считаться триалетская фаза Кавказа, журавская фаза Скифской плиты, илларийская фаза Центральной Европы, предкузнецовская в Сихотэ-Алине и ряд других менее известных.

Ларамийская фаза относится к числу наименее точно датированных тектонических событий, фиксируемых на границе мела и палеогена. Иногда уточняется, что оно имело место в конце маастрихта и абсолютный возраст его 65 2 млн. лет. Для фазы характерно резкое сокращение морских площадей, снижение скоростей осадконакопления в депрессионных структурах, проявление частых седиментационных перерывов. По времени она совпадает с одним из главных великих вымираний. Она же знаменует прекращение накопления толщ писчего мела и начало траппового магматизма на плато Декан (Индостан), который иногда рассматривается как наиболее грандиозный. Возрастными аналогами ларамийской фазы могут быть камчатская, фаза Идзуми в Японии, позднеиеншаньская в Китае.

Средиземноморская ТФ в схемах Г. Штилле и большинства других исследователей отсутствует. Вместе с тем, ее считают одной из наиболее выразительных в Восточных Альпах и Западных Карпатах, где она проявлена складкообразованием, эпизодичным метаморфизмом с возрастом 90 2 млн. лет, сменой характера осадконакопления. Возраст ее уверенно определяется как туронский, а седиментационные изменения могут рассматриваться как глобальные. В частности, именно с позднего турона начинается накопление писчего мела, орогенез в Сихотэ-Алине и многие другие переломные события, что позволяло относить ее к числу одной из наиболее выразительных структурно-геологических перестроек фанерозоя. Синхронный тектогенез именуется иногда как предгозауский (внутригозауский), субгерцинский, эоальпийский, фазы ильседская и санталючийская в Кордильерах, движения поздняя Сакава в Японии.

Аналогичным образом могут быть охарактеризованы австрийская, новокиммерийская, яйлинская, донецкая, лабинская, сихотэалинская, заальская, астурийская, судетская и другие фазы фанерозоя. Они проявлены аналогично и первоначально выделялись главным образом по угловым несогласиям. Менее обоснованными следует считать фазы среднего и раннего палеозоя, тектонотипы которых были установлены в центральной части Урало-Монгольского пояса (Алтай, Салаир и др.). Интересно, что все они повторяются примерно через 26 млн. лет и ко времени их проявления приурочена активизация бомбардировки Земли наиболее крупными телами.

Структурно-геологические перестройки можно рассматривать как ту разновидность тектонических фаз, в результате проявления которых коренным образом меняется структурный план развития подвижных областей, характер седиментационно-палеогеографических обстановок, тип магматизма. Подобные преобразования зачастую разделяют те режимы, которые именуют геосинклинальными, орогенными, платформенными. Поскольку с ними часто связано начало расколов материковых площадей, раскрытие океанов или наоборот, их ликвидация, можно говорить, что проявление данного тектогенеза является следствием изменения режима движения литосферных плит, направления и скорости их перемещения.

Наиболее детально изученной и самой выразительной может считаться визейская (точнее, поздневизейская) структурно-геологическая перестройка. Классическим примером ее проявления могут считаться преобразования, начавшие формирование верхоянского терригенного комплекса на Северо-Востоке. Синхронная граница наиболее существенных литологических изменений может быть проведена между неруинским и магарским горизонтами верхнего визе. Такого же типа одновозрастные изменения устанавливаются между донецким и грабовским горизонтами в Донбассе, каменноугольным известняком и сланцами Боуленд в бассейнах Южной Англии, известняками Мерамек и сланцами Честер в Северной Америке.

Синхронная, но противоположная по своему литологическому характеру седиментационно-палеогеографическая граница фиксируется в структурах Юго-Восточной Азии, где терригенный средний палеозой, местами континентальный, сменяется карбонатным верхним палеозоем. В Японии это граница между сериями Одайра и известняками Онимару; однотипные изменения в Южном Китае и Индокитае не могут быть датированы с той же точностью и не имеют единого унифицированного наименования, однако проявлены аналогично. В Средней Сибири карбонатный средний палеозой сменяется терригенным угленосным верхним палеозоем, а в депрессионных структурах Средиземноморского и Урало-Монгольского поясов выше геосинклинальных комплексов среднего палеозоя залегает континентальный терригенный верхний палеозой. Седиментационно-палеогеографические изменения в областях названных поясов сопровождаются активным орогенным магматизмом. Аналогичное явление имеет место в прогибах Африки и Восточной Австралии (Кару, Тиндуф, Тимимун, Карнарвон и др.). Схема проявления визейской структурно-геологической перестройки в подвижных областях Евразии показана в табл. __

Рис. __ Визейская структурно-геологическая перестройка /С, 92, с. 14/

Анализ характера данных изменений в позднем визе показывают, что начало орогенеза в одних тектонических системах совпадает с прогибаниями миогеосинклинального типа в других (Донбасс, Верхоянье) или поступлением в эти структуры продуктов разрушения воздымающихся площадей. Кроме седиментационно-палеогеографических преобразований следует подчеркнуть идеальное совпадение начала гранитоидного магматизма на Урале, Кавказе, отдельных системах Европы и Северной Америки, которые определяются значениями 325 2 млн. лет.

Сходное проявление характерно для позднепермской структурно-геологической перестройки, которая отвечает времени сихотэалинской фазы. В отличие от поздневизейских преобразований, обусловивших создание Пангеи, позднепермский тектогенез начал ее разрушение, что нашло отражение в формировании субмеридиональной и северо-западной систем рифтов. Их образование сопровождалось грандиозными излияниями базальтовых лав на севере Евразии (сибирские траппы); на юге одно из продолжений рифтов можно предполагать в Мозамбикском проливе, что позволяет связывать с данным рифтогенезом начало раскрытия Индийского океана. В пределах Средиземноморского подвижного пояса ее проявление обусловило начало устойчивого существования морских бассейнов (океана Тетис).

Вдоль восточной окраины Азии с позднепермскими преобразованиями связано начало формирования индосинид и зон ранней консолидации в Сихотэ-Алине и Верхояно-Чукотской области. Следует подчеркнуть принципиальное отличие сихотэалинской фазы, фиксирующей позднепермский тектогенез, от заальской и лабинской, которые проявлены резкой активизацией прогибаний в уже существующих депрессиях, но не фиксируют сколько-нибудь значительной перестройки структурного плана развития и условий осадконакопления. Таким образом, именно позднепермская перестройка подготовила нынешний план развития литосферных плит и строения материков.

Келловейская структурно-геологическая перестройка продолжила формирование ранее наметившегося плана развития структур Земли. Она может рассматриваться как начало образования и устойчивого разрастания (раскрытия) молодых океанов – северной части Атлантического, Северного Ледовитого и Индийского. В отдельных зонах Средиземноморского пояса и более широко в Тихоокеанском поясе келловейский тектогенез начал формирование мезозойских складчатых сооружений, получивших название киммерид в Средиземноморье (Горный Крым и др.), невадид в Кордильерах Северной Америки, памирских сооружений на Памире, иеньшаньских (яньшаньских) в Китае и Японии и верхоянских на Северо-Востоке. Данная перестройка обусловила также резкие изменения условий осадконакопления – начало устойчивых прогибаний и терригенной седиментации в Западной Сибири, обширного накопления красноцветов в Юго-Восточной Азии, формирования орогенных комплексов в молодых складчатых сооружениях.

Туронская структурно-геологическая перестройка, отвечающая времени проявления средиземноморской тектонической фазы, знаменовала начало развития океанического бассейна в Южной Атлантике, а также формирования складчатых сооружений в Тихоокеанском поясе. Классическим его примером может быть Сихотэ-Алиньская складчатая область, где эта инверсия режимов точно датирована. Она же начинает ларамийскую складчатость Кордильер. Наиболее точная датировка и резкая литологическая смена (формационное несогласие) устанавливается в Днепровско-Донецкой впадине, где данный тектогенез совпадает с началом формирования толщ писчего мела и других карбонатных комплексов в сооружениях Средиземноморского пояса и на прилежащих платформенных областях, активным флишенакоплением в Альпах и Карпатах. Это явление приурочено здесь к середине туронского века.

Миоценовая структурно-геологическая перестройка, совпадающая со штирийской тектонической фазой, имела место сравнительно недавно (10-15 млн. лет назад). Поэтому характер данных преобразований пока не может быть однозначно оценен и расшифрован. Она имеет существенные отличия от других мезозойских перестроек и чем-то напоминает позднепермские. К данному возрастному уровню может быть отнесена окончательная ликвидация океана Тетис и начало проявления альпийского орогенеза. Причем, в воздымания вовлекаются и области более древней консолидации (Тянь-Шань, Памир и др.), что позволило обосновать существование эпиплатформенного горообразования. Орогенный магматизм в азиатской части Тихоокеанского пояса сменяется обширными наземными излияниями базальтовых лав. С данной перестройкой можно связывать начало формирования островных дуг, которые являются своеобразными аналогами современных геосинклиналей. А также рифтогенез в Центральной Европе и вдоль восточной окраины Африки.

Более древние раннепалеозойские перестройки пока не могут быть охарактеризованы и обоснованы столь же детально. Результатом силурийско-девонских преобразований на рубеже этих периодов (эрийская-арденская фаза) стало закрытие Северной Атлантики, ликвидация океана Япетус. Это нашло отражение в формировании здесь каледонских складчатых сооружений или поздних каледонид, а на больших прилежащих площадях – красноцветов, получивших название древнего красного песчаника (Old red stone). Данное историко-геологическое явление оказало важное воздействие на развитие органического мира, обусловив выход на земную поверхность растений и животных. Формирование подвижных областей перемещается с этого времени в пределы Урало-Монгольского и Средиземноморского поясов. А обширная в раннем палеозое карбонатная седиментация перемещается на восток Азии (Сибирская платформа и др.).

Кембрийская структурно-геологическая перестройка, одним из проявлений которой может быть салаирская фаза и которая начинала салаирский орогенез, намечалась еще в построениях М.А. Усова (1936), М.К. Коровина (1941), В.В. Белоусова (1948) и др. Более обоснованно в качестве фазы для Алтае-Саянской области она выделена впоследствии (М.Ф. Романенко, 1967; В.С. Сурков и др., 1971). В исследованиях В.М. Цейслера (1987) для ее обоснования и датировки был использован формационный метод, который показал важную его роль, не уступающую байкальскому и каледонскому орогенезу, четкое литологическое выражение и магматический контроль. Для данной перестройки также является характерным противоположные по своему характеру седиментационные изменения: появление молассового комплекса в салаиридах и, наоборот, смена обломочных отложений карбонатным средним кембрием-силуром на юге Скалистых гор (Энциклопедия, 1980, с.286).

Структурно-геологические перестройки, аналогичные таковым в фанерозое, могли проявляться и в докембрии. Одним из ее примеров может быть великое обновление по Г. Штилле, имевшее место между ранним и поздним протерозоем и датированное значениями 1,65 млрд. лет. Он называл его рубежом между протогеем и неогеем и считал поворотным моментом в истории Земли. После длительного гранитоидного магматизма, фиксировавшего оформление материка Пангея-1, тогда начался активный базальтоидный вулканизм и формирование новых подвижных систем, закладывавшихся в ином структурном плане. Некоторые исследователи отмечали, что данная перестройка подобна той, что имела место в конце перми, на рубеже палеозоя и мезозоя.

Рассмотренные перестройки необходимо отличать от обычных тектонических фаз. Так, в конце среднего триаса, ранней перми и середине девона имела место активизация прогибаний и осадконакопления во многих седиментационных бассейнах, но литологический состав формирующихся толщ был близким. Кроме того, структурно-палеогеографический план в эти моменты не менялся. В процессе же перестройки происходила не просто резкая смена состава накопляющихся отложений (формационное несогласие), но и резко проявленное площадное перераспределение однотипной седиментации. Можно утверждать, что обычно они отвечают границам режимов, которые определяются как геосинклинальные, орогенные, платформенные. Данные преобразования следует также отличать от кратковременных тектономагматических кульминаций, седиментационных перерывов, активизации складкообразования, трансгрессий и регрессий. То-есть, всех тех проявлений, что характерны для обычных тектонических фаз.

Рассмотренные структурно-геологические перестройки характеризуются региональной или даже глобальной сменой типа магматизма. Например, визейская перестройка, начинающая герцинский орогенез, проявлена обширными наземными излияниями преимущественно кислых лав и внедрением гранитоидов в самых различных областях Средиземноморского и Урало-Монгольского складчатых поясов. Общая смена типа магматизма, для которой в свое время было предложено название тектоно-магматический рубеж, показана на рис. __. Нужно обратить внимание на то, что начало сиалического магматизма, связанного с герцинским орогенезом, строго совпадает в самых различных областях Европы, Кавказа, Урала и др., отвечая значению 325+-2 млн. лет.

Рис. __ Визейский тектоно-магматический рубеж /см. фото/

Сменившие в конце перми этот сиалический орогенный магматизм наземные излияния базальтоидных лав, которые известны в герцинидах Европы, Северного Урала и многих других регионах, знаменуют еще одну подобную инверсию эндогенных режимов. Такой вулканизм Г. Штилле в свое время называл финальным, завершающим процесс формирования складчатого сооружения. Но такие вулканиты часто распространены вдали от герцинид, например, на Таймыре или в пределах Сибирской платформы. То же можно сказать и о новейших базальтоидных излияниях, которые не только завершают орогенез в Сихотэ-Алине, но и фиксируются во многих платформенных регионах Восточной Азии.

Необходимо подчеркнуть еще одну особенность структурно-геологических перестроек. Формирующие их смены тектонических режимов образуют отчетливо проявленный ритм, повторяющиеся через 75-80 млн. лет. Такое явление, учитывая обоснованность данной ритмичности, позволяет уточнять датировку многих из них. А также, исходя из этого, искать не земные глубинные, а космические объяснения причины их проявления, которые и определяют геодинамику литосферных плит, периодически меняющиеся направления движения и скорость.

Эпохи различной тектонической подвижности понимаются большинством исследователей более или менее однозначно. Уже само выделение Г. Штилле тектонических фаз, которые он называл эпохами, чередующимися с более спокойными периодами, подразумевало неравномерность развития тектогенеза во времени. Позднее подобные эпохи более детально изучали М.А. Усов, В.Е. /В.Ю./ Хаин, А.А. Пронин, В.П. Казаринов, В.И. Бгатов, Ю.Г. Леонов, Е.Е. Милановский и др. Интересно, что продолжительность подобных эпох принималась примерно одной и той же, равной 25 млн. лет. Вместе с тем, в такие представления необходимо внести некоторые уточнения, выделять две основные их группы.

Среди рассматриваемых подразделений тектогенеза можно выделять эпохи повышенной тектонической подвижности, которые характеризуются возрастанием средних скоростей прогибания и осадконакопления, более высокой дифференциацией рельефа, активизацией магматизма, появлением своих формаций (например, угленосных), формированием наложенных прогибов и впадин. Примерами таких эпох могут быть средний карбон, середина перми, поздний триас, середина юры, поздний мел, середина кайнозоя и др. Причем, их аналогичное или сходное проявление характерно как для складчатых сооружений, так и для платформ.

Эпохи затухания тектонической подвижности характеризуются уменьшением средних скоростей прогибания и осадконакопления (примерно в 1,5 раза), преимущественно сводовыми воздыманиями, активизацией платформенного базальтоидного вулканизма, аридизацией климата и ростом красноцветной седиментации. По данным А.А. Пронина, к таким интервалам времени приурочены наиболее частые седиментационные перерывы и угловые несогласия, что может свидетельствовать об оживлении колебательных тектонических движений. Именно такие условия характерны для первой половины девона и раннего карбона, позднего карбона-начала перми, татарского века-среднего триаса, ранней и поздней юры, середины мелового периода, первой половины кайнозоя, новейшего этапа истории.

Границами таких эпох являются ранее рассмотренные тектонические фазы. Многие из этих рубежей совпадают с наиболее выразительными палеомагнитными инверсиями или весьма близки к ним. Вместе с тем, разрастание или сокращение морских площадей, талассо- и геократические эпохи не обнаруживают обычно совпадения с эпохами разной тектонической подвижности, развиваясь в определенном отношении автономно. Анализ данного тектогенеза позволяет делать вывод, что правильнее говорить не о затухании или активизации, тектонических движений, как это традиционно считается, а о существовании равновеликих интервалов времени с разным характером эндогенной подвижности. Общая характеристика эпох различной тектонической подвижности приведена в табл. __.

Таблица __

Эпохи различной тектонической подвижности в фанерозое /ХТД, с.28/

Говоря о характере развития тектонических движений во времени, нужно напомнить, что в разное время многие исследователи предполагали пульсацию Земли. Среди них нужно назвать М.А. Усова, Е.Е. Милановского, В.П. Казаринова и многих других. Существование подобных эпох с разнящимся тектогенезом может быть лучшим подтверждением таких представлений. Хотя называть такое явление пульсациями не совсем точно. Объем Земли не меняется (или точнее – это не доказано), а вот глобальный характер тектогенеза был различным.

Геотектонические циклы начали изучаться практически одновременно со всеми другими проявлениями тектогенеза. Понимание их сущности является более или менее одинаковым. Это интервал времени или совокупность явлений, начинающихся с заложения геосинклинали (начала прогибаний геосинклинального типа) и завершающихся прекращением орогенеза, формирования горно-складчатого сооружения. В таком цикле существует две основные стадии, названные соответственно геосинклинальной и орогенной, которые разделяются сменой (инверсией, обращением) тектонического режима. Обычно такие преобразования четко фиксируются и могут точно датироваться в развитии большинства складчатых сооружений. Представления о таких циклах рассмотрены в предыдущем разделе, где речь шла о геосинклиналях и горообразовании.

Следует подчеркнуть, что подобная тектоническая цикличность, закономерное повторение геосинклинальных и орогенных стадий, представляет собой универсальную черту историко-геологического развития, свойственную практически всем складчатым сооружениям или даже подвижным структурам земной коры. Формирование их представляет собой постепенное, скачкообразное наращивание зон и систем более ранней консолидации, которое завершается обычно всеобщим для всей области активным орогенезом, после которого соответствующая тектоническая структура на продолжительное время теряет свою подвижность. А более молодая подвижная система закладывается в ином структурном плане. Пространственно-временное развитие подавляющего большинства составных элементов практически всех складчатых сооружений может уверенно укладываться в предлагаемую схему циклического их формирования.

Возраст и продолжительность геосинклинальной и орогенной стадий развития в конкретных подвижных тектонических системах может быть разным. Кроме отдельных складчатых сооружений, развивающихся по схеме какого-то одного стандартного цикла (каковых, в общем-то, не очень много), большинство из них формируется в течение более продолжительного времени, нескольких стадий. В таком случае говорят о полициклическом развитии складчатой области или пояса. Однако в отдельных зонах или системах, а также на прилежащих платформенных площадях практически все стадии всех рассмотренных циклов могут быть выявлены, находят определенное вещественное или структурное отражение.

Примером структур, развивающихся в течение одного стандартно цикла, могут быть Южно-Монгольская система или Европейская область (герциниды Европы), образованные в течение герцинского цикла, Донецкое, Южно-Памирское или Индосинийское сооружения, становление которых отвечает индосинийскому циклу, Чукотская и Горно-Крымская системы, созданные киммерийским циклом и т.д. В этом случае говорят о моноцикличном развитии. Полицикличное развитие характерно для таких складчатых областей как Альпийская, Карпатская, Кавказская, Сихотэ-Алинская, Японская (Ниппонская) и др. Причем, на Кавказе могут выявляться зоны герцинской и киммерийской консолидации и собственно альпийского развития, в Сихотэ-Алине – зоны индосинийской консолидации и собственно сихотэалинского (ларамийского) развития и т.д.

Важнейшей особенностью геотектонической цикличности, на которую обычно не обращали внимание, не делали специальный акцент, следует считать то, что геосинклинальной стадии одних складчатых сооружений может отвечать орогенез в других и наоборот. Такое явление хорошо объясняется с позиции тектоники литосферных плит, когда раскрытие одних океанов совпадает с ликвидацией других, схождением материковых площадей, на месте которых формируется складчатое сооружение. Исходя из таких данных, общая глобальная схема проявления геотектонических циклов должна иметь две возрастные шкалы, показывающие две группы циклов разного возраста. Такая ранее предложенная схеме циклов фанерозоя приведена в предыдущем разделе (см. таблицу __2). Наименование циклов дается по наиболее принятым названиям соответствующих орогенезов.

Границами циклов и их стадий приняты рассмотренные ранее структурно-геологические перестройки. Учитывая строго определенную повторяемость подобных перестроек через 75-80 млн. лет, удается обосновывать равную продолжительность предлагаемых типовых (стандартных) циклов и их стадий, равные 156 и 78 млн. лет соответственно. Следует подчеркнуть, что примерно такая же величина в 150 млн. лет, указывалась первоначально для продолжительности циклов на основании их изучения в типовых районах (Геол. словарь, 1955, 1972) и принималась большинством исследователей. То-есть, в предлагаемых построениях по возможности сохранена преемственность взглядов и терминов, а также произведена увязка их с другими имеющимися региональными данными.

Пространственно-временное проявление циклов четко коррелируется с этапами и схемами развития океанов. Это логично и вполне понятно, учитывая, что складчатые сооружения обычно формируются на месте бывших океанов или их заливов (прибрежных морей), и геосинклинальная стадия циклов может рассматриваться как время существования палеоокеана. В этом смысле можно говорить о взаимосвязанности или сопряженности циклов Вильсона и циклов Бертрана, что было в свое время предметом специального рассмотрения (Хаин, 1990 и др.). Соответственно время раскрытия океанов отвечает геосинклинальным стадиям наиболее выразительных в пределах складчатого сооружения пояса циклам. А привычные орогенезы составляют основу циклов Бертрана.

Хотя в пределах одного и того же складчатого пояса или области может иметь место проявление разновозрастных циклов, существует и определенная их «площадная специализация ». Так, для северо-западной части Средиземноморского пояса типичными являются герцинский и альпийский, а для юго-восточной – индосинийский и киммерийский, осложненные новейшим альпийским орогенезом. В пределах Атлантического и Урало-Монгольского поясов характерно проявление салаирского, ранне- и позднекаледонского, а для последнего еще и герцинского. Соответственно, в запажной части Тихоокеанского пояса самыми выразительными являются индосинийский, киммерийский, сихотэалинский (ларамийский), а также существование системы островных дуг, которые иногда рассматриваются как современные геосинклинали.

Неравномерность развития тектогенеза во времени, проявленная существованием эпох различной тектонической подвижности, не нарушает схемы геотектонических циклов. Данные эпохи являются более кратковременными, чем стадии цикла, поэтому они могут лишь обусловить разную выразительность тех или иных их интервалов. Это может быть причиной сложности датировки возраста отдельных циклов или каких-то границ в тех или иных системах. Поскольку продолжительность тектонических эпох составляет обычно порядка 25 млн. лет, в течение каждой из стадий цикла имеет место проявление трех эпох различной подвижности тектогенеза.

Цикличность геотектонического развития определяет характер седиментационно-палеогеографических обстановок как в пределах развивающегося складчатого сооружения, так и на прилежащих платформах. Это важно в том отношении, что иногда формационный анализ платформенных площадей или пограничных структур (краевых прогибов) позволяет уточнять датировку геотектонического цикла или схемы развития складчатого сооружения. Геосинклинальная стадия может быть представлена как единым формационным комплексом (терригенный верхоянский комплекс в Верхояно-Чукотской области, терригенный флиш в Альпах, Карпатах, Горном Крыму, вулканогенно-кремнистый средний палеозой на Урале, Кавказе, Южно-Монгольской системе и т.д.), так и несколькими закономерно сменяющими друг друга по площади и по разрезу формациями. В Донбассе это параллические угленосные, выше красноцветные терригенные, затем карбонатные и соленосные образования. В Японии имеет место фациальное замещение карбонатного и вулканогенно-кремнистого верхнего палеозоя, а в герцинидах Европы терригенного, карбонатного и вулканогенно-кремнистого среднего палеозоя, что положено в основу выделения миогеосинклинальных и эвгеосинклинальных зон складчатой области.

Это же относится и к литологическому составу орогенных комплексов, в котором могут присутствовать молассы, угленосные, красноцветные и соленосные образования, порфировые и другие вулканогенные формации. Обычно состав геосинклинального складчатого и орогенного комплексов достаточно резко отличается по вещественному составу от комплекса основания и более молодых платформенных образований, залегающих к тому же в ином структурном плане. Все это обусловливает важную или даже определяющую роль формационного анализа в выявлении и обосновании геотектонических циклов.

Такое же литологическое своеобразие характерно и для платформенных отложений, формирующихся на соседних со складчатыми сооружениями площадях в течение времени проявления цикла. На востоке Русской плиты располагается карбонатный средний палеозой и терригенно-карбонатно-соленосный верхний палеозой, отвечающие времени проявления геосинклинальной и орогенной стадий герцинского цикла Урала. На юге этой же платформы (Скифская плита, ДДВ, Прикаспийская синеклиза) развит карбонатный верхний мел и терригенно-глауконитовый палеоген (нижний и средний кайнозой), формировавшиеся в геосинклинальную стадию альпийского цикла.