Метаморфогениые адвективные (конвекционные) движения
Впервые представление о них полно и ясно было сформулировано А. А. Сорским (1962), X. Рамбергом (1970) и В. В. Белоусовым (1960, 1969). В. В. Белоусов выделил этот тип, обособив от других метаморфогенных движений, раскрыл его сущность и дал ему особое название. Позднее они были подтверждены математическими расчётами и физическим моделированием. По существу метаморфогенные адекватные движения стали основой для объяснений многих складчатых деформаций, наблюдающихся в природе. Особенно значительный вклад в развитие этих представлений внесли В. Н. Шолпо, В. В. Эз, М. А. Гончаров.
Как уже сказано, метаморфогениые конвекционные движения связаны с одновременным ростом пластичности и снижением плотности горных пород. Существует, как минимум, три фактора, обусловливающих снижение вязкости и повышение пластичности горных пород в зоне метаморфизма и реоморфизма (Белоусов, 1969, 1975; Гончаров, 1979; Добрецов, 1978 и др.). Во-первых, глубокий прогрев пород. При все более усиливающемся прогреве пластичность пород постепенно возрастает и -увеличивается до бесконечности в точке плавления. При полном расплавлении горные породы приобретают свойства жидкости. Во-вторых, это метаморфическая перекристаллизация пород. При перекристаллизации, если она осуществляется в обстановке сжатия или растяжения, вещество на молекулярно-атомарном уровне течёт в направлении наименьших напряжений, что резко снижает сопротивляемость пород деформациям. В-третьих, насыщение пород флюидами, главным образом водой и углекислым газом. Вода частично поступает из мантии, частично выделяется из самих пород в результате замещения водных минералов безводными (высвобождение конституционной воды) и разрушения околозерновых плёнок сорбированной воды.
Углекислый газ образуется в результате декарбонатизации пород. Накапливаясь в зоне метаморфизма, флюиды активизируют процесс перекристаллизации и усиливают текучесть пород. Растворяя вещество, они облегчают и ускоряют его перераспределение в пространстве. С другой стороны, флюиды играют роль межзерновой «смазки». Снижая межзерновое сцепление и трение, они подобно расплавам переводят породы в высокопластичное кашеподобное состояние. В последнем случае особое значение имеет соотношение флюидного давления с давлением литостатическим. Размягчающее воздействие флюидов при метаморфизме, наблюдается лишь тогда, когда флюидное давление намного превосходит литостатическое. При прекращении метаморфических процессов флюиды быстро удаляются из пород на земную поверхность, флюидное давление в зоне метаморфизма падает, метаморфические породы утрачивают пластичность, становятся вязкими и прочными.
Прочность и вязкость пород, по мнению Н. Л. Добрецова, особенно заметно уменьшаются в двух интервалах разреза:
1) в зоне прогрессивного зелёносланцевого метаморфизма, где выделяется наибольшее количество воды и где из-за низкой проницаемости пород может концентрироваться глубинная вода;
2) в зоне анатексиса или в местах внедрения термальных расплавов и флюидов (термальных ореолов).
Механизм формирования инверсии плотностей в земной коре разработан менее уверенно. В числе наиболее вероятных причин этого явления обычно называют:
1) увеличение порового пространства горных пород, обусловленное тепловым расширением в этом пространстве седиментационной воды (Гончаров, 1983);
2) увеличение порового пространства пород под воздействием напора воды, высвобождающейся при метаморфических реакциях (десорбция плёночной воды и химическая дегидратация с освобождением конституционной воды), и воды, нагнетаемой в зону метаморфизма из мантии (Белоусов, 1969, 1975);
3) переход части пород в расплавленное состояние, превращение их в гранитную магму, в результате чего плотность этих пород уменьшается с 2.7–2.8 до 2.2 г/см3, что влечёт за собой уменьшение плотности ультраметаморфического комплекса в целом (Белоусов, 1969, 1975);
4) гравитационная дифференциация кашеподобных ультраметаморфических или реоморфических масс, в процессе которой верхние горизонты зоны плавления обогащаются лёгкими (2.2 г/см3) гранитными выплавками, а тяжёлые (2.8–3.0 г/см3) нерасплавленные остатки материнских пород (реститы) накапливаются в нижних горизонтах. Они опускаются на поверхность «гранулито-базитового» слоя земной коры и становятся его составной частью (Добрецов, 1978; Куликов, 1979, 1982).
Несомненно, все перечисленные явления в природе имеют место, но их роль в метаморфогенном изменении плотности горных пород явно неравноценна. По-видимому, только плавление и гравитационная дифференциация действительно могут привести к инверсии плотности в региональных масштабах. Десорбция воды и химическая дегидратация, видимо, не могут иметь существенных геологических последствий. Во-первых, они затрагивают не все породы и не все минералы, а только часть их. Во-вторых, эффективность этих процессов резко снижается с потерей воды во время метаморфизма, её удалением вверх из зоны метаморфизма. Десорбция и дегидратация приводят, вероятнее всего, не к инверсии плотности, а лишь к её кратковременной стабилизации. Нагнетание воды из мантии, а также тепловое расширение остаточной поровой воды с точки зрения причин формирования региональной инверсии плотности ещё менее интересны, так как проявляются не регионально, а узко локально — в местах повышенной проницаемости земной коры. Во втором случае это обособленные, сравнительно небольшие, герметически изолированные линзы пород с аномально высоким пластовым давлением. Следовательно, наилучшие условия для возбуждения конвекционных движений возникают только в связи с ультраметаморфизмом и реоморфизмом плавления.
Ультраметаморфические и реоморфические процессы, вызывая региональное разуплотнение и размягчение огромных масс горных пород, приводят эти массы и перекрывающие их многокилометровые холодные тяжёлые наслоения в механически неустойчивое состояние. Разуплотнение пород нарушает гравитационное равновесие внутри земной коры и порождает в её недрах гидростатические (Архимедовы) силы, а возросшая пластичность (текучесть) снижает сопротивляемость пород деформирующему воздействию этих сил. Благодаря этому разогретые, частично расплавленные, кашеподобные, высокопластичные гранит-мигматит-гнейс-кристаллосланцевые массы и толщи холодных перекрытий зоны ультраметаморфизма или реоморфизма приходят во взаимное движение. Блоки перекрытий тонут в лёгком кашеподобном субстрате и выжимают гранит-мигматит-гнейс-кристаллосланцевые массы из-под себя в стороны. Эти отжатые пластичные массы стягиваются в межблоковые ослабленные зоны — участки пониженных давлений и, скучиваясь здесь, образуют гигантские ядра нагнетания (метаморфогениые или глубинные диапиры). Последние разрастаются вверх и поднимают над собой толщи холодных перекрытий, изгибая их в форме огромных куполов или линейных валообразных поднятий.
В результате в недрах земной коры формируются конвекционные кинематические системы, объединяющие генетически и пространственно взаимосвязанные нисходящие, горизонтальные и восходящие перемещения масс (рис. 45). Эти движения направлены на восстановление гидростатического равновесия, нарушенного ультраметаморфогенной или реоморфогенной инверсией плотностей. В жидких средах состояние равновесия восстанавливается лишь при полном обмене верхних тяжёлых и нижних лёгких масс местами. В случае метаморфогенных конвекций полного обмена масс местами не происходит. Горячие массы в восходящих течениях быстро охлаждаются и утрачивают высокоподвижные компоненты, так как флюиды и гранитоидные расплавы из-за растрескивания холодных перекрытий движутся вверх в этих течениях с опережающей скоростью. Освобождаясь от лёгких компонентов, породы уплотняются до 2.7–2.8 г/см3. Поэтому состояние равновесия достигается обычно раньше, чем горячие метаморфические массы прорвутся на земную поверхность.
Метаморфогениые конвекционные перемещения осуществляются в виде одной или нескольких сближенных конвекционных ячей. В этих ячеях горячие метаморфические породы (гнейсы, сланцы, мигматиты и др.) движутся совместно с гранитоидными расплавами в составе единой высокопластичной «каши». Расплавы отделяются от этой «каши» лишь в восходящих ветвях конвекций, где создаются условия для их прорыва в холодное перекрытие и на земную поверхность. Поэтому геометрические формы и размеры метаморфогенных конвекционных ячей характеризуются теми же параметрами, что и ячеи гранитоидных магматогенных конвекций. Эти два типа ячей как бы вложены друг в друга и приобретают индивидуальность лишь в восходящих ветвях.
О формах и размерах магматогенных гранитоидных конвекций уже говорилось выше. Все сказанное почти полностью может быть отнесено к конвекциям метаморфогенным. Метаморфогенные конвекционные ячеи в плане имеют преимущественно линейную, вытянутую форму в молодых геосинклинальных областях, полигональную форму — в древнейших, раннедокембрийских подвижных областях и на всех изометричных срединных массивах. Высоты ячей зависят от глубины, на которой протекают процессы ультраметаморфизма или реоморфизма, а следовательно, и от геотермии недр. В подвижных областях архея и раннего протерозоя эти глубины, видимо, не превышали 10–15 км. В последующее время они возросли до 15–25 км. Во всех случаях ячеи располагались над «гранулито-базитовым» слоем земной коры. Поперечники ячей примерно в 3–5 раз превышают мощности верхнего, более вязкого слоя конвектирующей пары, т. е. холодного перекрытия. В раннем докембрии мощность этого слоя, видимо, составляла 5–10 км, позднее — 10–20 км. Поэтому размеры ячей в древнейших областях (редко более 50–70 км) всегда меньше, чем в молодых (до 100 км и более). Преобладающий тип ячей — краевой. В древнейших подвижных областях и на параплатформах он мог быть и центральным. В первом случае повышенная пластичность холодного перекрытия могла быть связана с глубоким прогревом слабоуплотнённых, а потому высоко обводнённых осадочных отложений; во втором — с повышенной раздробленностью перекрытий, особенно значительной в краевых частях параплатформ.
Размеры площадей восходящих и нисходящих течений в жидких средах равны между собой. Каждое из них занимает половину площади ячеи. В реальной геологической обстановке они не равны. Ширина восходящей ветви всегда меньше, чем нисходящей. Ориентировочно они соотносятся как 1:2 или 1:3. Поперечник горизонтального течения определяется мощностью зоны расплавления гранитоидов и примерно составляет 50 % последней: 2–2.5 км в древнейших подвижных областях, 4–5 км в молодых геосинклиналях и на параплатформах. Амплитуды перемещений масс в каждой из ветвей метаморфогенных конвекций, как и при гранитоидных магматогенных конвекционных течениях, резко различны. Горизонтальное перемещение при полном вытеснении кашеподобной массы из-под относительно более тяжёлых блоков перекрытия не превышает половины площади конвекционной ячеи, т. е. может достигать 25–50 км. Амплитуды нисходящих движений примерно равны мощности осадков, накопившихся во вновь образовавшихся прогибах. На параплатформах эта амплитуда достигает 3–5, в геосинклиналях — 10–15 км. Амплитуды восходящих перемещений в геосинклинальных областях соответствуют высоте глубинных диапиров, т. е., как максимум, толщине холодных перекрытий. Это составляет 5–10 км в древнейших и 10–15 км — в молодых геосинклинальных подвижных областях. На параплатформах она равна примерно амплитуде нисходящих движений. Высоты морфоструктур земной поверхности, возникающих в процессе развития метаморфогенных конвекций, зависят от плотностей масс, составляющих нисходящую и восходящую ветви конвекций. Предельно низкая плотность погружающихся холодных масс 2.6—2.8 г/см3, всплывающих (гранитоидные расплавы) — 2.2 г/см3. Разница между ними достигает 25 %. Очевидно, на эти 25 % и будут отличаться высоты блоков, опирающихся на горячие полу-расплавленные внутрикорсвые массы. Поэтому, можно думать, что превышение поверхности интрагеоантиклиналей над смежными прогибами составляло максимум 1–2 км в раннем докембрии и увеличилось до 3–5 км в более позднее время.
Метаморфогениые конвекционные движения являются структурообразующими. Они создают широкий спектр очень сложных деформаций, получивших общее название метаморфогенной (Хайн, 1973) или глубинной (Сорский, 1962; Белоусов, 1969, 1975; Эз, 1976) складчатости. Специфика этих деформаций наиболее ярко вырисовывается на древних докембрийских щитах, где на больших площадях в глубинных сечениях земной коры обнажаются ультраметаморфические породы архея и нижнего протерозоя. В структурах более молодого возраста, вплоть до мезозойско-кайнозойского, они наблюдаются на значительно меньших площадях. Метаморфогениые деформации обычно подразделяются на четыре основные группы: складчатые деформации, текстурные формы, разрывные нарушения, гранито-гнейсовые купола и валы.
Как уже сказано, метаморфогениые конвекционные движения связаны с одновременным ростом пластичности и снижением плотности горных пород. Существует, как минимум, три фактора, обусловливающих снижение вязкости и повышение пластичности горных пород в зоне метаморфизма и реоморфизма (Белоусов, 1969, 1975; Гончаров, 1979; Добрецов, 1978 и др.). Во-первых, глубокий прогрев пород. При все более усиливающемся прогреве пластичность пород постепенно возрастает и -увеличивается до бесконечности в точке плавления. При полном расплавлении горные породы приобретают свойства жидкости. Во-вторых, это метаморфическая перекристаллизация пород. При перекристаллизации, если она осуществляется в обстановке сжатия или растяжения, вещество на молекулярно-атомарном уровне течёт в направлении наименьших напряжений, что резко снижает сопротивляемость пород деформациям. В-третьих, насыщение пород флюидами, главным образом водой и углекислым газом. Вода частично поступает из мантии, частично выделяется из самих пород в результате замещения водных минералов безводными (высвобождение конституционной воды) и разрушения околозерновых плёнок сорбированной воды.
Углекислый газ образуется в результате декарбонатизации пород. Накапливаясь в зоне метаморфизма, флюиды активизируют процесс перекристаллизации и усиливают текучесть пород. Растворяя вещество, они облегчают и ускоряют его перераспределение в пространстве. С другой стороны, флюиды играют роль межзерновой «смазки». Снижая межзерновое сцепление и трение, они подобно расплавам переводят породы в высокопластичное кашеподобное состояние. В последнем случае особое значение имеет соотношение флюидного давления с давлением литостатическим. Размягчающее воздействие флюидов при метаморфизме, наблюдается лишь тогда, когда флюидное давление намного превосходит литостатическое. При прекращении метаморфических процессов флюиды быстро удаляются из пород на земную поверхность, флюидное давление в зоне метаморфизма падает, метаморфические породы утрачивают пластичность, становятся вязкими и прочными.
Прочность и вязкость пород, по мнению Н. Л. Добрецова, особенно заметно уменьшаются в двух интервалах разреза:
1) в зоне прогрессивного зелёносланцевого метаморфизма, где выделяется наибольшее количество воды и где из-за низкой проницаемости пород может концентрироваться глубинная вода;
2) в зоне анатексиса или в местах внедрения термальных расплавов и флюидов (термальных ореолов).
Механизм формирования инверсии плотностей в земной коре разработан менее уверенно. В числе наиболее вероятных причин этого явления обычно называют:
1) увеличение порового пространства горных пород, обусловленное тепловым расширением в этом пространстве седиментационной воды (Гончаров, 1983);
2) увеличение порового пространства пород под воздействием напора воды, высвобождающейся при метаморфических реакциях (десорбция плёночной воды и химическая дегидратация с освобождением конституционной воды), и воды, нагнетаемой в зону метаморфизма из мантии (Белоусов, 1969, 1975);
3) переход части пород в расплавленное состояние, превращение их в гранитную магму, в результате чего плотность этих пород уменьшается с 2.7–2.8 до 2.2 г/см3, что влечёт за собой уменьшение плотности ультраметаморфического комплекса в целом (Белоусов, 1969, 1975);
4) гравитационная дифференциация кашеподобных ультраметаморфических или реоморфических масс, в процессе которой верхние горизонты зоны плавления обогащаются лёгкими (2.2 г/см3) гранитными выплавками, а тяжёлые (2.8–3.0 г/см3) нерасплавленные остатки материнских пород (реститы) накапливаются в нижних горизонтах. Они опускаются на поверхность «гранулито-базитового» слоя земной коры и становятся его составной частью (Добрецов, 1978; Куликов, 1979, 1982).
Несомненно, все перечисленные явления в природе имеют место, но их роль в метаморфогенном изменении плотности горных пород явно неравноценна. По-видимому, только плавление и гравитационная дифференциация действительно могут привести к инверсии плотности в региональных масштабах. Десорбция воды и химическая дегидратация, видимо, не могут иметь существенных геологических последствий. Во-первых, они затрагивают не все породы и не все минералы, а только часть их. Во-вторых, эффективность этих процессов резко снижается с потерей воды во время метаморфизма, её удалением вверх из зоны метаморфизма. Десорбция и дегидратация приводят, вероятнее всего, не к инверсии плотности, а лишь к её кратковременной стабилизации. Нагнетание воды из мантии, а также тепловое расширение остаточной поровой воды с точки зрения причин формирования региональной инверсии плотности ещё менее интересны, так как проявляются не регионально, а узко локально — в местах повышенной проницаемости земной коры. Во втором случае это обособленные, сравнительно небольшие, герметически изолированные линзы пород с аномально высоким пластовым давлением. Следовательно, наилучшие условия для возбуждения конвекционных движений возникают только в связи с ультраметаморфизмом и реоморфизмом плавления.
Ультраметаморфические и реоморфические процессы, вызывая региональное разуплотнение и размягчение огромных масс горных пород, приводят эти массы и перекрывающие их многокилометровые холодные тяжёлые наслоения в механически неустойчивое состояние. Разуплотнение пород нарушает гравитационное равновесие внутри земной коры и порождает в её недрах гидростатические (Архимедовы) силы, а возросшая пластичность (текучесть) снижает сопротивляемость пород деформирующему воздействию этих сил. Благодаря этому разогретые, частично расплавленные, кашеподобные, высокопластичные гранит-мигматит-гнейс-кристаллосланцевые массы и толщи холодных перекрытий зоны ультраметаморфизма или реоморфизма приходят во взаимное движение. Блоки перекрытий тонут в лёгком кашеподобном субстрате и выжимают гранит-мигматит-гнейс-кристаллосланцевые массы из-под себя в стороны. Эти отжатые пластичные массы стягиваются в межблоковые ослабленные зоны — участки пониженных давлений и, скучиваясь здесь, образуют гигантские ядра нагнетания (метаморфогениые или глубинные диапиры). Последние разрастаются вверх и поднимают над собой толщи холодных перекрытий, изгибая их в форме огромных куполов или линейных валообразных поднятий.
В результате в недрах земной коры формируются конвекционные кинематические системы, объединяющие генетически и пространственно взаимосвязанные нисходящие, горизонтальные и восходящие перемещения масс (рис. 45). Эти движения направлены на восстановление гидростатического равновесия, нарушенного ультраметаморфогенной или реоморфогенной инверсией плотностей. В жидких средах состояние равновесия восстанавливается лишь при полном обмене верхних тяжёлых и нижних лёгких масс местами. В случае метаморфогенных конвекций полного обмена масс местами не происходит. Горячие массы в восходящих течениях быстро охлаждаются и утрачивают высокоподвижные компоненты, так как флюиды и гранитоидные расплавы из-за растрескивания холодных перекрытий движутся вверх в этих течениях с опережающей скоростью. Освобождаясь от лёгких компонентов, породы уплотняются до 2.7–2.8 г/см3. Поэтому состояние равновесия достигается обычно раньше, чем горячие метаморфические массы прорвутся на земную поверхность.
Рисунок 45. Принципиальный разрез геосинклинальной метаморфогенной конвекционной кинематической системы (конвекционной ячеи).
1 — поверхность моря; 2 — земная поверхность; 3 — породы, находящиеся на низкой (до эпидот-амфиболитовой включительно) ступени метаморфизма (холодное перекрытие); 4–5 — зона ультраметаморфизма и реоморфизма плавления; 4 — подзона, обогащённая автохтонными гранитными расплавами, 5 — подзона, обеднённая автохтонными гранитными расплавами; 6 — реститовые наслоения в составе «гранулито-базитового» слоя земной коры; 7 — глубинные метаморфогенные диапиры (ядра нагнетания); 8 — антиклинальный изгиб холодного перекрытия над ядрами нагнетания; 9–10 — аллохтонные гранитоиды: 9 — интрузивные, 10 — эффузивные. Стрелками обозначены движения материальных масс; 11–13 — ветви конвекционной системы: 11 — оседания холодного перекрытия, 12 — горизонтальный внутрикоровый переток гранит-магматит-гнейс-кристаллосланцевых кашеподобных горячих масс, 13 — подъём горячих масс и холодного перекрытия; 14–15 — гравитационная дифференциация масс в зоне ультраметаморфизма; 14 — всплытие гранитоидных расплавов; 15 — погружение реститов; 16 — прорыв гранитоидных расплавов из ядер нагнетания внутрь холодного перекрытия и на земную поверхность; 17 — снос продуктов размыва водными потоками; 18 — седиментация; ИГА — нитрагеоантиклиналь; ИГС — интрагеосинклиналь (частный геосинклинальный прогиб). Штриховые линии — слоистость геосинклинальных отложений внутри холодного перекрытия.
Метаморфогениые конвекционные перемещения осуществляются в виде одной или нескольких сближенных конвекционных ячей. В этих ячеях горячие метаморфические породы (гнейсы, сланцы, мигматиты и др.) движутся совместно с гранитоидными расплавами в составе единой высокопластичной «каши». Расплавы отделяются от этой «каши» лишь в восходящих ветвях конвекций, где создаются условия для их прорыва в холодное перекрытие и на земную поверхность. Поэтому геометрические формы и размеры метаморфогенных конвекционных ячей характеризуются теми же параметрами, что и ячеи гранитоидных магматогенных конвекций. Эти два типа ячей как бы вложены друг в друга и приобретают индивидуальность лишь в восходящих ветвях.
О формах и размерах магматогенных гранитоидных конвекций уже говорилось выше. Все сказанное почти полностью может быть отнесено к конвекциям метаморфогенным. Метаморфогенные конвекционные ячеи в плане имеют преимущественно линейную, вытянутую форму в молодых геосинклинальных областях, полигональную форму — в древнейших, раннедокембрийских подвижных областях и на всех изометричных срединных массивах. Высоты ячей зависят от глубины, на которой протекают процессы ультраметаморфизма или реоморфизма, а следовательно, и от геотермии недр. В подвижных областях архея и раннего протерозоя эти глубины, видимо, не превышали 10–15 км. В последующее время они возросли до 15–25 км. Во всех случаях ячеи располагались над «гранулито-базитовым» слоем земной коры. Поперечники ячей примерно в 3–5 раз превышают мощности верхнего, более вязкого слоя конвектирующей пары, т. е. холодного перекрытия. В раннем докембрии мощность этого слоя, видимо, составляла 5–10 км, позднее — 10–20 км. Поэтому размеры ячей в древнейших областях (редко более 50–70 км) всегда меньше, чем в молодых (до 100 км и более). Преобладающий тип ячей — краевой. В древнейших подвижных областях и на параплатформах он мог быть и центральным. В первом случае повышенная пластичность холодного перекрытия могла быть связана с глубоким прогревом слабоуплотнённых, а потому высоко обводнённых осадочных отложений; во втором — с повышенной раздробленностью перекрытий, особенно значительной в краевых частях параплатформ.
Размеры площадей восходящих и нисходящих течений в жидких средах равны между собой. Каждое из них занимает половину площади ячеи. В реальной геологической обстановке они не равны. Ширина восходящей ветви всегда меньше, чем нисходящей. Ориентировочно они соотносятся как 1:2 или 1:3. Поперечник горизонтального течения определяется мощностью зоны расплавления гранитоидов и примерно составляет 50 % последней: 2–2.5 км в древнейших подвижных областях, 4–5 км в молодых геосинклиналях и на параплатформах. Амплитуды перемещений масс в каждой из ветвей метаморфогенных конвекций, как и при гранитоидных магматогенных конвекционных течениях, резко различны. Горизонтальное перемещение при полном вытеснении кашеподобной массы из-под относительно более тяжёлых блоков перекрытия не превышает половины площади конвекционной ячеи, т. е. может достигать 25–50 км. Амплитуды нисходящих движений примерно равны мощности осадков, накопившихся во вновь образовавшихся прогибах. На параплатформах эта амплитуда достигает 3–5, в геосинклиналях — 10–15 км. Амплитуды восходящих перемещений в геосинклинальных областях соответствуют высоте глубинных диапиров, т. е., как максимум, толщине холодных перекрытий. Это составляет 5–10 км в древнейших и 10–15 км — в молодых геосинклинальных подвижных областях. На параплатформах она равна примерно амплитуде нисходящих движений. Высоты морфоструктур земной поверхности, возникающих в процессе развития метаморфогенных конвекций, зависят от плотностей масс, составляющих нисходящую и восходящую ветви конвекций. Предельно низкая плотность погружающихся холодных масс 2.6—2.8 г/см3, всплывающих (гранитоидные расплавы) — 2.2 г/см3. Разница между ними достигает 25 %. Очевидно, на эти 25 % и будут отличаться высоты блоков, опирающихся на горячие полу-расплавленные внутрикорсвые массы. Поэтому, можно думать, что превышение поверхности интрагеоантиклиналей над смежными прогибами составляло максимум 1–2 км в раннем докембрии и увеличилось до 3–5 км в более позднее время.
Метаморфогениые конвекционные движения являются структурообразующими. Они создают широкий спектр очень сложных деформаций, получивших общее название метаморфогенной (Хайн, 1973) или глубинной (Сорский, 1962; Белоусов, 1969, 1975; Эз, 1976) складчатости. Специфика этих деформаций наиболее ярко вырисовывается на древних докембрийских щитах, где на больших площадях в глубинных сечениях земной коры обнажаются ультраметаморфические породы архея и нижнего протерозоя. В структурах более молодого возраста, вплоть до мезозойско-кайнозойского, они наблюдаются на значительно меньших площадях. Метаморфогениые деформации обычно подразделяются на четыре основные группы: складчатые деформации, текстурные формы, разрывные нарушения, гранито-гнейсовые купола и валы.
Информация:
— Следующая статья | В. А. Дедеев, П. К. Куликов: «Происхождение структур земной коры»