О волновой природе напряжений и деформаций и механизме концентрации пи

[Устьянцев Валерий Николаевич]

Отметим, что глобальные пояса имеют простирания такие же, как и у сети зон систем глубинных разломом.
Развитие Тихоокеанского пояса, по М.В. Муратову, 1975.
Геологическая история пояса существенно отличается от других поясов. Пояс окаймляет кольцом дно Тихого океана и отделяет его от древних платформ Азии, Австралии, Антарктиды, Южной и Северной Америки. Пояс имеет резко ассиметричное строение. Развитие составляющих его складчатых областей шло в определенной последовательности — от периферии пояса к его внутренней части [14].
Позднее - протерозойские и палеозойские складчатые области участвуют только по периферии пояса, у самого края древних платформ, в Австралии и Антарктиде, в Южно-Восточном Китае. Шире распространены, закончившие свое развитие в мезозое: Верхоянско-Чукотская, Скалистых гор в Северной Америке, Анд в Южной Америке и Антарктического полуострова в Антарктиде. На отдельных участках пояса в Америке, Азии и Океании присутствуют кайнозойские области. Наиболее внутреннее положение занимают самые молодые, не закончившие своего развития геосинклинальные области по периферии Азиатского и Австралийского материков, в Центральной Америке, между Америкой и Азией (Алеутская дуга), между Америкой и Антарктидой (дуга Южно-Сандвичевых островов).
Байкальская складчатая область Аделаиды, в Австралии, в своей западной части, заложилась на нижнепротерозойском фундаменте, а восточная - на коре дна океана. Данный факт свидетельствует о независимости процесса структурообразования от среды и указывает на наличие энергетического фактора, то-есть волнового, на это же указывает и продолжительность орогенного этапа развития. Аналогично развивался и Средиземноморский пояс в альпийское время.
В середине девона происходит инверсия (М.В. Муратов, 1975), образуются впадины и прогибы орогенного этапа. Однако восточнее, на самом побережье Австралии, главный этап продолжался до начала карбона, а в конце его начался орогенный этап, сопровождаемый внедрением гранитных интрузий. С начальным развитием складчатого пояса Австралии, в кембрии, связывается заложение системы прогибов и островных дуг на дне океана на океанической коре. Геосинклинальный процесс последовательно продолжался к востоку, захватывая соседнюю часть дна океана.
Аналогичные процессы в более позднее время, происходили на северо-западных побережьях Тихого океана.
Мезозойские геосинклинальные области, закончили свое развитие в меловом периоде. Наиболее протяженными являются Кордильеры Северной Америки. На востоке, вдоль края Северной Америки, в начале позднего протерозоя образовалась широкая складчатая полоса, где в середине рифея закончилась складчатость и образование интрузий и сложилось складчатое основание. С начала позднего рифея, на этом основании закладываются прогибы, в которых с этого времени и до карбона включительно, накапливались мощные карбонатно-терригенные осадки. К западу мощность их растет и в них появляются вулканиты. Западнее этой зоны закладывается на коре области океана, система из двух крупных поднятий, которые росли вдоль разломов и разделяющего их прогиба. В конце палеозоя еще западнее заложился новый прогиб также на океанической коре, который был подобен современным глубоководным океаническим желобам островных дуг (исследования Н.А. Богданова). Прогиб заполнен вулканитами андезитового состава. В конце юры еще западнее образовал ся еще прогиб, который заполнялся кремнистыми осадками и вулканитами.
Важно отметить, что отложения, соответствующие по возрасту тем, которые заполняли троги, распространены и в пределах более восточной части Кордильер, но они не достигают большой мощности и не содержат вулканитов. Происхождение их, также как и крупных прогибов, генетически связано с автоколебательной системой Земли, то-есть, волновое, резонансно-тектоническое.
Главная фаза складчатости — рубеж юры и мела. Орогенный этап (мел) сформировался обширный краевой прогиб у края Скалистых гор.
Процесс отражает разрастание коры материкового типа, который связывается с увеличением степени проницаемости коры океана и указывает на процесс миграции вещества из области мантии океана в материковую мантию.
Анды Южной Америки развивались поиному, здесь нет геосинклиналей, развивающихся на коре океана; мезозойская складчатость развита только в центральной части Анд; северная и южная части Анд относится к областям кайнозойской складчатости. На мезозойском фундаменте образовались прогибы (триас-юра), в конце юры — инверсия и в орогенный этап формируется прогиб, вытянутый вдоль Анд на сотни километров, заполненный андезитами и их туфами. Мощность формаций достигает, по данным М.Г. Ломизе, 10600 м. Современный рельеф сформировался в неогене.
Кайнозойские складчатые области образуют самую внутреннюю широкую зону в пределах Тихоокеанского пояса. Они состоят из двух главных областей: складчатых поясов, закончивших в кайнозое свое развитие, и более протяженных широких полос областей, являющимися современными геосинклиналями.
По данным Сапера и Арльда, распределение вулканов по десятиградусным интервалам (широтное и меридиональное направления) проявляется четкая общеземная асимметричная периодичность: волна с максимумом на 50-60о с.ш., и два минимума в приполюсных областях.
Процесс отражает разрастание коры материкового типа, который связывается с изменением степени проницаемости коры океана, и, как следствие, более глубокой степени дифференциации вещества, происходит процесс миграции вещества из области мантии океана в материковую мантию [14].
Уральский и Арктический пояса.
Каждый из больших поясов распадается на части, вытянутые в направлении протяжения пояса, в которых процессы геосинклинального развития закончились в разное время. Первичными структурами в подвижных поясах. являются кратоны и срединные массивы. Заложение поясов происходило на кратонах, а затем и на океанической коре. Системы трогов возникали вдоль зон систем глубинных разломов, которые образовывались в результате процессов деструкции (протерозой, ранний палеозой). Прерывистость поясов объясняется существованием древних (архей) срединных массивов или не переработанных геосинклинальным режимом структур кратонов (Тарим, Скифская плита). Кратоны определяют общий план деформации и маркируют зоны восходящих мантийных энергопотоков, которые формируют тектоносферу посредством физико-химических деформаций. Подвижные пояса повсюду окаймляют древние платформы и щиты.
В до срединно-массивно-геосинклинальный период развития, широкое распространение имели зоны спрединга, которые генетически связаны с формированием геоида. Частота заложения спердинговых структур меридионального и широтного простирания, интенсивность процессов деформации стремится к максимуму в экваториальной области. Широтно-меридиональный план деформаций проявлен в большей мере в до рифейский  этап развития системы Земли.
«Ядра» (кратоны) роста коры материкового типа начинались с рифтогенеза и проявления вулканоплутонической деятельности на фоне восходящих движений земной коры, после чего происходили процессы инициального магматизма, в результате образовывался офиолитовый пояс, затем, в эпоху орогенеза, наступал процесс формирования гранитоидов, метаморфизма с проявлением экструзивной деятельности и базификации. В эпоху орогенеза и после него, происходит генерация УВ и других полезных ископаемых.
Процессы гранитизации и базификации способствовали возникновению избыточного давления энерго- и массопотока со со стороны мантии.
Общим для всех подвижных поясов является процесс формирования вдоль глубинных разломов, глубоких впадин и срединных массивов. Высокая сейсмическая активность регионов развития подвижных поясов, есть проявление генетической связи формирования поясов с астеносферой и волной энергии исходящей из области ядра. Кровля астеносферы, под поясом поднята до гипсометрических отметок — 60-30 км., фиксируется полиастеносферность (Средняя Азия, Дальний Восток). В прогибах формировались месторождения УВ и не только. Простирание поясов контролируется глобальной сетью тектонических нарушений четырех основных направлений [14]. Вариации магмаобразования коррелируются с вариациями вращения системы Земли, вариациями магнитного поля, а также, цикличностью периодов геологического развития системы Земли, с момента ее образования [8].
Средиземноморский пояс.
Пояс разделяется на западную и восточную, которая включает в себя острова Индонезии вместе с разделяющими их морями. На западе пояс развивался на ранних этапах подобно Урало-Монгольскому поясу. В рифее пояс развивался в условиях океанической земной коры. На западе развивались в большом количестве срединные массивы, что указывает активные процессы магмагенеза на фоне восходящих движений литосферы.  Данные процессы, сопровождались ее растяжением. Метаморфическое основание массивов местами выступает на поверхность и, на этом фундаменте, были заложены системы геосинклинальных трогов, развитие которых происходило по типу герцинских складчатых областей. Главный этап развития начался с ордовика и продолжался до карбона, что свидетельствует о мощных процессах, происходящих в глубоких мантийных сферах на западе Европы. В конце карбона и перми протекал орогенный период с формированием крупных межгорных и краевых впадин, которые содержат мощные угленосные толщи. В данном случае пояс представляет собой обрамление Скифской плиты. Структуры обрамления после процесса выравнивания (карбон-пермь), центральная ее часть-середина пояса, в мезозое была вовлечена снова в процесс геосинклинального развития. Троги заложились вдоль глубинных разломов, которые рассекали складчатое основание байкальских массивов. Троги унаследовали положение и простирание палеозойских геосинклиналей. Генезис трогов связывается с процессом подъема легких масс основного состава. Образовавшиеся троги узкие и очень глубокие, достигающие до пределов базальтового слоя (по М.В. Муратову 1975). Геосинклинальный процесс продолжался до олигоцена. Процесс орогенеза сопровождался заложением разломов и вулкано-плутонической деятельностью. Тела гранитоидов в виде лакколитов и жил, формировались вдоль разломов. Глубинные интрузии находятся в расплавленном состоянии. Под Альпами, Западными Карпатами, Кавказом находятся не затвердевшие магматические очаги.
Особенностью Альпийской складчатой области, связанной с ее активностью, является присутствие в ней или по ее окраинам, системы глубоких впадин земной коры заполненных водами внутренних морей (Каспий, Черное море, Мраморное, Ионическое, Тиррейнское, Лигурийское, Средиземное, Болеарское и Альборанское). Впадины обладают глубоким плоским дном (глубина от 2000 м до 4000 м), окруженным отчетливым материковым уступом.
С внутренними морями, генезис которых связывается с рифтогенезом, связаны месторождения УВ - (верхний рифей, верхний палеозой — ранний триас, четвертичный период) [14, 52].
Атлантический режим окраин материков.
«Известны два режима окраин материков — атлантический и тихоокеанский». (В.В. Белоусов 1968) стр. 182 «Раз. Тихоокеа...»
Атлантический режим окраин материков от тихоокеанского типа режима, отличается прежде всего несогласным налеганием края океана на срезанную до мезозойскую структуру соседних частей материка. Эта структура может быть весьма различной: герцинской складчатой зоной, эпикаледонской или древней платформой. Она может быть сложена осадочными, магматическими или метаморфическими породами. Важно, что к мезозойскому времени атлантические периферии повсеместно характеризовались платформенным развитием. Такой тип окраин материков вокруг Атлантического и Индийского океанов и является единственным для Северного Ледовитого океана. Окраины атлантического типа сопровождаются обычно широким шельфом, ширина которого в некоторых районах достигает достигает многих сотен километров (см. схему «Тектоника Земли»). Исследования показали, что ни на одной периферии материков атлантического типа нет никаких признаков того, что в домезозойское время по соседству существовал океан. Все домезозойские структуры любого типа и происхождения прослеживаются с суши на подводный шельф, а затем срезаются его внешним краем. Характер срезания не оставляет сомнений в том, что [В.В. Белоусов 1975] [2] первоначальные структуры распространялись туда, где сейчас находятся океанические глубины [2,52].
Генезис подвижных поясов, связывается с деструкцией земной коры — они контролируются зонами систем глубинных разломов. Эпохи деструкции, отражают волновой механизм формирования горообразовательной геохимической системы.

[Устьянцев Валерий Николаевич]

Тихоокеанская впадина

«Особенностью строения Тихого океана [М.В. Муратов, 1975] является концентрическое последовательное расположение разных складчатых областей вокруг его и центральной части. При этом дно центральной и восточной частей Тихого океана отличается наименьшей толщиной земной коры. По данным геофизических исследований дна Тихого океана, толщина земной коры в центральной и восточной частях океана колеблется от 4,8 км до 10-18 км.
В Восточной впадине дна (Р.М. Деминецкая 1967) между Полинезией и Америкой, по данным Г. Рэтта, толщина коры закономерно убывает от периферии к центру океана. В районе, расположенном на 70 южной широты и 1180 западной долготы, толщина коры наименьшая-4,85 км. К северо-востоку и юго-западу отсюда происходит последовательное возрастание ее толщины до 5, 6, 7 км и более. При этом базальтовый слой на пересечении между Маршалловыми и Гавайскими островами имеет толщину от 3,14 до 5,69 км, между Гавайями и Северной Америкой-от 4,42 до 6,24 км, а в тропической части океана-от 3,31 до 9,58 км. В западной части Тихого океана, в области островных гряд Меланезии и Микронезии, толщина коры резко изменчива. Наряду с величинами 5-6 км в отдельных впадинах на подводных возвышенностях и поблизости от гряд островов толщина коры достигает 8,66-12,55 км (в Маршалловых островах). Данный факт указывает на наличие восходящих мантийных потоков под островами, то-есть проявляется процесс, отражающий ротационно- плюмовый режим работы системы Земли. Базальтовый слой здесь достигает 5,6 км у островов Наури. Эоценовый и позднемеловой возраст коралловых построек поверх ряда усеченных вулканов (М.В. Муратов 175) указывает, что образование вулканов и, следовательно, валообразного поднятия Дарвина происходило до середины мела, то-есть более 100 млн лет назад, скорее всего в начале мезозоя. Оно, по-видимому, выросло как пологое, но гигантское по площади сводовое поднятие. Данный мантийный процесс привел к деструкции земной коры и началу активной вулканической деятельности. Позднее, в кайнозое, Дарвиновское осело, кроме отдельных участков возвышенностей (основание островов Такелау и др.).
Важно отметить, что к северо-западу от центральной области Тихого океана, на островах проявлена андезитовая формация. Данный факт свидетельствует о наличии в земной коре очагов более кислой магмы. Острова отделены от океана глубоководным желобом, с полосой впадин и связывается «андезитовая линия». Области островных дуг образуют самую внутреннюю зону Тихоокеанского пояса, или кольца, которая сменяется к периферии областями кайнозойской складчатости и вулканизма побережья Тихого океана. Далее следует мезозойской складчатой Верхоянской области, Аляски и Скалистых гор Северной Америки, в которой давно уже прекратилось геосинклинальное развитие и образовалась молодая складчатая платформа. В таком концентрическом распределении областей с разным строением земной коры проявляется определенная закономерность наблюдается последовательный ряд стадий развития земной коры от до геосинклинальной океанической плиты через начальные океанические гряды, к геосинклинальной стадии островных дуг, а затем больших островов и горных цепей с корой переходного типа к платформенной области области мезозойской складчатости Дальнего Востока и Северной Америки. Дно центральной и восточной частей Тихого океана, окаймленное рядом последовательно сменяющихся зон. Гранитный слой в центральной области Тихого океана полностью отсутствует. Различия в строении западной и восточной частей, объясняется ротационно-плюмовым режимом работы системы Земли.
Отметим, что географические особенности строения берегов Тихого океана отражает тесную связь дна океана с развитием окаймляющих его геосинклинальных областей. Последовательность образования геосинклиналей указывает на то, что происходила геосинклинальная переработка океанического дна от периферии в сторону центральной части Тихого океана. Таким образом, центральная область дна Тихого океана является наиболее ранней ступенью развития земной коры. Древность впадины Тихого океана подтверждают убедительные данные, обоснованные анализом глубоководного населения океана. По Л.П. Зенкевичу, «животный мир океана представляет целостную систему, которая развивалась в условиях чрезвычайно длительной эволюции. На протяжении фанерозоя не было создано ни одного нового типа животного мира. Поэтому можно допустить большую древность океанов или хотя-бы некоторых из них как среды, в которой развивался и эволюционизировал животный мир» [М.В. Муратов, 1975]. Вышеизложенное, позволяет сделать вывод о том, что ложе Тихого океана может рассматриваться как остаток очень древнего участка первичной земной коры, которая покрывала весь земной шар.
В области Тихого океана, присутствует в большом количестве вещество, отвечающее составу хондритов, дифференциация этого вещества происходит в пределах континентальной области (фактор низких значений РТ»

[Устьянцев Валерий Николаевич]

«Геометрическая правильность расположения тектонических нарушений глубокого заложения (В.В. Белоусов, 1975), указывает на то, что глубинные процессы, лежащие в основе вертикальных движений земной коры, развивались в пространстве недр не беспорядочно, а вдоль некоторых линий, преимущественно прямых и подчиненных определенным направлениям. Даже когда на первый взгляд, зоны поднятия и прогибов как будто образуют плавно изогнутые дуги (Карпаты, Верхоянский хребет, Западные Альпы) более внимательное рассмотрение показывает, что такие дуги состоят из отдельных прямолинейных отрезков с изменяющимся под некоторым углом простиранием»

Краевые разломы. На огромное значение краевых разломов в истории развития земной коры было указано В.А. Обручевым и В.И. Поповым (1938). В.И. Попов краевые разломы назвал «дискорданными линиями», и считал, что это – крупные разломы сингенетичные с образованием осадков, которые разделяют области согласного и несогласного накопления отложений (обычно разделяющихся в обеих областях по мощности и по фациальному составу). Это позволяет обойтись без предположения о тектоническом сближении фаций, маловероятным при выдержанном крутом падении разграничивающих их разломов. Он также отметил краевое положение разломов по отношению к простиранию основных структур. 
А.В. Пейве (1945) относит эти разломы к глубинным.
М.М. Кухтиков (1968) отмечал, что в направлении простирания зон межзональные разломы непрерывно прослеживаются на многие десятки и сотни километров, т.е. на те же расстояния, что и тектонические зоны складчатой области.
Анализ краевых разломов показал, что это - группа нарушений, продольная (согласная) по отношению к простиранию геоантиклинальных складчатых сооружений - зон повышенной деформации земной коры, она тесно связана с их развитием. В то же время краевые разломы составлены из отдельных отрезков региональных разломов различных простираний. Общая черта краевых разломов – граничные дизъюнктивные дислокации, разделяющие различные по знаку структурные формы, своеобразные границы смены мощностей и типов осадков характерных рудопроявлений и магматизма. Эта система крутопадающих разломов, сопровождаемых зонами дробления, рассланцивания, повышенного метаморфизма, часто сопровождается поясами различного типа оруденений. Краевые разломы ограничивают древние платформы и активизированные их выступы от геосинклинальных поясов [О.М. Борисов].
Интересные мысли о разломах высказал Н.С. Шатский (1946). Он показал широкое развитие в земной коре двух систем: ортогональной и диагональной, в связи с чем земная кора приобретает блоковое строение. Н. С. Шатский выделил краевые разломы древних платформ (чем определяется угловатость Русской платформы), выделил системы разломов, секущих платформу, он впервые выделил поперечные разломы сквозного характера, пересекающие складчатые области, молодые и древние платформы.
В 1975 году В.В. Белоусов, отмечая огромное количество разрывов различных размеров и типов, выделяет в особый класс глубинные разломы и рассматривает геосинклиналь как своего рода зону глубинного разлома. Совокупность глубинных разломов представляет важную структурную особенность литосферы, т.к. они являются катализаторами эндогенных процессов, а не их причиной. Эндогенные процессы вызваны независимыми от глубинных разломов факторами, лишь в некоторые периоды и на некоторых отрезках используют имеющуюся сетку разломов.
На ортогональную и диагональную сетку разломов в Центральном Казахстане, указывал А.В. Пейве (1956), что подтверждает А.И. Суворов (1968), который выделял динамические пары разломов – «динамопары».

Теорема И. Р. Пригожина (1947), термодинамически неравновесных процессов:
«при внешних условиях, препятствующих достижению системой равновесного состояния, стационарное состояние системы соответствует минимальному производству энтропии». «Синергетика объясняет процесс самоорганизации в сложных системах следующим образом: Закрытая система в соответствии с законами термодинамики должна в конечном итоге прийти к состоянию с максимальной энтропией и прекратить любые эволюции. Самоорганизация неразрывно связана с волновыми процессами. В любых открытых, диссипативных и нелинейных системах неизбежно возникают автоколебательные процессы, поддерживаемые внешними источниками энергии, в результате которых протекает самоорганизация» (И.Р. Пригожин). Процесс формирования месторождений минерального сырья, - антиэнтропийный. Система формирования минерального сырья— открытая, благодаря наличию тектонических нарушений в земной коре. Таким образом, главным фактором формирования месторождений являются, - тектонические нарушения. То-есть, тектонические нарушения контролируют месторождения минерального сырья.