Основные представления о тектонике

Размещено на http://allbest.ru

Основные представления о тектонике

Предмет и задачи геотектоники

Геотектоника - наука о структуре, движениях, деформации и развитии земной коры и верхней мантии, в связи с развитием Земли в целом. Структура геотектоники - неоднородность в распределении и в условиях залегания горных пород разного состава.

Тектонические движения - механические перемещения отдельных участков или блоков земной коры и верхней мантии. Тектонические движения сопровождаются изменениями в залегании и внутреннем строении горных пород и деформациями. Деформации вызывают нарушения в первичном залегании горных пород, которые называются дислокациями.

Основные разделы геотектоники

В зависимости от конкретных задач и последовательных ступеней исследований геотектоника делится на несколько более мелких дисциплин:

1) Общая геотектоника рассматривает закономерности проявления тектонических движений и деформирования тектонических структур всех рангов во времени и пространстве. Выясняет направленность эволюции тектоносферы в истории Земли;

2) Морфологическая геотектоника или структурная геология - изучает строение, формы, создаваемые тектоническими деформациями, и дает основание для классификации этих форм;

3) Региональная геотектоника исследует современное распредление в земной коре и верхней мантии тектонических нарушений разных типов. Используется метод структурного анализа, основанный на изучении геологических карт и геологических разрезов;

4) Историческая геотектоника изучает методами палеотектонического анализа последовательное развитие структуры земной коры, устанавливает в нем определенные этапы и стадии. Особыми разделами являются:

Неотетконика - учение о новейшем N₃ - Q движений и деформаций.

Актуотектоника изучает современные движения и деформации земной коры.

5) Динамическая геотектоника - часть динамической геологии, делится на ряд научных направлений (тектонофизика, экспертная тектоника, геомеханика, сейсмотектоника). На современном этапе возникла геодинамика (тектоника+геофизика).

Задачи, решаемые геотектоникой

1) Исследование форм залегания горных пород;

2) Изучение истории наблюдаемых структурных форм;

3) Выяснение закономерностей в последовательности и сочетаниях структурообразующих процессов в их распределении в пространстве;

4) Исследование глубинных причин образования и развития структурных форм.

Методы геотектоники

Геотектоника как самостоятельная наука имеет свои особые методы исследований и использует методы смежных наук.

К тектоническим методам относятся:

1) Структурный метод - изучение отдельных форм тектонических нарушений по данным геологической съемки и подземного картирования по материалам горных выработок. Результатом являются структурные карты, на основании которых проводится анализ структурных элементов;

2) Метод сравнительной тектоники: 1) когда проводится сравнение параметров и других характерных однотипных структур с целью выявления наиболее общих для них показателей и различий, по которым отдельные типы могут быть разделены на подтипы; 2) когда производится сравнение родственных типов структур с целью установления их эволюционной последовательности;

3) Геодезический метод используется для изучения современных тектонических движений; высокоточное нивелирование, геодезическая съемка;

4) Геоморфологический метод используется для изучения новейших тектонических движений;

5) Анализ фаций и мощностей применяется по площади и по разрезу: 1) составляется карта фаций; 2) разрез фаций;

6) Объемный метод является продолжением анализа фаций и мощностей и основан на измерении объемов осадков и вулканогенов разного типа;

7) Метод перерывов и несогласий. Строятся палеогеологические карты, изображающие структуру определенной области к концу одного и началу нового этапа тетконического развития;

8) Анализ формаций основан на изучении комплексов генетических типов отложений, характерных для определенных стадий развития структуры;

9) Математическое и физическое моделирование. Физическое моделирование - экспериментальное воспроизведение тектонических структур в лабораторных условиях.

Все вышеперечисленные методы можно разделить на 3 группы:

1) направлена на выяснение современной структуры земной коры (метод структурного анализа и его разновидности);

2) изучает историю тектонических движений (исторические методы, геодезические, геоморфологические, метод анализа фаций и мощностей, анализ формаций);

3) генетические методы предназначены для раскрытия происхождения тектонических структур.

Еще используют методы смежных наук, такие как геодезические методы, методы геоморфологии, палеогеографии, литологии, петрографии и другие.

Этапы развития геотектоники

Термин геотектоника предложен немецким геологом Науманом в 1860г. Как самостоятельная наука формировалась во второй четверти 20в. Выделяют 5 этапов:

1) вторая половина 17в. - первая половина 18в. Стенов сформировал положение, закладывающее основы геотектоники: 1) осадочные породы лежат горизонтально; 2) если на наклонный слой залегает слой горизонтально, то наклон первого продолжается раньше; 3) гора не производит постоянной величины;

2) вторая половина 18в. - первая четверть 19в.

Возникает научная геология, основоположником которой является Вернер. Он стоял на позиции нептунизма. В начале 18в. Ломоносов начал признавать ведущую роль в образовании гор эндогенных процессов. Начинает развиваться геологическое картирование. В 1830г. появляется научный труд Основы геологии.

Ломоносов попытался разделить тектонические движения на типы. Впервые была проведена систематика складчатых нарушений. Складчатость объяснялась оттеснением слоев со сводов поднятий магмой поднимающейся из глубин.

Но процесс горообразования складкообразования описывался в виде гипотезы, которая объясняла возникновение этих структур одновременно под действием каких-то катастрофических явлений всемирного масштаба.

3) вторая половина 19в. - на этом этапе происходит отказ от гипотезы поднятий и замена ее гипотезой контракций. Основоположником является Эли Де Бемон. Его гипотеза основывается на гипотезах Канта-Лапласса.

Гипотеза контракций описывала происхождение складчатых горных образований в результате охлаждения Земли, уменьшения ее объема, смятия слоев земной коры.

В 1900г. французский геолог Э. Ог. противопоставил геосинклиналям устойчивые континентальные площади, которые назвал платформами. Большой вклад в учение о платформах внесли Карпинский и Павлов. В это же время возникает учение о изостазии.

В 1909г. создан австралийским ученым Энри Зюссом фундаментального труда “Лик Земли”, в котором на основе гипотезы контракции давалось описание тектонического строения Земли.

Бертран указывал, что горноскладчатые системы имеют разный возраст и относятся к основным четырем эпохам складчатости и горообразования:

1) гуронская;

2) каледонская;

3) альпийская;

4) герцинская.

4) Первая половина 20в. - наблюдается кризис гипотезы контракции, протекает открытие радиоактивности, открытые шарьяжей, появляются новые гипотезы подкоровых течений, пульсирующей земли, расширяющейся земли, перемещения материков.

Появляются гипотезы перемещения материков (1821г.). Основоположники Ф. Тейлер и А. Вегинер. Положила начало новому направлению геотектоники, названному мобилизмом. В 40-е, 50-е годы 20-го века большим успехом пользовались концепции, возродившие представление сторонников гипотезы поднятия, в которой ведущую роль отдавали вертикальным движениям.

5) 60-е годы 20в. - наше время. Интенсивно изучается ложе океана, в результате чего обнаруживаются коренные отличия континентальной коры от океанической. Были открыты срединно-океанические хребты и др. Геофизики подтвердили наличие астеносферы, обнаружили различные геофизические аномалии, характерные только для геосинклиналей и платформ, и т.п. Эти исследования привели к тому, что взгляды, существующие ранее, начали рушиться. Возрождается гипотеза неомобилизма.

Классификация тектонических движений

Тектонические движения - механические перемещения материала тектоносферы под действием внутренних и внешних сил, приводящих слои литосферы к дислокациям с образованием тектонических элементов разного ранга и к качественному изменению пород (метаморфизму, трещиноватости, оруднению).

Существует несколько классификаций тектонических движений, но наиболее известными являются классификации В.Е. Хайна, В.В. Белоусова.

Хайн разделил все тектонические движения по уровню их зарождения в земном шаре. Он все тектонические движения разделил на:

1) Общие колебания (в ядре Земли);

2) Сверхглубинные движения (в нижней мантии);

3) Глубинные движения в верхней мантии в результате физико-химических процессов;

4) Коровые движения (производные от глубинных движений) делятся на складчатые и разрывные;

5) Покровные (поверхностные) возникают в результате перетока пластичных масс или гравитационного соскальзывания крупных пластин осадочного чехла, что приводит к образованию складок нагнетания и гравитационного скольжения;

6) Экзотетконические - вызываются ограниченными по площади процессами уплотнения и разбухания осадочных пород и движениями материков, оползнями т.д.

Белоусов классифицирует все тектонические движения по охвату тектоническими движениями того или иного объема земной коры:

1) Общекоровые охватывают всю земную кору по всей ее толщине, в результате которых происходят медленные поднятия и опускания больших территорий, развитие глубинных разломов различного типа и структурное развития земной коры в целом;

2) Внутрикоровые локализуются в некотором объеме земной коры;

В основу любой классификации положены следующие критерии:

а) характер создаваемых этими движениями тектонических структур;

б) глубина заложения соответствующих структур в земной коре и мантии;

в) кинематические особенности движений.

Самыми важными критериями является глубина заложения. Критерий б) тесно связан с а).

На современном этапе выделяют следующие главнейшие типы тектонических движений и деформаций земной коры:

1) Планетарные движения. Чередование планетарных поднятий и опусканий во времени носит периодический характер, причем наблюдается наложение одних периодов на другие разной длительности. Проявляются эти движения в виде трансгрессий и регрессий вод Мирового океана;

2) Сверхглубинные движения. Сюда относятся сопреженные поднятия и опускания крупных сегментов земной коры;

3) Глубинные движения - вызываются процессами, происходящими в верхней мантии. Они приводят к образованию крупных структур, входящих в состав геосинклинальных поясов и платформ. Вертикальные глубинные движения делятся на волновые и глыбовые. Такие движения называются эпейрогеническими;

4) Коровые движения делятся на существенно вертикальные и существенно горизонтальные, а также на складчатые и разрывные;

5) Покровные или поверхностные движения - деформация осадочного слоя земной коры;

6) Экзотектонические движения связаны с диагенезом пород осадочного чехла, с процессами денудации, гипергенеза и в результате движения ледников.

Все тектонические движения по времени их проявления разделены на 3 категории: современные, новейшие, древние.

Современные тектонические движения - движения последних трех веков. Начало изучению этих движений положил шведский естествоиспытатель Цельсий в 18в.

Новейшие тектонические движения изучает неотектоника. К ним относятся движения, которые происходили за последние 40млн.лет. Наряду с ними выделяют еще молодые движения, относящиеся к Q₄.

Современные тектонические движения (ТД)

Делятся на современные естественные ТД и современные техногенные ТД.

К СЕТД относятся движения, наблюдаемые в некоторое время или зафиксированные в истории цивилизации. Начало СЕТД принято исчислять от времени стабилизации уровня воды в Мировом океане примерно 6000 лет назад. Для их изучение применяют следующие методы:

1) Историко-археологический метод основан на наблюдениях за изменением гипсометрического положения или пространственной ориентации памятников человеческой культуры и современных строений;

2) Метод водомерных наблюдений основан на измерении уровня моря по засечкам на специальных столбах - фудштоках;

3) Геодезический метод - метод повторного нивелирования;

4) Метод, основанный на изучении изменения УГВ. При поднятии земной коры УГВ понижается и наоборот.

Современные техногенные тектонические движения обусловлены техногенной деятельностью человека и связаны с нарушением равновесия пород в земной коре. Причиной таких нарушений могут быть интенсивная эксплуатация месторождений полезных ископаемых, строительство крупных городов и водоемов и т.п.

Техногенные движения земной коры могут проявляться в следующих формах:

1) плавных вертикальных движений;

2) резких вертикальных движений (землетрясения);

3) субгоризонтальных перемещений вертикальных слоев;

Современные техногенные тектонические движения изучаются следующими методами:

1) Геодезический основан на сверхточном нивелировании по специальным полигонам;

2) Сейсмологический метод: прогнозирование землетрясений по их цикличности. Изучение землетрясений по изучению процессов разуплотнения и расширения пород перед землетрясением;

3) Гидродинамические базируются на фактах колебания уровня подземных вод перед землетрясением;

4) Гидрохимический учитывает изменения химического состава пластовых вод в областях будущих землетрясений;

5) Биологический основан на наблюдениях за животными, предчувствующими землетрясения.

Древние и новейшие тектонические движения

К новейшим тектоническим движениям относятся движения N-Q периода до начала периода современных тектонических движений. N и Q обязаны своим происхождением многочисленные геоморфологические элементы.

Основными методами изучения являются:

1) Морфологические методы - построение и анализ карт порядков долин, базисных поверхностей и остаточного рельефа.

Карты порядков долин позволяют изучать речную долину в развитии. На этих картах участки новейших тектонических движений характеризуются быстрым переходом долин стока в овраги - бассейны - реки.

Карты базисных поверхностей отражают тальвеги в изолиниях.

Карты остаточного рельефа характеризуют области длительного подъема.

2) Орографический метод основан на изучении зависимости форм рельефа от амплитуды и направления движения земной коры;

3) Батиметрический метод аналогичен второму. но применяется дял изучения движения дна водных бассейнов;

4) Изучение речной сети и речных долин.

Древние тектонические движения

К ним относятся тектонические движения донеогенового возраста. Им обязаны основные структурные элементы земной коры: океаны, континенты, геосинклинали и т.д.

Основными методами изучения являются методы палеотектонического анализа, которые основаны на изучении распространения, состава, мощности, отношения осадочных - вулканических толщ.

Все эти методы базируются на принципах Стено: анализ фаций, анализ формаций, анализ мощностей и перерывов несогласий, объемный метод.

Анализ фаций. Построив карту фаций можно выяснить условия формирования древнего бассейна.

Деформации и дислокации горных пород

Деформация - временное или постоянное изменение формы или объема тела горной породы с сохранением ее слошности, связанной с перестройкой или перемещением внутренних частиц горной породы.

Дислокации - процесс нарушения первоначального положения слоев, вследствие которого возникают складчатые и разрывные нарушения.

Характер деформаций горных пород определяется величиной воздействующей силы, временем и направлением воздействия на геологическое тело и физическими свойствами породы.

Физические свойства пород определяются не только их составом, но и термодинамическими условиями в местах их залегания. Пластичные породы называются некомпетентными, а хрупкие - компетентными.

Складчатость и складки

Складчатость: 1) процесс деформации и дислокации литосферных слоев; 2) группа складок.

Складчатые системы обладают особыми свойствами: ундуляция - волнообразование; виргация - ветвление, когда образуются пучки расходящихся складок при обтекании жесткого массива или в зонах затухания складчатости; вергентность - опрокидывание поднятий на окраины сопредельных депрессий.

Четко видное/ кулисообразное расположение складок.

Классификации складок

Существуют разные принципы классификации складок, но наиболее популярными являются классификации Хайна и Белоусова. Классификация складок по Хайну основана на геолого-генетическом принципе, который учитывает признаки складок, образовавшихся на разных уровнях развития литосферы.

В зависимости от уровня развития Хайн делит складки на 4 категории, каждая из которых выделяет различные по механизму образования типы:

1) категория А охватывает группу поверхностных экзогенных дислокаций. В ней выделяются складки осадочного облекания, уплотнения, разбухания, оползней и гляциодислокаций.

2) категория Б включает покровные эндогенно-экзогенные складки. В ней выделяются гравитационные складки и складки нагнетания.

3) категория В включает в себя складки осадочного чехла, который отражает структуру фундамента. В ней выделяются унаследованные, приразломные, межразломные складки, складки общего сжатия.

4) категория Г включает в себя метаморфогенные и магматогенные складки.

Белоусов предлагает физико-генетическую классификацию складок, в основу которой положен кинематический принцип. Белоусов выделяет следующие типы складчатости:

1) глыбовая;

2) нагнетания;

3) общего смятия;

4) глубинная.

Однако эти классификации не являются в полной мере генетическими, т.к. родословные складок определяются, прежде всего, природой структурообразующих сил, а затем уже формой тектоногенеза и динамикой его проявления. Основываясь на этом, Карташов предложил свою классификацию. По ней выделяется 2 группы складок, которые в свою очередь разделяются на подгруппы:

1) гравитационные складки:

а) складки литодинамического тектоногенеза:

- складки нагнетания сквозные (к такому типу складок относятся всевозможные валы, купола и другие структуры, образованные в результате нагнетания пластичных пород из депрессий в свод поднятия);

- складки нагнетания инверсные образуются подъемом пластичной массы, но не по напластованию, а по вертикали вверх (к такому типу относятся бескорневые антиклинали, которые развиты над депрессиями подстилающего комплекса);

- складки нагнетания бескорневые возникают над склонами депрессий или тектонических ступеней и представляют собой наклонные или лежачие складки, замки которых заполнены пластичной породой;

- складки выпирания образуются при неглубоком залегании пластичной серии пород и неравномерной эрозии перекрывающих ее слоев;

- инверсные мульды;

- грабен проседания;

- сквозные компрессионные мульды возникают в осевых зонах депрессий в результате выдавливания пластичной массы вверх по восстанию пласта;

- кальдеры оседаний образуются в результате оседания верхних слоев земной коры вокруг вулканов или грифонов из-за выхода магмы на поверхность или сопочной брекчии;

- гранитогнейсовые купола - глубинные диапиры расплавленного гранитного вещества, выдавленного по тектонически ослабленным зонам поверхности (характерны для платформ);

- магматогенные складки - дислокации осадочных толщ под действием внедряющихся интрузий.

б) складки свободного скольжения пластов:

- покровные складки представляют собой разные пликативные дислокации, возникающие в горных районах при свободном гравитационном сползании пластов горных пород под действием силы тяжести;

- оползневые складки - дислокации, появляющиеся в результате отрыва и сползания по склонам слоев горных пород незначительной мощности (делятся на подводные и наземные);

- гляциодислокации - небольшие складки, образовавшиеся в результате смятия поверхностных слоев Земли движущимся ледником.

2) складки физико-химических процессов:

а) складки эндогенные физико-химических процессов:

- глыбовые складки, которые представляют собой приподнятые или опущенные блоки складчатого основания с припаянными к ним и разорванными слоями пород осадочного чехла;

- штамповые складки образуются в осадочном чехле под воздействием вертикально движущихся блоков жесткого основания;

- надразломные складки;

- приразломные складки - складки, образовавшиеся на крыльях взбросов и взбросонадвигов под действием сил горизонтального сжатия;

- складки волочения.

б) складки экзогенные физико-химических процессов:

- складки облекания, которые представляют собой прогибы слоев, облекающих выступы подстилающего рельефа;

- складки уплотнения - малоапмплитудные дислокации, образующиеся при диагенезе осадков из-за неравномерного уплотнения разных пород;

- складки разбухания образуются за счет разбухания некоторых горных пород, обладающих высокой способностью к набуханию.

Разрывные нарушения - нарушение сплошности пород с горизонтальным, наклонным или вертикальным смещением стенок разорванного слоя или комплекса слоев. По размерам разрывные нарушения делятся на 3 типа: трещины, собственно разрывные нарушения, глубинные разломы.

Трещины - разрывы с очень незначительной величиной смещения стенок. Природа трещин тектоническая и они возникают в хрупких слоях, испытывающих напряженно-деформационное состояние.

Разрывные нарушения характеризуются значительными вертикальными и горизонтальными смещениями стенок разорванных слоев.

Глубинные разломы - зоны разграничения и одновременно шовного сочленения крупных блоков и тектонических элементов литосферы. Имеют большие протяженности длиной от десятков до сотен метров, большое заложение глубиной от десятков до сотен километров и длительную историю развития.

Глубинные разломы располагаются системами параллельных разломов, определяющих развитие крупных тектонических структур. Эти планетарные структуры называются миниаментами. Основными признаками, по которым выражается глубина разломов, явялются:

1) Структурный признак - вдоль разломов располагаются крупные дислокации;

2) Литолого-стратиграфический признак. В зоне глубинного разлома обнаружены породы разного состава и возраста;

3) Геофизический признак (зоны различных различий ориентаций аномалий на крыльях разломов);

4) Геотермический (в природных зонах наблюдается повышенная величина теплового потока;

5) По магматическому признаку: к разломам приурочены в основном очаги интрузивного и эффузивного магматизма.

6) По геоморфологическому признаку (в разломной зоне с поверхности наблюдается зона контакта горных стран с предгорными равнинами).

Не все признаки глубинных разломов могут проявляться, поэтому для уверенного установления глубинного разлома необходимо доказать наличие трех признаков (по Хайну):

1) большая протяженность;

2) глубина заложения;

3) длительность развития.

Кроме того, глубинные разломы классифицируются по глубине заложения (по Хайну): сверхглубинные, т.е. разломы, проникающие в среднюю мантию до глубины 700км; среднеглубинные - разломы, начинающиеся в астеносфере; подкоровые - разломы, которые берут свое начало в верхней мантии; коровые - разломы, рассекающие земную кору до кровли мантии.

Глубинные разломы по разграничению тектоничеких элементов делятся на: периокеанические, т.е. разломы, разделяющие материки и океаны; перикратонные - разломы, разделяющие платформы и геосинклинали; внутригеосинклинальные - разломы, разграничивающие миогеосинкилнальные и эвгеосинклинальные прогибы; межглыбовые - разграничивающие крупные структуры внутри платформ; трансокеанические, которые представляют собой системы параллельных сдвигов северо-восточной части Тихого океана; разломы рифтовых поясов.

У Белоусова классификация глубинных разломов следующая:

1) глубинные врезы - вертикальные разломы, разграничивающие крупные области поднятий и погружений земной коры с различной историей развития;

2) общекоровые сдвиги - зоны горизонтального перемещения крупных блоков литосферы на десятки и сотни километров;

3) общекоровые сбросы, которые представляют собой системы параллельных разрывов, образующих крупные грабены;

4) общекоровые раздвиги - крупные зияющие трещины земной коры без существенного вертикально смещения крыльев;

5) общекоровые надвиги - зоны надвигания континентальных плит на океанические.

Пейве выделяет еще один тип глубинных разломов - межпластовый срыв-разлом с горизонтально-наклонной плоскостью сбрасывателя. Располагаются такие разломы между слоями мантии, литосферы и коры.

Кроме того, сейсмозондированием установлены еще 2 типа разломов, выраженных на глубине крупноамплитудными сбросами до 5-7 км, а в верхних слоях - взбросами и надвигами. Эти разломы назвали сбросо-надвигами скольжения и инверсионными сбросо-взбросами.

Сбросо-надвиги скольжения образуются в результате сползания наклонно-залегающих слоев с поднятого крыла сброса на опущенное крыло, при этом искривляется плоскость сбрасывателя.

Инверсионные сбросо-взбросы образуются в зонах длительного погружения блоков земной коры по взбросам в связи с незначительным погружением приподнятого крыла или поднятием погруженного крыла.

Магматизм, грязевой вулканизм и гидровулканизм

Все эти процессы обычно проявляются в областях тектонической активизации. Они связаны с дизъюнктивными дисклокациями, участвуют в структурообразовании и определяют основные черты локальной и некоторые методы глобальной тектоники земной коры.

Магматизм - совокупность геологических процессов, связанных с движением магмы, ее проникновением из глубин в земную кору и на дневную поверхность. В результате образуются различные интрузивные и эффузивные тела, в земной коре развиваются магматогенные поднятия и депрессии, в результате чего преобразуется геология района.

Характер магматизма определяется двумя основными факторами: проницаемостью земной коры и типом магмы. Магматизм обычно интенсивно проявляется в подвижных поясах Земли, на платформах и в рифтовых зонах. В геосинклинальных областях магматизм изменяется с эволюцией геосинклинальной области.

На первой стадии развития геосинклинали, т.е. когда происходит погружение литосферы, проявляется эффузивный подводный магматизм, состоящий из лав ультраосновного и основного состава. Эти лавы после метаморфизации преобразуются в спелито - диабазо - киратофировую формацию.

На второй стадии развития геосинклинали - предорогенной, продуктами вулканизма являются андезито-базальты, которые формируют андезитовую формацию.

На третьей стадии - раннеорогенной, преобладает интрузивный гранитоидный магматизм, в результате которого образуются гранитные батолиты.

В четвертой стадии - орогенной, проявляется уже назменый вулканизм, в основном реалитовый и андезитовый, и образуется порфировая формация.

На пятой стадии - тафрогенной, проявляется финальный магматизм, состоящий из лав базальтового состава, которые заполняют грабены и покрывают долины в эпигеосинклинальных прогибах.

На платформах магматизм выражается трещинным излиянием базальтов, которые покрывают огромные территории.

Наряду с эффузивным магматизмом, на платформах проявляется интрузивный магматизм. В рифтовых зонах периоды магматизма подчинены стадиям тектогенеза. В основном это вулканизм из лав базальтового типа и в период рождения грабенов вулканизм протекает вместе с накопленем моласы и в результате в рифтовых зонах образуется вулканогенно-молассовая формация, а на стадиях активного рифтогенеза магматизм предшествует образованию эвапоритовой толщи. В результате образуется вулканогенно-эвапоритовая формация.

В океанических рифтах вулканизм проявляется сильнее, т.е. его продуктивность составляет 4 км3 в год, в результате чего образуются вулканические хребты и острова.

Грязевой вулканизм заключается в истечении из земных недр газо-водяной смеси с частицами горной породы, которые называют сопочной брекчией. Наземные постройки грязевых вулканов сложены сопочной брекчией и морфологически выражены возвышениями в виде усеченных конусов с выпуклыми, прогнутыми или плоскими вершинами.

Подземные вулканы. К ним относятся палеовулканы, т.е. вулканы, прекратившие свою деятельность в прошлом и перекрытые осадками. Существуют также подводные грязевые вулканы, которые выложены в рельефе дна коническими выступами.

Обычно все грязевые вулканы приурочены к газовым и газо-нефтяным скоплениям, и находятся в сводах или сводовых частях антиклинальных поднятий. Обычно приурочены к региональным разломам, которые выполняют роль каналов, по которым грязь поступает на поверхность.

Наряду с образованием грязевых покровов в результате гидровулканизма извержение грязи приводит к формированию депрессионных структур - компенсационных геосинклиналей.

Гидровулканизм - комлекс явлений, связанных с прорывом высоконапорных термальных пластовых жидкостей по разного рода нарушениям в результате разрядки напряженного состояния горных пород. По сути гидровулканизм близок к грязевому вулканизму. Отличие состоит в том, что при гидровулканизме выталкивающей силой является гидродинамическая сила. В результате гидровулканизма образуются не вулканические постройки, а образуются эрозионные впадины.

Основные структурные элементы земной коры и литосферы

Под термином тектоническая структура в геологии понимают - обособленный участок земной коры, литосферы (тектоносферы), отличающийся от сопределельных участков определенным сочетанием состава и условий залегания слагающих их пород.

Самыми крупными тектоническими структурами литосферы являются плиты, в пределах которых в зависимости от особенностей строения выделяют океаны и континенты.

Литосферные плиты - обширные участки литосферы, ограниченные сравнительно узкими зонами сейсмической и вулканической активности. Толщина литосферных плит меньше, чем их ширина.

Литосферные плиты могут быть океаническими, континентальными смешанными.

Основными литосферными плитами являются:

1) Северо-Американская плит;

2) Южно-Американская плита;

3) Евроазиатская плита;

4) Индоавстралийская;

5) Антарктическая;

6) Тихоокеанская - океаническая плита.

Границы между плитами могут быть конвергентными и дивергентными.

В пределах континентов основную площадь литосферных плит занимают платформы.

Надпорядковыми структурными элементами земной коры являются океаны и континенты, причем границы океанических и континентальных структур.

Океаны - крупнейшие тектонические структуры земной коры океанического типа, в пределах которых не протекали геосинклинальные процессы. Континенты - крупнейшие тектонические структуры земной коры континентального или промежуточного типа, в пределах которого протекали или протекают геосинклинальные процессы. Граница между континентами и океанами проводится по границе выклинивания гранитно-метаморфического слоя.

Геосинклинали - подвижные пояса Земли, характеризующиеся устойчивым прогибанием на начальных стадиях своего развития и инверсией тектонического режима на заключительной стадии.

Платформы - относительно малоподвижные структуры литосферы, в пределах которых почти отсутствуют сейсмичность и вулканизм. Они обладают изометрической формой, сглаженным низменным рельефом. Их состояние близко к изостатическому равновесию. Они делятся на океанические и континентальные.

Рифтовые зоны - участки в пределах океанических и континентальных платформ, имеющих блоковое строение, испытавших тектонические движения нисходящие.

геотектоника литосфера разлом вулканизм

Условия, определяющие структурное развитие региона

Различные тектонические структуры развиваются в разных типичных для них режимах тектогенеза. Сам характер режима определяется тектоническими условиями, существующими на данной территории в данный отрезок геологического времени.

Основными показателями тектонических условий являются:

1) величина эндогенной энергии, проявившейся в данном регионе;

2) величина гравитационной неуравновешенности вещества в литосфере.

Белоусов определил основные условия, определяющие структурное развитие региона, к которым относятся:

1) проницаемость литосферы для жидких и газообразных флюидов;

2) формой магматизма, составом лав, объемом лавы;

3) процессами деформации, метаморфизма и гранитизации;

4) контрастностью и степенью интенсивности тектонических движений;

5) соотношения между суммарной амлитудой положительных и отрицательных вертикальных движений;

6) соотношение между вертикальными и горизонтальными движениями.

На границах между океаническим и материковым полушарием расположен самый крупный в мире Тихоокеанский подвижный пояс, его длина составляет приблизительно 56000км. Он делится на западный и восточный Тихоокеанский подвижный пояс.

Материковое полушарие обладает более мозаичным и сложным строением, чем океаническое. Оно состоит из 6 отдельных континентальных массивов, разделяемых 4 океаническими впадинами.

Континентальные массивы образуют 2 группы: западную - Новый свет и восточную - Старый свет.

Новый свет - Северная Америка, Южная Америка, Антарктида - они образуют пояс, протягивающийся в меридианальном направлении.

Старый свет - Евразия, Африка, Австралия.

Восточная граница отделена от западной границы впадиной Атлантического океана. Восточная граница имеет тенденцию к делению на 2 подгруппы: Евроафриканская, Австралоазиатская.

Материки делятся и в широтном направлении: северное и южное полушарие разделены средиземноморским геосинклинальным поясом.

Субдукция, обдукция, коллизия

Взаимодействие литосферных плит при встречном движении, т.е. на конвергентных границах, порождает тектонические процессы, которые проникают глубоко в мантию. Эти процессы сложны и многообразны. На тектонических картах эти процессы выражаются зонами тектоно-магматической активности, такими как островные дуги, континентальные окраины андского типа и складчатые горные сооружения.

Различают два главных вида конвергентного взаимодействия литосферных плит: субдукцию и коллизию.

Субдукция развивается там, где на конвергентной границе сходятся континентальная и океаническая кора или океаническая с океанической, и при их встречном движении более тяжелая литосферная плита уходит под другую и затем погружается в мантию.

Коллизия - столкновение литосферных плит, развивается там, где континентальная кора сходится с континентальной их их встречное движение затруднено и компенсируется деформацией литосферы, ее утолщением и образованием горных складчатых систем.

Обдукция - движение на край континентальной коры фрагментов океанической коры. Происходит чрезвычайно редко.

Зоны субдукции и их выражение в рельефе

Всего насчитывается 22 зоны субдукции. В рельефе зоны субдукции имеют асимметричное строение. Эту асимметрию предопределяет сам способ конвергентного взаимодействия литосферных плит. Линия активного контакта литосферных плит отчетливо выражается глубоководными желобами, глубина которых находится в прямой зависимости от скорости субдукции и средней плотности литосферных плит. Максимальная глубина глубоководного желоба - Марианская впадина, средняя глубина глубоководных желобов составляет около 400м, ширина не превышает 50-100км, протяженность несколько десятков тысяч километров.

Глубоководные желоба дугообразно выгнуты выпуклостью навстречу субдуцирующей плите. Профиль глубоководных желобов всегда асимметричен. Субдуцирующее крыло имеет уклон 5 градусов, а висячее крыло имеет уклон 10-20градусов. На обрамлении глубоководных желобов со стороны океана располагаются пологие краевые валы, которые возвышаются над ложем океана на 200-1000м. С противоположной стороны над висячим крылом зоны субдукции параллельно глубоководному желобу протягиваются высокие хребты или подводные гряды. Если субдукция направляется непосредственно под окраину континента, то образуется береговой хребет. Там, где зона субдукции не находится на краю континента, образуются островные дуги.

Тектоническое положение и основные типы зон субдукции

Основная масса зон субдукций связана с тихоокеанским поясом современной тектонической активности. Различают два главных тектонических типа зон субдукции:

1) окраинно-материковый (андский);

2) океанский тип (мореанский).

Окраинно-материковый тип формируется там, где океанская литосфера субдуцирует под континент. Данный тип субдукции делится на три тектонотипа: андский, зондский и японский.

Андская зона субдукции является самой протяженной (порядка 8 тыс. км), для нее характерны пологая субдукция молодой океанской литосферы, господство сжимающих напряжений и горообразование на континентальном крыле.

В субдукции зон андского типа последовательно выделяют краевой вал (1), глубоководный желоб (2), береговой уступ (3), преддуговой (фронтальный) прогиб (4), островная дуга (5), тыловая система (6).

Краевой вал (1), глубоководный желоб (2), береговой уступ (3), пруддуговой прогиб (4), вулканическая островная дуга (5), горообразовательные процессы (6).

Зондский тип зон субдукции отличается от андского отсутствием напряжений, что делает возможным утончение континентальной коры. В зондском типе под континентальную кору субдуцирует более древняя океанская коры и угол ухода океанской коры больше, чем в андском типе.

Японский тип зон субдукции отличается от остальных типов наличием краевого морского бассейна с новообразованной корой океанского и субокеанского типа. Этот тип субдукции перекрыт морем. В перекрытых морем окраинно-материковых зонах (зондский тип и японский тип) сохраняется та же последовательность структурных элементов, однако все они, за исключением краевого вала и глубоководного желоба немногожко отличаются от андских элементов и поэтому обозначаются другими названиями. Начиная от глубоководного желоба идут невулканическая островная дуга, преддуговой прогиб, вулканическая островная дуга и задуговой прогиб (окраинное море).

Мореанский тип субдукции формируется при взаимодействии двух участков океанской литосферы. При образовании зоны субдукции данного типа более древняя океанская литосфера субдуцирует под более молодую океанскую литосферу. В результате на краю молодой океанской литосферы образуется n-симматическая островная дуга.

Краевой вал (1), глубоководный желоб (2), невулканическая островная дуга (3), прогиб (4), вулканическая островная дуга (5), тыловая система деформаций (6), остаточные островные дуги (7), отмирающий междуговой бассейн (8).

Совсем по-другому протекают процессы там, где на конвергентной границе с обеих сторон подходит континентальная листосфера. Она включается в себя мощную и низкоплотную земную кору, поэтому дивергенция развивается в этих местах как столкновение литосферных плит, сопровождающихся расслаиванием и сложной деформацией в верхней части литосферы. Некоторые ученые рассматривают данный вид взаимодействия как особый тип субдукции. Данный тип субдукции называют альпинотипным типом субдукции или асубдукцией.

Асубдукция развивается в тылу окраинно-материковых сооружений, где субдуцирующаяся со стороны океана литосфера способна оказать давление на континент, в результате которой порождаются взбросы, надвиги, которые направлены от океанов.

Геофизическое выражение зон субдукции

Для изучения зон субдукции применяют следующие методы: сейсмологии, сейсморазведки, гравиметрии, магнитометрии, геотермии и магнито-теллурического зондирования.

Из методов сейсморазведки широко применяют многокальное сейсмопрофилирование и сейсмическую томографию. Сесмическая томография позволяет проследить субдуцирующую литосферу глубоко в мантию.

Методами сейсмологии изучаются очаги землетрясений, которые приурочены к верхней части зон субдукции, а также с помощью сейсмологии изучают сейсмофакальные зоны.

Гравиметрия обнаруживает резкие аномалии силы тяжести, которые вытянуты вдоль зон субдукции, а при пересечении профиля зоны субдукции сила тяжести меняется от положительных значений к отрицательным. Перед глубоководным желобом в океане обычно прослеживается положительная аномалия, которая приурочена к краевому валу, затем идет отрицательная аномалия, соответствующая глубоководному желобу. Интенсивность ее может достигать 300 мГал. По другую сторону от глубоководного желоба наблюдается положительная гравитационная аномалия, которая соответствует висячему крылу зоны субдукции.

Магнитометрия. Зоны субдукций на картах магнитных аномалий выделяются линейными зонами, что позволяет выделить, что позволяет отделить субдукционную зону и чем больше глубоководный желоб, тем больше уменьшается интенсивность аномалий. Над зонами субдукции обнаруживается снижение теплового потока по мере погружения океанической коры под континентальную.

Обдукция

В некоторых случаях проявляется такое сочетание тектонических условий, при котором океанская литосфера бывает поднята и надвинута на континентальную окраину. Этот процесс был назван обдукцией. В настоящее время такого процесса нигде не происходит.

Различают 2 вида обдукции: обдукция на краю океанского бассейна и обдукция при замыкании океанского бассейна.

Обдукция происходит как у активных, так и пассивных его окраинах. Такая модель обдукции может быть представлена следующим рисунком

При сдвижении литосферных плит континентальная плита перекрывает ближайшее крыло хребта и приходит соприкосновение с поднятым крылом.

Обдукция при замыкании бассейнов океанического типа происходит при сжатии литосферными плитами бассейнов океанического типа. Так как тепловой поток океанической коры более высокий, чем тепловой поток континентальной коры, то он способствует отслаиванию литосферных пластин. При смыкании литосферных плит структурный шов приподымается, а на дне морских бассейнов появляется уклон и литосферная плита разделяет океаническую кору на пластины.

Коллизия. Возникает в том случае, если к конвергентной границе с обеих сторон подходит континентальная литосфера. В этом случае относительно легкие породы континентальной коры не погружаются мантию, а вступают в активное механическое взаимодействие. В результате данного взаимодействия происходит утолщение коры и горообразование, и образуются сложные структуры, при этом может проявиться внутренняя расслоенность литосферы. В таких условиях в ней образуются очаги гранитной магмы. Основные очаги коллизии проявляются в основном вдоль средиземноморско-гималайского складчатого пояса. Ученые установили, что максимальные движения и деформации, связанные с коллизией, проявляются на тех отрезках средиземноморско-гималайского пояса, где южной границе Евразии противостоят выступы континентальных плит Индостана и Аравии. Наряду с коллизией континент-континент различаю еще коллизию континент-островная дуга или островная дуга-островная дуга.

Рифты

На дивергентных границах литосферных плит развивается рифтогенез с образованием таких структурных элементов, как рифты. Рифтами называются планетарные высокомобильные линейные зоны Земли, в которых происходит подъем и растяжение литосферы, образуются крупные грабены и континентальная кора преобразуется в океаническую. Основными рифтовыми зонами Земли являются срединно-атлантическая, американо-антарктическая, африкано-антарктическая, юго-западная индокитайская, аравийско-индийская, восточно-африканская, красноморская, юго-восточная индоокеанская, австралоантарктическая, южнотихоокеанская, восточно-тихоокеанская, чилийская, галапагосская, калифорнийская, рио-гранде бассейнов и хребтов, горда (Хуан-дефука), Нансена-Гаккеля, момская, байкальская и рейнская.

Основную часть рифтовых зон представляют океанические рифтовые зоны, которые выражены срединно-океаническими хребтами. Океанические рифтовые зоны, пересекая пассивные континентальные окраины, продолжаются континентальными рифтовыми зонами. Там, где срединно-океанические хребты подходят к активным континентальным окраинам, они могут поглощаться зонами субдукции. Рифтовые зоны Земли образуют полное кольцо вокруг южного пояса на широте 40-60градусов. От этого кольца меридианально отходит 3 рифтовых пояса (восточно-тихоокеанский, срединноатлантический и индокитайский).

Вне глобальной системы рифтовых зон находятся рифты Западной Европы, байкальские рифты и рифты фэнвэй. Эти рифты приурочены к разломам северо-восточного простирания, активность которых поддерживается за счет коллизии континентальных плит Евразии и Индостана. Т.е. рифтовые зоны могут располагаться как в океанах, так и на материках. Различают континентальный и океанический рифтогенез. Основными механизмами рифтогенеза являются деформационный механизм и механизм гидравлического расклинивания. При деформационном механизме происходит растяжение земной коры с образованием разрывных нарушений, а с также вязкими деформациями земной коры, происходящих в узкой полосе и сопровождающихся уменьшением мощности коры.

При механизме гидравлического расклинивания основная роль принадлежит магме, которая раздвигает породы земной коры в направлении растягивающих напряжений. Оба этих механизма участвуют в образовании как континентальных, так и океанических рифтов, однако при образовании континентальных рифтов доминирует деформационный механизм, а при образовании океанических рифтов преобладает механизм гидравлического расклинивания.

Активным рифтовым зонам континентов свойственна повышенная сейсмичность и повышенный вулканизм. Континентальные рифтовые зоны очень четко контролируются крупными разломами, преимущественно взбросового типа. Центральное положение в рифтовой зоне обычно занимает долина шириной 40-50км, которая ограничена взбросами, нередко образующими ступенчатые системы. Тектонические блоки на обрамлении рифта бывают приподняты до отметок 3.5км.

В центральной части в самом верху взбросы наклонены к горизонту под углом 50-60градусов.

Но многие из них выполаживаются на глубине

Для континентальных рифтов характерны осадочные малассовые формации, в которых присутствует то или иное количество вулканитов. Мощность отложений в рифтовых зонах в среднем составляет 3-4км, но может составлять до 7км. В малассовой формации пробладают обломочные отложения озерного, аллювиально, пролювиального, а в некоторых зонах флювиогляциального и ледникового происхождения, причем снизу вверх грубость обломочного материала возрастает. Там, где имеются зоны вулканизма, происходит вынос вещества гидротермальными растворами, что создаёт условия для образования специфических хемогенных и органогенных осадков. Магматические породы в континентальных рифтовых зонах очень разнообразны, но широко среди них развиты щелочные разности.

Океанический рифтогенез. Основу его составляет гидравлический раздвиг литосферных плит за счет внедрения магмы.

Основные признаки рифтов

Рифтовые зоны имеют следующие признаки:

1) Планетарные размеры (длина в десятки тысяч км, ширина от сотен до тысяч км);

2) Морфо-тектоническое выражение (поднятие с грабеном).

Обычно поднятия выражены щитами, а впадины с грабенами. Но не все континентальные рифты выражены в рельефе, в некоторых случаях поднятия разрушены, а грабены могут быть заполнены обломочным материаломж

3) Геофизический признак:

а) в сейсмических полях рифтовые зоны Земли характеризуются уменьшением продольной скорости продольных волн в породах верхней мантии;

б) в гравитационных полях рифтовые поднятия отражаются положительными аномалиями в редукции Буге, а центральная зона рифта, т.е. грабен, отражается отрицательными аномалиями в редукции Буге;

в) в магнитных полях океанические рифты фиксируются полосовыми аномалиями, приуроченными к бортовым зонам рифта.

4) Повышенная сейсмоактивность;

5) Повышенная проницаемость земной коры для магматических расплавов и тепловых потоков.

К рифтам приурочены цепи мелких и крупных вулканов наземного и подводного типа. Вулканы подводного типа образуют островные поднятия. В рифтовых зонах наблюдается повышенный тепловой поток, а в некоторых рифтах обнаружены мощные гидротермальные потоки воды и пара с температурой до 300градусов;

6) Образование характерных рифтовых формаций.

В стадию рождения грабена образуется вулканогенно-малассовая формация, а в стадию активного развития рифта образуется вулканогенно-эвапоритовая формация, а также угленосная и нефтеносная.

Классификация рифтов. Типы рифтов

Структурным элементом первого порядка является рифтовый пояс, который представляет собой группу возможно разновозрастных рифтовых систем, расположенных в пределах единого крупного сегмента континентальной и океанической коры. Рифтовая система - группа из нескольких одновозрастных звеньев, имеющая протяженность до первых тысяч км и отделенная от других систем пояса жесткими блоками литосферы или крупными поперечными поднятиями. Рифтовое звено - элементарная структурная единица рифтового пояса, состоящая из литосферного поднятия, осложненного одним или несколькими одновозрастными грабенами и имеющая четкое структурное ограничение поперечными дислокациями от остальной части пояса. Но т.к. существуют континентальный и океанический рифтогенез, то различают 3 типа рифтов: континентальные, океанические, промежуточные. Континентальные в рельефе выражены протяженными литосферными поднятиями, своды которых осложнены грабенами проседания.

Континентальные. Грабены рифтовых систем могут быть симметричными, асимметричными, погружаться от плеч к центру или от центра к плечам, или обладать блоково-клавишным строением. Длина грабенов в рифтовых зонах измеряется сотнями км, а ширина порядка 60-100км, глубина же может достигать от 1 до 8км.

Океанические рифты развиты в областях с океаническим типом коры. В рельефе они выражены протяженными срединно-океаническими хребтами. Протяженность океанических рифтовых зон составляет от 16 до 20 тыс. км, ширина - до 400км. Средняя высота подводных хребтов от поверхности абиссальных равнин составляет около 1.5км. Вершины хребтов состоят из вулканогенного материала. Вершины гребней опущены по взбросам и образуют грабены, которые именуют рифтовыми долинами. Глубина рифтовых долин составляет порядка 1.5км, ширина - 20-30км. Склоны рифтовых долин имеют ступенчато-взбросовое строение, днище ступенчато погружается к центру, где обычно располагается центральный трок. Осадочные породы, накопившиеся в рифтовых долин, делятся на 2 типа: карбонатный и тектоно-вулканокластический тип. Мощность осадочных пород в рифтовых долинах доходит до сотен м, но в некоторых местах осадки могут отсутствовать.

Рифты промежуточного типа располагаются в заливах материков и служат промежуточными звеньями между континентальными и океаническими рифтами, что в свою очередь и предопределяет особенности их строения. Обычно плечи грабенов таких рифтов являются побережьями материков, поэтому сложены корой континентального типа.