Геотектоника

Эволюция рифтов

Некоторые ученые выделяют 5 стадий в эволюции рифтов:

1) Эмбрионная (сводовая) проявляется в геосинклинальных или орогенных стадиях их развития, когда в сводах растущих поднятий напряжения достигают предела прочности, что предопределяет разрушение свода и заложение грабена;

2) Стадия рождения грабенов (тафрогенная), на которой происходит обрушение сводов поднятий и образование полуграбенов;

3) Стадия пассивного развития характеризуется медленным спокойным развитием территории в тесной связи с развитием платформы. Для этой стадии характерно только небольшое колебание накопившихся в это время осадков;

4) Этап активного развития рифта. Данная стадия наступает при активизации тектонических процессов и выражается раскрытием разломов, вулканизмов, интенсивным погружением основания с преобразованием полуграбена в настоящий грабен. В этом грабене происходит накопление терригенных и карбонатных толщ, а также вулканогенно-эвапоритовых толщ;

5) Стадия океаногенеза. Если процесс тектогенеза очень активный и продолжается длительное время, то континентальный рифт может преобразоваться в океанический, что и определяет процесс океаногенеза, но очень часто процесс тектогенеза прекращается на стадии активного развития рифта и тогда рифтовые грабены сохраняются в форме палеорифтов и палеоовлакогенов;

Основные признаки геосинклиналей

Геосинклинали - мобильные пояса литосферы, в которых в течение тектонического цикла последовательно проявляются вначале силы растяжения и погружения, затем - сжатия и поднятия земной коры, а также происходит накопление и дислокация, метаморфизм и гранитизация осадочных пород и преобразование геосинклинальных областей в платформенные и океанических областей в континентальные.

Геосинклинали обладают следующими признаками:

1) Колоссальными размерами (многие тысячи км в длину и до тысячи км в ширину);

2) Формой (прямолинейная, дугообразная и кольцевая);

3) Повышенная проницаемость литосферы для потоков эндогенного тепла, а также магматических расплавов и других флюидов. К геосинклинальным областям приурочена основная масса интрузивных и эффузивных тел;

4) Морфотектоническая выраженность. На первом этапе развития геосинклинали представлены морскими впадинами, а на заключительном - континентальными высокогорными складчатыми системами;

5) Специфические формации;

6) Резкие изменения мощности осадочных пород в крест простирания геосинклиналей. Суммарная мощность осадков в некоторых местах может достигать 20-25км;

7) Процессы дислокации, метаморфизма и гранитизации осадочных пород.

В структурном делении геосинклиналей элементом первой величины является геосинклинальный пояс - мобильная зона литосферы планетарных размеров, испытывающая тектогенез конструктивного направления. Крупные геосинклинальные пояса в основном разделяют и обрамляют древние платформы, и считается, что они начали формироваться в позднем протерозое.

Основными складчатыми поясами Земли являются:

1) Тихоокеанский геосинклинальный пояс обрамляет впадину Тихого океана и отделяет ее от древних платформ. В некоторых случаях этот пояс делят на Западно-Тихоокеанский и Восточно-Тихоокеанский;

2) Урало-Охотский простирается от Баринцева моря до Охотского;

3) Средиземноморский пересекает весь земной шар в широтном направлении от Карибского моря до Южно-Китайского моря;

4) Северо-Атлантический отделяет Северо-Американскую древнюю платформу от Восточно-Европейской древней платформы и на юге он сочленяется со Средиземноморским геосинклинальным поясом, на западе - с Арктическим и с Урало-Охотским на востоке;

5) Арктический протягивается от Таймыра на северо-востоке до Гренландии.

В основном все геосинклинальные пояса возникли в пределах древних океанических бассейнов или на их периферии. Существует два основных типа геосинклиналей: межконтинентальные геосинклинальные пояса, которые возникли на месте вторичных океанов, и окраинно-континентальные.

К межконтинентальному типу относятся все вышеперечисленные пояса, кроме Тихоокеанского.

Более мелкой структурной единицей геосинклиналей является геосинклинальная область, которая представляет собой обособленные участки геосинклинального пояса длиною в первые тысячи км, находящиеся на разных стадиях своего развития и характеризующиеся складчатостью определенного возраста, а также разным морфологическим выражением.

Геосинклинальная система - элементарное звено геосинклинальной области, состоящее из эв- и миогеосинклинальных прогибов, разделенных геоантиклинальным поднятием. Геосинклинальная система отделяется от других систем срединным массивом, к которому примыкает эвгеосинклинальный прогиб и ограничивается платформой. Протяженность системы составляет 1-3 тыс. км, ширина 200-400км. Эвгеосинклинали - внутренние наиболее мобильные прогибы системы, которые примыкают к срединным массивам и характеризуются высокой тектонической активностью и интенсивной магматической активностью.

Миогеосинклинали - внешние, обычно примыкающие к платформам прогибы с малой тектонической активностью и отсутствием магматической активности.

Геоантиклиналь - система структурных поднятий, разделяющих геосинклинальные прогибы, которые на ранних стадиях своего развития выражены подводными поднятиями, а на поздних стадиях развития - островными дугами.

Срединные массивы - устойчивые складчато-глыбовые блоки земной коры субплатформенного типа, которые располагаются внутри геосинклинальных областей.

На инверсном этапе развития в геосинклиналях формируются элементы иного типа. Геосинклинальные области и системы преобразуются в горно-складчатые области и системы, а сам геосинклинальный пояс преобразуется в эпигеосинклинальный орогенный пояс.

Характерными элементами тектоники многих эпигеосинклинальных орогенных поясов являются офиолиты, которые представляют пояса зелено-каменных пород основного или ультраосновного состава. Кроме того, в эпигеосинклинальных орогенных поясах очень распространены крупные тектонические структуры покровного типа, которые называются шарьяжами, которые в свою очередь являются пластинами горных пород, сорванными и гравитационно перемещенными с поднятий в депрессии на десятки и сотни км от места их коренного залегания.

Развитие геосинклиналей

Полный цикл развития геосинклинальной системы протекает в 2 этапа: ранний и поздний. На первом этапе территория интенсивно погружается, и соответственно накапливаются специфические формации, а на втором этапе происходит метаморфизм, гранитизация и дислокация накопленных осадков, а на месте впадин формируются горно-складчатые поднятия.

Но Хайн провел более детальный анализ развития геосинклиналей, что позволило ему разделить цикл геосинклинального тектогенеза на 5 стадий:

1) Ранняя охватывает период образования и развития прогиба, в котором накапливаются толщи песчано-глинистых отложений, образующих сланцево-грауваковую и аспидную формации, а также накапливаются магмы базальтоидного типа, которые образуют спелито-диабазо-кератофировую формацию;

2) Зрелая (предорогенная) характеризуется замедлением скорости развития прогибов и интенсивным ростом антиклиналей. Разрастаясь, геоантиклинальные поднятия образуют системы подводных поднятий и островных дуг. В прогибах накапливаются осадки, создающие сначала флишевую формацию, а затем и карбонатную формацию. В эвгеосинклинали продолжаются процессы вулканизма, но лавы уже не базальтоидного, а андезитового типа;

3) Раннеорогенная стадия, на которой геоантиклинальные поднятия сминаются в крупный складчатый массив и одновременно с этим край платформы преобразуется в краевой прогиб, а окраины срединных массивов - в тыльные пргибы. В прогибах сначала существуют морские условия, и поэтому накапливается шлировая маласса. По мере дальнейшего подъема территории морские бассейны превращаются в заливы и лагуны, в которых среди мелкообломочных пород формируются пласты каменного угля или эвапоритовые толщи;

4) Позднеорогенная стадия выражена интенсивными горообразовательными процессами, т.е. скорость образования гор превышает скорость их разрушения. Обломки не успевают перерабатываться и накапливаются в прогибах, образуя грубообломочную малассу. Но вместе с грубообломочными отложениями накапливаются известняки-ракушечники, оолитовые известняки и другие осадки морских бассейнов. Интенсивное горообразование в геосинклиналях приводит к оживлению старых и образованию новых разломов. В результате возобновляется вулканизм. Состав магмы меняется от кислого до основного;

5) Тафрогенная стадия является переходной стадией от геосинклинального развития территории к платформенному и считается начальной стадией нового структурного цикла. Т.е. на этой стадии начинают проявляться силы растяжения, своды антиклинориев разрываются, образуя грабены разрушения, которые и называются тафрогенами. Этот процесс сопровождается магматизмом. На этой стадии продукты вулканизма и продукты денудации горных пород скапливаются в грабенах проседания, образуя вулканогенно-малассовую формацию.

Следует отметить, что не всегда развитие геосинклиналей заканчивается горообразованием. Есть такие участки, где геосинклиналь превратилась на ранней стадии развития в платформу. В некоторых случаях развитие геосинклиналей не всегда завершается преобразованием их в платформы. Может происходить регенерация геосинклинального режима, в не завершивших полный цикл своего развития геосинклиналях.

Формации осадочных и вулканогенных толщ геосинклинальных областей

На разных этапах в геосинклиналях происходит в основном отложение морских осадков и отложение вулканических толщ, причем по составу осадочные и вулканические слои, накопившиеся в самих геосинклинальных прогибах, отличаются от осадочных и вулканических слоев, накопившихся на поверхности срединных массивов и орогенных впадин. Это различие обусловлено в основном той обстановкой, в которой происходило формирование этих толщ.

Состав формаций зависит, прежде всего, от тектонического режима и положения данного участка земной поверхности в период накопления осадков:

1) Если это был геосинклинальный прогиб, то формирование отложений в нем шло в условиях глубокого моря, причем формирование отложений сопровождалось сильными подводными вулканическими извержениями;

2) Если это была орогенная впадина, то условия представляли собой мелкое море/лагуну и отложения имели другой состав по сравнению с геосинклинальными прогибами;

3) Если это был срединный массив, то режим осадконакопления был континентальный либо режим дна неглубокого моря. Для отложений чехла срединных массивов характерно большое площадное распространение и однородный состав;

4) Если это были растущие горы, то осадконакопление происходило на дне отдельных морей, долин, озер.

Т.о., состав формаций в целом отражает тектонические условия и формирование, а смена формаций - изменение в условиях господствующего тектонического режима.

Среди формаций геосинклинальных областей можно выделить 4 основных ряда:

1) Формации геосинклинальных прогибов;

2) Формации чехла срединных массивов;

3) Формации орогенных впадин;

4) Формации геоантиклинальных поднятий.

Формации геосинклинальных прогибов

Наиболее типичными формациями геосинклинальных областей являются формации геосинклинальных прогибов, которые в определенной последовательности связаны с разными стадиями развития прогибов. Обычно в основании залегают формации, которые приурочены к начальным стадиям формирования прогиба. Выше залегают формации, характеризующие зрелую стадию формирования прогиба. Наиболее распространенными типами формаций начальной стадии развития геосинклинальных прогибов являются вулканогенные и песчано-глинистые формации. Эти формации либо чередуются, либо преобладает один из типов формаций.

Вулканогенная формация состоит из мощных лав диабазового состава, а также шаровых лав, образовавшихся в подводных условиях. Кроме того, в этой формации присутствуют продукты вулканических взрывов (туфы и брекчии). По составу это основные породы, причем среди них выделяют 2 разновидности. Одни породы относятся к типичным диабазам, другие - к спилитам, т.е. к породам с повышенным содержанием натрия. Исходя из этого, выделяется 2 разновидности вулканогенных формаций: диабазовая и спилитовая. С этими формациями тесно бывают связаны и вулканогенно-кремнистые формации, в которых заметную роль играют кремнистые породы. Вулканогенно-кремнистая формация делится на яшмовую, состоящую из пачек раскрашенных в разные цвета яшм, чередующихся с лавами и туфами, а также осадочными породами, образующими невыдержанные линзы и кремнисто-сланцевую, в которой вместо яшм преобладают кремнисто-туфовые сланцы.

Песчано-глинистая формация чаще всего представлена глинистыми сланцами темных песков с прослоями песчаников. Мощность таких формаций может достигать значительных величин.

Для зрелой стадии развития геосинклинальных областей характерны следующие формации: вулканогенные, песчано-глинистые и карбонатные.

Вулканогенные формации представлены мощной толщей андезитовых или порфиритовых лав и их туфов, а также брекчий. Все эти толщи имеют средний состав. Среди вулканогенных формаций также выделяют 2 разновидности пород, различающихся по химическому составу: андезиты и порфириты; кератофиры. Кроме того, в вулканогенных формациях широко развиты формации темно-серых или зеленоватых сланцев.

Песчано-глинистые формации представлены глинистыми сланцами с пачками и прослоями алевролитов и песчаников. В молодых складчатых областях развиты формации глинистых пород с прослоями и конкрециями сидеритов. По краям геосинклинальных прогибов иногда встречаются глинистые угленосные формации, однако они не выдержаны по мощности и не имеют практического значения, т.к. зольность этих углей очень высокая.

В некоторых случаях встречается глинисто-кремнистая формация, которую еще называют кульма.

Карбонатные формации в геосинклинальных прогибах представлены слоистыми известняками и доломитами, сопровождаемые рифтовыми массивами. Кроме того, карбонатная формация может быть представлена мергелями и известняками. В карбонатных формациях могут присутствовать прослои и пачки глин, песчаников и вулканических пород.

Для геосинклинальных прогибов характерными являются флишевые формации, состоящие из слоев песчаников, глинистых пород и известняков, которые чередуются в определенной строгой последовательности. Эти породы еще называют элементами флишевого ряда или ритма. В основании флишевого ритма наблюдаются следы размыва. В самом низу флишевого ритма залегают наиболее грубообломочные элементы. Выше располагаются более тонкие песчаники (первый элемент). Выше залегает второй элемент флишевого ритма, представленный глинистыми породами. В некоторых случаях еще выше могут быть известняки. Флишевые формации могут достигать значительных мощностей и являются постоянным членом ряда формаций геосинклинальных областей.

Различают 3 разновидности флишевых формаций: теригенный, карбонатный, туфогенный флиш. Все эти 3 разновидности характерны для геосинклинальных областей.

Формации чехла срединных массивов

Такие формации представлены слоистыми толщами осадочных пород, выдержанных по простиранию на значительной площади массива и имеющие незначительную, но мало меняющуюся мощность. По своему характеру это типичные формации платформенного типа, которые представлены кварцевыми и полемиктовыми песчаниками с содержанием глауконита, слоистыми известняками и мергелями, в некоторых случаях и глинистыми породами. Иногда встречаются вулканические толщи, представленные андезитами и базальтами. Обычно такие формации находятся в основании геосинклинального комплекса в пределах геосинклинального прогиба.

Формации орогенных впадин

Формации орогенных впадин бывают как вулканическими, так и осадочными. В краевых прогибах вулканические формации обычно отсутствуют.

Наиболее характерной формацией орогенных впадин является молассовая формация. Моласса - комплекс преимущественно грубообломочных пород, заполняющий краевые или межгорные породы и формирующийся в орогенную стадию складчатых областей. Молассовую формацию делят на нижние молассы и верхние молассы. Нижние представлены в основном морскими сероцветными глинами, алевролитами, песчаниками с прослоями конгломератов и мергелями. Верхние молассы сложены преимущественно континентальными конгломератами с прослоями $песчаников и глин. Нередко в состав моласс входят эвапоритовые угленосные толщи. Иногда нижние молассы являются нефтегазоносными.

Т.о., в составе орогенных впадин различают два комплекса формаций: верхний и нижний. Нижняя моласса связана с началом орогенного этапа. Верхняя моласса образуется в условиях интенсивного роста поднятий, с которых сносится ограниченное количество грубообломочного материала, заполняющего межгорные впадины.

Для межгорных и краевых орогенных впадин свойственны соленосные формации, которые могут входить в состав молассового комплекса. Соленосные формации представлены чередующимися глинистыми или песчанистыми породами со слоями гипсов, ангидритов и доломитов. Гипсы и ангидриты образуют очень мощные прослойки (линзы) внутри молассового комплекса. К этим линзам присоединяются слои каменной соли, а в некоторых случаях и калийной соли. Для молассового комплекса характерно наличие еще и угленосных формаций, которые состоят из песчаников, чередующихся с глинами и пластами ископаемого угля. По происхождению это речные, озерные, болотные, а также лагунные отложения с отдельными прослоями морских отложений, поэтому различают два типа: паралический и лимнический. Паралическией - это когда отложения сформировались на морском побережье, а лимонический - это чисто континентальные отложения.

Образование соленосных и угленосных формаций происходит в одинаковых по тектоническим условиям впадинах, но при разном климате. При гумидном климате возникают угленосные формации, при аридном - соленосные.

Для орогенных впадин характерна также глинисто-ракушечниковая или глинисто-карбонатная формация, состоящая из чередования глин, песчаников, известняков и ракушечников.

Вулканогенные формации связаны с очагами вулканических извержений, которые обычно приурочены к глубинным разломам. Поэтому в основном вулканогенная формация приурочена к бортам прогибов. По составу это породы основного, среднего и кислого состава.

Платформы. Общая характеристика платформ

Платформы - малоподвижные крупные изометрической формы глыбы земной коры или фундамент из магматических и метаморфических пород, осадочный чехол, характеризующиеся сравнительно низкой проницаемостью земной коры, низкой сейсмичностью и вулканизмом.

Платформы делятся на континентальные (кратоны) и океанические. Основное их различие состоит в:

1) разнородном составе второго слоя коры;

2) большой разнице послойной и суммарной мощности литосферы;

3) в неодинаковой внутренней структуре этих платформ;

Осадочный чехол платформ характеризуется горизонтальным или почти горизонтальным залеганием слоев, сравнительным постоянством их состава, выдержанностью мощностей и набором определенных платформенных формаций.

Континентальные платформы представляют собой как бы ядра материков и занимают большие части площади материков. Слагаются континентальные платформы типичной континентальной корой, мощностью 35-40км. В пределах платформ мощность литосферы достигает 150 - 200км, а в некоторых случаях 400км. Значительная часть платформ покрыта неметаморфизированным осадочным чехлом, мощностью 3 - 5км, а в перегибах и впадинах мощность может достигать 10 - 12км, а в некоторых случаях 25км. В состав осадочного чехла могут входить покровы платобазальтов, а иногда и более кислые вулканиты. Там, где платформы не покрыты чехлом, на поверхность выходит фундамент, сложенный метаморфическими породами разной степени метаморфизма, а также интрузивно-магматическими породами, в основном гранитами.

Платформы обладают равнинным рельефом (низменным или плоскогорным). Некоторые участки платформ могут быть покрыты мелким эпиконтинентальным морем (Белое и Азовское моря). Для платформ характерна низкая современных вертикальных движений, очень слабая сейсмичность, отсутствие вулканической деятельности и пониженный тепловой поток (по сравнению со среднеземным).

Континентальные платформы делятся на древние и молодые.

Древние являются наиболее типичными платформами с докембрийским, в основном раннедокембрийским фундаментом и составляют древнейшие центральные части материков. К древним платформам относятся Северо-Американская, Восточно-Европейская, Сибирская, Китайско-Корейская. Эти платформы составляют северный ряд платформ. Далее идут Южно-Американская, Африканская, Индостанская, Австралийская, Антарктическая, которые занимают южный ряд. В отдельную группу входит Южно-Китайская платформа, которую японские геологи называют Янцзы. В фундаменте этих платформ преобладают архейские образования. За ними идут раннепротерозойские, среднепротерозойские и верхнепротерозойские.

Древние платформы имеют полигональное очертание и отделены от смежных сдвигово-надвиговых сооружений передовыми прогибами. Эти прогибы налагаются на опущенные края платформ, либо непосредственно тектонически перекрыты их надвинутыми периферическими зонами. По периферии Восточно-Европейской платформы наблюдаются оба типа таких отношений.

Т.о. основными признаками древних континентальных платформ являются:

1) двухэтажное строение (фундамент сложен докембрийскими породами и осадочным чехлом);

2) большое распространение осадочного чехла выдержанной мощности и одинакового состава;

3) складчатость прерывистого типа;

4) отсутствие прямой унаследованной связи между структурами чехла и складчатостью фундамента.

Молодые континентальные платформы занимают значительно меньшую площадь материков (около 5%) и располагаются в основном по периферии континентов либо между древними платформами.

К молодым платформам относятся Среднеевропейская и Западноевропейская, Восточноавстралийская, Патагонская платформы. Они находятся на окраинах континентов. Западносибирская платформа относится к платформам, расположенным между древними платформами.

Фундамент молодых платформ сложен в основном осадочно-вулканическими породами фанерозойского возраста, которые слабо метаморфизированы. Граниты и другие интрузивные образования играют подчиненную роль в составе фундамента и поэтому фундамент молодых платформ именуется не кристаллическим, а складчатым. Поэтому фундамент молодых платформ отличается от фундамента осадочного чехла только высокой дислоцированностью. В связи с этим, в зависимости от возраста завершающей складчатости фундамента молодых платформ, все платормы или их части подразделяются на эпикаледонские, эпигерцинские, эпикиммерийские.

Осадочный чехол молодых платформ сложен юрскими или мел-четвертичными отложениями. Так, на эпигерцинских платформах чехол начинается с верхней перьми, а на эпикаледонских - с верхнего дэвона. В связи с тем, что молодые платформы в большей степени покрыты осадочным чехлом, чем древние, в литературе их часто называют плитами.

Т.о. молодые платформы характеризуются следующими признаками:

1) трехэтажное строение: фундамент, промежуточный комплекс и осадочный чехол;

2) располагаются молодые платформы на периферии геосинклинальных поясов и на стыке древних платформ;

3) частичная унаследованность структурного плана и типа складчатости основания в осадочном чехле;

4) наличие как прерывистого, так и линейного типа складчатости.

Внутреннее строение фундамента древних платформ

По данным бурения и геофизики установлено, что фундамент древних платформ имеет крупноблоковое строение. Например, в структуре балтийского щита различают 5 главных блоков, на канадском - 6, на украинском - 5. Некоторые из этих блоков очень сильно вытянуты в одном направлении и поэтому их называют поясами. Возраст этих блоков относится к протерозою. Их внутренняя структура и особенности развития отличаются от внутренней структуры и особенностей развития подвижных поясов. В блоковых поясах распространены специфические элементы, характерные для ранних этапов развития Земли. Выделяют 2 типа таких структурных элементов: гранитно-зеленокаменные области (ГЗО) и гранулито-гнейсовые пояса (ГГП).

ГЗО слагают целые отдельные блоки, в поперечнике занимающие сотни км, в пределах которых выделяют параллельные линейные полосы зеленокаменных поясов. Сложены ГЗО слабометаморфизированными преимущественно основными зеленокаменно измененными вулканитами и в меньшей степени осадочными породами. Длина ГЗО составляет сотни и даже тысячи км, ширина - до первых сотен км. В настоящее время ГЗО установлены на всех континентах, платформах и щитах. Разделяются они более широкими гранито-гнейсовыми полями. Мощность зеленокаменных поясов достигает 10-15км и имеет трехэтажное строение. В нижней части поясов залегают основные базальты, средняя часть представлена в основном эффузивами среднего и кислого состава, а верхняя часть представлена обломочными породами.

ГГП разделяют и окаймляют ГЗО. Образовались они в конце архея и получили широкое развитие в протерозое. Эти пояса отличаются широкой степенью метаморфизма, сложной и многократной складчатостью, надвигами. Внутренняя структура ГГП осложнена гранито-гнейсовыми куполами и крупными плутонами.

Кроме того, для фундамента древних платформ характерны такие структурные элементы, как протоорогены - подвижные пояса, приуроченные к раннему протерозою. Длина этих поясов достигает тысячи км, ширина - первых сотен км. В строении проорогенов выделяют внутреннюю часть и внешнюю.

Основные структурные элементы поверхности фундамента и осадочного чехла континентальных платформ

Наиболее крупными структурными элементами платформ являются щиты и плиты. Они сочленяются либо путем постепенного погружения фундамента под осадочный чехол, либо через флексуры и разломы.

Щиты занимают территорию в поперечнике до 1000км и в течение всей истории своего развития они обнаруживают тенденцию к поднятию денудации. Более-менее крупные и более длительное время затопляемые морем выступы фундамента называются массивами. Щиты очень легко выделяются в платформах северного ряда, где они со всех сторон окружены осадочным чехлом.

Плиты - области платформ, перекрытых осадочным чехлом, мощность которого изменяется от нескольких десятков метров на антиклизах и до 10-15км в синеклизах. Молодые платформы целиком или почти целиком представляют собой плиты, а щиты и массивы на молодых платформах встречаются только в виде исключения.

Помимо щитов и плит в структуре платформ иногда выделяют третий элемент того же порядка - перикратонные опускания. Они приурочены к зонам между щитами и орогенами или между щитами и передовыми прогибами. Зоны перикратонных опусканий характеризуются моноклинальным или ступенчато-моноклинальным погружением фундамента в сторону смежных подвижных поясов.

В пределах плит выделяются структурные элементы подчиненного порядка, к которым относятся антиклизы, синеклизы и овлакогены.

Антиклизы - крупные и пологие поднятия фундамента, в поперечнике составляющие сотни километров. Мощность осадочного чехла в сводовой части антиклиз составляет 1-2км. В некоторых случаях в центре антиклизы имеются выходы фундамента на поверхность. В иных случаях антиклизы являются многовершинными (вершины называются сводами). Встречаются антиклизы как на древних, так и на молодых платформах.

Синеклизы - крупные, пологие, почти плоские впадины фундамента с мощностью осадочного чехла 3-5км. Синеклизы наблюдаются не только в пределах плит, но и в пределах щитов. В геотектонике различаю 2 особых типа синеклиз. Один из типов - трапповые синеклизы. В разрезе таких синеклиз сверху залегает мощная платобазалтовая формация. В рельефе такие синеклизы выражены плоскогорьями.

Овлакогены - четкие линейные грабен-прогибы длиною многие сотни км и шириною в десятки км, ограниченные разломами (сбросами), заполненные мощными толщами осадков с небольшим количествам вулканитов.

Авлакогены - палеорифты заполненные осадочной толщей

В авлакогенах присутствуют соленосные и угленосные формации. Глубина фундамента достигает 10-12 км. Литосфера имеет более, меньшую мощность, чем на периферии. Это обусловлено тем, что в авлакогенах происходит подъем астеносферного слоя. Такое строение характерно для континентальных рифтов.

В рельефе может быть выражены двояко либо под ними развиты синеклизы, либо над ними развиты зоны складчатости. Авлакогены со временем перерождаются в синеклизы, считается что в основании всех синеклиз находятся палеорифты. Часть из авлакогенов подвергаются сжатию и превращаются в складчатые зоны различной степени складчатости.

К элементам 4 порядка континент платформ относятся валы, своды, прогибы, впадины и седловины

Валы - это структуры низшего порядка представляют собой пологие линейные поднятия протяженностью несколько 10-ков км. Развиты над осевыми частями авлакогенов либо в бортовых частях над разрывами.

По структур особенностям выделяют

1)Унаследованные приурочены к

2)шовные над разломами фундамента

3)Инверсные приурочены к осевым зонам грабенообразным впадинам.

Прогибы- линейные депрессии литосферы

Впадины - депрессии изометричной формы с соотношение длинной и короткой осей не менее 3к1

Седловины - структуры сложной формы напоминающие седло.

В пределах платформ выделяют эпиплатформенные орогенные пояса, краевые прогибы и кольцевые структуры.

Эпиплатформенные орогенные пояса - активизированные области платформы развившейся на длительно развивающихся платформах. Для них характерен высокогорный рельеф.

Они делятся

1) Перигеосинклинальный - расположении на границах платформ с геосинклиналями и образование обусловлено захватом платформ процессам орогенеза.

2) Эпилатформенные пояса (периокеанический тип) - располагаются на границе платформ с океаническими областями.

3) Интрократорнай - расположены внутри платформ.

Эпиплатформенные пояса в рельефе выражены широкими блоково-глыбовыми мегаскладками, грабен мегасинклиналями и горст мегаантиклиналями.

Краевые прогибы - крупные сложно построенные депрессии расположенные на окраинах платформ в зонах их сочленения с геосинклинальными поясами. Возникли в период орогенеза в геосинклиналях.

Краевые прогибы отличаются

1)Характерной формой протяженные узкие и очень глубокие депрессии

2)Ассиметричным строением (очень пологие платформенные крылья и крутые внутренние крылья)

3)Смещение оси прогиба по разрезу в сторону платформы.

4)Относительная выдержанность состава и мощности пород по простиранию.

От геосинклинальных систем краевые прогибы отделяются разломами. С платформами краевые прогибы связаны пликативно либо через мало амплитудные разрывы и флексуры.

Самыми крупными их элементами являются впадины депрессии разделенные …… борта прогибов. Для внутренних бортов характерно наличие узких и протяженных ….. Для внешнего борта характерны одиночные брахиоскладки и пологие структурные наносы.

Кольцевые структуры - круглые либо овальные полностью или фрагментально замкнутые структуры.

Состоят они из ядра и внешнего контура. Границей принято считать наиболее удаленной от ядра концентрический элемент либо внешний коткур ограничую . Все различаются возрастом генезисом и размером.

По происхождению делятся

1)Магматогенные

2)Тектонические

3)Метаморфические

4)Сейсмические

5)Метеоритные

6)Сложного

По строению

1)Моногенные - отдельные структуры образованные в результате геологических процессов

2)Полигенные - крупные структуры состоящие из нескольких моногенных.

По размерам мега-, макро-, мезо-, и микроструктуры.

Нуклиары - древние ядра континентов, они выделяются в пределах древних платформ.

Внутренние области океанов

Основными структурными элементами являются срединно-океанические хребты и абиссальные равнины которые осложняются поднятиями, хребтами и разломами.

Срединно-океанические хребты приурочены к дивергентным границам литосферных плит и образуют мировую систему срединно-океанических хребтов пронизывающие все океаны.

Общая протяженность 60 тысяч км.

Строение

1)Осевая зона

2)Гребневая зона

3)Фланговая

Осевая зона - рифтовая долина. Эта зона протягивается вдоль осей хребтов и представляет ось спединга. Глубина 1-2 км и ширина до 10-ок км. Рифтовые практически не заполнены осадками. Рифтовые долины наблюдаются не на всем протяжении срединно-океанических хребтов.

Гребневые зоны - они занимают полосы по обе стороны рифтовых долин. Ширина составляет несколько сот км. Для них характерно расчленный рельеф

Фланговые заны

Фланговые зоны - склоны срединно-океанических хребтов, в ширину составляющие сотни и тысячи км, в пределах которых происходит понижение рельефа в сторону абиссальных равнин. Фланговые зоны практически ассейсмичны. На фланговых зонах повсеместно имеется осадочный чехол, мощность которого возрастает в направлении абиссальных равнин.

Трансформные разломы - разломы, расчленяющие срединно-океанические хребты и абиссальные равнины в перпендикулярном направлении простирания этих структур. Больше всего расчленены трансформными разломами срединно-океанические хребты. Амплитуда смещения сегментов срединно-океанических хребтов составляет сотни км, а в некоторых случаях может достигать тысячи км. Если поблизости отсутствуют оси спрединга, то амплитуда разлома устанавливается по смещению магнитных аномалий отдельных сегментов.

Все трансформные разломы ориентированы перпендикулярно срединно-океаническим хребтам. Но в некоторых местах трансформные разломы имеют косую ориентацию к осям спрединга срединно-океанических хребтов.

В рельефе трансформные разломы выражены уступами и вытянутыми вдоль этих уступов узкими ущельями. Высота уступов достигает 1000м, глубина ущелий составляет в гребневой зоне до 1500м, а на флангах до 500м. Поднятым крылом в трансформном разломе всегда оказывается крыло, сложенное более молодой литосферой.

По масштабам и значению все трансформные разломы делятся на несколько категорий:

1) Магистральные (по Хайну) или трансокеанские. Эти разломы пересекают океан от края до края, захватывая срединно-океанические хребты, абиссальные равнины и даже края материков;

2) Разломы, пересекающие срединно-океанические хребты примерно через 100-200км и продолжающиеся на некоторое расстояние в пределах абиссальных равнин;

3) Разломы, которые не выходят за пределы срединно-океанических хребтов и отстоят друг от друга на десятки км;

4) Самые мелкие трансформные разломы, которые пересекают лишь осевую и гребневую зону.

Абиссальные равнины - участки в океанах, которые занимают пространство между срединно-океаническими хребтами и континентальными подножьями. Абиссальные равнины подстилаются корой до олигоценового возраста и имеют глубины 4-6км. В основном кора на абиссальных равнинах представляет собой океанический тип, она выдержана по толщине, исключение составляет лишь осадочный чехол, который постепенно увеличивается в направлении континентальных подножий. Увеличение мощности осадочного слоя обусловлено поступлением обломочного и вулканического материала с суши. Увеличение мощности осадочного чехла наблюдается напротив устья крупных рек.

Некоторые абиссальные равнины обладают практически плоским рельефом, что связано с тем, что все неровности фундамента затянуты слоем осадков. Это характерно в основном для абиссальных равнин Атлантического и Индийского океана. Абиссальные равнины в Тихом океане характеризуются холмистым рельефом, который отражает все неровности кровли фундамента.

В мегарельефе абиссальные равнины распадаются на отдельные котловины, которые разделяются крупными подводными хребтами и возвышенностями.

В Атлантике к западу от срединно-океанического хребта выделяется североатлантическая котловина, бразильская, аргентинская, к востоку - гвинейская, африканская. В Индийском океане выделяется сомалийская котловина, мадагаскарская, мозамбикская с запада, а с востока - бенгальская, североавстралийская. В тихом океане выделяется северо-западная котловина, центральная, северо-восточная, чилийская и т.п.

Внутриплитные возвышенности и хребты имеют совсем другое происхождение, чем срединно-океанические хребты. Все эти поднятия имеют различную форму. Одни из них изометричные, другие - линейные, протянувшиеся на тысячи километров, а третьи имеют промежуточную форму. Все эти возвышенности и хребты поднимаются над смежными котловинами на 2-3км, в некоторых местах они поднимаются над уровнем океана в виде островов. Возникновение всех этих внутриплитных поднятий связывается с действием плюмов (мантийных струй), а также горячих точек. Некоторые линейные возвышенности параллельны трансформным разломам.

Еще к структурным элементам океанов относятся микроконтиненты - внутренние поднятия океана с толстой корой. К современным микроконтинентам относятся в Атлантическом океане - плато Роколл, микроконтинент Орфан, в Индийском океане - остров Мадагаскар, Сейшельские острова, в Тихом океане - возвышенность Лортхау, Новая Зеландия, в Северном Ледовитом океане - хребет Ломоносова. Микроконтиненты характеризуются плоским рельефом поверхности, лежащей на глубине 2-3км ниже уровня океана, но отдельные участки могут выступать над поверхностью океана в виде банок и островов. Исключение из всех микроконтинентов составляет остров Мадагаскар, который характеризуется горным рельефом и у него кора имеет утонченную мощность. Обычно у микроконтинентов осадочный чехол утолщен по сравнению с абиссальными равнинами. Образование микроконтинентов связывают с распадом суперконтинента.

Пассивные и активные континентальные окраины

Континентальные окраины - области перехода между континентами и океанами. В континентальных окраинах происходит накопление основной массы осадков и вулканитов. Здесь же происходит их интенсивная деформация. На континентальных окраинах происходит зпмещение континентальной коры в субокеаническую кору и океаническую. В этих же зонах океаническая кора преобразуется в континентальную кору. К континентальным окраинам приурочены основные зоны нефте-газонакопления.

С позиции тектоники плит континентальные окраины делятся на 2 типа:

1) Пассивные континентальные окраины, к которым относятся окраины рифтового либо трансформного происхождения. Пассивные окраины считаются внутриплитными;

2) Активные континентальные окраины, расположенные на границе плит. Они бывают либо субдукционными либо трансформными.

Строение и развитие пассивных окраин

В строении пассивных окраин выделяется 3 главных элемента: шельф, континентальный склон и континентальное подножье.

Шельф представляет собой подводное продолжение прибрежной равнины материка, обладает пологим наклоном в сторону моря и имеет изменчивую ширину, которая может достигать сотен км. Внешний край шельфа обычно лежит в среднем на глубине 100м и называется бровкой шельфа. Поверхность шельфа образует обычно аккумулятивную либо абразионную равнину.

Континентальный склон - сравнительно узкая полоса дна, шириной не более 200км с крутым (в среднем 4 градуса) уклоном в сторону моря. В пределах континентального склона глубина океана увеличивается от 100м до 3500м.

Континентальное подножье - область значительной ширины, с пологим наклоном в сторону абиссальной равнины. Наклон всегда круче, чем наклон шельфа, но намного меньше, чем наклон континентального склона. Переход от континентального подножья к абиссальной равнине отмечается уменьшением уклона почти до горизонтального. Сложено континентальное подножье мощной толщей осадков (10-15км).

Но в строении пассивных окраин выделяют еще один элемент, который называется краевое плато. Краевое плато представляет собой опущенный на глубину 2-3км участок шельфа, который отделяется от самого шельфа уступом либо трогом рифтового происхождения. В развитии пассивных континентальных окраин выделяют 3 главные стадии:

1) предрифтовая;

2) рифтовая;

3) послерифтовая (спрединговая).

Предрифтовая стадия. На этой стадии пассивная окраина может испытывать поднятие, но не всегда.

Рифтовая. На этой стадии континентальная кора подвергается дроблению разрывами с образованием грабенов и полуграбенов. Грабены и полуграбены заполняются обломочным материалом континентального происхождения, также на этой стадии происходит вулканизм и за счет всех этих процессов происходит утончение кристаллической коры.

Послерифтовая стадия. На этой стадии происходит нарушение сплошности континентальной коры, к ее расколу, спредингу и новообразованию океанической коры.

Это несогласное залегание называется несогласным растяжением, по которому и определяют начало спрединга. Сама послерифтовая стадия характеризуется плавным, а в некоторых случаях и ступенчатым погружением пассивной окраины в сторону океанической впадины и накоплением осадков на шельфе.

Активные континентальные окраины

Главной особенностью активных окраин является наличие активной зоны субдукции, с которой связаны магматическая, сейсмическая активность, а также складчато-надвиговые деформации и метаморфизм. Активные континентальные окраины делятся на 2 типа: приконтинентальный и островодужный.

В приконтинентальном типе переход от глубоководного желоба к континенту выражен крутым внутренним склоном этого желоба, который по сути дела является и континентальным склонном, и узким шельфом. Ширина этой зоны составляет порядка 200км. В результате континент оказывается приподнятым, надстроенным, вулканоплутоническим поясом. Самый типичный пример такой активной окраины - окраина южноамериканского континента (андский тип субдукции).

Островодужный тип активных окраин включает в себя следующие элементы:

1) собственно континентальная окраина, похожая на континентальную окраину пассивных окраин, но более узкая;

2) глубоководная котловина окраинного моря;

3) вулканическая островная дуга;

4) глубоководный желоб;

5) краевой вал океана.

Краевые валы представляют собой поднятия между глубоководным желобом и абиссальной равниной океана. По сути дела это поднятия пологого вида высотой 100м.

Глубоководные желоба - протяженные, имеющие дугообразную форму желоба, глубиной 1000км, имеющие V-образную форму, но ассиметричное строение в плане.

Вулканические дуги протягиваются параллельно желобам от оси глубоководных желобов. Ширина вулканических дуг составляет до 50км. Вулканические дуги бывают 2 типов: энсиматические и энсиалические.

Энсиматические дуги закладываются на океанической коре, чаще всего на месте трансформных разломов. Это происходит когда одно крыло, с более древней корой начинает подвигаться под другое крыло, сложенное более молодой корой.

Энсиалические дуги образуются на континентальной коре, обычно на коре микроконтинентов.

Задуговые окраинные моря располагаются между островными дугами и континентом. Они обладают значительной глубиной и в самой глубокой части подстилаются корой океанического типа. Основная масса таких окраинных морей располагается в западной части Тихого океана.

Кроме пассивных и активных окраин, существуют еще и трансформные окраины. Трансформные окраины - менее распространенный и не встречающийся в чистом виде тип континентальных окраин. Он делится на два подтипа: трансформные дивергентные окраины и трансформные конвергентные окраины.

Примером типичной трансформной дивергентной окраины является окраина африканского континента со стороны Атлантики. Характерной чертой такого подтипа является узкий шельф, очень крутой континентальный склон, основание которого совпадает с тектонической границей между континентальной и океанической корой. На этой границе наблюдаются как вертикальные, так и горизонтальные смещения.

Трансформные конвергентные границы. Такие окраины наблюдаются на двух отрезках северомериканского континента со стороны Тихого океана.

Тектонические карты

Тектоническая картография в своем развитии прошла несколько этапов:

1) к.19в - н.20в. На этом этапе были попытки создания тектонических схем, которые представляли собой карты тектонических линий;

2) н.20в - с.20в. На этом этапе начинают выделять площади, формирование складчатой структуры которых завершилось в одну эпоху складчатости. В 1907г создается первая карта тектонического районирования;

3) 40-е - 60-е гг. 20в. К этому времени был накоплен огромный материал геологического районирования и данных бурения. В результате обобщения этих данных была построена первая тектоническая карта СССР масштаба 1:4000000. Обзорная тектоническая карта СССР (1953г) стала основой для создания международной тектонической карты Европы (1964г). В 1966 создают тектоническую карту Евразии. На этих картах внутреннее строение складчатых сооружений для показа было разделено на отдельные структурные этажи.

Само районирование осуществлялось по возрасту складчатости.

4) В 60-е гг. наряду с тектоническими картами континентов появляются региональные тектонические карты масштаба 1:50000 и 1:1000000.

5) В 70-е гг. Он ознаменован распространением идеи неомобилизма. На этом этапе тектоническое районирование начали проводить по времени становления континентальной коры, а расчленение складчатых систем - по стадиям геосинклинального процесса: океанской, переходной и зрелой. К к.70-х гг. составляются тектонические карты океанов, а то до 70-х гг. в основном составлялись тектонические карты континентов.

Принципы тектонического районирования

Тектоническое районирование - выделение естественных участков земной коры или тектоносферы на основании комплексного ихучения их историко-геологического развития, особенностей структуры и геофизических полей. В основу тектонического районирования могут быть положены следующие принципы:

1) по возрасту завершающей складчатости;

2) по возрасту становления континентальной коры;

3) плейд-тектоническое районирование;

4) террейновый анализ.

Террейн - такое геологическое тело, которое характеризуется своими особенностями (литологическими, морфологическими и т.п.) и ограничено разломами.

Тектонические карты - карты, изображающие структуры земной коры и отражающие основные этапы ее развития в пределах отдельных регионов или Земли в целом.

Тектонические карты делятся на общие и специальные.

Общие и специальные карты в свою очередь делятся на глобальные, обзорные и региональные.

Глобальные изображают строение всей поверхности Земли. Масштаб у них 1:15000000 или 1:45000000.

Обзорные карты - карты отдельных континентов, океанов и крупных стран. Масштаб у них от 1:5000 до 1:2500000.

Региональные карты - карты отдельных регионов (платформ, складчатых областей либо отдельных стран). Масштаб таких карт от 1:500000 до 1:1500000.

Специальные тектонические карты в зависимости от их основного назначения делятся на палеотектонические карты, неотектонические карты, карты фундамента платформ и т.п.

К специальным тектоническим картам относятся карты, которые отражают либо какой-то один аспект тектонического строения или развития региона, либо один какой-то этап тектонической эволюции. К ним также относятся структурно-тектонические карты, на которых изображаются структуры в стратоизогипсах или линии осей складок и разломов. К специальным картам также относятся карты со снятым осадочным чехлом. Такие карты обычно составляются для платформ и внешних частей орогенных зон. К специальным картам относятся космотектонические карты, которые составляются на основе данных съемок из космоса (карта кольцевых структур, карта разломной тектоники СССР).

Неотектонические карты - карты новейшей тектоники, составляемые для неотектонического этапа развития или для его отдельных отрезков.

Палеотектонические карты составляются для последовательных этапов развития региона.

Существуют еще карты современной тектоники, которые называются картами актуотектоники. Они бывают двух типов: карты современных вертикальных движений земной коры и карты мгновенной кинематики плит, которые отражают только горизонтальные движения (указываются направление и скорость смещения).

Размещено на Allbest.ru