Земная кора составляет самую верхнюю оболочку твердой Земли и одевает планету почти сплошным слоем, изменяя свою мощность от 0 на некоторых участках средин-но-океанических хребтов и океанских разломов до 70-75 км под высокими горными сооружениями (Хаин, Ломизе, 1995). Мощность коры на континентах, определяемая по возрастанию скорости прохождения продольных сейсмических волн до 8-8,2 км/с (граница Мохоровичича , или граница Мохо ), достигает 30-75 км, а в океанических впадинах 5-15 км. Первый тип земной коры был назван океаническим, второй - континентальным.
Океанская кора занимает 56% земной поверхности и обладает небольшой мощностью – 5–6 км. В ее строении выделяется три слоя (Хаин, Ломизе, 1995).
Первый , или осадочный, слой мощностью не более 1 км встречается в центральной части океанов и достигает мощности 10–15 км на их периферии. Он полностью отсутствует в осевых зонах срединно-океанических хребтов. В состав слоя входят глинистые, кремнистые и карбонатные глубоководные пелагические осадки (рис. 6.1). Карбонатные осадки распространены не глубже критической глубины накопления карбонатов. Ближе к континенту появляется примесь обломочного материала, снесенного с суши; это так называемые гемипелагические осадки. Скорость распространения продольных сейсмических волн здесь составляет 2–5 км/с. Возраст осадков этого слоя не превышает 180 млн лет.
Второй слой в своей основной верхней части (2А) сложен базальтами с редкими и тонкими прослоями пелаги-
Рис. 6.1. Разрез литосферы океанов в сравнении с усредненным разрезом офиолитовых аллохтонов. Внизу – модель формирования главных единиц разреза в зоне океанского спрединга (Хаин, Ломизе, 1995). Условные обозначения: 1 –
пелагические осадки; 2 – излившиеся базальты; 3 – комплекс параллельных даек (долериты); 4 – верхние (не расслоенные) габброиды и габбро-долериты; 5, 6 – расслоенный комплекс (кумуляты): 5 – габброиды, 6 – ультрабазиты; 7 – тектонизи-рованные перидотиты; 8 – базальный метаморфический ореол; 9 – базальтовая магма смена I–IV – последовательная смена условий кристаллизации в очаге по мере удаления от оси спрединга
ческих осадков; базальты нередко обладают характерной подушечной (в поперечном сечении) отдельностью (пиллоу-лавы), но встречаются и покровы массивных базальтов. В нижней части второго слоя (2В) развиты параллельные дайки долеритов. Общая мощность 2-го слоя 1,5–2 км, а скорость продольных сейсмических волн 4,5–5,5 км/с.
Третий слой океанской коры состоит из полнокристаллических магматических пород основного и подчиненно ультраосновного состава. В его верхней части обычно развиты породы типа габбро, а нижнюю часть составляет «полосчатый комплекс», состоящий из чередования габбро и ульт-рамафитов. Мощность 3-го слоя 5 км. Скорость продольных волн в этом слое достигает 6–7,5 км/с.
Считается, что породы 2-го и 3-го слоев образовались одновременно с породами 1-го слоя.
Океанская кора, вернее кора океанского типа, не ограничивается в своем распространении ложем океанов, а развита также в глубоководных котловинах окраинных морей, таких как Японское море, Южно-Охотская (Курильская) котловина Охотского моря, Филиппинское, Карибское и многие другие
моря. Кроме того, имеются серьезные основания подозревать, что в глубоких впадинах континентов и мелководных внутренних и окраинных морей типа Баренцева, где мощность осадочного чехла составляет 10-12 км и более, он подстилается корой океанского типа; об этом свидетельствуют скорости продольных сейсмических волн порядка 6,5 км/с.
Выше говорилось, что возраст коры современных океанов (и окраинных морей) не превышает 180 млн лет. Однако в пределах складчатых поясов континентов мы находим и гораздо более древнюю, вплоть до раннедокембрий-ской, кору океанского типа, представленную так называемыми офиолитовыми комплексами (или просто офиолита-ми). Термин этот принадлежит немецкому геологу Г. Штейнманну и был предложен им еще в начале XX в. для обозначения характерной «триады» пород, обычно встречающихся вместе в центральных зонах складчатых систем, а именно серпентинизированных ультрамафитов (аналог слоя 3), габбро (аналог слоя 2В), базальтов (аналог слоя 2А) и радиоляритов (аналог слоя 1). Сущность этого парагенеза пород долго интерпретировалась ошибочно, в частности, габбро и гипербазиты считались интрузивными и более молодыми, чем базальты и радиоляриты. Только в 60-г годы, когда были получены первые достоверные сведения о составе океанской коры, стало очевидным, что офиолиты-это океанская кора геологического прошлого. Это открытие имело кардинальное значение для правильного понимания условий зарождения подвижных поясов Земли.
Структуры земной коры океанов
Области сплошного распространения земной коры океанического типа выражены в рельефе Земли океаническими впадинами . В пределах океанических впадин выделяются два крупнейших элемента: океанические платформы и океанические орогенные пояса . Океанические платформы (или та-лассократоны) в рельефе дна имеют вид обширных абиссальных плоских или холмистых равнин. К океаническим орогенным поясам относятся срединно-океанические хребты, имеющие высоту над окружающей равниной до 3 км (местами поднимаются в виде островов над уровнем океана). Вдоль оси хребта часто прослеживается зона рифтов - узких грабенов шириной 12-45 км при глубине до 3-5 км, указывающих на господство в этих участках растяжения земной коры. Для них характерны высокая сейсмичность, резко повышенный тепловой поток, низкая плотность верхней мантии. Геофизические и геологические данные свидетельствуют о том, что мощность осадочного покрова уменьшается по мере приближения к осевым зонам хребтов, а океаническая кора испытывает заметное поднятие.
Следующий крупный элемент земной коры - переходная зона между континентом и океаном. Это область максимального расчленения земной поверхности, где находятся островные дуги , отличающиеся высокой сейсмичностью и современным андезитовым и андезито-базальтовым вулканизмом, глубоководные желоба и глубоководные впадины окраинных морей. Очаги землетрясений образуют здесь сейсмофокальную зону (зону Беньофа-Заварицкого), погружающуюся под континенты. Переходная зона наиболее
ярко проявлена в западной части Тихого океана. Для нее характерен промежуточный тип строения земной коры.
Континентальная кора (Хаин, Ломизе, 1995) распространена не только в пределах собственно континентов, т. е. суши, за возможным исключением наиболее глубоких впадин, но и в пределах шельфовых зон континентальных окраин и отдельных участков внутри океанских бассейнов-микроконтинентов. Тем не менее общая площадь развития континентальной коры меньше, чем океанской, и составляет 41% земной поверхности. Средняя мощность континентальной коры 35-40 км; она уменьшается к окраинам континентов и в пределах микроконтинентов и возрастает под горными сооружениями до 70-75 км.
В общем, континентальная кора , так же как и океанская, имеет трехслойное строение, но состав слоев, особенно двух нижних, существенно отличается от наблюдаемых в океанской коре.
1. Осадочный слой, обычно именуемый осадочным чехлом. Его мощность изменяется от нуля на щитах и менее крупных поднятиях фундамента платформ и осевых зон складчатых сооружений до 10 и даже 20 км во впадинах платформ, передовых и межгорных прогибах горных поясов. Правда, в этих впадинах кора, подстилающая осадки и обычно называемая консолидированной, может уже быть ближе по своему характеру к океанской, чем к континентальной. В состав осадочного слоя входят различные осадочные породы преимущественно континентального или мелководного морского, реже батиального (опять-таки в пределах глубоких впадин) происхождения, а также, далеко
не повсеместно, покровы и силлы основных магматических пород, образующие трапповые поля. Скорость продольных волн в осадочном слое составляет 2,0-5,0 км/с с максимумом для карбонатных пород. Возрастной диапазон пород осадочного чехла-до 1,7 млрд лет, т. е. на порядок выше, чем осадочного слоя современных океанов.
2. Верхний слой консолидированной коры выступает на дневную поверхность на щитах и массивах платформ и в осевых зонах складчатых сооружений; он вскрыт на глубину 12 км в Кольской скважине и на значительно меньшую глубину в скважинах в Волго-Уральской области на Русской плите, на плите Мидконтинента США и на Балтийском щите в Швеции. Золотодобывающая шахта в Южной Индии прошла по данному слою до 3,2 км, в Южной Африке-до 3,8 км. Поэтому состав этого слоя, по крайней мере его верхней части, в общем хорошо известен-главную роль в его сложении играют различные кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты и граниты, в связи с чем он нередко именуется гранито-гнейсовым. Скорость продольных волн в нем составляет 6,0-6,5 км/с. В фундаменте молодых платформ, имеющем рифейско-палеозойский или даже мезозойский возраст, а частично и во внутренних зонах молодых складчатых сооружений этот же слой сложен менее сильнометамор-физованными (зеленосланцевая фация вместо амфиболито-вой) породами и содержит меньше гранитов; поэтому здесь его часто называют гранитно-метаморфическим слоем, а типичные скорости продольных воли в нем порядка 5,5-6,0 км/с. Мощность данного слоя коры достигает 15-20 км на платформах и 25-30 км в горных сооружениях.
3. Нижний слой консолидированной коры. Первоначально предполагалось, что между двумя слоями консолидированной коры существует четкая сейсмическая граница, получившая по имени ее первооткрывателя-немецкого геофизика-название границы Конрада. Бурение только что упоминавшихся скважин поставило под сомнение существование такой четкой границы; иногда вместо нее сейсмика обнаруживает в коре не одну, а две (К 1 и К 2) границы, что дало основание выделить в нижней коре два слоя (рис. 6.2). Состав пород, слагающих нижнюю кору, как отмечалось, недостаточно известен, так как скважинами она не достигнута, а на поверхности обнажается фрагментарно. Исходя из
Рис. 6.2. Строение и мощность континентальной коры (Хаин, Ломизе, 1995). А - главные типы разреза по сейсмическим данным: I-II - древние платформы (I - щиты, II
Синеклизы), III - шельфы, IV -молодые орогены. K 1 , К 2 -поверхности Конрада, М-поверхность Мохоровичича, скорости указаны для продольных волн; Б - гистограмма распределения мощностей континентальной коры; В - профиль обобщенной прочности
общих соображений, В. В. Белоусов пришел к заключению, что в нижней коре должны преобладать, с одной стороны, породы, находящиеся на более высокой ступени метаморфизма и, с другой стороны, породы более основного состава, чем в верхней коре. Поэтому он назвал этот слой коры гра- нулит-базитовым. Предположение Белоусова в общем подтверждается, хотя обнажения показывают, что в сложении нижней коры участвуют не только основные, но и кислые гранулиты. В настоящее время большинство геофизиков различают верхнюю и нижнюю кору по другому признаку- по их отличным реологическим свойствам: верхняя кора жесткая и хрупкая, нижняя-пластичная. Скорость продольных волн в нижней коре 6,4-7,7 км/с; принадлежность к коре или мантии низов этого слоя со скоростями более 7,0 км/с нередко спорна.
Между двумя крайними типами земной коры-океанским и континентальным - существуют переходные типы. Один из них - субокеанская кора - развит вдоль континентальных склонов и подножий и, возможно, подстилает дно котловин некоторых не очень глубоких и широких окраинных и внутренних морей. Субокеанская кора представляет собой утоненную до 15-20 км и пронизанную дайками и силлами основных магматических пород континентальную
кору. Она вскрыта скважиной глубоководного бурения у входа в Мексиканский залив и обнажена на побережье Красного моря. Другой тип переходной коры - субконтинентальный -образуется в том случае, когда океанская кора в энсима-тических вулканических дугах превращается в континентальную, но еще не достигает полной «зрелости», обладая пониженной, менее 25 км, мощностью и более низкой степенью консолидированности, что отражается в пониженных скоростях сейсмических волн - не более 5,0-5,5 км/с в низах коры.
Некоторые исследователи выделяют в качестве особых типов еще две разновидности океанской коры, о которых уже шла речь выше; это, во-первых, утолщенная до 25-30 км океанская кора внутренних поднятий океана (Исландия и др.) и, во-вторых, кора океанского типа, «надстроенная» мощным, до 15-20 км, осадочным чехлом (Прикаспийская впадина и др.).
Поверхность Мохоровичича и состав верхней ман тии. Граница между корой и мантией, обычно сейсмически достаточно четко выраженная скачком скоростей продольных волн от 7,5-7,7 до 7,9-8,2 км/с, известна как поверхность Мохоровичича (или просто Мохо и даже М), по имени установившего ее хорватского геофизика. В океанах эта граница отвечает переходу от полосчатого комплекса 3-го слоя с преобладанием габброидов к сплошным серпентинизиро-ванным перидотитам (гарцбургитам, лерцолитам), реже ду-нитам, местами выступающим на поверхность дна, а в скалах Сан-Паулу в Атлантике против берегов Бразилии и на о. Забаргад в Красном море, возвышающимся над поверхно-
стью океана. Верхи океанской мантии можно наблюдать местами на суше в составе низов офиолитовых комплексов. Их мощность в Омане достигает 8 км, а в Папуа-Новой Гвинее, возможно, даже 12 км. Сложены они перидотитами, в основном гарцбургитами (Хаин, Ломизе, 1995).
Изучение включений в лавах и кимберлитах из трубок показывает, что и под континентами верхняя мантия в основном сложена перидотитами, причем как здесь, так и под океанами в верхней части это шпинелевые перидотиты, а ниже-гранатовые. Но в континентальной мантии, по тем же данным, кроме перидотитов в подчиненном количестве присутствуют эклогиты, т. е. глубокометаморфизованные основные породы. Эклогиты могут представлять собой мета-морфизованные реликты океанской коры, затащенные в мантию в процессе поддвига этой коры (субдукции).
Верхняя часть мантии вторично обеднена рядом компонентов: кремнеземом, щелочами, ураном, торием, редкими землями и другими некогерентными элементами благодаря выплавлению из нее базальтовых пород земной коры. Эта «истощенная» («деплетированная») мантия простирается под континентами на большую глубину (охватывая всю или почти всю ее литосферную часть), чем под океанами, сменяясь глубже «неистощенной» мантией. Средний первичный состав мантии должен быть близок к шпинелевому лерцоли-ту или гипотетической смеси перидотита и базальта в пропорции 3:1, названной австралийским ученым А. Е. Ринг-вудом пиролитом.
На глубине около 400 км начинается быстрое возрастание скорости сейсмических волн; отсюда до 670 км про-
стирается слой Голицына, названный так в честь русского сейсмолога Б.Б. Голицына. Его выделяют еще в качестве средней мантии, или мезосферы - переходной зоны между верхней и нижней мантией. Возрастание скоростей упругих колебаний в слое Голицына объясняется увеличением плотности вещества мантии примерно на 10% в связи с переходом одних минеральных видов в другие, с более плотной упаковкой атомов: оливина в шпинель, пироксена в гранат.
Нижняя мантия (Хаин, Ломизе, 1995) начинается с глубины порядка 670 км. Нижняя мантия должна быть сложена в основном перовскитом (МgSiO 3) и магнезиовюсти-том (Fе, Мg)O - продуктами дальнейшего изменения минералов, слагающих среднюю мантию. Ядро Земли в своей внешней части, по данным сейсмологии, является жидким, а внутреннее-снова твердым. Конвекция во внешнем ядре генерирует главное магнитное поле Земли. Состав ядра подавляющим большинством геофизиков принимается железным. Но опять же по экспериментальным данным приходится допустить некоторую примесь никеля, а также серы, либо кислорода, либо кремния, чтобы объяснить пониженную плотность ядра по сравнению с определенной для чистого железа.
По данным сейсмотомографии, поверхность ядра является неровной и образует выступы и впадины с амплитудой до 5-6 км. На границе мантии и ядра выделяют переходный слой с индексом D" (кора обозначается индексом А, верхняя мантия-В, среднюю-С, нижнюю - D, верхнюю часть нижней мантии D"). Мощность слоя D" местами достигает 300 км.
Литосфера и астеносфера. В отличие от коры и мантии, выделяемым по геологическим данным (по вещественному составу) и данным сейсмологии (по скачку скоростей сейсмических волн на границе Мохоровичича), литосфера и астеносфера-понятия чисто физические, вернее реологические. Исходным основанием для выделения астеносферы- ослабленной, пластичной оболочки. подстилающей более жесткую и хрупкую литосферу,-была необходимость объяснения факта изостатической уравновешенности коры, обнаруженного при измерениях силы тяжести у подножия горных сооружений. Первоначально ожидалось, что такие сооружения, особенно столь грандиозные, как Гималаи, должны создавать избыточное притяжение. Однако когда в середине XIX в. были произведены соответствующие измерения, оказалось, что такого притяжения не наблюдается. Следовательно, даже крупные неровности рельефа земной поверхности чем-то компенсированы, уравновешены на глубине для того, чтобы на уровне земной поверхности не проявлялось значительных отклонений от средних значений силы тяжести. Таким образом, исследователи пришли к выводу что имеется общее стремление земной коры к уравновешенности за счет мантии; явление это получило название изо-стазии (Хаин, Ломизе, 1995).
Существуют два способа осуществления изостазии. Первый заключается в том, что горы обладают корнями, погруженными в мантию, т. е. изостазия обеспечивается вариациями мощности земной коры и нижняя поверхность последней обладает рельефом, обратным рельефу земной поверхности; это гипотеза английского астронома Дж. Эри
(рис. 6.3). В региональном масштабе она обычно оправдывается, так как горные сооружения действительно обладают более толстой корой и максимальная толщина коры наблюдается у наиболее высоких из них (Гималаи, Анды, Гинду-куш, Тянь-Шань и др.). Но возможен и другой механизм реализации изостазии: участки повышенного рельефа должны быть сложены менее плотными породами, а участки пониженного-более плотными; это гипотеза другого английского ученого-Дж. Пратта. В этом случае подошва земной коры может быть даже горизонтальной. Уравновешенность континентов и океанов достигается комбинацией обоих механизмов-кора под океанами и много тоньше, и заметно плотнее, чем под континентами.
Большая часть поверхности Земли находится в состоянии, близком к изостатическому равновесию. Наибольшие отклонения от изостазии-изостатические аномалии-обнаруживают островные дуги и сопряженные с ними глубоководные желоба.
Для того чтобы стремление к изостатическому равновесию было эффективным, т. е. под дополнительной нагрузкой происходило бы погружение коры, а при снятии нагрузки - ее подъем, надо, чтобы под корой существовал достаточно пластичный слой, способный к перетеканию из областей повышенного геостатического давления в области пониженного давления. Именно для этого слоя, первоначально выделенного гипотетически, американский геолог Дж. Баррелл и предложил в 1916 г. название астеносфера, что оз начает «слабая оболочка». Это предположение было подтверждено лишь много позднее, в 60-е годы, когда сейсмоло-
Рис. 6.3. Схемы изостатического равновесия земной коры:
а - по Дж. Эри, б - по Дж. Пратту (Хаин, Короновский, 1995)
логами (Б. Гутенберг) было обнаружено существование на некоторой глубине под корой зоны понижения или отсутствия повышения, естественного при увеличении давления, скорости сейсмических волн. В дальнейшем появился другой метод установления астеносферы-метод магнитотел-лурического зондирования, при котором астеносфера проявляет себя как зона понижения электрического сопротивления. Кроме того, сейсмологи выявили еще один признак астеносферы - повышенные затухания сейсмических волн.
Астеносфере принадлежит также ведущая роль в движениях литосферы. Течение астеносферного вещества увлекает за собой литосферные пластины-плиты и вызывает их горизонтальные перемещения. Подъем поверхности астеносферы приводит к подъему литосферы, а в предельном случае- к разрыву ее сплошности, образованию раздвига и опусканию. К последнему ведет также отток астеносферы.
Таким образом, из двух оболочек, составляющих тек-тоносферу: астеносфера является активным, а литосфера- относительно пассивным элементом. Их взаимодействием определяется тектоническая и магматическая «жизнь» земной коры.
В осевых зонах срединно-океанских хребтов, особенно на Восточно-Тихоокеанском поднятии, кровля астеносферы находится на глубине всего 3-4 км, т. е. литосфера ограничивается лишь верхней частью коры. По мере движения к периферии океанов толщина литосферы увеличивается за счет
низов коры, а в основном верхов мантии и может достигать 80-100 км. В центральных частях континентов, особенно под щитами древних платформ, таких как ВосточноЕвропейская или Сибирская, мощность литосферы измеряется уже 150-200 км и более (в Южной Африке 350 км); по некоторым представлениям, она может достигать 400 км, т. е. здесь вся верхняя мантия выше слоя Голицына должна входить в состав литосферы.
Трудность обнаружения астеносферы на глубинах более 150- 200 км породила у некоторых исследователей сомнения в ее существовании под такими областями и привела их к альтернативному представлению, что астеносферы как сплошной оболочки, т. е. именно геосферы, не существует, а имеется серия разобщенных «астенолинз». С этим выводом, который мог бы иметь важное значение для геодинамики, нельзя согласиться, так как именно указанные области демонстрируют высокую степень изостатической уравновешенности, ведь к ним относятся приведенные выше примеры областей современного и древнего оледенения-Гренландия и др.
Причина того, что астеносферу не везде легко обнаружить, состоит, очевидно, в изменении ее вязкости но латера-ли.
Основные структурные элементы земной коры континентов
На континентах выделяются два структурных элемента земной коры: платформы и подвижные пояса (Историческая геология, 1985).
Определение: платформа – стабильный жесткий участок земной коры континентов, имеющий изометричную форму и двухэтажное строение (рис. 6.4). Нижний (первый) структурный этаж – кристаллический фундамент , представленный сильно дислоцированными метаморфизованными породами, прорванными интрузиями. Верхний (второй) структурный этаж – полого залегающий осадочный чехол , слабодислоцированный и неметаморфизованный. Выходы на дневную поверхность нижнего структурного этажа называются щитом . Участки фундамента, перекрытые осадочным чехлом называются плитой . Мощность осадочного чехла плиты составляет первые километры.
Пример : на Восточно-Европейской платформе выделяются два щита (Украинский и Балтийский) и Русская плита.
Структуры второго этажа платформы (чехла) бывают отрицательные (прогибы, синеклизы) и положительные (ан-теклизы). Синеклизы имеют форму блюдца, а антеклизы – перевернутого блюдца. Мощность отложений всегда больше на синеклизе, а на антеклизе – меньше. Размеры этих структур в поперечнике могут достигать сотен или первых тысяч километров, а падение слоев на крыльях обычно - первые метры на 1 км. Существуют два определения этих структур.
Определение: синеклиза – геологическая структура, падение слоев которой направлено от периферии к центру. Антеклиза - геологическая структура, падение слоев которой направлено от центра к периферии.
Определение: синеклиза – геологическая структура, в ядре которой выходят более молодые отложения, а по краям
Рис. 6.4. Схема строения платформы. 1 - складчатый фундамент; 2 - платформенный чехол; 3 разломы (Историческая геология, 1985)
– более древние. Антеклиза – геологическая структура, в ядре которой выходят более древние отложения, а по краям – более молодые.
Определение: прогиб – вытянутое (удлиненное) геологическое тело, имеющее в поперечном сечении вогнутую форму.
Пример: на Русская плите Восточно-Европейской платформы выделяются антеклизы (Белорусская, Воронежская, Волго-Уральская и др.), синеклизы (Московская, Прикаспийская и др.) и прогибы (Ульяновско-Саратовский, Приднестровско-Причерноморский и др.).
Существует структура нижних горизонтов чехла - ав-лакоген.
Определение: авлакоген – узкая вытянутая впадина, протягивающаяся через платформу. Авлакогены располагаются в нижней части верхнего структурного этажа (чехла) и могут достигать в длину до сотен километров, в ширину – десятки километров. Авлакогены формируются в условиях горизонтального растяжения. В них накапливаются мощные толщи осадков, которые могут быть смяты в складки и близкие по составу к формациям миогеосинклиналей. В нижней части разреза присутствуют базальты.
Пример: Пачелмский (Рязано-Саратовский) авлако-ген, Днепрово-Донецкий авлакоген Русской плиты.
История развития платформ. В истории развития можно выделить три этапа. Первый – геосинклинальный, на котором происходит формирование нижнего (первого) структурного элемента (фундамента). Второй - авлакогенный, на котором в зависимости от климата происходит накопление
красноцветных, сероцветных или угленосных осадков в ав-лакогенах. Третий – плитный, на котором осадконакопление происходит на значительной площади и формируется верхний (второй) структурный этаж (плита).
Процесс накопления осадков, как правило, происходит циклично. Сначала накапливается трансгрессивная морская терригенная формация, затем – карбонатная формация (максимум трансгрессии, табл. 6.1). При регрессии в условиях аридного климата формируется соленосная красноцвет-ная формация, а в условиях гумидного климата – параличе-ская угленосная формация. В конце цикла осадконакопления формируются осадки континентальной формации. В любой момент этап может прерваться формированием трапповой формации.
Таблица 6.1. Последовательность накопления плитных
формаций и их характеристика.
Окончание таблицы 6.1.
Для подвижных поясов (складчатых областей) характерны:
линейность их контуров;
громадная мощность накопившихся отложений (до 15-25 км);
выдержанность состава и мощности этих отложений по простиранию складчатой области и резкие изменения вкрест ее простирания ;
наличие своеобразных формаций- комплексов пород, образовавшихся на определенных стадиях развития этих районов (аспидная , флишевая , спилито- кератофировая , молассовая и другие формации);
интенсивный эффузивный и интрузивный магматизм (особенно характерны крупные гранитные интрузии-батолиты);
сильный региональный метаморфизм;
7) сильная складчатость, обилие разломов, в том числе
надвигов, указывающих на господство сжатия. Складчатые области (пояса) возникают на месте геосинклинальных областей (поясов).
Определение: геосинклиналь (рис. 6.5) - подвижная область земной коры, в которой первоначально накапливались мощные осадочные и вулканогенные толщи, затем происходило их смятие в сложные складки, сопровождающееся образованием разломов, внедрением интрузий и метаморфизмом. В развитии геосинклинали различают две стадии.
Первая стадия (собственно геосинклинальная) характеризуется преобладанием опускания. Большая мощность осадков в геосинклинали - это результат растяжения земной коры и ее прогибания. В первую половину первой стадии обычно накапливаются песчано-глинистые и глинистые осадки (в результате метаморфизма они потом образуют черные глинистые сланцы, выделяемые в аспидную формацию) и известняки. Прогибание может сопровождаться разрывами, по которым поднимается магма основного состава и изливается в подводных условиях. Возникшие породы после метаморфизма вместе с сопровождающими субвулканическими образованиями дают спилит-кератофировую формацию. Одновременно с ней обычно образуются кремнистые породы, яшмы.
океаническая
Рис. 6.5. Схема строения геосинк-
линали на схематическом разрезе через Зондскую дугу в Индонезии (Структурная геология и тектоника плит, 1991). Условные обозначения: 1 – осадки и осадочные породы; 2 – вулка-
нические породы; 3 – фундамент конти-метаморфические породы
Указанные формации накапливаются одновременно , но на разных площадях . Накопление спилито-кератофировой формации обычно происходит во внутренней части геосинклинали - в эвгеосинклинали . Для эвгео- синклинали характерны формирование мощных вулканогенных толщ, обычно основного состава, и внедрение интрузии габбро, диабазов и ультраосновных пород. В краевой части геосинклинали, по ее границе с платформой, обычно располагаются миогеосинклинали. Здесь накапливаются главным образом терригенные и карбонатные толщи; вулканические породы отсутствуют, интрузии не типичны.
В первую половину первой стадии большая часть геосинклинали представляет собой море со значительными глубинами . Доказательством служат тонкая зернистость осадков и редкость находок фауны (преимущественно нектона и планктона).
К середине первой стадии вследствие разных скоростей опускания в различных частях геосинклинали образуются участки относительного поднятия (интрагеоантик-линали ) и относительного опускания (интрагеосинклина-ли ). В это время может происходить внедрение небольших интрузий плагиогранитов.
Во вторую половину первой стадии в результате появления внутренних поднятий море в геосинклинали мелеет. Теперь это архипелаг , разделенный проливами. Море из-за обмеления наступает на смежные платформы. В геосинклинали накапливаются известняки, мощные песчано-глинистые ритмично построенные толщи, образующие флишевую фор-216
мацию; происходит излияние лав среднего состава, слагающих порфиритовую формацию.
К концу первой стадии интрагеосинклинали исчезают, интрагеоантиклинали сливаются в одно центральное поднятие. Это - общая инверсия; она соответствует главной фазе складчатости в геосинклинали. Складчатость обычно сопровождается внедрением крупных синорогенных (одновременных со складчатостью) гранитных интрузий. Происходит смятие пород в складки, часто осложняющееся надвигами. Все это вызывает региональный метаморфизм. На месте интрагеосинклиналей возникают синклинории - сложно построенные структуры синклинального типа, а на месте интрагеоантиклиналей - антиклинории . Геосинклиналь «закрывается», превращаясь в складчатую область.
В строении и развитии геосинклинали очень важная роль принадлежит глубинным разломам - длительно живущим разрывам, которые рассекают все земную кору и уходят в верхнюю мантию. Глубинные разломы определяют контуры геосинклиналей, их магматизм, разделение геосинклинали на структурно-фациальные зоны, различающиеся составом осадков, их мощностью, магматизмом и характером структур. Внутри геосинклинали иногда выделяют срединные массивы, ограниченные глубинными разломами. Это блоки более древней складчатости, сложенные породами того основания, на котором заложилась геосинклиналь. По составу осадков и их мощности срединные массивы близки платформам, но их отличают сильный магматизм и складчатость пород, преимущественно по краям массива.
Вторая стадия развития геосинклинали называется орогенной и характеризуется преобладанием поднятий. Осадконакопление происходит на ограниченных площадях по периферии центрального поднятия - в краевых прогибах, возникающих по границе геосинклинали и платформы и частично накладывающихся на платформу, а также в межгорных прогибах, образующихся иногда внутри центрального поднятия. Источник осадков - разрушение постоянно воздымающегося центрального поднятия. В первую половину второй стадии это поднятие, вероятно, имеет холмистый рельеф; при его разрушении накапливаются морские, иногда лагунные осадки, образующие нижнюю молассовую формацию. В зависимости от климатических условий это могут быть угленосные паралические или соленосные толщи. В это же время обычно происходит внедрение крупных гранитных интрузий - батолитов.
Во вторую половину стадии резко возрастает скорость воздымания центрального поднятия, что сопровождается его расколами и обрушением отдельных участков. Это явление объясняется тем, что вследствие складчатости, метаморфизма, внедрения интрузий складчатая область (уже не геосинклиналь!) становится жесткой и на продолжающееся поднятие реагирует расколами. Море покидает эту территорию. В результате разрушения центрального поднятия, которое в это время представляло собой горную страну, накапливаются континентальные грубообломочные толщи, образующие верхнюю молассовую формацию. Раскалывание сводовой части поднятия сопровождается наземным вулканизмом; обычно это лавы кислого состава, которые вместе с
субвулканическими образованиями дают порфировую формацию. С ней бывают связаны трещинные щелочные и малые кислые интрузий. Таким образом, в результате развития геосинклинали возрастает мощность континентальной коры.
К концу второй стадии складчатая горная область, возникшая на месте геосинклинали, разрушается, территория постепенно выравнивается и становится платформой. Геосинклиналь из области накопления осадков превращается в область разрушения, из подвижной территории - в малоподвижную жесткую выровненную территорию. Поэтому амплитуды движений на платформе невелики. Обычно море, даже мелкое, покрывает здесь обширные площади. Эта территория уже не испытывает столь сильного прогибания, как раньше, поэтому и мощность осадков значительно меньше (в среднем 2-3 км). Опускание неоднократно прерывается, поэтому наблюдаются частые перерывы в осадконакопле-нии; тогда могут образовываться коры выветривания. Не происходит и энергичных поднятий, сопровождаемых складчатостью. Поэтому вновь образованные маломощные, обычно мелководные осадки на платформе не метамор-физованы и залегают горизонтально или слабо наклонно. Изверженные породы редки и представлены обычно наземными излияниями лав базальтового состава.
Кроме геосинклинальной модели существует модель тектоники литосферных плит.
Модель тектоники литосферных плит
Тектоника плит (Структурная геология и тектоника плит, 1991) – модель, которая создана с целью объяснения наблюдаемой картины распределения деформаций и сейсмичности во внешней оболочке Земли. Она основывается на обширных геофизических данных, полученных в 1950-е и 1960-е годы. Теоретические основы тектоники плит базируются на двух предпосылках.
Самая внешняя оболочка Земли, называемая литосферой, непосредственно залегает на слое, называемом ас теносферой, которая является менее прочной, чем литосфера.
Литосфера разбита на ряд жестких сегментов, или плит (рис. 6.6), которые постоянно движутся относительно друг друга и площадь поверхности которых также непрерывно меняется. Большая часть тектонических процессов с интенсивным обменом энергией действует на границах между плитами.
Хотя мощность литосферы нельзя измерить с большой точностью, исследователи согласны в том, что внутри плит она меняется от 70-80 км под океанами до максимальной величины более 200 км под некоторыми частями континентов при среднем значении около 100 км. Подстилающая литосферу астеносфера распространяется вниз до глубины около 700 км (предельная глубина распространения очагов глубокофокусных землетрясений). Ее прочность растет с глубиной, и некоторые сейсмологи считают, что ее нижняя грани-
одинарными линиями - трансформные разломы (сдвиги); крапом покрыты участки континентальной коры, подвергающиеся активному разломообразованию (Структурная геология и тектоника плит, 1991)
ца расположена на глубине 400 км и совпадает с небольшим изменением физических параметров.
Границы между плитами делятся на три типа:
дивергентные;
конвергентные;
трансформные (со смещениями по простиранию).
На дивергентных границах плит, представленных преимущественно рифтами, происходит новообразование литосферы, что приводит к раздвиганию океанического дна (спредингу). На конвергентных границах плит литосфера погружается в астеносферу, т. е. поглощается. На трансформных границах две литосферные плиты скользят относительно друг друга, и вещество литосферы на них не создается и не разрушается.
Все литосферные плиты непрерывно перемещаются относительно друг друга . Предполагается, что общая площадь всех плит остается неизменной в течение значительного периода времени. При достаточном удалении от окраин плит горизонтальные деформации внутри них незначительны, что позволяет считать плиты жесткими. Поскольку смещения по трансформным разломам происходят вдоль их простирания, движение плит должно быть параллельным современным трансформным разломам. Так как все это происходит на поверхности сферы, то в соответствии с теоремой Эйлера, каждый участок плиты описывает траекторию, эквивалентную вращению на сферической поверхности Земли. Для относительного перемещения каждой пары плит в любой момент времени можно определить ось, или полюс вращения. По мере удаления от этого полюса (вплоть до угло-
вого расстояния в 90°) скорости спрединга, естественно, возрастают, но угловая скорость для любой данной пары плит относительно их полюса вращения постоянна. Отметим также, что в геометрическом отношении полюсы вращения единственны для любой пары плит и никак не связаны с полюсом вращения Земли как планеты.
Тектоника плит является эффективной моделью происходящих в коре процессов, так как она хорошо согласуется с известными данными наблюдений, дает изящное объяснение ранее несвязанным явлениям и открывает возможности для прогноза.
Цикл Уилсона (Структурная геология и тектоника плит, 1991). В 1966 г. профессор Уилсон из Университета Торонто опубликовал статью, в которой он доказывал, что континентальный дрейф происходил не только после ранне-мезозойского раскола Пангеи, но и в допангейские времена. Цикл раскрытия и закрытия океанов относительно смежных континентальных окраин называется теперь циклом Уилсона.
На рис. 6.7 приведено схематическое пояснение основной концепции цикла Уилсона в рамках представлений об эволюции литосферных плит.
Рис. 6.7, а представляет начало цикла Уилсона – начальную стадию раскола континента и формирования аккреционной окраины плиты. Известно, что жесткая
Рис. 6.7. Схема цикла Уилсона развития океанов в рамках эволюции литосферных плит (Структурная геология и тектоника плит, 1991)
литосфера покрывает более слабую, частично расплавленную зону астеносферы – так называемый слой низких скоростей (рис 6.7, б). При продолжении разделения континентов развиваются рифтовая долина (рис. 6.7, 6) и небольшой океан (рис. 6.7, в). Это – стадии раннего раскрытия океана в цикле Уилсона . Подходящими примерами служат Африканский рифт и Красное море. С продолжением дрейфа разобщенных континентов, сопровождающегося симметричной аккрецией новой литосферы на окраинах плит, на границе континента с океаном за счет размыва континента накапливаются шельфовые осадки. Полностью сформировавшийся океан (рис. 6.7, г) со срединным хребтом на границе плит и развитым континентальным шельфом называется океаном атлантического типа.
Из наблюдений океанических желобов, их связи с сейсмичностью и реконструкцией по рисунку океанических магнитных аномалий вокруг желобов известно, что океаническая литосфера расчленяется и погружается в мезосферу. На рис. 6.7, д показан океан с плитой , имеющей простые окраины приращения и поглощения литосферы, – это начальная стадия закрытия океана в цикле Уилсона . Расчленение литосферы по соседству с континентальной окраиной ведет к превращению последней в ороген андского типа в результате тектонических и вулканических процессов, происходящих на поглощающей границе плит. Если это расчленение происходит на значительном расстоянии от континентальной окраины в сторону океана, то образуется островная дуга типа Японских островов. Поглощение океанической литосферы приводит к изменению геометрии плит и в конце
концов к полному исчезновению аккрециопной окраины плиты (рис. 6.7, е). В течение этого времени противоположный континентальный шельф может продолжать разрастаться, превращаясь в полуокеан атлантического типа. По мере сокращения океана противоположная континентальная окраина в конечном счете вовлекается в режим поглощения плиты и участвует в развитии аккреционного орогена анд-ского типа . Это – ранняя стадия столкновения двух континентов (коллизии ) . На следующей стадии благодаря плавучести континентальной литосферы, поглощение плиты прекращается. Литосферная пластина отрывается внизу, под растущим орогеном гималайского типа, и наступает завершающая орогенная стадия цикла Уилсона с зрелым горным поясом , представляющим собой шов между вновь соединившимися континентами. Антиподом аккреционного орогена андского типа является коллизионный ороген гималайского типа .
Различно, причем обнаруживается зависимость состава коры от характера рельефа и внутреннего строения территории. Результаты геофизических исследований и глубоко бурения позволили выделить два основных и два переходных типа земной коры. Основные типы маркируют такие глобальные структурные элементы коры как континенты и океаны. Эти структуры прекрасно выражены Земли, и им свойственны континентальныйи океанический типы коры.
Континентальная кора развита под континентами и, как уже говорилось, имеет разную мощность. В пределах платформенных областей, соответствующих континентальным , это 35-40 км, в молодых горных сооружениях — 55-70 км. Максимальная мощность земной коры — 70-75 км — установлена под и Андами. В континентальной коре выделяются две толщи: верхняя — осадочная и нижняя — консолидированная кора. В консолидированной коре присутствуют два разноскоростных слоя: верхний гранито-метаморфический, сложенный гранитами и гнейсами, и нижний гранулитово-базитовый, сложенный высокометаморфизированными основными породами типа габбро или ультраосновными магматическими породами. Гранито-метаморфический слой изучен по кернам сверхглубоких скважин; гранулитово-базитовый — по геофизическим данным и результатам драгирования, что все еще делает его существование гипотетическим.
В нижней части верхнего слоя обнаруживается зона ослабленных пород, по составу и сейсмическим характеристикам мало чем отличающаяся от него. Причина ее возникновения — метаморфизм пород и их разуплотнение за счет потери конституционной воды. Вполне вероятно, что породы гранулитово-базитового слоя — это все те же породы, но еще более высоко метаморфизированные.
Океанская кора характерна для . Она отличается от континентальной по мощности и составу. Мощность ее колеблется от 5 до 12 км, составляя в среднем 6-7 км. Сверху вниз в океанской коре выделяются три слоя: верхний слой рыхлых морских осадочных пород до 1 км мощностью; средний, представленный переслаиванием базальтов, карбонатных и кремнистых пород, мощностью 1-3 км; нижний, сложенный основными породами типа габбро, часто измененными метаморфизмом до амфиболитов, и ультраосновными амфиболитами, мощность 3,5-5 км. Первые два слоя пройдены буровыми скважинами, третий охарактеризован материалом драгирования.
Субокеанская кора развита под глубоководными котловинами окраинных и внутренних морей (Черное, и др.), а также обнаружена в некоторых глубоких впадинах на суше (центральная часть Прикаспийской ). Мощность субокеанской коры 10-25 км, причем увеличена она преимущественно за счет осадочного слоя, залегающего непосредственно на нижнем слое океанской коры.
Субконтинентальная кора характерна для дуг (Алеутской, Курильской, Южно-Антильской и др.) и окраин материков. По строению она близка к континентальной коре, но имеет меньшую мощность — 20-30 км. Особенностью субконтинентальной коры является нечеткая граница между слоями консолидированных пород.
Таким образом, различные типы земной коры отчетливо разделяют Землю на океанические и континентальные блоки. Высокое положение континентов объясняется более мощной и менее плотной земной корой, а погруженное положение ложа океанов — корой более тонкой, но более плотной и тяжелой. Область шельфа подстилается континентальной корой и является подводным окончанием материков.
Структурные элементы коры . Помимо деления на такие планетарные структурные элементы как океаны и континенты, земная кора (и ) обнаруживает регионы (тектонически активные) и асейсмичные (спокойные). Спокойными являются внутренние области континентов и ложа океанов — континентальные и океанические платформы. Между платформами располагаются узкие сейсмичные зоны, которые маркируются , тектоническими подвижками. Эти зоны соответствуют срединно-океаническим хребтам и сочленениям островных дуг или окраинных горных хребтов и глубоководных желобов на периферии океана.
В океанах различают следующие структурные элементы:
- срединно-океанические хребты — подвижные пояса с осевыми рифтами типа грабенов;
- океанические платформы — спокойные области абиссальных котловин с осложняющими их поднятиями.
На континентах основными структурными элементами являются:
- горные сооружения (орогены), которые, подобно срединно-океаническим хребтам, могут обнаруживать тектоническую активность;
- платформы — в основном спокойные в тектоническом отношении обширные территории с мощным чехлом осадочных горных пород.
Горные сооружения разделяются и окаймляются пониженными территориями — межгорными прогибами и впадинами, которые заполнены продуктами разрушения хребтов. Например, Большой Кавказ окаймлен Западно-Кубанским, Восточно-Кубанским и Терско-Касписким передовыми прогибами, а от Малого отделен Рионской и Куринской межгорными впадинами.
Но не все древние горные сооружения были вовлечены в повторное горообразование. Большая их часть после выравнивания медленно опускалась, была залита морем, и на реликты горных массивов наслоилась толща морских . Так сформировались платформы. В геологическом строении платформ всегда присутствуют два структурно-тектонических этажа: нижний, сложенный метаморфизированными остатками былых гор, являющий собой фундамент, и верхний, представленный осадочными горными породами.
Платформы с докембрийским фундаментом считаются древними, а с палеозойским и раннемезозойским — молодыми. Молодые платформы располагаются между древними или окаймляют их. Например, между древними Восточно-Европейской и Сибирской находится молодая , а на южной и юго-восточной окраине Восточно-Европейской платформы начинаются молодые Скифская и Туранская платформы. В пределах платформ выделяются крупные структуры антиклинального и синклинального профиля, именуемые антеклизами и синеклизами.
Итак, платформы — это древние денудированные орогены, не затронутые более поздними (молодыми) горообразовательными движениями.
В противовес спокойным платформенным регионам на Земле имеются тектонически активные геосинклинальные области. Геосинклинальный процесс можно сравнить с работой огромного глубинного котла, где из ультраосновной и основной и материала литосферы “варится” новая легкая континентальная кора, которая, всплывая, наращивает континенты в окраинных () и спаивает их в межконтинентальных (Средиземноморская) геосинклиналях. Этот процесс завершается формированием складчатых горных сооружений, в сводовой части которых еще долгое время могут работать . Со временем рост гор прекращается, вулканизм затухает, земная кора вступает в новый цикл своего развития: начинается выравнивание горного сооружения.
Таким образом, там, где сейчас располагаются горные цепи, раньше были геосинклинали. Крупные структуры антиклинального и синклинального профиля в геосинклинальных регионах называются антиклинориями и синклинориями.
Наиболее крупными структурными элементами земной коры являются континенты и океаны, характеризующиеся различным её строением. Эти структурные элементы выделяются по геологическим и геофизическим признакам. Не все пространство, занятое водами океана, представляет собой единую структуру океанического типа. Обширные шельфовые области, например, в Северном Ледовитом океане, обладают континентальной корой. Различия между этими двумя крупнейшими структурными элементами не ограничиваются типом земной коры, а прослеживаются и глубже, в верхнюю мантию, которая под континентами построена иначе, чем под океанами. Эти различия охватывают всю литосферу, подверженную тектоносферным процессам, т.е. прослеживаются до глубин примерно в 750 км.
На континентах выделяются два главных типа структур земной коры: спокойные устойчивые – платформы и подвижные - геосинклинали . По площади распространения эти структуры вполне соизмеримы. Отличие наблюдается в скорости накопления и в величине градиента изменения мощностей: платформы характеризуются плавным постепенным изменением мощностей, а геосинклинали - резким и быстрым. На платформах магматические и интрузивные породы встречаются редко, в геосинклиналях они многочисленны. В геосинклиналях подстилающими являются флишевые формации осадков. Это ритмично многослойные глубоководные терригенные отложения, формирующиеся при быстром погружении геосинклинальной структуры. В конце развития геосинклинальные области подвергаются складкообразованию и превращаются в горные сооружения. В дальнейшем эти горные сооружения проходят стадию разрушения и постепенного перехода в платформенные образования с глубоко дислоцированным нижним этажом отложений горных пород и полого залегающими слоями в верхнем этаже.
Таким образом, геосинклинальная стадия развития земной коры – это самая ранняя стадия, далее геосинклинали отмирают и преобразуются в орогенные горные сооружения и в последующем в платформы. Цикл завершается. Всё это стадии единого процесса развития земной коры.
Платформы - основные структуры континентов, изометричной формы, занимающие центральные области, характеризующиеся выровненным рельефом и спокойными тектоническими процессами. Площадь древних платформ на материках приближается к 40% и для них характерны угловатые очертания с протяженными прямолинейными границами - следствием краевых швов (глубинных разломов), горных систем, линейно вытянутых прогибов. Складчатые области и системы либо надвинуты на платформы, либо граничат с ними через передовые прогибы, на которые в свою очередь надвинуты складчатые орогены (горные цепи). Границы древних платформ резко несогласно пересекают их внутренние структуры, что свидетельствует об их вторичном характере в результате раскола суперматерика Пангеи, возникшего в конце раннего протерозоя.
Например, Восточно-Европейская платформа, выделенная в границах от Урала до Ирландии; от Кавказа, Черного моря, Альп до северных пределов Европы.
Различают древние и молодые платформы .
Древние платформы возникли на месте докембрийской геосинклинальной области. Восточно-Европейская, Сибирская, Африканская, Индийская, Австралийская, Бразильская, Северо-Американская и др. платформы образованы в позднем архее - раннем протерозое, представлены докембрийским кристаллическим фундаментом и осадочным чехлом. Их отличительная черта - двухэтажность строения.
Нижний этаж, или фундамент сложен складчатыми, глубоко метаморфизованными толщами пород смятыми в складки, прорванными гранитными интрузивами, с широким развитием гнейсовых и гранито-гнейсовых куполов - специфической формой метаморфогенной складчатости (рис. 7.3). Фундамент платформ формировался в течение длительного времени в архее и раннем протерозое и впоследствии подвергся очень сильному размыву и денудации, в результате которых вскрылись породы, залегавшие раньше на большой глубине.
Рис. 7.3. Принципиальный разрез платформы
1 - породы фундамента; породы осадочного чехла: 2 - пески, песчаник, гравелиты, конгломераты; 3 - глины и карбонаты; 4 - эффузивы; 5 - разломы; 6 - валы
Верхний этаж платформ представлен чехлом, или покровом, пологозалегающих с резким угловым несогласием на фундаменте неметаморфизованных отложений - морских, континентальных и вулканогенных. Поверхность между чехлом и фундаментом отражает основное структурное несогласие в пределах платформ. Строение платформенного чехла оказывается сложным и на многих платформах на ранних стадиях его образования возникат грабены, грабенообразные прогибы - авлакогены (авлос - борозда, ров; ген - рожденный, т.е. рожденные рвом). Авлакогены чаще всего формировались в позднем протерозое (рифее) и образовывали в теле фундамента протяженные системы. Мощность континентальных и реже морских отложений в авлакогенах достигает 5-7 км, а глубокие разломы, ограничивавшие авлакогены, способствовали проявлению щелочного, основного и ультраосновного магматизма, а также специфического для платформ траппового (пород основного состава) магматизма с континентальными базальтами, силлами и дайками. Очень важное значение имеет щелочно-ультраосновная (кимберлитовая) формация, содержащая алмазы в продуктах трубок взрыва (Сибирская платформа, Южная Африка). Этот нижний структурный ярус платформенного чехла, соответствующий авлакогенному этапу развития, сменяется сплошным чехлом платформенных отложений. На начальном этапе развития платформы имели тенденцию медленного погружения с накоплением карбонатно-терригенных толщ, а в более поздний этап развития отмечается накоплением терригенных угленосных толщ. В позднем этапе развития платформ в них образовывались глубокие впадины заполненные терригенными или карбонатно-терригенными отложениями (Прикаспийская, Вилюйская).
Платформенный чехол в процессе формирования неоднократно претерпевал перестройку структурного плана, приуроченную к рубежам геотектонических циклов: байкальского, каледонского, герцинского, альпийского. Участки платформ, испытывавшие максимальные погружения, как правило, примыкают к той пограничной с платформой подвижной области или системе, которая в это время активно развивалась (перикратонные, т.е. на краю кратона, или платформы).
Среди наиболее крупных структурных элементов платформ выделяются щиты и плиты .
Щит - это выступ поверхности кристаллического фундамента платформы ((нет осадочного чехла) ), который на протяжении всего платформенного этапа развития испытывал тенденцию к поднятию. Примерами щитов можно указать: Украинский, Балтийский.
Плиту считают или частью платформы, обладающей тенденцией к прогибанию, или самостоятельной молодой развивающейся платформой (Русская, Скифская, Западно-Сибирская). В пределах плит различаются более мелкие структурные элементы. Это синеклизы (Московская, Балтийская, Прикаспийская) - обширные плоские впадины, под которыми фундамент прогнут, и антеклизы (Белорусская, Воронежская) - пологие своды с поднятым фундаментом и относительно утоненным чехлом.
Молодые платформы сформировались либо на байкальском, каледонском или герцинском фундаменте, отличаются большей дислоцированностью чехла, меньшей степенью метаморфизма пород фундамента и значительной унаследованностью структур чехла от структур фундамента. Эти платформы имеют трехярусное строение: фундамент из метаморфизованных пород геосинклинального комплекса перекрыт толщей из продуктов денудации геосинклинальной области и слабометаморфизованным комплексом осадочных пород.
Кольцевые структуры . Место кольцевых структур в механизме геолого-тектонических процессов пока точно не определено. Самыми крупными планетарными кольцевыми структурами (морфоструктурами) являются впадина Тихого океана, Антарктида, Австралия и др. Выделение подобных структур можно считать условным. Более тщательное изучение кольцевых структур позволило выявить во многих из них элементы спиралеобразных, вихревых структур).
Однако можно выделить структуры эндогенного, экзогенного и космогенного генезиса.
Эндогенные кольцевые структуры метаморфического и магматического и тектоногенного (своды, выступы, впадины, антеклизы, синеклизы) происхождения имеют размеры диаметра от единиц километров до сотен и тысяч километров (рис. 7.4).
Рис. 7.4. Кольцевые структуры к северу от Нью-Йорка
Крупные кольцевые структуры обусловлены процессами, происходящими в глубинах мантии. Боле мелкие структуры обусловлены диапировыми процессами магматических пород, поднимающихся к поверхности Земли и прорывающих и приподнимающих верхний осадочный комплекс. Кольцевые структуры обуславливаются и вулканическими процессами (конусы вулканов, вулканические острова), и процессами диапиризма пластичных горных пород типа солей и глин, плотность которых меньше, чем плотность вмещающих пород.
Экзогенные кольцевые структуры в литосфере образуются в результате воздействия выветривания, выщелачивания, Это карстовые воронки, провалы.
Космогенные (метеоритные) кольцевые структуры – астроблемы. Эти структуры возникают в результате ударов метеоритов. Метеориты диаметром около 10 километров падают на Землю с периодичностью один раз в 100 млн лет, менее крупные значительно чаще Кратер структуры имеет чашеобразную форму с центральным поднятием и валом из выброшенных пород. Метеоритные кольцевые структуры могут иметь диаметр от десятков метров до сотен метров и километров. Например: Прибалхашско-Илийская (700 км); Юкотан (200км.), глубина – более 1км: Аризона (1,2км), глубина более 185м; Южная Африка (335км), от астероида поперечником около 10км.
В геологическом строении Беларуси можно отметить кольцевые структуры тектономагматического происхождения (Оршанская впадина, Белорусский массив), диапировые солевые структуры Припятского прогиба, вулканические древние каналы типа кимберлитовых трубок (на Жлобинской седловине, Северной части Белорусского массива), астроблема в районе Плещениц диаметром 150 метров.
Кольцевые структуры характеризуются аномалиями геофизических полей: сейсмического, гравитационного, магнитного.
Рифтовые структуры континентов (рис. 7.5, 7.6) небольшой ширины до 150 -200 км выражены протяженными литосферными поднятиями своды которых осложнены грабенами проседания: Рейнский (300 км), Байкальский (2500 км), Днепровско-Донецкий (4 000 км), Восточно-Африканский (6 000 км) и др.
Рис. 7.5. Разрез Припятского континентального рифта
Континентальные рифтовые системы состоят из цепочки отрицательных структур (прогибов, рифтов) ранжированного времени заложения и развития, разделенных поднятиями литосферы (седловинами). Рифтовые структуры континентов могут находиться между другими структурами (антеклизами, щитами), пересекать платформы и продолжаться на других платформах. Строение континентальных и океанических рифтовых структур подобно, они имеют симметричное строение относительно оси (рис. 7.5, 7.6), отличие заключается в протяженности, степени раскрытия и наличием некоторых особых черт (трансформных разломов, выступов-мостиков между звеньями).
Рис. 7.6. Профильные разрезы континентальных рифтовых систем
1-фундамент; 2-хемогенно-биогенные осадочные отложения; 3- хемогенно-биогенно -вулканогенная формация; 4- терригенные отложения; 5, 6-разломы
Частью (звеном) Днепровско-Донецкой континентальной рифтовой структуры является Припятский прогиб. Верхним звеном считается Подляско-Брестская впадина, возможно она имеет генетическую связь с аналогичными структурами Западной Европы. Нижним звеньями структуры является Днепровско-Донецкая впадина, затем аналогичные структуры Карпинская и Мангышлакская и далее структуры средней Азии (общая протяженность от Варшавы до Гиссарского хребта). Все звенья рифтовой структуры континентов ограничены листрическими разломами, имеют иерархическое соподчинение по возрасту возникновения, обладают мощной осадочной толщей перспективной на содержание углеводородных залежей.
Материки и океаны являются наиболее крупными элементами в строении Земной коры. Говоря об океанах, следует иметь в виду строение коры в пределах участков, занимаемых океанами.
По составу земная кора континентальная и океаническая отличаются. Это в свою очередь накладывает отпечаток и на особенности их развития и строения.
Граница между материком и океаном проводится по подножию материкового склона. Поверхность этого подножия представляет собой аккумулятивную равнину с крупными холмами, которые образуются за счет подводных оползней и конусов выноса.
В строении океанов выделяют участки по степени тектонической подвижности, которая выражается в проявлениях сейсмической активности. По этому признаку выделяют:
- сейсмически активные области (океанские подвижные пояса),
- асейсмические области (океанские котловины).
Подвижные пояса в океанах представлены срединно-океаническими хребтами . Протяженность их до 20000 км, ширина - до 1000 км, высота достигает 2-3 км от дна океанов. В осевой части таких хребтов почти непрерывно прослеживаются рифтовые зоны . Они отмечаются высокими значениями теплового потока. Срединно-океанические хребты рассматриваются как участки растяжения земной коры или зоны спрединга .
Вторая группа структурных элементов - океанские котловины или талассократоны. Это равнинные, слабо всхолмленные участки морского дна. Мощность осадочного покрова здесь не более 1000 м.
Другим крупным элементом структуры является переходная зона между океаном и материком (континентом), часть геологов называют её подвижным геосинклинальным поясом. Это область максимального расчленения земной поверхности. Сюда входят:
1-островные дуги, 2 - глубоководные желоба, 3 - глубоководные впадины окраинных морей.
Островные дуги - это протяженные (до 3000 км) горные сооружения, образованные цепочкой вулканических сооружений с современным проявлением андезитобазальтового вулканизма. Пример островных дуг - Курило-Камчатская гряда, Алеутские острова и др. Со стороны океана островные дуги сменяются глубоководными желобами , которые представляют собой глубоководные депрессии протяженностью 1500-4000 км, глубиной 5-10 км. Ширина составляет 5-20 км. Днища желобов покрыты осадками, которые приносятся сюда мутьевыми потоками. Склоны желобов ступенчатые с разными углами наклона. Осадков на них не обнаружено.
Граница между островной дугой и склоном желоба представляет зону концентрации очагов землетрясений и называется зоной Вадати-Заварицкого-Беньофа.
Рассматривая признаки современных океанских окраин, геологи, опираясь на принцип актуализма, проводят сравнительно-исторический анализ подобных структур, формировавшихся в более древние периоды. К таким признакам относятся:
- морской тип осадков с преобладанием глубоководных отложений,
- линейная форма структур и тел осадочных толщ,
- резкое изменение мощностей и вещественного состава осадочных и вулканических толщ в крест простирания складчатых структур,
- высокая сейсмичность,
- специфический набор осадочных и магматических формаций и наличие формаций -индикаторов.
Из перечисленных признаков, последний является одним из ведущих. Поэтому определим, что такое геологическая формация. Прежде всего - это вещественная категория. В иерархии вещества земной коры вы знаете такую последовательность:
Хим. элемент→ минерал → горная порода → геологическая формация
Геологическая формация - это следующая за горной породой более сложная ступень развития. Она представляет собой закономерные ассоциации горных пород, связанные единством вещественного состава и строения, которое обусловлено общностью их происхождения или сонахождения. Геологические формации выделяются в группах осадочных, магматических и метаморфических пород.
Для формирования устойчивых ассоциаций осадочных пород главными факторами являются тектоническая обстановка и климат. Примеры формаций и условия их формирования рассмотрим при анализе развития структурных элементов материков.
На материках выделяют два типа областей.
I тип совпадает с горными районами, в которых осадочные отложения смяты в складки и разбиты различными разломами. Осадочные толщи прорваны магматическими породами и метаморфизованы.
II тип совпадает с равнинными участками, на которых отложения залегают почти горизонтально.
Первый тип называют складчатой областью или складчатым поясом. Второй тип называют платформой. Это - главные элементы материков.
Складчатые области образуются на месте геосинклинальных поясов или геосинклиналей. Геосинклиналь - это подвижная протяженная область глубокого прогиба земной коры. Для неё характерно накопление мощных осадочных толщ, длительный вулканизм, резкая смена направления тектонических движений с образованием складчатых сооружений.
Геосинклинали подразделяются на:
1.Эвгеосинклиналь - представляет внутреннюю часть подвижного пояса,
2. Миогеосинклиналь - внешняя часть подвижного пояса.
Они отличаются проявлением вулканизма, накоплением осадочных формаций, складчатыми и разрывными деформациями.
В формировании геосинклинали выделяют две стадии. В свою очередь в каждой из стадий выделяют этапы, для которых характерны: определенный тип тектонических движений и геологических формаций. Рассмотрим их.
| стадии |
Этапы тектонических движений | Знак движе ния |
Формации в: |
|
| Миогеосинклиналях |
Эвгеосинклиналях |
|||
| 1. Раннегеосинклинальная Опускание - образуются неровности рельефа, к концу этапа частная инверсия т.е. относительное опускание и подъем отдельных участков геосинклинали 2.Позднегеосинклинальная Обмеление моря, образование островных дуг и окраинных морей |
↓ ↔ → ← |
Аспидная (черносланцевая) песчано-глинистая Флишевая - ритмичное переслаивание песчаноалевролитовых осадков и известняков |
Базальтовый вулканизм с кремнистыми осадками Дифференцированная: базальт-андезит-риолитовые лавы и туфы |
|
| 1.Раннеорогенная Образование центрального поднятия и краевых прогибов, скорость движений мала. Море мелководное 2.Орогенная Резкий подъем центрального поднятия с расколами на блоки. Межгорные впадины на срединных массивах |
→ ← → ← |
Тонкие
молассы -
тонкообломочные
породы +соленосные и угленосные толщи
Грубая моласса континентальные грубообломочные осадки |
Внедрение гранитных батолитов Порфировая:наземный щелочной андезит-иолитовый вулканизм, стратовулканы |
|
Время от начала зарождения геосинклинали до завершения её развития называется этапом складчатости (тектонической эпохой). В истории формирования земной коры выделяют несколькотектонических эпох:
1.Докембрийская , объединяет несколько эпох, среди которых выделим байкальский этап складчатости, завершившийся в раннем Кембрии.
2.Каледонская складчатость - происходила в раннем палеозое, максимально проявилась в конце силура. Сформировались Скандинавские горы, Западный Саян и др.
3. Герцинская складчатость - происходила в позднем палеозое. К ней относятся складчатые сооружения Западной Европы, Урал, Аппалачи и др.
4. Мезозойская (киммерийская) - охватывает весь MZ . Сформировались Кордильеры, Верхояно-Чукотская складчатые области.
5. Альпийская складчатость - проявилась в Кайнозойскую эру и продолжается сейчас. Сформировались Анды, Альпы, Гималаи, Карпаты и др.
После завершения складчатости участок земной коры может вновь быть вовлечен в следующий геосинклинальный цикл. Но в большинстве случаев, после завершения горообразования наступает эпигеосинклинальная стадия развития складчатой области. Тектонические движения становятся медленными колебательными (огромные участки испытывают медленное опускание или подъем), вследствие чего накапливаются мощные толщи осадочных формаций. Магматическая деятельность приобретает новые формы. В этом случае мы говорим о платформенном этапе развития. А крупные участки земной коры с устойчивым тектоническим режимом развития называются платформы .
Признаки платформ:
1-морские мелководные, лагунные и наземные типы осадков;
2-пологое залегание слоев,
3-выдержанные на больших площадях состав и мощность отложений,
4-отсутствие метаморфизма осадочных толщ и др.
Общее в строении платформ - всегда присутствуют два этажа: 1- нижний складчатый и метаморфизованный, прорванный интрузиями - называется фундамент; 2- верхний, представляет горизонтально или полого залегающие мощные осадочные толщи, называется чехол.
По времени формирования платформы делятся на древние и молодые. Возраст платформ определяется возрастом складчатого фундамента.
Древние платформы - это такие, у которых складчатый фундамент представлен гранито-гнейсами архей-протерозойского возраста. Иначе еще их называют кратонами.
Наиболее крупные древние платформы:
1-Северо-Американская, 2-Южно-Американская, 3-Африкано-Аравийская, 4-Восточно-Европейская, 5-Сибирская, 6-Австралийская, 7-Антарктическая, 8-Индостанская.
На платформах выделяют два типа структур - щиты и плиты.
Щит - это участок платформы, на котором складчатый фундамент выходит на поверхность. В этих участках преобладает вертикальный подъем.
Плита - часть платформы, перекрытая осадочным чехлом. Здесь преобладают медленные вертикальные опускания. В строении плит выделяют антеклизы и синеклизы. Их образование обусловлено неровным строением поверхности складчатого фундамента.
Антеклизы - участки осадочного чехла, формирующегося над выступами складчатого фундамента. Признаки антеклизы: сокращение мощности осадочного чехла, перерывы и выклинивания слоев в сторону свода антеклизы.
Синеклиза - крупные впадины над участками погружения поверхности складчатого фундамента.
Для обеих форм характерно пологое (не >5 о) залегание слоев и изометричные формы в плане. Наряду с этим, на плитах выделяют авлакогены - это грабенообразные прогибы. Они возникают на ранней стадии развития платформенного чехла и представляют собой систему ступенчатых глубинных разломов, по которым происходит опускание пород фундамента и увеличение мощности осадочных пород чехла.
Зоны сочленения геосинклинальных и платформенных областей бывают двух типов.
Краевой шов - линейная зона глубинных разломов вдоль края платформы, возникающих при горообразовательных процессах в соседней геосинклинали.
Краевой (передовой) прогиб - линейная зона на границе платформы и геосинклинального пояса, образованная вследствие опускания краевых блоков платформы и части крыла геосинклинали. В разрезе краевой прогиб представляет асимметричную синклинальную форму, у которой крыло со стороны платформы пологое, а примыкающее к складчатому поясу - крутое.
Процесс формирования платформы можно разделить на две стадии.
Первая стадия - начало опускания складчатой орогенной области и преобразование её в фундамент платформы. Вторая стадия охватывает процесс формирования осадочного чехла, который происходит циклично. Каждый цикл разделяется на этапы, которые характеризуются собственным тектоническим режимом и набором геологических формаций.
| Этапы тектонических движений |
Знак |
Формации |
| 1. Погружение участков фундамента по разломам - заложение и развитие авлакогена с накоплением в нем осадков |
Базальная, лагунно-континентальная в авлакогенах |
|
| 2. Плитный - погружение значительной части платформы |
Трансгрессивная морская терригенная (пески, глины - часто битуминозные, глинисто-карбонатные) |
|
| 3 Максимальная трансгрессия |
Карбонатная (известняки, доломиты с прослоями песчано-глинистых пород) |
|
| 4 Обмеление моря - начало регрессии |
Соленосная , угленосная или красноцветная |
|
| 5 Общий подъем - континентальный режим |
Континентальная |
В развитии платформ выделяются эпохи тектонической активизации, в которые происходило дробление платформ по разломам и возрождение магматизма нескольких типов. Укажем на 2 основных.
1. Трещинные излияния с формированием мощных покровов основных пород - образование трапповой формации (Сибирская платформа).
2. Интрузии щелочно - ультраосновной формации (кимберлитовая) с трубками взрыва. С этой формацией связаны месторождения алмазов в Южной Африке и Якутии.
На некоторых платформах такие процессы тектонической активности сопровождаются воздыманием блоков земной коры и горообразованием. В отличие от складчатых областей их называют областями эпиплатформенного орогенеза , или глыбовыми.
Земля - космическое тело, входящее в состав Солнечной системы. Рассматривая происхождение материков и океанов, стоит коснуться вопроса возникновения планеты.
Как образовалась наша планета
Происхождение материков и океанов - вопрос второй. Первый состоит в объяснении причин и способа образования Земли. Его решением занимались еще ученые мужи древности. Выдвинуто немало гипотез, объясняющих Их рассмотрение - прерогатива астрономии. Одной из самых распространенных является гипотеза О.Ю. Шмидта, в которой утверждается, что наша планета возникла из холодного облака из газа и пыли. Частицы, входящие в его состав, во время вращения вокруг Солнца контактировали друг с другом. Они слипались, и получившийся комок увеличивался в размерах, плотность его возрастала, структура менялась.
Есть и другие гипотезы, объясняющие появление планет. Некоторые из них предполагают, что космические тела, в том числе Земля - результат взрывов в космическом пространстве большой мощности, к которым привел распад звездного вещества. Поиском истины в вопросе происхождения планеты до сих пор занимаются многие ученые.
Строение земной коры под материками и океанами
Изучает происхождение материков и океанов 7 класс средней школы. Даже учащиеся знают, что верхний слой литосферы называется земной корой. Она является подобием «накидки», закрывающей бурлящие недра планеты. Если сравнивать ее с прочими то она покажется тончайшей пленкой. Ее средняя толщина равняется лишь 0,6% радиуса планеты.
Происхождение материков и впадин океанов, определяющих внешний вид Земли, станет понятнее, если сначала изучить строение литосферы. состоит из материковых и океанических плит. Первые состоят из трех слоев (снизу-вверх): базальтового, гранитного и осадочного. Океанические плиты лишены двух последних, поэтому их толщина существенно меньше.
Различия в структуре плит
Вопрос, который изучает география (7 класс) - происхождение материков и океанов, а также отличительные черты их структуры. По мнению подавляющего большинства ученых, на Земле изначально возникли лишь океанические плиты. Под действием процессов, происходящих в земных недрах, поверхность стала складчатой, появились горы. Кора сделалась толще, начали появляться выступы, превратившиеся впоследствии в материки.
Дальнейшее превращения континентов и океанических впадин не так однозначно. Мнения ученых по данному вопросу разделились. Согласно одной гипотезе, материки не двигаются, по другой - постоянно перемещаются.
Недавно была обоснована еще одна гипотеза структуры земной коры. Основанием для нее послужила теория перемещения континентов, автором которой был А. Вегенер еще в начале XX века. Ему в свое время не удалось ответить на закономерные вопросы о силах, которые заставляют материки дрейфовать.
Литосферные плиты
Верхний слой мантии в совокупности с земной корой - это литосфера. Происхождение материков и океанов тесно связано с теорией плит, которые способны двигаться, а не скованны монолитно. множество трещин, достигающих мантии. Они разбивают литосферу на огромные области, имеющие толщину 60-100 км.
Стыки плит совпадают с океаническими хребтами, проходящими посередине океанов. Они похожи на огромные валы. Граница может быть в виде ущелий, проходящих по дну океана. Трещины существуют и на территории материков, проходят по горным массивам (Гималаи, Урал и др.). Можно сказать, что это старые шрамы на теле Земли. Существуют и относительно свежие разломы, к ним относятся расщелины на востоке Африки.
Найдено 7 огромных блоков и десятки, имеющих небольшие площади. Основное количество плит захватывают океаны и материки.
Движение плит литосферы
Под плитами находится достаточно мягкая и пластичная мантия, которая делает возможным их дрейф. Гипотеза происхождения материков и океанов гласит, что блоки приводятся в движение за счет сил, возникающих от перемещения субстанции в верхней части мантии.
Сильные потоки, направленные от центра Земли, вызывают разрывы литосферы. Увидеть этот тип разломов можно на материках, но основная их часть находится в зоне срединно-океанических хребтов под толщей океанических вод. В этом месте кора земли намного тоньше. Вещества в расплавленном состоянии поднимаются из глубины мантии и, растолкав плиты, увеличивают толщину литосферы. А края плит отодвигаются в противоположные стороны.
Части земной коры движутся от хребтов на дне океанов к желобам. Скорость их перемещения составляет 1-6 см/год. Цифры эти получены благодаря спутниковым снимкам, сделанным в разные годы. Соприкасающиеся плиты движутся навстречу, вдоль или расходятся. Их перемещение по верхнему слою мантии напоминает льдины на воде.
Когда две плиты движутся навстречу друг другу (океаническая и материковая), то первая, сделав изгиб, уходит под вторую. Результатом являются глубокие желоба, архипелаги, горные массивы. Примеры: острова Японии, Анды, Курильский желоб.
При столкновении материковых плит образуется складчатость в результате сминания краев, содержащих осадочные слои. Так появились Гималайские горы на стыке Индо-Австралийской и Евразийской плит.
Эволюция материков
Почему география происхождение материков и океанов изучает? Потому что понимание этих процессов необходимо для восприятия остальной информации, относящейся к этой науке. Теория литосферных плит говорит о том, что на планете сначала появился один единственный материк, остальная была занята Мировым океаном. Появившиеся глубокие разломы коры привели к его делению на два континента. В северном полушарии разместилась Лавразия, а в южном - Гондвана.
Все новые трещины появлялись в земной коре, они привели к делению и этих континентов. Возникли материки, существующие сейчас, а также океаны: Индийский и Атлантический. Основой современных континентов являются платформы - выровненные, очень древние и устойчивые области коры. Другими словами, это плиты, которые образовались по геологическим меркам давно.
В местах, где участки земной коры сталкивались, получились горы. На отдельных континентах видны следы контакта нескольких плит. Площадь их поверхности плавно возрастала. Подобным образом возник Евразийский материк.
Прогноз движения плит
Теория литосферных плит предполагает расчеты их будущего перемещения. Вычисления, которые были сделаны учеными, говорят о том, что:
- Индийский и Атлантический океаны увеличатся.
- Африканский континент окажется смещенным в сторону северного полушария.
- Тихий океан станет меньше.
- Австралийский материк преодолеет экватор и присоединится к Евразийскому.
По прогнозам это произойдет не раньше, чем через 50 млн. лет. Однако эти результаты необходимо уточнять. Происхождение материков и океанов, а также их движение - процесс очень медленный.
В срединных океанических хребтах происходит образование новых литосферных плит. Возникшая кора океанического типа плавно расходится в стороны от разлома. Через 15 или 20 млн. лет эти блоки достигнут материка и уйдут под него в мантию, которая их и создала. Круговорот литосферных плит на этом замыкается.
Сейсмические пояса
Изучает происхождение материков и океанов 7 класс общеобразовательной школы. Знание основ поможет учащимся разобраться в более сложных вопросах по предмету. Стыки между плитами литосферы получили название сейсмических поясов. Эти места наглядно демонстрируют процессы, происходящие на границе плит. Подавляющее большинство извержений вулканов, землетрясений приурочено к этим областям. Сейчас на планете действует около 800 вулканов.
Происхождение материков и океанов необходимо знать для прогнозирования стихийных бедствий и поиска полезных ископаемых. Есть предположение, что в местах контакта плит в результате попадания магмы в кору образуются разные руды.
