u_lectures

181

континентами и 40-50 км под океанами выделяется прерывистый астеносферный слой, в котором скорость сейсмических волн падает. Полагают, что здесь земное вещество находится в пластичном, частично расплавленном состоянии и способно «перетекать» с места на место, обеспечивая тем самым изостатическую компенсацию – возможность наружной жесткой литосфере (куда входит и земная кора) «плавать», как гигантскому «айсбергу», в «астеносферном океане» Земли.

Астеносфера расположена под теми зонами океанов и континентов, которые характеризуются повышенной тектонической активностью и аномально высоким тепловым потоком. Считается, что именно астеносфера является главным источником магматических процессов, порождает тектонические движения и определяет строение земной коры.

3.2 Типы земной коры и ее строение

Главнейшими элементами земного рельефа являются континенты (материки) и океаны. Соответственно выделяются континентальный, океанический и переходные (субконтинентальный и субокеанический) типы строения земной коры.

Изучение скоростей распространения сейсмических волн позволяет в разрезе земной коры выделить три слоя, которые условно называют осадочным, гранитно-метаморфическим и гранулито-базитовым (базальтовым). В пределах этих слоев скорости прохождения продольных волн соответствуют таковым в осадочных породах (1.8-5.0 км/с), гранитах

(5.0-6.2 км/с) и базальтах (6.0-7.6 км/с).

Осадочный слой занимает верхнюю часть разреза земной коры. Он образован различными осадочными, в небольшом количестве вулкногенными породами с плотностью от 2.2 до 2.5 г/см3. Мощность этого слоя изменяется на континентах от 0 до 25 км, в океанах в среднем 300-400 м, достигая в отдельных местах 1 км.

Гранитно-метаморфический слой образован магматическими породами кислого состава, гнейсами, кристаллическими сланцами. Породы, образующие этот слой, могут быть первоначально осадочными, вулканогенными и интрузивными, впоследствии сильно дислоцированными и метаморфизованными. Плотность слоя 2.6-2.7 г/см3. На континентах он подстилает осадочный слой, а местами (на щитах и в горных складчатых областях) выходит на поверхность. Мощность гранитного слоя обычно не превышает 25 км. В пределах нижней части континентального склона гранитный слой выклинивается и отсутствует в океанических впадинах.

182

Гранулито-базитовый (базальтовый) слой залегает в нижней части разреза земной коры и отделяется от подстилающей его мантии поверхностью Мохо. Он образован магматическими и метаморфическими породами основного состава и гранулитами (гнейсами, содержащими гранат), с плотностью в пределах 2.2-2.9 г/см3.

Континентальная земная кора развита в пределах материковой суши и шельфа и включает все три названных слоя.

Океаническая кора характеризует впадины океанов. Здесь отсутствует гранитно-метаморфический слой и осадочный слой (мощностью до 1 км, редко более) залегает непосредственно на базальтовом.

Субконтинентальная кора развита в переходной зоне между континентами и океанами и занимает обычно область развития островных дуг океанов. Она отличается от континентальной коры общей меньшей мощностью, особенно утончается гранитно-метаморфический слой.

Субокеаническая кора развита под впадинами внутриконтинентальных морей (Черное море, Южно-Каспийская впадина, Средиземное море). Она характеризуется отсутствием гранитнометаморфического слоя и большой мощностью осадочного слоя.

3.3 Структурные элементы континентов

Основными элементами современной структуры континентов являются складчатые пояса (или орогенные области) и платформы.

Для складчатых поясов характерны

-линейность их контуров,

-громадная мощность накопившихся отложений (до 15-25 км),

-выдержанность состава и мощности этих отложений по простиранию области и резкие изменения вкрест ее простирания;

-наличие своеобразных формаций (аспидная, флишевая, спилитокератофировая, молассовая и других);

-интенсивный эффузивный и интрузивный магматизм (особенно характерны крупные гранитные интрузии – батолиты);

-сильный региональный метаморфизм;

-сложная интенсивная складчатость, обилие разломов, в том числе надвигов, указывающих на господство сжатия.

Складчатые пояса появились на месте тектонически активных геосинклинальных поясов.

Геосинклинальные пояса – это крупнейшие, протяженные, тектонически активные участки земной коры. Они состоят из более мелких

183

единиц - геосинклинальных областей, которым соподчинены более мелкие участки - геосинклинали.

Геосинклиналь – обширная 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.

Встроении геосинклинали различают несколько частей, основными из которых являются эвгеосинклинали и миогеосинклинали. Эвгеосинклиналь – это внутренняя часть геосинклинали. Для нее характерны мощный подводный вулканизм, интенсивный магматизм и раннее проявление складчатости. Миогеосинклиналь располагается в краевой части геосинклинали, по ее границе с платформой. Это значительно более «спокойная» область. Характеризуется преимущественным накоплением осадочных толщ, магматизм проявляется, но в значительно меньших масштабах. Эти две структуры, представляющие собой прогибы, отделенные поднятиями.

Встроении и развитии геосинклинали очень важная роль принадлежит глубинным разломам – длительно живущим разрывам, которые рассекают всю земную кору и уходят в верхнюю мантию. Глубинные разломы определяют контуры геосинклиналей, их магматизм, разделение геосинклинали на структурно-фациальные и структурноформационные зоны, различающиеся составом осадков (формаций), обстановками их образования, 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.

На первых стадиях своей жизни геосинклинали испытывают интенсивное прогибание, а на заключительных - поднятие и складкообразование.

По этому признаку в развитии геосинклинали выделяют два этапа:

собственно геосинклинальный и орогенный, в конце которого происходит формирование складчатой области на месте геосинклинальной.

Всобственно геосинклинальном этапе различают две стадии. Первая стадия – это стадия растяжения земной коры и погружения.

Вее начале на коре континентального типа, либо океанической коре происходит заложение геосинклинали. Этот период характеризуется растяжением и раздроблением существующей к моменту формирования

184

геосинклинали коры. Возникают глубокие прогибы – рифты и ограничивающие их глубокие разломы.

Последующий период развития геосинклинали характеризуется дальнейшим растяжением земной коры и ее прогибанием. Большая мощность осадков в геосинклинали – это результат этого процесса.

Впервую стадию в миогеосинклинали обычно накапливаются песчано-глинистые и глинистые осадки и известняки. В результате позднейшего метаморфизма глинистые породы превращаются в глинистые сланцы, выделяемые в аспидную формацию, а песчано-глинистые породы образуют сланцево-граувакковую формацию.

Вэвгеосинклинали прогибание сопровождается разрывами, по которым поднимается магма основного состава и изливается в подводных условиях. Возникшие породы после метаморфизма вместе с сопровождающими субвулканическими образованиями создают спилиткератофировую формацию. Для этой стадии характерно внедрение интрузий основного и ультраосновного состава, проникающих по разломам из мантии.

Вэто же время формируется офиолитовая формация. Одновременно с магматическими породами обычно образуются кремнистые породы, яшмы (яшмовая формация).

Впервую стадию большая часть геосинклинали представляет собой море со значительными глубинами. Доказательством служат тонкая зернистость осадков и редкость находок фауны (преимущественно нектона и планктона).

Вэто же время вследствие разных скоростей опускания в различных частях геосинклинали образуются участки относительного поднятия (интрагеоантиклинали) и относительного опускания (интрагеосинклинали).

Вторая стадия – предорогенная.

При переходе от первой стадии ко второй происходит перераспределение зон поднятий и опусканий. Центрами такого перераспределения являются интрагеосинклинали. В них образуются поднятия, которые названы центральными. Каждое такое поднятие разделяет интрагеосинклиналь на два меньших прогиба (краевые прогибы).

Центральное поднятие постепенно растет и расширяется. Одновременно с этим происходит смещение краевых прогибов в сторону соседних интрагеоантиклиналей, они как бы накатываются на интрагеоантиклинали и постепенно с краев втягивают их в опускание. В итоге на месте интрагеоантиклиналей появляются новые прогибы.

Таким образом, новый прогиб – результат смещения краевых прогибов: два краевых прогиба, двигавшиеся на одну и ту же интрагеоантиклиналь с двух сторон, встречаются, сливаются и превращаются в единый прогиб. Такой прогиб называется межгорным. На периферии геосинклинальный

185

краевой прогиб « накатывается» на край платформы и превращается в передовой прогиб.

Процесс превращения интрагеосинклинали в складчатое центральное поднятие, носит название частной инверсии. Он вызван первыми складчатыми движениями (первыми фазами), с которыми связано внедрение небольших интрузий плагиогранитов.

Врезультате появления внутренних поднятий море в геосинклинали мелеет. Центральные поднятия представляют собой архипелаги различной величины островов, островные дуги, разделенные проливами.

Геосинклинальное море наступает на смежные платформы.

Вгеосинклинали накапливаются известняки, мощные песчаноглинистые ритмично построенные толщи, образующие флишевую формацию. Для формации характерна тонкая и правильная ритмичность ее сложения и преобладание пелитовых пород (аргиллиты, мергели и др.) над алевролитами и песчаниками. Происходит излияние лав среднего состава, слагающих порфиритовую (андезитовую) формацию. Трещинный вулканизм в значительной степени замещается центральным. По-прежнему преобладают подводные излияния, но кое-где вулканические постройки поднимаются над уровнем моря, образуя острова и островные дуги. Трансгрессия моря приводит к отдалению берегов материковой суши от геосинклинали и резкому уменьшению количества обломочного материала. Следствием этого является широкое распространение в миогеосинклинали карбонатных пород известняковой формации и рифогенной субформации.

Конец второй стадии соответствует главной фазе складчатости в

геосинклинали. Складчатость обычно сопровождается внедрением крупных синорогенных (одновременных со складчатостью) гранитных интрузий

(батолитовая или гранитоидная формация) в среднюю часть геосинклинали, что сопровождается общим ее воздыманием или общей инверсией. Происходит смятие пород в складки, часто осложняющиеся надвигами. Все это вызывает региональный метаморфизм.

Геосинклиналь «закрывается», превращаясь в складчатую область. Орогенный этап развития подвижной области (геосинклинали)

характеризуется преобладанием поднятий. В составе этапа выделяют две стадии: раннеорогенную и собственно орогенную.

Враннеорогенную стадию воздымание продолжается, при этом сокращается область аккумуляции осадков в геосинклинали за счет разрастания поднятий. Осадконакопление происходит на ограниченных площадях: в краевых прогибах, возникающих по границе геосинклинали и платформы, а также в межгорных прогибах, образующихся внутри центральных поднятий.

При разрушении поднятий накапливаются морские, иногда лагунные осадки, образующие нижнюю молассовую формацию, представленную

186

исключительно терригеными породами: глины, алевролиты, песчаники. В зависимости от климатических условий (гумидный или аридный климат) лагунные нижние молассы могут быть представлены угленосными паралическими (прибрежными) или лимническими толщами или соленосными толщами. К морской нижней молассе нередко приурочены крупные залежи нефти и газа. В это же время обычно происходит внедрение крупных гранитных интрузий батолитов. Эффузивный вулканизм слабый и представлен наземными излияниями щелочного состава.

Поднятие с внутренних частей разрастается к периферии. Море оттесняется к краям.

В собственно орогенную стадию этапа резко возрастает скорость воздымания центральной части геосинклинали. Формируется настоящий горный рельеф. Воздымание сопровождается расколами и обрушением отдельных участков. Это явление объясняется тем, что вследствие складчатости, метаморфизма, внедрения интрузий 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. Формация представлена преимущественно конгломератами, которые чередуются с песчаниками, песчанистыми глинами. Эти песчаники являются прекрасными коллекторами нефти и газа.

Раскалывание сводовой части поднятия сопровождается наземным вулканизмом; обычно это лавы кислого состава (в меньшей мере базальты, андезиты, дациты), которые вместе с субвулканическими образованиями дают порфировую формацию. С ней бывают связаны трещинные щелочные и малые кислые интрузии.

Таким образом, в результате развития геосинклинали возрастает мощность континентальной коры. Это происходит, если геосинклиналь была заложена на континентальной коре. Если же развитие геосинклинали происходило на основании, сложенном океанической корой, то последняя существенно преобразовывается, возникает мощный слой гранитнометаморфических пород и океаническая кора переходит в материковую.

К концу собственно орогенной стадии складчатая горная область,

возникшая на месте геосинклинали, разрушается, территория постепенно выравнивается и становится платформой.

Таким образом, в процессе развития геосинклиналь из области накопления осадков превращается в область разрушения, из подвижной области – в малоподвижную жесткую выровненную территорию.

Платформы – крупные в основном равнинные области устойчивого погружения или слабого поднятия, охватывающие большие пространства суши и шельфовых морей;

187

Амплитуды тектонических движений на платформе невелики. Обычно море, даже мелководное, 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 осадконакоплении; тогда могут образовываться коры выветривания. Не происходит и энергичных поднятий, сопровождаемых складчатостью. Поэтому вновь образованные маломощные, обычно мелководные осадки на платформе не метаморфизованы и залегают горизонтально или слабо наклонно. Изверженные породы редки и представлены обычно наземными излияниями лав базальтового состава.

Платформы – стабильные жесткие участки земной коры континентов, имеющие двухэтажное строение:

-нижний этаж – складчатый, метаморфизованный, прорванный интрузиями (фундамент);

-верхний – сложенный неметаморфизованными горизонтально или полого залегающими отложениями (чехол).

Образование чехла платформ обычно начинается с базальной лагунноконтинентальной формации, которая накапливается на небольших площадях в пределах линейных зон, ограниченных разломами; эти зоны называются авлакогенами или рифтами. В авлакогенную (тафрогенную, греч. тафрос – ров) стадию на платформе в зависимости от климата образуются красноцветные, сероцветные или лимнические угленосные толщи.

Следующая стадия - плитная, когда в погружение вовлекается значительная часть платформы. Сюда проникает море, наступающее со стороны смежной геосинклинали. Образуется трансгрессивная морская терригенная формация. Это кварцевые или полимиктовые пески и песчаники, темные (иногда битуминозные) глины, глинисто-карбонатные осадки.

Максимуму трансгрессии соответствует накопление платформенной карбонатной формации, сложенной известняками, доломитами, иногда с прослоями песчано-глинистых пород.

Затем море постепенно мелеет, отступает, начинается регрессия. Карбонатная формация сменяется соленосной красноцветной

формацией (пестроцветные песчаники, глины, гипс, соли) или, если климат влажный, паралической угленосной формацией.

Наконец, накопление пород каждого цикла платформенного чехла завершается образованием континентальной формации.

Последовательность накопления осадочных формаций на платформах иногда нарушается образованием трапповой формации, сложенной долеритами, диабазами, базальтами и их туфами. Это наземные трещинные

188

излияния, иногда взрывные извержения центрального типа. Наряду с покровами обычно широко развиты межпластовые интрузии – силлы.

Как уже отмечалось, в пределах платформы выделяются два структурных этажа – складчатый фундамент и чехол.

Крупные изометричные выходы складчатого фундамента на земную поверхность называются щитами.

Части платформ, перекрытые чехлом – это плиты. В пределах плит фундамент погружен на глубины 2-3 км, реже до 5 км и более.

На плитах выделяют антеклизы и синеклизы.

Антеклизы – это участки неглубокого залегания складчатого фундамента под осадочным чехлом. В антеклизах наблюдается уменьшение мощности отложений чехла, частые перерывы. Иногда в центральной части антеклиз фундамент выходит почти на поверхность, образуя массивы.

Синеклизы – это крупные впадины, участки глубокого залегания складчатого фундамента, где мощность чехла значительна.

Впоперечнике антеклизы и синеклизы измеряются многими сотнями километров.

Впределах платформ выделяют также авлакогены (рифты) – линейные, узкие прогибы протяженностью сотни км, шириной десятки км, образовавшиеся в результате погружения этих участков по расколам фундамента. Это подтверждается излиянием базальтов, присутствующих в нижних частях разрезов авлакогенов.

Отложения авлакогенов нередко имеют большую мощность и могут быть смяты в складки. По составу формаций авлакогены близки миогеосинклиналям. Авлакогены чаще образуются на ранней стадии развития платформ, до начала формирования платформенного чехла, однако могут возникать и позднее, фиксируя эпохи растяжения земной коры.

Взависимости от возраста складчатости, которой создан фундамент, различают платформы древние, или докембрийские, и молодые. Так как в областях мезозойской сладчатости типичный платформенный чехол еще не успел сформироваться, в приложении к ним термин «платформа» используется реже.

Некоторые части платформ могут испытывать интенсивное сводообразование (поднятие), сопровождаемое раскалыванием. Это явление носит название глыбовых движений или эпиплатформенного (т.е. возникшего на месте платформы) орогенеза, приводящего к образованию сводово-глыбовых гор.

Под областями эпиплатформенного орогенеза мощность земной коры возрастает в 1.5 раза (60-80 км). Области эпиплатформенного орогенеза не могут быть отнесены к геосинклиналям, находящимся на второй стадии развития (орогенной), так как здесь образованию гор не предшествовало мощное осадконакопление; магматизм проявлен слабо и носит

189

платформенный характер; накопившиеся осадки не смяты в складки (за исключением приразломных участков). Иногда эпиплатформенный орогенез сопровождается мощным гранитоидным магматизмом, образованием вулканогенных поясов, вытянутых вдоль глубинных разломов, и формированием связанных с ними разнообразных рудных месторождений.

Это явление носит название тектоно-магматической активизации.

Среди структурных элементов континентов выделяют, кроме выше перечисленных, еще ряд.

Например, складчатые области (орогены). В первоначальном понимании ороген – это геосинклиналь на завершающем этапе своего развития. Сейчас к орогенам относят любые горные области как на континентах, так и на дне океанов. Для орогенов характерны высокая тектоническая подвижность и расчлененный высокогорный рельеф.

Среди разнообразных структур земной коры существуют структуры переходного типа. К ним, в частности, относятся краевые прогибы и окраинные вулканические пояса.

В зоне сочленения платформ и геосинклиналей, в упоминавшуюся выше орогенную стадию развития последних, возникают переходные между платформой и геосинклиналью структуры – краевые (передовые) прогибы. Внешнее крыло краевых прогибов обычно развито на платформенном основании, а внутреннее – на геосинклинальном. Благодаря этому внутренние зоны этих прогибов вовлекаются в поднятие и подвергаются складчато-надвиговым деформациям. Краевые прогибы имеют линейно вытянутую форму, большую мощность чехла (10-15км). Для рассматриваемых структур характерны молассовая, рифовая, кросноцветная, соленосная, нефтегазоносная формации.

Окраинные вулканические пояса – это узкие зоны развития наземных вулканических извержений, протягивающиеся на первые тысячи км при ширине 100-200 км. Они закладываются на окраине молодой складчатой области и геосинклинали на этапе прогибания последней.

Самой крупной структурой такого типа является Охотско-Чукотский окраинный вулканический пояс.

3.4 Особенности строения океанской земной коры.

Области сплошного распространения земной коры океанского типа выражены в рельефе Земли океаническими впадинами (ложе океанов).

В пределах океанских впадин выделяются два крупнейших элемента: океанические орогенные пояса и океанические платформы.

190

К океаническим орогенным поясам относятся срединно-

океанические хребты (СОХ), имеющие высоту над окружающей равниной до 3 км (местами наивысшие части хребтов поднимаются в виде островов над уровнем моря). Вдоль оси хребта часто прослеживается зона океанических 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 сейсмическая активность, 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.

СОХ – это место рождения новой океанской коры, древние аналоги которой представлены офиолитами. Океанская кора и офиолиты имеют трехчленное строение (сверху вниз).

Верхний, осадочный, слой сложен пелагическими карбонатными и кремнистыми отложениями; в его основании нередко наблюдается слой с повышенным содержанием железа, марганца и других металлов, продуктов гидротермальной деятельности в рифтовых долинах СОХ.

Второй слой сложен вверху толеитовыми базальтами, отличающимися пониженным содержанием К2О и повышенным Ti2O. Нижнюю часть этого слоя образует примечательный комплекс параллельных даек, являющийся главным диагностическим признаком настоящих офиолитов.

Третий слой сложен в верхней части массивными габбро, а в нижней – так называемым полосчатым комплексом, в котором габбро чередуются с ультрабазитами.

Верхи мантии, подстилающие океанскую кору, часто серпентинизированы и поэтому в основании офиолитов нередко наблюдаются серпентиниты.

Офиолиты образуются не только в СОХ, например, они слагают основание вулканических островных дуг. Их отличают от типичных срединно-океанских по тонким особенностям химического состава.

Океанические платформы (талассократоны) в рельефе дна имеют вид обширных абиссальных плоских или холмистых равнин с отдельными вулканическими конусами, их дно лежит на глубине 4.5-6 км, а в зонах разломов до 6-7 км. Мощность осадочного покрова здесь достигает 1 км. Возраст осадков различен.

Кора по строению такая же как в СОХ, а выше ее залегают осадки, отложенные на больших глубинах – ниже уровня карбонатной компенсации, поэтому кора не содержит карбонатов. Но среди абиссальных равнин возвышаются хребты и более или менее изометричные океанские плато, а также отдельные острова и подводные возвышенности, называемые симаунтами. Все они достигают своими вершинами относительно небольших глубин – около 2-3 км, лежат выше уровня карбонатной