3.2. Основные структурные элементы строения земной коры

Суть содержания данного раздела будет заключаться в следующем.

1. В пределах земной коры (далее ЗК) наиболее крупными структурами являются ЛИТОСФЕРНЫЕ ПЛИТЫ (континентального и океанского типов).
2. На континентальных литосферных плитах выделяют: ПЛАТФОРМЫ, ЭПИПЛАТФОРМЕННЫЕ И ЭПИГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫЕ ОРОГЕННЫЕ ПОЯСА.
3. ПЛАТФОРМЫ — наиболее устойчивые основные (ядерные) структурные элементы континентов, образовавшиеся на месте бывших горных сооружений или складчатых областей. Платформы асейсмичны. Выделяют древние и молодые платформы. Первые иногда именуют кратонами или докембрийскими платформами. Молодые бывают эпикаледонскими, эпигерцинскими и эпикиммерийскими, часто их называют плитами.
4. В строении платформ выделяют ФУНДАМЕНТ, ЧЕХОЛ и структуры 1–4-го порядков.
5. ФУНДАМЕНТ или ЦОКОЛЬ платформы — это нижняя наиболее устойчивая часть платформы, возникшая на месте горного или складчатого и, как правило, гранитизированного сооружения в результате его денудации и превращения в выровненные или почти равнинные области (пенеплены).
6. ЧЕХОЛ — осадочные горные породы, перекрывающие фундамент.
7. Структуры 1-го порядка — ЩИТЫ, ПЛИТЫ, ЗОНЫ ПЕРИКРАТОННЫХ ОПУСКАНИЙ.

ЩИТЫ — крупные, до 1000 км и более в поперечнике, площади выхода на поверхность платформенного фундамента. Они более характерны для древних платформ.

ПЛИТЫ — области сплошного развития осадочного чехла.

ЗОНЫ ПЕРИКРАТОННЫХ ОПУСКАНИЙ — пассивные окраины платформ, отличавшиеся устойчивыми длительными опусканиями фундамента и накоплением мощных паралических, прибрежно- и мелководноморских осадков (до 10–12 км).
8. Структуры 2-го порядка — АНТЕКЛИЗЫ, СИНЕКЛИЗЫ И АВЛАКОГЕНЫ.

АНТЕКЛИЗЫ — крупные пологие (наклон слоев на крыльях антеклиз и синеклиз составляет обычно менее 10) поднятия в пределах плит, иногда с выходами фундамента в осевой части, сокращенными мощностями слоев, обилием перерывов и более крупнозернистым составом пород.

СИНЕКЛИЗЫ — крупные пологие впадины внутри плит, а иногда и на щитах. С полными наборами (без перерывов и размывов) осадочных более «мористых», чем в антеклизах, комплексов.

АВЛАКОГЕНЫ — крупные грабен-прогибы в фундаменте платформ, но иногда хорошо проявленные и в осадочном чехле, ограниченные разломами и заполненные осадками (типичны соли, угли) резко повышенной — до 10–12 км — мощности, а нередко также с вулканитами базальтового состава.
9. ЭПИПЛАТФОРМЕННЫЕ ОРОГЕННЫЕ ПОЯСА — горные сооружения, формирующиеся на месте бывших платформ в кайнозойскую эру.
10. ЭПИГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫЕ ОРОГЕННЫЕ ПОЯСА — подвижные пояса ЗК, сохраняющие свою подвижность и активность в настоящее или кайнозойское время. В эту группу следует отнести и ОКРАИННОКОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ ПОДВИЖНЫЕ ЗОНЫ И ПОЯСА, которые представляют собой сложное сочетание окраинных морей, островных дуг и глубоководных желобов.
11. Стадии развития платформ: I. Начальная или кратонизации (основной вулканизм, расслоенные габбро-анортозитовые плутоны, граниты рапакиви). II. Авлакогенная. Наиболее интенсивно проявлена на древних северных платформах: авлакогены впадины синеклизы, которые охватывают всю платформу, и наступает плитная стадия. III. Плитная. Амагматична, прерывается или завершается фазами тектономагматической активизации. IV. Активизации. Образуются эпиплатформенные орогены или дива-структуры возникают рифты, поздние авлакогены и возобновляется магматическая деятельность (траппы, щелочно-базальтовые концентрические и конические дайки, кимберлиты [Южная, отчасти Западная Африка, Сибирская платформа]).
12. На ОКЕАНСКИХ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТАХ выделяют два наиболее крупных элемента: ОКЕАНСКИЕ ПЛАТФОРМЫ и ОКЕАНСКИЕ ОРОГЕННЫЕ ПОЯСА.
13. ОКЕАНСКИЕ ПЛАТФОРМЫ (или ТАЛАССОКРАТОНЫ) в рельефе дна имеют вид обширных абиссальных плоских или слабохолмистых подводных равнин.
14. ОКЕАНСКИЕ ОРОГЕННЫЕ ПОЯСА — это СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ, имеющие высоту над окружающей равниной платформ до 3 км.
15. В разделе будут упомянуты специальные термины, которые Вы должны знать: ПЕНЕПЛЕН, ГЕОСИНКЛИНАЛЬ, ОСТРОВНЫЕ ДУГИ, ОКРАИННО-КОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ МОРЯ, ГЛУБОКОВОДНЫЕ ЖЕЛОБА, СПРЕДИНГ, СУБДУКЦИЯ, КОЛЛИЗИЯ, ТРАНСФОРМНЫЕ РАЗЛОМЫ, КОНВЕРГЕНТНЫЕ (ДЕСТРУКТИВНЫЕ) И ДИВЕРГЕНТНЫЕ (КОНСТРУКТИВНЫЕ) ГРАНИЦЫ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ.




Наиболее крупными элементами строения поверхности Земли являются литосферные плиты (рис. 18.1): с континентальной, океанской или смешанного типа земной корой, характеризующиеся различным строением в разрезе. Эти различия фиксируются до глубин 700 км, т. е. уходят своими корнями в верхнюю мантию.

На континентальных литосферных плитах (континентах) в качестве стабильных блоков выделяют ПЛАТФОРМЫ, являющихся как бы ядрами континентов. В качестве подвижных зон, поясов или блоков земной коры на современных континентах выделяют обычно эпиплатформенные и эпигеосинклинальные орогенные пояса, окраинно-континентальные подвижные зоны и пояса, а в недалеком геологическом прошлом и межконтинентальные подвижные пояса (Урало-Охотский, Средиземноморский, Северо-Атлантический и др.).

Положение литосферных плит
Рис. 18.1. Схема расположения литосферных плит. Стрелки указывают направления относительного движения плит, определенные по магнитным аномалиям морского дна и записям землетрясений: 1–2 — конструктивные границы плит: 1– срединно-океанические хребты, 2– рифты континентов, 3–4 — деструктивные границы: 3– зоны субдукции, 4– зоны коллизии; 5 — трансформные границы; 6 — вектор скорости раздвижения; 7 — вектор скорости сближения; 8 — вектор сдвигового смещения. По работе (Браун, Массет, 1984) с изменениями и дополнениями


Стабильные структуры земной коры континентов

ПЛАТФОРМЫ являются наиболее устойчивыми основными (ядерными) структурными элементами континентов, образовавшиеся на месте бывших горных сооружений или складчатых областей, после денудационного их срезания или нивелирования до равнины или пенеплена. В результате денудации мощность ЗК уменьшается в среднем с 70–80 до 35–45 км. Такие выровненные, гранитизированные (как правило) со складчатой внутренней структурой участки ЗК являются в дальнейшем фундаментом1 платформ, на котором в дальнейшем может начаться накопление континентального и мелководно-морского осадочного чехла.

Платформы принято делить на древние платформы или кратоны2 и молодые, имеющие вид полос или пятен на тектонических картах.

Древние платформы на тектонической карте мира образуют две основные группы (ряда): северную или лавразийскую и южную или гондванскую. Есть основания предполагать, что в древности или первоначально они были объединены в суперплатформу Пангею. Древние платформы имеют очень древнее докембрийское кристаллическое основание, называемое фундаментом или цоколем платформы, которое большей частью перекрыто рыхлыми осадочными породами, слагающими так называемый чехол платформы. Древние платформы занимают в сумме около 40% площади современных материков. Они представляют собой изометричные, полигональные блоки континентальной ЗК более 1000 км в поперечнике и площадью в несколько миллионов кв. км с преобладающим равнинным рельефом.

Молодые платформы либо обрамляют древние (например, Скифско-Туранская, Среднеевропейская), либо заполняют промежутки между ними (например, Западно-Сибирская). Общая площадь молодых платформ составляет всего 5% от общей площади материков. В рельефе они обычно выражены равнинами или низменностями.
Платформы асейсмичны.

Структурные элементы платформ

Мы с вами рассмотрим структурные элементы платформ 1-го и 2-го порядков. Геологи же при своих исследованиях выделяют структуры до 4-го порядка.

Структуры 1-го порядка. Это щиты, плиты и зоны перикратонных опусканий.

Щиты представляют крупные, до тысячи и более километров в поперечнике, площади выхода на поверхность платформенного фундамента. Они более характерны для древних платформ. Характеризуются устойчивым поднятием и господством денудации на протяжении большей части своей истории. Более мелкие, недавно освободившиеся из-под чехла участки фундамента, называют глыбами.

Плиты — области сплошного развития осадочного чехла. Это Русская плита, Среднесибирская или Лено-Енисейская плита в ряду северных древних платформ и Сахарская, Аравийская и др. в южной (гондванской) группе платформ.

Молодые платформы фактически целиком покрыты осадочным чехлом и, поэтому их чаще именуют не платформами, а плитами (Западно-Cибирская, Скифская, Восточно-Австралийская и др.).

Зоны перикратонных опусканий — узкие плиты или прогибы шириной до 100–300 км, расположенные на краю платформ, с моноклинально залегающими более мощными (по сравнению с внутренними плитами) комплексами осадочных горных пород. Выделены на основе изучения Ангаро-Ленской краевой структуры на Сибирской платформе Е. В. Павловским (1959). В современном виде это пассивные окраины континентов — подводные окраины с глубинами 0–50–100 м, зоны мощного накопления паралических, прибрежно- и мелководноморских осадков; их мощность (толщина) может достигать и даже превышать 10–12 км.

Структуры 2-го порядка. Это антеклизы, синеклизы и авлакогены.

Антеклизы — крупные пологие поднятия в пределах плит, иногда с выходами фундамента в осевой части. Фундамент здесь лежит на глубине не более 1–1,5 км, а осадочный чехол отличается сокращенными мощностями слагающих его пластов, обилием перерывов, более грубым составом (более крупнообломочным).

Синеклизы — крупные пологие впадины внутри плит, а иногда и на щитах. Наклон слоев на крыльях синеклиз и антеклиз составляет обычно менее 1°. Мощность осадочного чехла в синеклизах достигает 3–5 км и он более полный (без перерывов и размывов), более «мористый», чем на антеклизах.

Авлакогены — крупные грабен-прогибы в фундаменте платформ, но иногда хорошо проявленные и в осадочном чехле, ограниченные разломами и заполненные осадками резко повышенной — до 10–12 км — мощности, а нередко также и вулканитами базальтового состава. Из характерных осадков отмечаются соли, угли. Авлакогены обычно выходят на один из краев платформы, иногда пересекают платформу от края до края — такие авлакогены называют сквозными. На современной поверхности авлакогены не выражены и представляют собой погребенные структуры, доступные для изучения лишь бурением и сейсморазведкой. Вверх по разрезу они вначале замещаются равновеликими впадинами, потом более обширными синеклизами. (см. рис. 18.2).

Рис. 18.2. Строение древних платформ

Стадии развития платформ (тафрогенез)

I. Начальная. Стадия кратонизации, характеризуется преобладанием поднятий и довольно сильным заключительным основным магматизмом. Для нее очень характерны расслоенные габбро-анортозитовые плутоны и граниты-рапакиви. Широко проявлен эффузивный магматизм.

II. Авлакогенная стадия, которая постепенно вытекает из предыдущей. Наиболее ярко проявилась на древних платформах северного ряда: Восточно-Европейской, Сибирской, Северо-Американской, в виде Днепрово-Донецкого, Вилюйского, Анотского, авлакогена оз. Верхнего и др. Постепенно авлакогены перерастают во впадины, а потом в синеклизы. Синеклизы разрастаясь, покрывают осадочным чехлом всю платформу, и наступает ее плитная стадия развития.

III. Плитная стадия. На древних платформах охватывает весь фанерозой, а на молодых начинается с юрского периода мезозойской эры. Амагматична. Прерывается или завершается фазами тектоно-магматической активизации. Эти фазы проявляются в образовании рифтов — поздних авлакогенов и возобновлении магматической деятельности. Именно в эти фазы образуются характерные для платформ магматиты: базальтовые силлы (сибирские траппы (Р–Т1) до 3700 м в Норильском районе Тунгусской синеклизы), щелочно-базальтовые концентрические (вложенные одна в другую воронки) дайки (встречаются на восточном краю Тунгусской синеклизы, часто в пределах щитов и антеклиз), кимберлитовые трубки (алмазоносны, образуются вдоль разломов и узлов их пересечения, распространены в Южной, отчасти Западной Африке, на Сибирской платформе, в Австралии).

IV. Стадия активизации. Эпиплатформенные орогены (Дива-структуры, Комо-Хренали). [Характеристику этой стадии найти в литературе самостоятельно.]

Подвижные зоны континентов

В строении современных континентальных структур в качестве подвижных областей выделяют:

1. Эпиплатформенные орогенные пояса3, сформировавшиеся на месте бывших платформ в кайнозойскую эру. Это горные сооружения Тянь-Шаня, Алтая, Саян, Западного и Восточного Забайкалья, Восточной Африки и др.

2. Эпигеосинклинальные орогенные пояса — подвижные участки земной коры, продолжающие свое развитие в настоящее или кайнозойское время. Это Альпы, Карпаты, Кавказ, Копетдаг, Камчатка и др.

В эту же группу подвижных структур земной коры континентов следует отнести и окраинноконтинентальные подвижные зоны и пояса, которые представляют собой сложное сочетание окраинных морей, островных дуг и глубоководных желобов. В геологическом прошлом функционировали и другие подвижные пояса — Урало-Охотский, связанный с древним палео-Азиатским океаническим бассейном, Североатлантический, Средиземноморский и др.

Особый вид структур в пределах континентов представляют глубоководные котловины внутренних морей: Красного, Лабрадорского, Баффина, Черного и др., которые имеют почти океанское строение земной коры и глубоководные котловины окраинных морей — морфологически это в основном плоскодонные депрессии с глубинами, превышающими 2500 м (Берингово, Охотское, Японское, Восточно-Китайское и др. моря). Для них характерен нормальный океанский облик земной коры со значительной изменчивостью только верхнего осадочного слоя, т. к. в одних местах он полностью отсутствует, в других — имеет толщину 1–3 км, в третьих (подножья материков и крупных островов) — его мощность достигает 5–10 км. Кора котловин моложе, чем кора ближайших окраин океанских платформ (глубоководным бурением в них пока не обнаружены слои древнее миоцен-олигоценового возраста).

Структуры земной коры океанов


К структурам океанского типа относят: океанские платформы, срединно-океанические орогенные пояса или хребты. В рельефе Земли структуры земной коры океанского типа выражены в виде океанических впадин или океанов.

Океанские платформы (талассократоны или талассоплатформы) в рельефе дна имеют вид обширных абиссальных (глубоководных) плоских или слабохолмистых подводных равнин (с гайотами и отдельными хребтами высотой до 1000 м), с отметками глубин в пределах 2600–6000 м, расположенных между срединно-океаническими хребтами, с одной стороны, и глубоководными желобами или пассивными окраинами континентов — с другой. Разрез земной коры в пределах платформ отличается большой выдержанностью. В нем повсеместно присутствуют все три океанских слоя (см. предыдущий раздел). Возраст земной коры (и литосферы) различных участков океанического дна различен и отражает направление ее движения от средино-океанических хребтов к зонам субдукции (рис. 18.3). Местами горизонтальное залегание слоев платформ нарушено разломами. Некоторые из них имеют весьма значительную протяженность. В рельефе они выражены уступами, каньонами и желобами. Для участков платформ прилегающих к глубоководным желобам, типичны краевые валы. Это невысокие (200–500 м), овальные сводовые поднятия с поперечниками 300–500 км и длинами порядка 1000 км.

Глубоководные равнины практически асейсмичны и характеризуются невысокими значениями теплового потока.

Подвижные зоны океанов

К подвижным зонам океанов следует отнести структуры, развивающиеся на земной коре океанского типа: глубоководные желоба и срединно-океанические хребты.

Глубоководные желоба (Алеутский, Курило-Камчатский, Японский, Кюсю, Волкано, Марианский и др.) — это весьма протяженные (от нескольких сотен до 3–4 тыс. км) сравнительно узкие (100–200 км), глубокие (максимальная глубина Мирового океана, равная 11 022 м, зафиксирована в Марианском желобе) прогибы дна океанов, располагающиеся у подножий активных горно-складчатых окраин континентов и островных дуг. Желоба асимметричны. Их борта, прилегающие к континентам или островным дугам, имеют крутизну до 10–25°, а противоположные — не превышают 5–8°.

Со стороны океанов вдоль желобов имеются невысокие (до 500 м) краевые валы. Эти валы и «океанские» борта желобов покрыты маломощным (порядка 500 м) слоем недислоцированных осадков, обычных для океанских равнин. Лишь кое-где эти осадки нарушены продольными ступенчатыми сбросами. Приостровные (материковые) борта желобов более ступенчаты. Здесь осадки, мощностью 2–3, иногда до 5–6 км, собраны в пологие складки и разбиты многочисленными нарушениями.

Днища же желобов сравнительно плоские. Ширина их варьирует в зависимости от притока количества осадка, чем выше его значение, тем шире и ровнее днище желоба.

«Океанские» борта и днища желобов имеют нормальную трехслойную океанскую кору с несколько повышенной толщиной верхнего осадочного третьего слоя. Общая мощность коры здесь достигает 10 км, а раздел Мохоровичича опущен до глубин порядка 20 км. Сейсмическими исследованиями, выполненными в Камчатско-Курильском, Японском, Зондском, Чилийском и в некоторых других желобах, установлено, что океанская кора полого (под углами 10–20°) погружается под приостровное крыло желоба и островную дугу (или континент) и уходит под них на расстояние до 50 км. Это интерпретируется как результат тектонического сдваивания кромок двух литосферных плит, движущихся навстречу друг другу (процесс субдукции). Такое наклонное положение плоскости соприкосновения двух плит и погружение одной из них (океанической) под другую (континентальную) делает понятным многие другие особенности глубоководных желобов: 1) низкий тепловой поток, 2) приуроченность к ним сейсмофокальных зон Беньоффа-Заварицкого, уходящих со стороны желобов под континентальные блоки (материки и островные дуги) до глубин 500–700 км. Первая особенность объясняется тем, что в процессе погружения «холодная» литосфера замещает более горячие массы верхней мантии; вторая — тем, что погружающаяся холодная литосфера долгое время сохраняет свою способность накапливать упругие напряжения и, деформируясь, высвобождать накопленную упругую энергию короткими мощными импульсами, которые вызывают землетрясения.

Срединно-океанические хребты (СОХ) можно отнести к океанским орогенным поясам, т. к. в орографическом отношении они имеют высоту над окружающей равниной платформ до 3–4 км. Хребты занимают внутриокеанское положение и, сочленяясь между собой по простиранию, образуют мировую систему общей длиной свыше 60 тыс. км. Ширина хребтов составляет 1–2 тыс. км, нередко и больше. Вдоль оси этих хребтов прослеживаются зоны рифтов или узких грабенов шириной 12–45 км, при глубине дна до 3–5 км. Наличие этих грабенов указывает на условия растяжения в их пределах земной коры. Для хребтов характерно: высокая сейсмичность, резко повышенный тепловой поток из недр Земли, низкая плотность верхней мантии (разуплотненная мантия) и интенсивный базальтовый вулканизм. При приближении к хребтам заметно уменьшаются мощность и возраст осадков. Кроме продольных разломов, формирующих грабены и горсты, в пределах хребтов периодически устанавливаются поперечные вертикальные разломы, которые нередко пересекают не только хребты, но и прослеживаются далеко в смежные талассократоны. Внешний облик этих разломов типично сдвиговый, но природа их иная. Это особые разрывные структуры, именуемые трансформными разломами (термин Дж. Уильсона, 1965 г.). Например, Мендосино, Мюрей, Кларион и др. в северо-восточной части Тихого океана.

Распределение пород различного возраста в мировом океане

Рис. 18.3. Возраст океанской коры по магнитным аномалиям (Кеннет, 1987): 1 — области отсутствия данных и суша; 2–8 — возраст: 2 — голоцен, плейстоцен, плиоцен (0–5 млн лет); 3 — миоцен (5–23 млн лет); 4 — олигоцен (23–38 млн лет); 5 — эоцен (38–53 млн лет); 6 — палеоцен (53–65 млн лет) 7 — мел (65–135 млн лет) 8 — юра (135–190 млн лет)


Контрольные вопросы

1. Изучите рис. 18.1 и определите, какие литосферные плиты никуда не плывут?
2. Назовите литосферную плиту, столкновение которой с Евроазиатской плитой создало высочайшие горы. Как называются эти горы?
3. Стадии формирования и развития платформ.
4. Под этими структурами фундамент выпуклый, мощности пород осадочного чехла понижены, а фации менее мористые.
5. Как устроены платформы и как они различаются по возрасту?
6. Охарактеризуйте подвижные структуры земной коры океанов.




 
© 2008–2011,   С.Н. Коваленко, кафедра географии ВСГАО. Все права защищены.