Региональная геология введение
жүктеу/скачать 0.55 Mb.
|
- Бұл бет үшін навигация:
- 6. ГЛАВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ
- 6.1. ГЛАВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ МАТЕРИКОВ
- 6.1.1. СТРУКТУРЫ ПЛАТФОРМ
- Краевой (передовой) прогиб
- 6.1.2. СТРУКТУРЫ СКЛАДЧАТЫХ СООРУЖЕНИЙ
- 6.2.1. СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ
- 6.2.2. ОКЕАНИЧЕСКИЕ ПЛАТФОРМЫ
- 6.3. СТРУКТУРЫ ПЕРЕХОДНОЙ ЗОНЫ ОТ КОНТИНЕНТОВ К ОКЕАНАМ
- 6.3.1. АКТИВНЫЕ ЗОНЫ СОЧЛЕНЕНИЯ КОНТИНЕНТОВ И ОКЕАНОВ
- Океанические краевые валы
- 6.3.2. ПАССИВНЫЕ ЗОНЫ СОЧЛЕНЕНИЯ КОНТИНЕНТОВ И ОКЕАНОВ
- Континентальное подножие
Контрольные вопросы 1. Главные положения геосинклинальной концепции 2. Тектонические режимы 3. Главные положения концепции литосферных плит 4. Геодинамические режимы 5. Главные положения плюмтектонической концепции 6. ГЛАВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ Главными признаками, по которым систематизируются структуры земной коры, являются их размеры, морфология и генезис. Структурами первого порядка являются материки, океаны и переходные зоны между ними. К структурам, распространённым повсеместно относятся разломы и кольцевые структуры. 6.1. ГЛАВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ МАТЕРИКОВ Наиболее крупными структурами материков являются платформы и складчатые сооружения. Складчатые сооружения более молодые, чем фундамент соседней платформы, обычно отделены от неё краевым швом, состоящим из системы надвигов, взбросов, сдвигов. При этом движение масс обычно происходит в сторону платформы, сокращая её размеры на современном эрозионном срезе. Складчатые сооружения более древние, чем фундамент соседней платформы, входят в её фундамент и перекрыты чехлом. Главным отличием структур платформ и складчатых сооружений является следующее. Структуры платформ формируются преимущественно в результате вертикальных движений и, в большинстве случаев, являются конседиментационными, по форме преимущественно близкими к изометричным. Структуры складчатых сооружений формируются в результате интенсивных тангенциальных (горизонтальных) напряжений, не всегда унаследуют структуры геосинклинального этапа развития, имеют преимущественно линейно вытянутую форму. 6.1.1. СТРУКТУРЫ ПЛАТФОРМ Платформы представляют собой наиболее устойчивые и тектонически относительно спокойные части континентов, которые характеризуются медленными вертикальными движениями. Они имеют двухэтажное строение. Нижний этаж – фундамент сложен в разной степени дислоцированными и метаморфизованными образованиями, сформировавшимися в условиях геосинклинального и орогенного режимов. Верхний этаж – чехол сложен вулканогенно-осадочными неметаморфизованными слабодислоцированными породами. Между ними выделяется промежуточный этаж, сформировавшийся в условиях тафрогенного режима. Форма платформ обычно полигональная, близкая к изометричной. Складчатые сооружения, более молодые, чем фундамент платформы, обычно надвинуты на платформы, а более древние перекрыты платформенным чехлом. Платформы разделяются по времени завершения формирования фундамента. Выделяются древние (первые) платформы или кратоны, фундамент которых сформировался в конце раннего протерозоя в результате карельской эпохи складчатости. Они называются эпикарельскими (послекарельскими). Платформы, фундамент которых сформировался в более поздние эпохи, называются молодыми: эпибайкальскими, эпипалеозойскими (эпигерцинскими) и т. д. Фундамент древних платформ сложен кристаллическими глубокометаморфизованными и магматическими породами архейского и раннепротерозойского возрастов. Между фундаментом и чехлом наблюдается резкое несогласие, отсутствует связь между структурами фундамента и чехла. Они разделены длительными (сотни миллионов лет) периодами существования тафрогенного режима. В отличие от молодых платформ, в пределах древних платформ наблюдаются крупные выступы фундамента, называемые щитами. Части древних платформ, покрытые чехлом, называются плитами. Современный рельеф древних платформ более расчленённый, чем молодых Молодые платформы покрыты чехлом почти полностью, поэтому их называют иногда плитами. Фундамент молодых платформ сложен, как образованиями раннего докембрия, так и породами позднепротерозойского и (или) фанерозойского возраста. Они метаморфизованы преимущественно в зелёносланцевой фации, иногда метаморфические изменения в них могут отсутствовать. Время проявления тафрогенного режима составляет десятки миллионов лет. В отличии от древних платформ, у молодых платформ иногда наблюдается унаследованность структурного плана чехла от структур фундамента. На платформах выделяются следующие структуры первого порядка: щиты, синеклизы, антеклизы, моноклизы, авлакогены, перикратонные и краевые прогибы. Щиты характерны только для древних платформ. Они представляют собой крупные выступа фундамента, испытывавшие длительное поднятие. Большую часть времени щиты являлись поднятиями и областью денудации. Лишь в короткие промежутки на них могли накапливаться осадки. Они сложены кристаллическими породами архейского и карельского возрастов. В краевых частях структуры щитов погружаются и продолжаются в фундаменте под чехлом. Синеклиза – отрицательная структура первого порядка плитной части платформ, которая образовалась в результате медленного длительного опускания в течение одного или нескольких седиментационных циклов. Они имеют в плане форму, близкую к изометричной и размеры многие сотни километров в поперечнике. Синеклизы осложнены впадинами, разделёнными сводами и сёдлами, а впадины – депрессиями, разделёнными валами. Чехол в пределах синеклиз наиболее полный, сложен осадочными, иногда с вулканитами отложениями и имеет мощность 3-5 и более километров. Причём мощность отложений возрастает от периферии к центру. В центральных частях синеклиз выходят наиболее молодые породы, по мере движения к периферии возраст пород увеличивается. В процессе формирования синеклиз центральные их части более погружены и более удалены от области сноса. Поэтому терригенные часто континентальные отложения накапливались по периферии этих структур. К центру они во многих случаях сменяются лагунными терригенно-глинисто-доломитовыми часто угленосными или с сульфатами и солями или мелководными, глинисто-карбонатными. В пределах синеклиз породы имеют центриклинальное падение с углами в первые градусы или доли градуса. Причём угол падения возрастает вниз по разрезу и от центра к периферии. Антеклиза является антиподом синеклизе. Это положительная структура первого порядка плитного комплекса платформ. Антеклизы могут образоваться двумя способами: либо медленным поднятием крупного участка платформы, либо отставанием в опускании соседних синеклиз и существуют, как самостоятельные структуры в течение одного или нескольких седиментационных циклов. Размер антеклиз достигает многих сотен километров в поперечнике, форма в плане изометричная или вытянутая. В центральных частях антеклиз выходят более древние породы, чем на периферии. Антеклизы осложнены сводами, а те, в свою очередь – валами. Мощность чехла возрастают от центра к периферии, в центре часто наблюдаются перерывы, отдельные части разреза чехла отсутствуют. Иногда в центральной части антеклиз чехол отсутствует. В этом случае на поверхность выходят породы фундамента. В строении антеклиз преобладают континентальные отложения, представленные корой выветривания и продуктами её переотложения (песчано-глинистые осадки), реже лагунные, прибрежные или мелководные. Падение слоистости периклинальное в первые градусы или доли градусов. Углы падения слоистости возрастают от молодых отложений к древним (от периферии к центру). Авлакоген – отрицательная, грабеноподобная, линейно вытянутая структура платформ, отличающаяся повышенной подвижностью. Она ограничена разломами, рассекающими фундамент. Длина авлакогенов достигает многих сотен километров, ширина – десятков километров. Их формирование часто связано с тектоническими движениями в соседней геосинклинали. Они обычно расположены перпендикулярно границам платформ. Выполнены авлакогены континентальными и лагунными, реже мелководными осадочными отложениями, часто с вулканитами основного, реже кислого составов, обычно повышенной щёлочности. Мощность разреза достигает многих тысяч метров. Внутреннее строение авлакогенов сложное. Они разбиты продольными и поперечными разломами на блоки с разной мощностью разреза. Выполняющие авлакогены отложения обычно смяты в линейные и брахиформные складки. Перикратонный прогиб – зона длительного опускания краевой части платформы, на границе с активно развивающейся геосинклинальной областью, существовавшая в течение нескольких тектоно-магматических циклов. Они выполнены мощными осадочными ритмично построенными терригенно-глинисто-карбонатными отложениями, которые накопились преимущественно в мелководных условиях. Для них характерно отсутствие проявлений магматизма. Краевой (передовой) прогиб образуется на границе платформы с областью, где существует орогенный режим, у подножия воздымающейся горной системы. Он существует относительно короткое время, лишь в течение существования горной системы. Фундамент прогиба в половине, прилегающей к подвижной области, сложен геосинклинальными образованиями, а прилегающей к платформе – платформенными. Краевые прогибы имеют протяжённость часто более 1000 км, а ширину - до первых сотен километров. Поперечными разломами они разбиты на блоки с разной амплитудой опускания. Эти прогибы имеют асимметричный поперечный профиль: более крутой борт прилегает к горной области, а более пологий – к платформе. Горные сооружения со временем надвигаются на краевые прогибы, а они, в свою очередь, накатываются (смещаются) на платформу. У более крутого борта краевых прогибов накапливаются в основном континентальные грубообломочные отложения (молассовая формация) и мощность отложений здесь наибольшая, достигающая первых километров. К центральной части мощности осадков сокращаются. Часто наблюдается чередование континентальных, лагунных и мелководных условий. Преобладают песчано-глинисто-мергелистые осадки, часто в ассоциации с солями или углями. В приплатформенной части мощности осадков небольшие (первые сотни метров). Представлены они преимущественно мелководными или лагунными глинисто-мергелистыми отложениями.
Структуры складчатых сооружений делятся в порядке соподчинения на складчатые пояса, складчатые области, складчатые системы, складчатые зоны, мегантиклинории и мегасинклинории, антиклинории и синклинории, антиклинали и синклинали разного порядка. В пределах складчатых областей располагаются также срединные массивы. Складчатый пояс является наиболее крупной структурой складчатых сооружений. Они могут разделять платформы внутри материка или располагаться на границе материка и океана. Складчатые пояса сложные зоны тектонической активности, связанные с зонами глубинных разломов. Они формируются в течение нескольких тектоно-магматических циклов. Их протяжённость составляет тысячи километров при ширине сотни километров. Складчатые пояса состоят из разновозрастных складчатых областей, вытянутых в направлении общего простирания пояса. В их состав входят также складчатые сооружения молодых платформ, перекрытые чехлом. Складчатая область является составной частью складчатых поясов. В складчатые области объединяются складчатые сооружения по времени окончательного завершения геосинклинального развития, а также геосинклинали, не закончившие своего развития и находящиеся на различных стадиях этого развития. Отдельные части складчатой области могут завершать геосинклинальное развитие в разные эпохи складчатости, но они объединяются единым структурным планом. Они занимают обширные участки земной коры между платформами или между материком и океаном. После завершения геосинклинального и орогенного процессов они претерпели этап существования платформенного режима и в стоящее время представляют собой горные сооружения с разной расчленённостью рельефа. Складчатые области состоят из складчатых систем. Складчатая система – составная часть складчатой области, обладающая определёнными историческими и пространственно изменяющимися тектоническими стадиями отличающаяся от других складчатых систем области. Складчатые системы состоят из складчатых зон. Складчатая зона – составная часть складчатой системы, выделяемая по времени проявления складчатости, превратившей геосинклиналь в складчатое сооружение. Складчатые зоны объединяют системы антиклинориев и синклинориев. Антиклинорий – крупная линейно вытянутая положительная структура складчатых сооружений, объединяющая систему антиклинальных и синклинальных складок. Главным признаком антиклинориев является то, что в их центральной части выходят наиболее древние породы. К периферии они сменяются более молодыми образованиями, причём возраст их изменяется, вследствие складчатости, волнообразно. Антиклинории могут объединяться в мегантиклинории, для которых характерна положительная форма зеркала складчатости. Синклинорий – структура, противоположная антиклинорию. Это линейно вытянутая отрицательная структура складчатых сооружений, объединяющая систему синклинальных и антиклинальных складок. Главным признаком синклинориев является то, что в их центральной части выходят наиболее молодые породы. К периферии они сменяются более древними образованиями, причём возраст их изменяется, вследствие складчатости, волнообразно. Синклинории могут объединяться в мегасинклинории, для которых характерна отрицательная форма зеркала складчатости. Срединный массив - участок земной коры, представляющий собой сохранившуюся часть фундамента, на котором заложился геосинклинальный прогиб. Эти массивы располагаются внутри геосинклинали, имеют обычно многоугольную форму, ограниченную разломами. Окружающие складчатые сооружения облекают срединные массивы, приспосабливаясь к его контурам. В периоды заложения геосинклинального прогиба срединный массив также испытывает погружения, амплитуда их незначительная, несколько возрастает к краям массива. В это время на срединных массивах формируется сплошной или прерывистый чехол, одновозрастный осадкам окружающей геосинклинали. Накапливаются обычно маломощные мелководные отложения субплатформенного типа. В эпоху складчатости срединные массивы испытывают глыбовые движения с заложением приразломных грабеноподобных впадин, в пределах которых формируются вулкано-плутонические пояса. Среди магматических образований преобладают кислые разности повышенной щёлочности. 6.2. СТРУКТУРЫ ОКЕАНОВ Океаны представляют собой отрицательную структуру литосферы первого порядка, которая характеризуется отсутствием гранитного слоя, уменьшенной мощностью базальтового слоя и неглубоким залеганием поверхности Мохо. В пределах океанов выделяются срединно-океанические хребты и океанические платформы (талассократоны). 6.2.1. СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ Срединно-океанические хребты представляют собой единую на всей Земле горную систему в пределах океанов при ширине 200-4000 км и высоте над днищем океанов 1-3 км. Продолжением их на континенте являются рифтогенные прогибы. На отдельных участках вдоль оси этих хребтов наблюдаются троговые долины глубиной 1-2 км. Центральные части хребтов шириной в первые сотни метров характеризуются интенсивно расчленённым рельефом и блоковой тектоникой, состоит из чередующихся в разной степени поднятых линейно вытянутых блоков, разделённых субвертикальными разломами. Фланговые более широкие асейсмические зоны плавно понижаются в сторону абиссальных равнин. В центральных зонах срединно-океанических хребтов мощность литосферы наименьшая на Земле и составляет 30-35 км, а коры – около 5 км. Они характеризуются почти полным отсутствием осадков, высокой сейсмической, вулканической и гидротермальной активностью. В пределах литосферы установлены магматические очаги, кое-где на глубине лишь 2-3 км. Магма имеет преимущественно толеитовый состав. Согласно концепции тектоники литосферных плит, в центральных частях срединно-океанических хребтов располагаются зоны спрединга, в которых за счёт поступления магмы на поверхность и её внедрения формируется новая кора океанического типа, а плиты с корой океанического типа расходятся (дивергентная граница плит). Срединно-океанические хребты субвертикальными разломами, которые называются трансформными, расчленены на участки, перёмещённые относительно друг друга на многие сотни, а то и тысячи километров. К ним приурочены узкие глубокие ущелья, иногда проявления вулканизма. За пределами срединно-океанических хребтов эти разломы затухают. Выделяются трансформные разломы разных порядков, в зависимости от амплитуды смещения по ним.
Океанические платформы (талассократоны) занимают большую часть океанов, от срединно-океанических хребтов до континентального склона или глубоководных желобов. Они имеют кору океанического типа, мощность которой возрастает по мере приближения к континенту. В этом же направлении, в общем, возрастает мощность осадков и их возраст в основании разреза. Наиболее древние отложения имеют юрский или меловой возраст. Во многих случаях они имеют мелководный или наземный генезис. На большей части океанических платформ в осадках отсутствуют следы деформаций, но на отдельных участках выявлены проявления активных тектонических движений с образованием разломов, надвигов и зон тектонического скучивания. Океанические платформы разделены крупными подводными и островными хребтами и возвышенностями на отдельные котловины, которые имеют округло-овальную форму и более 1000 км по длинной оси. Положительные структуры океанических платформ имеют разный генезис и разную форму. Они имеют превышение над днищами котловин в первые километры. Кое-где их вершины выступают над поверхностью океанов в виде систем островов. Различаются линейные и близкие к изометричным поднятия. Склоны и своды их осложнены разломами и вулканическими постройками, частично выступающими над поверхностью океанов или занятые коралловыми постройками. Большинства внутриплитных поднятий имеют вулканический генезис. Они характеризуются повышенной мощностью коры океанического типа, достигающею 30 км. Отдельные поднятия имеют кору континентального типа (микроконтиненты) с сокращённой мощностью гранитного слоя. Для них характерен слабо расчленённый рельеф и глубину поверхности 2-3 км, на фоне которой отдельные участки выступают в виде мелководных банок или островов, имеющих иногда вулканическое происхождение. Эти участки считаются остатками континентов, сохранившиеся при образовании океанов.
Переходные зоны между континентом и океаном разделяются на активные и пассивные. 6.3.1. АКТИВНЫЕ ЗОНЫ СОЧЛЕНЕНИЯ КОНТИНЕНТОВ И ОКЕАНОВ Активные зоны сочленения континентов и океанов разделяются на приконтинентальные и островодужные. Островодужные зоны характеризуются следующей последовательностью структур по мере движения от океанических платформ к континентам: океанические краевые валы, глубоководные желоба, вулканические островные дуги, задуговые бассейны. Приконтинентальные зоны отличаются расположением вулканической дуги на краю континентов и, соответственно, отсутствием задуговых бассейнов Океанические краевые валы представляют собой пологие пограничные сводовые поднятия между глубоководным желобом и абиссальной равниной, вытянутые параллельно желобу и имеющие кору океанического типа. Высота поднятия над абиссальной равниной составляет первые сотни метров, ширина – 300-500 км. Поперечный профиль асимметричный с более крутым склоном к желобу, нередко осложнённым сбросами и надвигами с падением в сторону океана. Кое-где под этими валами установлены пологие нарушения с падением в сторону океана. Глубоководные желоба сопряжены с вулканическими дугами. Как и они, имеют дугообразную форму. Протяжённость их составляет 1000 и более километров, верхняя ширина - 100 км. Глубина коренного ложа достигает максимально 11 км и зависит от заполнения осадками. Поперечное сечение глубоководных желобов асимметричное. Борт, пролегающий к вулканической дуге, более крутой и осложнён сбросами, грабенами и уступами. Борт, прилегающий к краевому валу, более пологий и плавный. Поперечными разломами желоба разделены на отрезки с разной глубиной. В осевой части желобов выходит сейсмофокальные зоны Заврицкого-Беньофа-Ванадати. Заполняются они обломочным материалом, сносимым с вулканических дуг. Характерны отложения олистостромового характера, широко распространены оползневые структуры. Внизу залегают недислоцированные осадки. Общая мощность осадков составляет сотни метров. Вулканические дуги протягиваются параллельно глубоководным желобам на расстоянии 200-300 км от их оси. Они могут располагаться как на краю континента (андийский тип активной окраины), так могут быть отделены от материка окраинными морями и задуговыми бассейнами (курильский тип активной окраины). Ширина вулканических дуг составляет десятки километров. Они могут быть одинарными или двойными. В основании вулканических дуг расположена либо кора континентального типа (энсиалические дуги), либо кора океанического типа повышенной мощности (энсиматические дуги). В энсиматических дугах преобладают вулканиты основного состава, в энсиалических – среднего. В основании дуг часто отмечаются массивы гранитоидов. Среди вулканитов широко распространены эксплозивные фации, Ассоциируют они с терригенными отложениями – продуктами разрушения вулканических построек. В начальные стадии формирования вулканических дуг извержения происходили в субаквальной обстановке, которая во времени сменяется наземной. Задуговые бассейны являются частью окраинных морей, прилегающей к вулканическим островным дугам, и характеризуются корой океанического типа. Коренное днище неровное и состоит из в разной степени опущенных участков-блоков. Глубина их составляет часто более 4 км. Они заполняются терригенно-глинистыми отложениями и пирокластикой, сносимыми с островных сооружений. В низах разреза иногда отмечаются базальтоиды. На удалении от островных дуг, преобладают глины. Мощность отложений достигает многих километров. 6.3.2. ПАССИВНЫЕ ЗОНЫ СОЧЛЕНЕНИЯ КОНТИНЕНТОВ И ОКЕАНОВ В пределах пассивных окраин континентов три главных элемента: континентальное подножие, континентальный склон и шельф. Континентальное подножие - слабо наклонённая к абиссальной равнине, слабо расчленённая поверхность шириной в сотни и тысячи километров. Сложено оно толщей осадков мощностью многие километры. У континентального склона часто наблюдаются конусы выноса, сливающиеся друг с другом в единый шлейф. Кора в пределах континентального подножия близка к океаническому типу. Континентальный склон представляет собой относительно узкую полосу дна шириной до 200 км между шельфом и континентальным подножием. Границы с ними, особенно с шельфом, имеют вид резкого перегиба дна. Угол наклона дна на континентальном склоне составляет многие градусы или даже десятки градусов. От верхнего перегиба континентального склона до нижнего глубина возрастает от 100-200 м, до 1500-3500 м. Он часто осложнён уступами (сбросами) и каньонами, выпаханными мутьевыми потоками. Осадочный чехол здесь маломощный, а часто может отсутствовать. В пределах континентального склона в коре появляется маломощный гранитный слой, мощность его в сторону континента постепенно возрастает. Шельф является подводным продолжением прибрежной равнины материка, обладает крайне пологим наклоном в сторону моря или океана. Ширина его весьма изменчива за счёт колебаний уровня мирового океана и может достигать многих сотен километров. Максимальные глубины на шельфе составляют первые сотни метров. Он обычно разделён относительными, часто островными поднятиями, которые определяются как антеклизы. Они разделяют более опущенные структуры – синеклизы. На шельфе накапливаются мощные толщи осадочных, преимущественно песчано-глинистых отложений. 6.4. РАЗЛОМЫ Разломы – структуры, нарушающие сплошность горных пород. Они контролируют проявления магматизма, метаморфизма, метасоматоза, гидротермальную деятельность, распределение оруденения, определяют границы участков с разным характером осадконакопления. Разломы различаются по протяжённости, наклону, ориентировке, амплитуде и направлению смещений крыльев (кинематике). По кинематике разломы делятся на сбросы, взбросы, надвиги, шарьяжи, сдвиги, раздвиги. Чаще всего наблюдается комбинация движений крыльев разломов по вертикали со сдвигами. По глубине проникновения разрыва разломы делятся на коровые и мантийные или глубинные. Коровые разломы проявляются только в пределах земной коры, глубинные корнями уходят в мантию. Чем глубже заложение разлома, тем большее влияние он оказывает на геологическое строение региона, поэтому остановимся на характеристике глубинных разломов. жүктеу/скачать 0.55 Mb. Достарыңызбен бөлісу:
|