ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 28.09.2020
Просмотров: 3575
Скачиваний: 5
2) отличие в строении верхней мантии океанов – она практически вся состоит из астеносферы, тогда как под континентами этот слой резко уменьшается по мощности и «вырождается». Из этого следует, что «корни» океанов выходят за пределы литосферы и покоятся в тектоносфере;
3) мощность астеносферы под океанами значительно больше, а вязкость ниже, чем под континентами;
3) океаны характеризуются вулканизмом основного состава. Специфический состав океанических лав позволяет некоторым исследователям предполагать отличие в химическом составе верхней и средней мантии океанов и мантии континентов;
4) практически вся океаническая литосфера сложена породами, которые не подвергались процессам складчатости и высокотемпературным изменениям (т.е. метаморфизму). Следовательно, океаническая литосфера не испытывает геосинклинального развития в классическом его понимании, т.е. здесь не было интенсивного прогибания с накоплением мощных толщ осадочно-вулканогенных пород с последующей инверсией тектонических движений, интрузивным магматизмом, региональным метаморфизмом и складчатостью;
5) границы океанов с континентами обычно выражаются в виде крупнейших сверхглубинных разломов, уходящих в недра Земли на глубину до 400 – 700 км;
6) в отличие от континентов океаны обладают рядом геофизических признаков, таких как относительно повышенный тепловой поток, специфическое магнитное поле в виде закономерного «зеброидного» рисунка, повышенные значения гравиметрического поля.
Континентальные структуры – крупнейшие структуры тектоносферы с земной корой континентального типа или промежуточного типа, в пределах которых протекали или протекают геосинклинальные процессы.
Континенты как тектонические структуры характеризуются следующими основными признаками:
1) в составе земной коры континентов практически повсеместно присутствует «гранитный» слой. В исключительных случаях имеются участки с существенным сокращением или с полным выклиниванием этого слоя («базальтовые окна»). В связи с этим в пределах континентальных массивов литосферы выделяется кора континентального или промежуточного типа. Мощность коры не менее 30 – 35 км, а максимальная – 70 – 75 км. Литосфера под континентами имеет толщину от 150 до 350 км;
2) верхняя мантия континентов имеет «редуцированную», нечетко выраженную астеносферу;
3) континенты характеризуются магматизмом основного и кислого состава. На континентах в зонах глубоких разломов, уходящих в мантию, проявляется основный магматизм, отличающийся составу от океанического;
4) континентальная литосфера сформировалась за счет геосинклинальных процессов, которые привели к образованию мощного гранито-метаморфического слоя. В составе литосферы континентов в связи с этим можно выделить области разновозрастной складчатости: от карельской до альпийской. Области, на которых складкообразовательные процессы завершились давно, представляют собой платформы, а молодые складчатые области (мезозойские и кайнозойские) являются современными горными странами.
Участки коры, где сложно установить андезитовую границу называют Переходными зонами, обладающими корой промежуточного типа. Сложное строение Переходной зоны Мирового океана (азиатское побережье Тихого океана) и ее недостаточная геологическая изученность приводят к тому, что в одних случаях системы островных дуг относятся к континентам, а в других – к океанам. Это отражает незавершенность здесь геодинамических процессов, приводящих к образованию континентов.
В качестве микроконтинентов следует рассматривать и некоторые участки океанов, имеющих кору континентального типа. К ним относятся о-в Мадагаскар, включая Сейшельские острова в Индийском океане; Новозеландское плато в Тихом океане; подводные поднятия Ломоносова, Менделеева Альфа в Северном Ледовитом океане и др.
Более подробно строение платформ и складчатых областей рассматривается в параграфе 2.13 и 2.14.
2.5.2. Тектонические единицы второго порядка
По строению и составу коры и всей литосферы, а также по тектоническому режиму единицы первого порядка (континенты и океаны) подразделяются на единицы второго порядка – подвижные пояса (мобильные) и устойчивые площади (стабильные, пассивные структуры).
Тектонические структуры континентов
Пассивными структурами континентов являются платформы (кратоны), активными – складчатые пояса (орогены).
Платформы (кратоны) – тектонически пассивные участки литосферы, обладающие изометрической формой, сглаженным низменным рельефом, близким к изостатическому равновесию состоянием. Платформы имеют двухъярусное строение – складчатый фундамент и осадочных чехол. Для платформ в региональном плане характерно проявление устойчивых нисходящих вертикальных движений небольшой амплитуды. Практически отсутствует сейсмичность, магматизм проявляется в сравнительно кратковременные периоды активизации подвижек по разломам.
Тектонически подвижными структурами следует считать складчатые пояса континентов (орогены), а также активные окраины континентов и островные дуги2.
Первопричиной их развития выступают перемещения литосферных плит, вызывающие сначала растяжение и раздвиг-спрединг, а затем конвергенцию и коллизию поясов, которые сопровождаются аккрецией, складчатостью, метаморфизмом, гранитизацией, ведущих к преобразованию океанической коры в континентальную
Современные активные окраины континентов и островные дуги по завершении своего развития войдут в состав складчатых поясов (орогенов) будущего.
По структурному положению и происхождению среди складчатых поясов (орогенов) различают:
1) «межконтинентальные» орогены, образовавшиеся при коллизии континентальных плит (как Средиземноморско-Гималайский складчатый пояс);
2) окраинно-континентальные орогены, образовавшиеся за счет активных окраин континентов и островных дуг (как Анды, Кордильеры, Корякско-Камчатский пояс);
3) внутриконтинентальные орогены, или вторичные, эпиплатформенные орогены (как Центрально-Азиатский). Образованию этих орогенов предшествует платформенный этап развития. Внутриконтинентальные орогены обладают горным рельефом, земная кора относится к континетальному типу, но обладает вдвое большей мощностью, которая может достигать 70-75 км.
Тектонические структуры океанов
В океанах подвижные структуры представлены срединно-океаническими хребтами и поднятиями, стабильные – абиссальными равнинами.
Абиссальные равнины занимают большую площадь океанов и являются тектонически наиболее спокойными их структурными элементами, практически полностью асейсмичными и с ограниченным проявлением вулканизма. Они отличаются однообразным строением, выдержанной мощностью типичной океанской коры, плавным изменением мощности литосферы и увеличением возраста в направлении континентов.
Существование срединно-океанических хребтов и поднятий обязано процессам современного и недавнего спрединга. На всем протяжении они сейсмичны и вулканически активны. Мировая система срединно-океанических хребтов пронизывает все океаны и имеет общую протяженность около 60 тыс. км, среднюю глубину порядка 2500 м и возвышается над ложем океан на 1000 – 3000 м. Ширина хребтов составляет от нескольких сотен до 2000 – 4000 км.
Мировая система срединно-океанских хребтов выглядит следующим образом (рис. 2.24). Срединно-Атлантический хребет почти на всем своем протяжении отстоит на равном расстоянии от ограничивающих океан материков. В Северном Ледовитом океане продолжением этого хребта служит хр. Гаккеля, занимающий срединное положение по отношению к самой молодой глубоководной котловине Арктического океана – Евразийской котловине. На востоке он упирается в континентальный склон моры Лаптевых, отделяясь от него разломом. На крайнем юге Атлантики, в районе о. Буве, Срединно-Атлантический хребет раздваивается (тройное сочленение). Короткая западно-юго-западная ветвь, именуемая Американо-Антарктическим хребтом, отходит от него к западу и тянется вплоть до южного окончания Южно-Сандвичевой островной дуги, где срезается трансформным разломом. Другая ветвь – Африкано-Антарктический хребет – простирается в северо-восточном направлении между Африкой и Антарктидой и переходит в Юго-Западный Индоокеанских хребет. Последний почти в центре Индийского океана сочленяется с двуми другими срединными хребтами этого океана – Аравийско-Индйским хребтом, протягивающимся в северном направлении, и Юго-Восточным Индоокеанским хребтом. Аравийско-Индонезийский хребет простирается между Африкой с Мадагаскаром и Аравией на западе и Индостаном на северо-востоке; в виде хребта Шеба он продолжается в Аденском заливе и далее в рифтах Красного моря и Восточной Африки.
|
|
Рис. 2.24 Глобальная система современных континентальных и океанских рифтов, главные зоны субдукции и коллизии, пассивные (внутриплитные) континентальные окраины.
а – океанские рифты (зоны спрединга) и трансформные разломы; б – континентальные рифты; в – зоны субдукции: островодужные и окраинно-материковые (двойная линия); г – зоны коллизии; д – пассивные континентальные окраины; е – трансформные континентальные окраины (в том числе пассивные); ж – векторы относительных движений литосферных плит, по Дж. Минстеру, Т. Джордану (1978) и К. Чейзу (1978), с дополнениями; в зонах спрединга – до 15-18 см/год в каждую сторону, в зонах субдукции – до 12 см/год.
Рифтовые зоны: СА- Срединно-Атлантическая; Ам-А – Американо-Антарктическая; Аф-А - Африкано-Антарктическая; ЮЗИ – Юго-Западная Индоокеанская; А-И – Аравийско-Индийская; ВА– Восточно-Африканская; Кр – Красноморская; ЮВИ – Юго-Восточнач Индоокеанская; Ав-А – Австрало-Антарктическая; ЮТ – Южно-Тихоокеанская; ВТ – Восточно-Тихоокеанская; ЗЧ – Западно-Чилийская; Г – Галапагосская; Кл – Калифорнийская; БХ – Рио-Гранде – Бассейнов и Хребтов; ХФ – Горда – Хуан-де-Фука; НГ – Нансена-Гаккеля; М – Момская; Б – Байкальская; Р – Рейнская.
Зоны субдукции: 1 – Тонга-Кермадек, 2 – Новогебридская, 3 – Соломон, 4 – Новобританская, 5 – Зондская, 6 – Манильская, 7 – Филиппинская, 8 – Рюкю, 9 – Марианская, 10 – Идзу-Бонинская, 11 – Японская, 12 – Курило-Камчатская, 13 – Алеутская, 14 – Каскадных гор, 15 – Центральноамериканская, 16 – Малых Антил, 17 – Андская, 18 – Южных Антил (Скотия), 19 – Эоловая (Калабрийская), 20 – Эгейская (Критская), 21 – Мекран.
2.5.3. Тектонические нарушения
Тектоническими единицами третьего порядка являются тектонические нарушения. Основой для многих теоретических вопросов и создания геотектонических концепций выступают знания о взаимоотношениях и внутреннем строении слагающих литосферу элементов – геологических тел. Этим вопросом занимается раздел геотектоники – структурная геология.
Изучение условий залегания осадочных, магматических и метаморфических горных пород позволяет решать как теоретические, так и прикладные вопросы геологии. Данные структурной геологии имеют большое значение при поисках и разведке полезных ископаемых, выполнении гидрогеологических и инженерно-геологических изысканиях и т.д.
Форма и положение геологических тел в пространстве свидетельствует о том, что они являются результатом двух процессов: 1) первоначального образования; 2) последующих преобразований в недрах или на поверхности Земли.
В соответствии с этим выделяются первичные структуры, возникшие при образовании породы, и вторичные структуры, обусловленные последующей деформацией.
Первичные структуры
Структуры осадочных пород
Осадки и образующиеся при их диагенезе осадочные породы накапливаются в понижениях рельефа (на дне океанов и морей, озёр, в речных долинах, межгорных депрессиях и пр.) и, как правило, первоначально обладают горизонтальным залеганием. Первичной структурной формой для осадочных горных пород является слой.
Слоем называется геологическое тело плоской формы большой протяженности, ограниченное двумя приблизительно параллельными плоскостями, обладающее более или менее однородным составом.
В строении слоя выделяют следующие элементы: подошва слоя – нижняя его граница, кровля слоя – верхняя граница, мощность слоя – расстоянии по нормали от кровли до подошвы (рис. 2.25).
Различают мощность слоя: видимую – мощность части слоя, доступную наблюдению; неполную – расстояние по перпендикуляру к поверхности наслоения от кровли или подошвы до любой части слоя. Изменения мощности слоя имеют плавный характер и могут представлять раздувы, пережимы, выклинивания и замещения (рис. 2.26.)
|
Рис. 2.25 Элементы слоя к – кровля; п – подошва; м – мощность. Разнородные слои показаны различными значками |
Рис. 2.26 Изменение мощности слоя а – раздув; б – пережим; в – выклинивание; г – замещение слоя |
Рис. 2.27 Горизонтальное залегание слоев
а – в плане, б – в разрезе; 1 – известняки, 2 – глинистые сланцы, 3 – песчаники, 4 – конгломераты; 5 – границы слоев
Слой является элементарной структурной формой. Его образование занимает некоторый отрезок времени (об этом говорит мощность слоя). В связи с этим слой является элементарной стратиграфической – временнóй единицей. Каждый слой отличается от подстилающих и перекрывающих пород составом слагающих его осадков, что связано с изменением условий их накопления (рис..2.28).
Рис. 2.28 Обнажение со слоистым залеганием горных пород
В процессе формирования слои осадочных горных пород имеют преимущественно горизонтальное залегание, значительно реже они слабо наклонены, обычно под углом 1 – 2°. При горизонтальном залегании абсолютные высоты границ между слоями в принципе одинаковы, и выходы слоев на дневную поверхность повторяют в плане контуры рельефа (рис. 2.27).
Группы слоев, обладающие некоторой общностью признаков, отличающих их от смежных по разрезу слоёв (или групп слоев) объединяют в пачки. Такая общность может быть связана с особенностью строения (повторяющееся на некоторой мощности разреза переслаивание двух или более разновидностей пород), отличием в литологическом составе (обогащенность минеральными компонентами, ожелезнение и пр..) или другими признаками, визуально выделяющими группу слоев из общей мощности толщи.
Внутри слоев нередко отмечается тонкое строение, выражающееся в чередовании частой тонких слойков(толщиной от долей мм до 1-2 см), различающихся по структуре составляющих породу компонентов, их минеральному составу или примесям.
Такой элемент внутреннего строения слоёв называется слоистость (или слойчатость).
Слоистость – чередование слоев и представляет собой проявление первичной неоднородности осадка. Сочетания слоев, связанных единством условий или времени образования, образуют пачки, толщи, свиты (рис. 2.28).