ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 21.05.2021
Просмотров: 648
Скачиваний: 1
Островные дуги (Алеутские, Курильские, Японские и другие острова) образуют протяженные (1000-3000) горные сооружения, которые вместе с глубоководными желобами отделяют окраинные котловинные моря от океанического ложа. Среди дуг выделяются одинарные и двойные. Одинарные дуги образованы узкой (50-70 км) цепочкой вулканических сооружений, покоящихся на низком и широком (до 200 км) сводовом поднятии. Дуга может представлять также широкий (70-120 км) и высокий (2-3 км) хребет, увенчанный цепочкой вулканических аппаратов, смещённых к приматериковому склону дуги. Вулканизм преобладает базальтовый и андезитовый. Двойные дуги образованы двумя грядами хребтов с одним цоколем. На внешнем хребте вулканизм почти не проявлен, склоны внешнего хребта имеют ступенчато-сбросовое строение. Островные дуги рассматриваются в качестве геоантиклинальных поднятий в современных геосинклинальных областях. Двойные дуги сложены «зрелой» корой материкового типа, ординарные имеют маломощный гранитный слой.
Глубоководные желоба опоясывают области центральных частей океанов и представляют протяжённые депрессии (1500-4000 км) глубиной 5-10 км и шириной 5-20 км. Поперечный профиль желобов ассиметричный, склоны ступенчатые, средняя крутизна склонов 5 °С. Склоны желобов лишены осадочного покрова, днища покрыты осадками, выносимыми мутьевыми потоками. Со стороны океанических котловин с желобами граничит такая же протяжённая система невысоких краевых валов, являющихся структурными элементами океанического ложа. К склонам желобов и прилегающим островным дугам приурочены зоны сейсмической активности, с которыми связаны мелко- и глубокофокусные землетрясения (зоны Заварицкого-Беньофа). По глубоководным желобам проводятся границы литосферных плит.
Ложе океана. В океанических впадинах выделяются океанические подвижные пояса (срединно-океанические хребты) и талассократоны (океанические плиты). Срединно-океанические хребты (СОХ) – система горных сооружений протяженностью свыше 60000 км, шириной до 1000 км и высотой 2-3 км над дном океана. Это самые крупные горные системы на Земле, особенно хорошо выраженные в Атлантическом и Индийском океанах. Отдельным вершинам хребтов соответствуют острова вулканического происхождения (острова Пасхи, Св. Елены, Св. Павла). Нижние части склонов хребтов пологие, в осевой части прослеживается система рифтовых долин
Рифты представляют собой грабенообразные структуры, в которых центральные блоки ограничены глубинными разломами, доходящими до мантии. Рифтовые системы отличаются высокой тектонической и сейсмической активностью, повышенными значениями теплового потока (в 5-7 раз больше среднего значения). Мантия в этих зонах подходит близко к поверхности, а мантийные конвекционные потоки под хребтами направлены вверх. К хребтам приурочены системы полосовых магнитных аномалий. В рифтовых зонах происходит формирование новой океанической коры за счёт выплавки базальтов и раздвижения соседних литосферных плит по горизонтали. Отдельные отрезки СОХ смещены относительно друг друга поперечными разломами, называемыми трансформными. Рифтовые системы наблюдаются не только в океанах, но и континентах. Таковы, например Восточно-Африканская, Байкальская и другие рифтовые системы.
В пределах талассократонов наибольшие площади заняты котловинами, где дно океана опущено на глубины 4-6 км. Они разделяются асейсмичными поднятиями, среди которых выделяются сводовые валообразные поднятия и глыбовые хребты, увенчанные вулканическими конусами. В западной части Тихого океана многочисленны подводные горы с плоскими вершинами, погруженные или выходящие на поверхность в виде островов. Вулканические конусы, нередко увенчанные коралловыми рифами и опущенные на значительные глубины, называются гайотами. В океанических структурах развиты лавы основного состава, причём наиболее распространены щелочные базальты.
Типичными геосинклинальными областями считаются области океанических окраин, основными структурно-геоморфологическими областями которых являются котловины окраинных морей, островные дуги и глубоководные прогибы. Признаки, характеризующие геосинклинальный режим на примере современных океанических окраин, следующие: 1 – преимущественно морской тип осадков при преобладании глубоководных отложений; 2 – линейный характер структур и тел осадочных формаций, высокая степень дислоцированности слоёв; 3 – резкие изменения мощностей и состава пород вкрест простирания складчатых структур; 4 – повышенный метаморфизм пород; 5 – насыщенность разреза телами магматических пород; 6 – наличие толщ и структурных форм, образовавшихся в условиях резко расчленённого рельефа; 7 – высокая сейсмичность; 8 – формации-индикаторы: кремнисто-сланцевые, кремнисто-карбонатные, яшмовые, аспидные, флишевые, кератофиро-спилитовые, спилитово-диабазовые и некоторые другие.
4.4. Структурно-геоморфологические элементы складчатых областей
В пределах материков выделяются складчатые области (орогены) и платформы. Для орогенов характерны: 1 – резкое преобладание восходящих движений земной коры; 2 – широкое развитие континентальных отложений, накопившихся в условиях расчлененного горного рельефа; 3 – преобладание озёрных и лагунных осадков (распреснённых или засолонённых) 4 – глыбовый тип складчатых структур; 5 – высокая сейсмичность; 6 – наличие лав кислого и основного состава, а также гранитных массивов; 7 – широкое распространение внизу шлировых, в вверху молассовых формаций. Орогенные области в первоначальном понимании – это складчатые области на завершающем развитии геосинклинали. В последнее время к орогенам стали относить любые горные области, как на континентах, так и на дне океанов. Это требует выделения орогенов в самостоятельный класс структур литосферы. Особый интерес представляют орогены, возникшие в результате дейтерогенеза – подъёма участков платформ с типичной континентальной корой (Гималаи, Восточный Саян). Общим для складчатых областей является относительно высокая подвижность и расчлененный высокогорный рельеф.
Отрицательными структурами орогенных областей являются межгорные и предгорные впадины (рис. 4.3). Первые представлены двумя разновидностями: крупными изометричными, часто овальными наложенными мульдами и узкими унаследованными синклинориями, заполненными молассами. Впадины орогенных областей, расположенные перед фронтом горно-складчатых сооружений вдоль границы со смежной платформой, называются предгорными прогибами. Положительными структурами являются горные поднятия, разделяющие межгорные впадины, заполненные молассой. Внутренняя структура орогенов соответствует понятию мегаантиклинория, или горст-антиклинория. Он состоит из нескольких антиклинориев, имеющих в целом антиклинальное строение и осложненных складками многих порядков. В ядрах залегают более древние породы, чем на крыльях. В пределах мегаантиклинориев нередко выделяются многочисленные мелкие грабены, отдельные горсты, а также пологие вулканоплутонические просадочные прогибы. Покровы лав образуют своеобразные вулканические «щиты», сплошным панцирем перекрывающие горные поднятия. В отличие от антиклинориев в синклинориях в ядрах залегают более молодые породы, чем в крыльях. Совокупность синклинориев образует мегасинклинорий.
В
ажная
роль в орогенных областях принадлежит
глубинным разломам – крупным разрывным
на-рушениям земной коры, нередко
достигающим мантии. Особый тип структур
представляют шарьяжи, срединные массивы,
зоны офиолитового меланжа. После-дние
возникли на месте замкнувшихся крупных
прогибов с океанической корой, а также
вдоль границ интрагеосинклиналей и
интрагеоантиклиналей. Офиолиты
формируются в срединно-океанических
хребтах, незрелых островных дугах и
задуговых бассейнах. Реликты древней
океанической коры выведены на поверхность
в виде «пёстрых смесей» пород мантии,
базальтового слоя и глубоководных
океанических осадков. Офиолитовая
ассоциация включает ультраосновные,
основные магматические и в меньшем
количестве осадочные породы. Разрез
офиолитов снизу вверх представлен: 1 –
гарцбургиты, лерцолиты, дуниты, выше
пироксеновое габбро и амфиболиты; 2 –
пироксениты, полосчатое габбро; 3 –
диабазовые параллельные дайки, выше
толеитовые базальтовые пиллоу-лавы;
4-кремнистые, меньше карбонатные осадки.
Многие палеозойские и более древние складчатые области в течение мезокайнозоя испытали глубокую денудацию и были пенепленезированы. Однако на неотектоническом этапе, начавшемся в неогене, они претерпели тектоническую активизацию, проявив-шую-ся в сводово-глыбовых поднятиях и создании современного горного рельефа. Такая вторичная тектоническая активизация называется дейтерогенезом (вторичным орогенезом). Примерами являются Тянь-Шань, Гималаи, Кордильеры и другие складчатые области.
4.5. Структурно-геоморфологические элементы платформ
Под действием эрозионно-денудационных процессов горно-складчатые области превращаются в полого-всхолмлённые равнины – пенеплены. Возникшая континентальная кора приобретает жесткость в результате глубокого метаморфизма и гранитизации. Проявляются вертикальные движения, которые фиксируются плавными дислокациями осадочных пород. С этого момента литосфера вступает в новый этап своего развития – платформенный. Для платформенных областей характерно: 1 – широкое развитие кор выветривания, наземные, лагунные, мелководно-морские осадки; 2 – крупные структурные формы с пологим наклоном слоёв; 3 – выдержанные на больших расстояниях состав и мощности отложений; 4 – отсутствие метаморфизма осадков; 5 – отсутствие магматических комплексов, за исключением траппов щелочных пород; 6 – наличие платформенных формаций – мел-мергельной, кор выветривания, огнеупорных глин и кварцевых песков, глауконит-кварцевой и других.
Платформы имеют двухъярусное строение. Нижний структурный ярус (этаж), образованный в геосинклинальную и орогенную стадии, называется фундаментом. Он представлен как интрузивными, так и метаморфическими породами, обычно сложноскладчатыми и представленными гнейсами, амфиболитами, кристаллическими сланцами и т. д. На древних платформах фундамент соответствует гранитогнейсовому слою и называется кристаллическим. Молодые платформы имеют складчатое основание.
Фундамент несогласно перекрывается горизонтально или полого залегающими толщами, образующими платформенный (осадочный) чехол. Формирование его происходит на платформенном этапе развития. Он сложен осадочными породами, иногда с прослоями или пластами эффузивов. Платформенный чехол отделён от фундамента угловым и стратиграфическим несогласиями (рис. 4.4). В строении платформ принимают участие разнообразные соподчиненные структурные элементы, отличающиеся формами, размерами, режимами тектонических движений.
Щ
иты
– приподнятые блоки земной коры, в
пределах которых на дневную поверхность
выходят породы кристаллического
фундамента, а осадочные породы отсутствуют.
На платформенном этапе щиты испытывают
преобладающие восходящие движения,
практически никогда не перекрываются
значительным осадочным чехлом. Небольшие
выступы фундамента называются массивами.
Плиты – отрицательные области платформ, характеризующиеся широким развитием осадочного чехла, свидетельствующие об их устойчивом длительном погружении. В пределах плит выделяются синеклизы и антеклизы. Синеклиза – отрицательная структура с глубиной залегания фундамента более 1,5-2 км и мощным осадочным чехлом до 5-10 и даже до 15-20 км. В нём полнота разреза наибольшая. На антеклизах, представляющих положительные структуры, осадочные чехлы маломощные, разрезы неполные, в отдельных их частях, вскрытых эрозией, фундамент может выходить на дневную поверхность. Наклон слоёв на крыльях синеклиз и антеклиз - первые градусы, иногда минуты.
Авлакогены на платформах представляют собой крупные грабенообразные прогибы по опущенным блокам кристаллического фундамента, заполненные отложениями, напоминающими молассы и шлиры орогенных областей, в отличие от них в разрезах эти формации меняются местами. Отложения, выполняющие авлакогены, иногда дислоцированы вблизи бортов по разломам. Часто среди пород выделяются магматические комплексы основного состава и небольшие кислые интрузии.
Структуры более высоких порядков представлены прогибами (впадинами) и сводами (выступами), валами, моноклиналями, флексурами, соляными куполами. Первые две структуры осложняют синеклизы и антеклизы, но могут быть самостоятельными. Валы – значительные по размерам вытянутые платформенные структуры, объединяющие несколько структур более мелкого порядка. В зависимости от размеров и особенностей строения различаются крупные валы (мегавалы), сложные валы и просто валы – вытянутые поднятия, охватывающие несколько брахиантиклиналей. Моноклинали – крупные структуры, состоящие из слоёв, наклонённых в одну сторону. Флексура имеет одно крутое, другое пологое крылья, отражает блоковое строение фундамента. Соляные купола широко распространены на некоторых участках платформ. В зонах развития солянокупольных структур развиты деформации осадочного чехла.
На материках известен ряд древних платформ: Восточно-Европейская, Северо-Американская, Сибирская, Африканская, Индийская и другие (рис. 4.5). Части континентов, разобщающие древние платформы или отделяющие их от океанов, называются подвижными поясами. Некоторые из них развиваются как молодые платформы, другие находятся на орогенном этапе, третьи представляют современные геосинклинальные области. Путём выделения разновозрастных складчатых областей в подвижных поясах производится тектоническое районирование по времени завершения главной складчатости. Участки подвижных поясов, завершивших своё развитие в рифее, называются байкалидами, в середине палеозоя – каледонидами, в конце палеозоя – герцинидами, в мезозое – мезозоидами (киммеридами), в неогене – альпидами.
В соответствии с основными этапами развития подвижных поясов рифейский этап развития земной коры именуют байкальским, раннепалеозойский – каледонским, позднепалеозойский – герцинским, раннемезозойский – киммерийским, позднемезозойский – кайнозойский – альпийским. Каждый тектонический этап заканчивался эпохой складчатости. Молодые платформы, имеющие байкальский складчатый фундамент, называются эпибайкальскими, каледонский – эпикаледонскими и так далее. Эти платформы входят в состав складчатых поясов.
Тектонические структуры раннего докембрия, наблюдаемые в фундаменте древних платформ, должны рассматриваться особо. Среди положительных (антиклинорных) тектонических структур в фундаменте древних платформ широко распространены гранито-гнейсовые купола и овалы. Они разделены синклинорными структурами – зеленокаменными поясами. Подобные структуры могли формироваться в условиях высокой пластичности и сильного прогрева земной коры, что обычным было в раннем докембрии. Для структур раннего докембрия (архей – ранний протерозой) используются приставки «прото» и «палео» (протоплатформы, протогеосинклинали, палеоавлакогены).