Лекция 3. Структурные элементы земной коры

Наиболее крупными структурными элементами земной коры являются континенты и океаны. Различия между этими двумя крупнейшими структурными элементами не ограничиваются только типом земной коры, а прослеживаются и глубже, в верхнюю мантию, которая под континентами построена иначе, чем под океанами, и эти различия охватывают всю литосферу, а местами и тектоносферу. В пределах континентов и океанов выделяют менее крупные структурные элементы.

Структурные элементы континентальной земной коры. К числу основных структурных элементов континентов относятся континентальные платформы и подвижные пояса, а также глубинные разломы.

Континентальные платформы (кратоны) представляют собой своеобразные ядра материков и занимают большие части их площадей – порядка миллиона квадратных километров. Они слагаются типичной континентальной корой мощностью 35 – 45 км. Литосфера в их пределах достигает мощности 150 – 200 км, а по некоторым данным – 400 км.

В строении платформ различают два структурных этажа: фундамент и чехол. Мощность осадочного чехла составляет в среднем 3 – 5 км, а в наиболее глубоких прогибах и впадинах достигает 10-12 км. В исключительных случаях (Прикаспийская низменность) – 20 – 25 км. Кристаллический фундамент составляет нижний структурный этаж платформ и сложен преимущественно в различной степени метаморфизированными, а также интрузивно-магматическими породами, среди которых ведущая роль принадлежит граниту. Платформы обычно характеризуются равнинным рельефом, то низменным, то плоскогорным. Некоторые их части могут быть покрыты мелкими, эпиконтинентальными морями, типа современных Азовского, Балтийского, белого. Их характеризует также низкая скорость современных вертикальных движений, слаба сейсмичность, отсутствие или редкое проявление вулканической деятельности, пониженный по сравнению со среднеземным тепловой поток. В общем, платформы – это наиболее устойчивые и спокойные участки континентов.

Наиболее типичными являются древние платформы, т.е. платформы, кристаллический фундамент которых формировался в течение архея – протерозоя. Докембрийские платформы составляют древнейшие и центральные части материков и занимают около 40% их площади; термин «кратон» обычно применяется именно к ним. К числу древних платформ относятся Северо - Американская, Южно-Американская, Восточно-Европейская, Сибирская, Китайско-Корейская, Африканская, Индостанская, Австралийская, Антарктическая, Южно-Китайская. В фундаменте древних платформ преобладают архейские и раннепротерозойские образования. Эти образования, как правило, глубоко метаморфизированны; главную роль среди них играют гнейсы и кристаллические сланцы, широко распространены граниты. Поэтому такой фундамент называют гранито-гнейсовый или просто кристаллический.

Значительно меньшую площадь в структуре материков (5%) занимают молодые платформы, которые располагаются либо по периферии материков, как Средне- и Западно-Европейские, Восточно-Австралийская, Патагонская, либо между древними платформами, например, Западно-Сибирская платформа между древними Восточно-Европейской и Сибирской. Фундамент молодых платформ слагается в основном фанерозойскими осадочно-вулканическими породами, испытавшими слабый или даже начальный метаморфизм. Граниты и другие интрузивные образования, среди которых следует отметить офиолитовые пояса, играют подчиненную роль в составе этого фундамента, который в отличие от фундамента древних платформ именуется не кристаллическим, а складчатым. В зависимости от возраста завершающей складчатости этого фундамента молодые платформы или их части подразделяются на эпикаледонские, эпигерцинские, эпикиммерийские. Молодые платформы в значительно большей степени покрыты осадочным чехлом, чем древние, и по этой причине их часто именуют просто плитами. Выступы фундамента, не затронутые новейшей тектонической активизацией и поэтому не превращенные во внутриконтинентальные орогены, встречаются скорее в виде исключения, одно из них – Казахский щит. Соответственно молодые платформы обладают за пределами таких щитов или массивов равнинным, часто низменным характером.

Поверхность платформ неоднородна. Здесь можно выделить несколько более мелких тектонических единиц:

Кристаллические щиты характерны преимущественно для древних платформ и представляют собой крупные площади выхода на дневную поверхность кристаллического фундамента. На протяжении практически всей геологической истории эти участки континентальной земно коры обнаруживают устойчивую тенденцию к поднятию и денудации, вследствие чего осадочный чехол здесь имеет небольшие мощности. Кристаллические щиты легко выделяются в пределах платформ северного ряда, где они со всех сторон окружены осадочным чехлом (Канадский, Украинский, Алданский, Анабарский, Балтийский щиты), но значительно труднее в пределах платформ южного ряда, особенно Африканской и Индостанской, на большей части площади которых кристаллический фундамент обнажается на поверхности, а осадочный чехол, напротив, распространен более ограниченно, в пределах замкнутых впадин. В пределах молодых платформ кристаллические щиты или кристаллические массивы практически не встречаются.

Антеклизы представляют собой крупные и пологие погребенные поднятия фундамента, в сотни километров в поперечнике. Глубина залегания фундамента и соответственно мощность осадочного чехла в их сводовых частях не превышает 1 – 2 км. Иногда в центре антеклизы имеются относительно небольшие выходы фундамента (Воронежская антеклиза Русской плиты, Оленекская антеклиза в Сибири и т.д.). В некоторых случаях антеклизы являются как бы многовершинными; эти вершины именуются сводами, например Татарский и Токмаковский своды Вогло-Уральской антеклизы.

Синеклизы – крупные, пологие, почти плоские впадины фундамента до 3 – 5 км и относительно более мощным осадочным чехлом. Следует иметь ввиду, что антеклизы и синеклизы – очень пологие структурные формы: угол наклона слоев составляет менее 1⁰. На гондванских платформах синеклизы представляют собой изолированы впадины, окруженные выходами фундамента (синеклизы Конго, Амазонская и т.д.). На платформах северного ряда синеклизы обычно граничат с антеклизами, либо с щитами. Типичными являются Московская синеклиза Русской плиты, Амударьинская синеклиза Туранской плиты и т.д.

Авлакогены – четкие линейные грабен – прогибы, протягивающиеся на многие сотни километров при ширине в десятки, а иногда и сотни километров, ограниченные разломами (сбросами) и выполненные мощными толщами осадков. Глубина залегания фундамента нередко достигает 10 – 12 км, а консолидированные кора и литосфера в целом часто утончены. Геологическая эволюция авлакогенов имеет двоякую природу. В одних случаях, происходит перерождение авлакогенов через равновеликие прогибы в синеклизы и представляет собой обычное явление. Многие ученые, в частности Н.С. Шатский, считают, что в основании большей части, если не всех синеклиз, должны находиться палеорифты – авлакогены. В других случаях в результате процессов сжатия литосферы, авлакогены эволюционируют в складчатые зоны различной степени сложности – валы.

Подвижные пояса. Среди подвижных поясов континентов различают складчатые пояса, эпиплатформенные орогены и рифты.

Складчатые пояса. Представляют собой линейные планетарные структуры, протяженностью во многие тысячи километров и шириной более 1000 км. Занимают окраинно-континентальное или межконтинентальное положения, разделяя и обрамляя континентальные платформы (Тихоокеанский, Урало-Охотский, Средиземноморский, Северо-Атлантический, Арктический). Это очень сложные и разнообразные по строению структуры, которые начали формироваться в протерозое и представляют собой орогенные покрово-складчатые сооружения с повышенной мощностью континентальной коры и сильно расчлененным рельефом. Они сложены мощными слоями осадочных и вулканогенных пород, смятыми в складки и перемещенными относительно друг друга по зонам разломов. Это тектонически активные области континентов, которые отличаются высокой сейсмичностью, интенсивным проявлением процессов магматизма и метаморфизма. Для них характерны значительные скорости и амплитуды тектонических движений. От соседних континентальных платформ складчатые пояса отделяются прогибами, либо краевыми швами, которые представлены глубинными разломами. Основными структурными элементами подвижных поясов являются складчатые области (крупные отрезки поясов, различающиеся историей развития, строением и отделенные друг от друга крупными поперечными разломами; Восточно-Казахстанская, Алтае-Саянская и Монголо-Охотская области Урало-Охотского пояса); складчатые системы (отчетливые линейные структуры, выделяемые в пределах складчатых областей, имеющие протяженность более тысячи километров и разделенные жесткими блоками земной коры – срединными массивами; Уральская, Кавказская, Северо-Тяньшанская системы). Складчатые системы состоят из отдельных синклинориев и антиклинориев. Синклинории - отрицательные структуры, испытавшие длительное погружение и интенсивную складчатость на завершающих этапах развития; характеризуются большими мощностями вулканогенных и осадочных пород, преобладанием тонкообломочных пород; зеркало складчатости имеет вогнутую форму. А нтиклинории – положительные складчатые структуры, разделяющие синклинории и граничащие с ними по крупным разломам; свойственно преобладание положительных движений; меньшие мощности толщ, преимущественное распространение грубообломочного материала, складки имеют выпуклое зеркало складчатости. В свою очередь антиклинории и синклинории состоят из большого числа антиклиналей и синклиналей.

Судьба складчатых поясов после окончания их активного развития обычно заключалась в постепенном срезании их горного рельефа и складчато-надвиговых структур денудацией и смене орогенного режима более спокойным платформенным. В дальнейшем отдельные части поясов перекрываются осадочным чехлом и превращаются в плиты молодых платформ, как это произошло с северной, западносибирской, частью Урало-Охотского пояса и с северной периферией Средиземноморского пояса, ныне занятой Западно-Европейской, Скифской и Туранской плитами. Другие части пояса в новейшую тектоническую эпоху испытали повторное горообразование уже во внутриконтинентальных условиях; примеры – Урал, Тянь-Шань, Алтай и ряд других горных сооружений в Урало-Охотском и Средиземноморском поясах.

Эпиплатформенные орогены (внутриконтинентальные орогенные пояса) образуются на месте территорий, длительное время представлявших собой платформу, т.е. их формированию предшествовал платформенный этап развития, вследствие чего они получили название вторичных орогенов, процессы в результате которых возникли эти структуры называют тектонической активизацией платформ. Эпиплатформенные орогенные пояса обладают горным рельефом, высокой сейсмичностью, но низкой магматической активностью.

Различают три основных типа эпиплатформенных орогенов:

1. Структуры непоредственно примыкающие к складчатым поясам. Их образование связано с орогенезом в смежных складчатых поясах. Наиболее крупными представителями этих структур являются горные системы Алтая, Тянь-Шаня, Гиндукуша, Памира, Прибайкалья, Забайкалья, Тибетское нагорье, плато Колорадо, горный Крым;

2. Эпиплатформенные орогены, располагающиеся в пределах пассивных окраин континентов, такие как Аппалачи, Скандинавские горы и т.д. Предполагается, что они образовались в результате сжатия, источником которых были рифтовые зоны срединно-океанических хребтов;

3. Линейные поднятия в глубине платформ, вдали от складчатых поясов и океанов (внутриплатформенные вторичные орогены). Урал, Тиманский кряж, плато Путорана в Сибири, плато Декан на Индостане. Возникновение линейных орогенов связано со сжимающимися напряжениями вдоль древних швов внутри платформ, а изометричных – с выступами астеносферы и восходящими конвективными потоками мантии.

Континентальные рифты это системы сейсмически активных прогибов, возникших в результате растяжения и уплотнения литосферы, сопровождаемого на глубине выступами астеносферного слоя, что обусловило подъем повышенного теплового потока и активную магматическую деятельность. В своем большинстве континентальные рифты сформировались в неоген-четвертичное время на месте крупных сводовых поднятий континентальной земной коры. Образование рифтов можно отнести к процессам тектонической активности платформ. Активным рифтовым зонам континентов присущи ресчлененный рельеф, сейсмичность, вулканизм. Центральное положение в рифтовой зоне обычно занимает долина, шириной 40-50 км, ограниченная сбросами, нередко образующими ступенчатые системы. Тектонические блоки по краям рифта бывают приподняты до отметок 3.000 – 3.500 м и более. Протяженность континентальных рифтов составляет сотни и даже тысячи километров при ширине от нескольких километров до десятков и сотен километров. Наиболее известными представителями этих структур являются Восточно-Африканский пояс, Байкальский и Рейнский рифты. Древними аналогами рифтов являются авлакогены.

В пределах континентов платформы и складчатые пояса часто пересекаются глубинными разломами. Глубинный разлом – это региональная или планетарная структура разрыва земной коры, обладающая большой протяженностью и значительной глубиной залегания, с которой в течение длительного периода времени связаны интенсивные тектонические, магматические и метаморфические процессы. Глубинные разломы разделяют крупные блоки земной коры, различающиеся тектоническим режимом, структурой и историей развития.

Структурные элементы океанической земной коры. Самыми крупными и значимыми элементами океанского дна являются срединно-океанические хребты, океанские платформы и трансформные разломы.

Срединно-океанические хребты. Образуют планетарную систему общей протяженностью около 60 тыс. км., пересекающую все океаны и занимающую около 1/3 поверхности их дна. Океанская кора в пределах срединно-океанических хребтов имеет минимальную мощность, а местами и вовсе отсутствует; мощность литосферы обычно не превышает 30 км.

Срединно-океанические хребты на всем своем протяжении тектонически и вулканически активны, являются современными зонами спрединга, т.е. зонами расширения океанского дна и наращивания новообразованной океанической коры.

Следует отметить, что срединное положение эти структуры занимают в Атлантческом и Индийском океанах, в то время как в Тихом и Северном Ледовитом – сдвинуты к одной из границ этих океанов. Хребты воздымаются над ложем океана на 1-3 км, их ширина составляет от сотен до 2-3 тыс. км. Некоторые хребты или их отрезки, которые отличаются большей шириной (до 4 тыс. км) и пологими, относительно слабо расчлененными склонами, получили название срединно-океанических поднятий.

В строении СОХ выделяют осевые, гребневые и фланговые зоны.

Срединно-океанические хребты на всем своем протяжении тектонически и вулканически активны, являются современными зонами спрединга, т.е. зонами расширения океанского дна и наращивания новообразованной океанической коры.

Следует отметить, что срединное положение эти структуры занимают в Атлантческом и Индийском океанах, в то время как в Тихом и Северном Ледовитом – сдвинуты к одной из границ этих океанов. Хребты воздымаются над ложем океана на 1-3 км, их ширина составляет от сотен до 2-3 тыс. км. Некоторые хребты или их отрезки, которые отличаются большей шириной (до 4 тыс. км) и пологими, относительно слабо расчлененными склонами, получили название срединно-океанических поднятий.

В строении СОХ выделяют осевые, гребневые и фланговые зоны.

Осевые зоны хребтов часто выражены узкими (ширина 20-30 км, глубина 1-2 км) центральными рифтовыми долинами, которые отличаются сейсмичностью и высоким тепловым потоком, представляя собой оси активного раздвига с трещинами растяжения, многочисленными центрами вулканических извержений и застывшими лавовыми озерами. Осевые части хребтов служат осевыми зонами выделения внутреннего тепла Земли, являются современными поясами сейсмичности и отвечают непосредственным границам литосферных плит, где происходит новообразование океанской коры.

Гребневые зоны хребтов располагаются по обе стороны рифтовых долин, имеют ширину 50-100 км и отличаются сильно расчлененным рельефом и блоковой тектоникой. Они разбиты продольными разломами на узкие блоки, приподнятые или опущенные относительно друг друга.

Фланговые зоны хребтов имеют наибольшую ширину и плавно понижаются в сторону океанического ложа. Практически асейсмичны.

Океанские платформы/плиты представляют собой крупные площадные структуры, занимающие обширные пространства между срединно-океаническими хребтами и подводными окраинами континентов. Отличаются относительно спокойной тектонической обстановкой, нормальным тепловым потоком и ограниченным проявлением вулканизма. Практически асейсмичны.

Рельеф океанических платформ представляет собой абиссальные равнины (абиссаль -) с осложняющими их поднятиями и хребтами. Некоторые абиссальные равнины, особенно в Атлантическом и Индийском океанах обладают почти идеально плоским рельефом, когда все неровности сглажены достаточно мощным слоем осадков, другие, преимущественно в Тихом океане, характеризуются холмистым рельефом, который отражает все неровности подстилающего базальтового слоя. Среди равнин возвышаются подводные вулканические горы, иногда выступающие над поверхностью океана в виде островов (например остров Реюньон в Индийском океане, Гавайские острова).

В качестве основных структурных элементов океанских платформ выступают котловины и разделяющие их внутренние поднятия.

Котловины обычно занимают пониженные участки абиссальных равнин. Глубина океана над ними составляет 4000 – 6000 м. Эти структуры обладают типичной океанской корой мощность 5-6 км. Примерами котловин могут служить Гвианская, Бразильская, Иберийская в Атлантическом океане; Северо-Западная, Наска, Кокосовая в Тихом океане.

Внутриплитные океанские поднятия которые разделяют котловины представленя крупными подводными возвышенностями и хребтами. Возвышенности имеют как правило овально-округлые очертания (бермудское поднятие в Атлантическом океане). Некоторые из них за плоский рельеф получили название плато. Внутриплитовые хребты являются отчетливыми линейными структурами, протягивающимися на тысячи километров. В отличие от СОХ они асейсмичны. Океанские поднятия воздымаются над смежными котловинами на 2-3 км и более, а их наиболее возвышенные участки образуют острова и целые архипелаги (Бермудские острова, острова Зеленого мыса). Подняти имеют утолщенную океаническую земную кору

Еще одним типом внутриплитных поднятий являются микроконтиненты с утоненной континентальной корой (до 25-30 км). Они характеризуются плоской, выровненной поверхностью рельефа, лежащей на глубине 2-3 км, и морфологически выражены подводными плато с островами в наиболее поднятых частях (Сейшельский архипелаг в Индийском океане).

Трансформные разломы – это разломы, расчленяющие СОХ на отдельные сегменты, смещенные относительно друг друга на сотни километров. В рельефе дна трансформные разломы выражены уступами, высотой более 1 км и вытянутыми вдоль них узкими ущельями глубиной до 1,5 км. Вдоль разломов наблюдается проявление вулканической деятельности. Наиболее крупные из трансформных разломов пересекают не только СОХ и абиссальные равнины, но могут продолжаться и в пределах смежных континентов (разлом Мендосино в Тихом океане). На пересечении СОХ трансформными разломами нередко возникают крупные вулканические постройки, нередко выступающие над поверхностью воды в виде островов (Азорские острова; о. Пасхи)