Ділянки земної кори обмежені тектонічними розломами

Важливе значення для вчення про глибинні розломи мала стаття А.В.Пейве » Глубинные разломы в геосинклинальных областях» (1945), що грунтувалася на матеріалах щодо Тянь-Шаню та Уралу. Автор визначив поняття та головні ознаки глибинного розлому. До таких ознак відносяться велика протяжність, значнаглибина закладення, велика тривалість розвитку і різна історіярозвитку крил.

Земна кора пронизана численними розривами, які порушують суцільність гірських порід. Розриви відрізняються за протяжністю, нахилом, орієнтацією, амплітудою та напрямком зміщення крил. Серед них зустрічаються дрібні тріщини довжиною в сантиметри та великі розломи, що розпорюють земну кору на сотні та тисячу кілометрів, і глибоко проникають в тектоносферу.

З глибинними розломами пов’язані групи рудних корисних копалин, що відповідають різним поверхам глибинності. В загальному — це зони посилених деформацій та руйнування земної кори, підвищеної її проникності для магми і флюїдів, рідких і газоподібних. Їх інакше називають шовними зонами або зонамизім’яття – це зони концентрованих деформацій, проявів вулканізму, інтрузивного магматизму, зонального метаморфізму, метасоматозу. Ширина шовної зони може змінюватись від сотень метрів до декількох десятків кілометрів.

Протяжність розломів, що обмежують літосферну плиту, визначається довжиною окремих сторін цієї плити і може бути зовсім невеликою, глибиною 2-3 км. Глибинність розломів підтверджується не тільки великою протяжністю, але й тим, що по таких зонах до поверхні піднімається магма. Поряд з давніми розломами, які відновлюються на кожному етапі тектогенезу, можуть закладатися цілком нові розривні структури. Глибинні розломи утворюють пояси шириною від декількох до десятків км. Найчастіше в зонах розломів скупчуються великі поздовжні розриви і невеликі зміщення.

Виділення глибинних розломів проводиться за сукупністю ознак:

1. Структурні: згущення сітки розривів у вузькій зоні (ширина до перших десятків км); поява великих регіональних насувів; різке збільшення інтенсивності складчастості у вузькій зоні; лінійні зони динамометаморфізму, сланцюватості.

2. Геофізичні: стрибкоподібні зміни глибини залягання опорних відбиваючих та заломлюючих горизонтів; наявність гравітаційних ступенів та лінійне розташування додатних аномалій сили тяжіння; лінійні смуги додатних магнітних аномалій; глибоке розташування гіпоцентрів землетрусів з лінійними концентраціями епіцентрів; лінійні геотермальні аномалії.

3. Магнітні: ланцюжки вулканів (сучасних і давніх); ланцюжки серпентинітизованих гіпербазитів; ланцюжки гранітоїдних інтрузій та лінійні зони метасоматозу; лінійне розташування флюїдних аномалій (газові та гідротермально-газові).

4. Гравіметричні: різні фізичні властивості порід в зоні розломів та вміщуючого середовища; різновидність окремих блоків літосфери, розділених розломом.

5. Сейсмологічні: лінійне розповсюдження джерел землетрусів, пов’язаних з підошвою кори, границями розподілу в підкоровій області; помітне затухання енергії землетрусів.

6. Геохімічні пов’язані з явищами дегазації мантії Землі. Провідними каналами для проникнення газів глибинного походження, в першу чергу, гелію, на поверхню служать розломи, а непорушні блоки літосфери екранують газовий потік. Над розломами фіксуються великі концентрації гелію, що вказує на наявність подрібненої земної кори.

7. Гідротермальні проявляються наявністю термальних і мінеральних джерел в зонах розломів. Циркуляція термальних і мінеральних вод по зонах розломів приводить до підвищення гідротермальної зміни гірських порід, утворюючи в них вторинне окварцування. Вилив підземних вод на поверхню приводить до підвищення температур, утворення термоаномалій, які групуються між собою, утворюючи геотермічні поля або смугові аномалії.

У деяких випадках важливими виявляються седиментаційні та геоморфологічні ознаки. Седиментаційні проявляються в зміні товщини осадів у зоні розлому та зміні літо-фаціальних комплексів, що вказує на активне проявлення розлому; знаходження в глибинних розломах бар’єрних рифтів. Геоморфологічні ознаки є найбільш поверхневими та найбільш доступними для вивчення. Вони притаманні переважно розломам, які проявились у неоген-четвертинний період і проявляються на місцевості.

В глибинно-розломних системах від етапу до етапу часто змінюються напрямки переміщень, глибинність, зв’язок з мантією може втрачатись і знову відновлюватись.

Існують різні класифікації глибинних розломів.

За глибиною проникнення В.Ю.Хаїн поділяє глибинні розломи на загальнокорові, літосферні, мантійні. Загальнокорові досягають поверхні Мохоровичича, літосферні затухають в астеносфері, а мантійні (надглибинні) – глибоко проникають у мантію.

За розміщенням глибинних розломів у загальній структурі земної кори виділяють три групи розломів (В.Ю.Хаїн): розломипершого порядку визначають межі головних літосферних плит – дивергентні (розсуви океанічних рифтів), конвергентні (зони Вадаті-Заварицького-Беньофа) і трансформні (головні трансформні розломи); розломи другого порядку розмежовують малі плити, континентальні та океанічні мегаблоки літосферних плит, платформи і геосинклінальні складчасті системи, мегасинклінальні зони геосинкліналей, великі мегаблоки континентів; розломитретього порядку обмежують менш значні рифти та авлакогени у фундаменті давніх платформ, структурно-формаційні зони геосинкліналей.

Найпоширенішим є динамо-кінетичний підхід з розпізнаванням глибинних скидів, розсувів, насувів, зсувів, тектонічнихрозривів, підкидів, скидів.

Глибинні скиди виникають внаслідок розтягуючих напружень у гравітаційно нестійких ділянках земної кори, де порушується ізостатична рівновага. Це розрив з вертикальним або нахиленим зміщувачем та опущеним крилом скиду. Парні скиди, зміщувачі яких падають назустріч один одному, утворюють грабени.

Тектонічні розриви – це порушення суцільності шарів літосфери. Вони можуть зміщувати шари по розриву або залишати їх в первинному стані.

Глибинні насуви виникають в умовах латерального стиснення літосфери. Зони глибинних насувів мають сколову природу і визначаються високим рівнем деформованості, розвитком динамометаморфізму, кліважу, прирозломних складок. У випадку насування великих гірсько-складчастих структур утворюються регіональні насуви. Пологі насуви з великою горизонтальною амплітудою називаються тектонічними покривами або шар’яжами. Переміщені комплекси порід в таких випадках називаються алохтонами, а залишені на місці початкового залягання – автохтонами.

Тектонічні покриви або шар’яжі – це гігантські насуви, як правило, зі зміщувачем хвилястої будови, з переміщенням великої маси гірських порід за десятки і сотні кілометрів.

Глибинні зсуви – розриви з вертикальним або нахиленим зміщувачем, по простяганню якого крила зміщені одне відносно одного. Їх утворення проходить в умовах інтенсивного тангенціального стиснення та супроводжується характерними вигинами складчастих структур і геофізичних аномалій.

Кліваж – це розколювання порід на пластини і призми по розгалуженій системі тріщин, які розсікають суцільність порід або погоджуються з ними. Система тріщин кліважу виникає під дією тиску стиснення і орієнтована перпендикулярно до напрямку стиснення. Кліваж є характерним тільки для складчастих структур і спостерігається в складчастих зонах геосинклінального походження.

ЛЕКЦІЯ 14

Источник

План:

1. Основні структурні елементи земної кори і літосфери.

2. Структури ложа Світового океану.

3. Геосинкліналі.

4. Континентальні платформи.

5. Характерні особливості глибинних розломів і кільцевих

структур.

6. Поняття про тектонічні цикли та епохи складчастості й

горотворення.

7. Основні погляди на еволюцію земної кори й літосфери.

1.

«Основні структурні елементи земної кори і літосфери»

Основними структурними елементами земної кори та літосфери є континенти й океанічні западини. Межею між ними є підніжжя конт инентального схилу (та його частина де на дні океанів виклинюється континентальна кора). Інколи нею можуть бути глибинні розломи – зона Беньофа (Західна частина Тихого океану).

Континенти й океанічні западини прийнято вважати тектонічними структурами ПЕРШОГО РАНГУ (порядку), оскільки вони є глибинними (охоплюють не лише земну кору, але й верхню мантію). Розмежовують їх глибинні розломи. Відповідно до розміру, в межах континентів і океанів виділяються також дрібніші структури – другого, третього та вищих рангів.

Крім поділу за структурним принципом, є поділ літосфери й за геологічним принципом на окремі плити, які називаються літосферними. Підставою для виділення літосферних плит та їх меж є розподіл розмежування землетрусів. Нині в структурі Землі виділяють 7 основних (великих) плит: Північноамериканську, Південноамериканську, Євразійську, Африканську, Індійсько-Австралійську, Антарктичну і Тихоокеанську. Крім цих плит існує ще й 14 малих: 1) Аравійська, 2) Філіппінська, 3) Кокосова, 4) Карибська, 5) Наска, 6) Південно-Сандвічева, 7) Індокитайська, 8) Егейська, 9) Анатолійська, 10) Хуан-де-Фука (Тихоокеанське узбережжя Північної Америки), 11) Рівера (Тихоокеанське узбережжя Центральної Америки), 12) Китайська, 13) Охотське, 14) Іранська.

Всі великі плити, за винятком Тихоокеанської, охоплюють як континентальні, так і океанічні ділянки. Літосферні плити, розташовуючись на пластичній поверхні астеносфери, постійно перебувають у русі, ніби «плавають» з різною швидкістю. При цьому відбувається: 1) розсування плит у рифтових зонах серединно-океанічних хребтів, 2) зближення на периферії океанів, 3) зсув вздовж розломів у серединно-океанічних хребтах.

Більша частина плит у межах континентів і океанів відповідає стійким блокам кори і літосфери – ПЛАТФОРМАМ (континентальним і океанічним). Океанічні платформи (малорухомі асейсмічні області ложа океану) частіше називають океанічними плитами, або ТАЛАСОКРАТОНАМИ (гр. «море і сила»). Платформи характеризуються переважно плоским, вирівняним рельєфом, витриманою потужністю та одноманітною будовою земної кори і літосфери.

Крім платформ, на планеті існує 3 типи рухомих поясів: серединно-океанічні, геосинклінальні та орогенні (гірські).

1) СЕРЕДИННО-ОКЕАНІЧНІ рухомі пояси приурочені до рифтових зон і є фактичними межами між літосферними плитами. В рельєфі вони виражені хребтами.

2) ГЕОСИНКЛІНАЛЬНІ рухомі пояси розташовуються у перехідних зонах між океанами й материками (окраїнно—континентальні) та між континентальними плитами (міжконтинентальні – Середземноморський (між Африканською та Євразійською))

3) ОРОГЕННІ рухомі пояси, в залежності від місця виникнення, бувають епігеосинклінальні (гр. «епі» — після) – утворилися на місці геосинкліналей (найбільш яскравим прикладом епігеосинлянального поясу є Гімалайський, що розташовується між Євразійською та Індо-Австралійською плитами) і епіплатформні – на місці платформ.

Таким чином, розглянуті вище: 1) серединно-океанічні хребти, 2) океанічні плити (платформи), 3) континентальні платформи, 4) епіплатформні орогенні пояси, 5) епігеосинклінальні орогенні пояси та 6) геосинклінальні рухому пояси є, по відношення до континентів і океанів, структурними елементами ДРУГОГО РАНГУ (порядку).

2.

«Структури ложа Світового океану»

В будові ложа Світового океану виділяються 2 головні елементи: СЕРЕДИННО-ОКЕАНІЧНІ рухомі пояси (виражені хребтами) і ОКЕАНІЧНІ ПЛИТИ (платформи).

Серединно-океанічні хребтизаймають близько 1/3 площі океанічного дна, простягаються більш як на 60 000 км, мають ширину від 500 до 2 000 км і висоту над абісальними рівнинами до 3-4 км. Осьові зони хребтів виражені рифтами (англ. «rift» — розрив, розлом), які являють собою вузькі (25-50 км) долини з крутими бортами і характеризуються підвищеною тектонічною активністю.

Поперечно хребти перетинають трансформні та магістральні розломи.

Трансформні(лат. «transformo» — перетворені) – по них відбуваються горизонтальні зміщення осьових рифтів хребтів іноді на сотні кілметрів.

Магістральні (лат. «magistralis» — головні) – перетинають не лише хребти, а й суміжні плити та продовжуються у межах континентів. У місцях їх перетину з серединно-океанічними хребтами часто утворюються вулканічні споруди, які виступають над поверхнею океану (Ісландія, о. Пасхи, Азорські о-ви, о. Св. Єлени, о. Вознесіння, о-ви Трістан-да-Кун’я).

Океанічні плити займають основну територію океанічного ложа і морфологічно виражені абісальними (гр. «безодня» — понад 2000м) рівнинами, ускладненими окремими улоговинами та підняттями. Вони простягаються від підніжжя материкового схилу до серединно-океанічних хребтів.

В межах океанічних плит виділяються:

1) гайоти – плоско вершинні підняття;

2) лінійні вулканічні архіпелаги – Гавайські о-ви. Канарські о-ви та ін.;

3) ізометричні овальні підняття – Бермудські о-ви, о-ви Крозе, о-ви Зеленого Мису та інші споруди вулканічного походження;

4) мікроконтиненти – підводні плато, або острови з континентальною земною корою (Фолклендські о-ви, Сейшельські о-ви, Нова Зеландія та ін.).

Крім серединно-океанічних хребтів і океанічних плит в структурі Світового океану виділяються ПІДВОДНІ ОКРАЇНИ МАТЕРИКІВ, які займають близько 25% його загальної площі. За будовою та історією розвитку підводні окраїни поділяються на два типи: пасивні й активні.

— Пасивні (асейсмічні) характерні для більшої частини Атлантичного, Індійського та Північного Льодовитого океанів. В їх поперечному профілі розрізняють три головні морфологічні елементи: 1) плоский шельф (до глибини 200-500 м); 2) крутий континентальний схил (до глибини 2.5-3.5 км); 3) пологе континентальне підніжжя (до глибини 4.0-4.5 км). Товщина континентальної земної кори поступово зменшується від шельфу (понад 30 км) до континентального підніжжя (15-20 км).

Різновидом пасивних окраїн є трансформні – позначаються трансформними розломами, що заходять у їх межі і мають вузький шельф, крутий континентальний схил (співпадає з розломом) та слабко виражене підніжжя.

— Активні підводні окраїни характерні для Тихого океану і окремих ділянок Атлантичного (Карибське море, Південно-Оркнейські о-ви) та Індійського (Бангладеш, Малакка, Ява) океанів. Вони складаються з окраїнних морів, які мають океанічну або субокеанічну земну кору (Охотське, Японське, Східнокитайське), острівних дуг з континентальною і субконтинентальною земною корою і глибоководних жолобів.

Різновидом активних окраїн є їх Андський тип. Для нього характерний безпосередній контакт глибоководних жолобів (Чилійського, Перуанського) з континентами.

3.

«Геосинкліналі»

Геосинкліналі – це витягнуті ділянки земної кори, що характеризуються тривалими й інтенсивними підняттями та опусканнями, процесами горотворення і вулканізму.

Найвищою таксономічною одиницею в класифікації геосинклінальних структур є рухомі геосинклінальні пояси. Це пояси глобального масштабу. Вони виникають на межах літосферних плит – океанічної й континентальної або двох континентальних, переважно, на корі океанічного типу. Час виникнення геосинклінальних поясів на Землі датується пізнім протерозоєм – 1350-1000 млн. років тому.

Тривалий час вони є місцями концентрації інтенсивної вулканічної діяльності та активного нагромадження осадів. В процесі свого розвитку геосинклінальні пояси перетворюються на складчасті гірські споруди з потужною корою континентального типу. Їх довжина досягає десятків тисяч кілометрів, а ширина – до 2-3 тисяч кілометрів.

Зараз на планеті є 2 основні типи геосинклінальних поясів, які активно розвиваються: окраїнно-континентальний та міжконтинентальний.

1) Окраїнно-континентальний — характерний для західної частини Тихого океану (Західно-Тихоокеанський пояс), де має місце система окраїнних морів, острівних дуг та глибоководних жолобів. Є думки, що скоріше за все раніше (у палеозої та мезозої) подібну будову мала і східна частина Тихого океану.

2) Міжконтинентальний – типовим прикладом такого поясу є Середземноморський. Він обмежується з півночі Східно-Європейською і Китайсько-Корейською платформами, а з півдня – Африкано-Аравійською та Індостанською.

Поряд з названими, на нашій планеті є ще 3 геосинклінальні пояси (Північно-Атлантичний, Урало-Монгольський та Арктичний), які завершили свій розвиток наприкінці палеозою — на початку мезозою. Всі п’ять зазначених поясів прийнято називати «великими».

Крім великих поясів, на Землі мають місце і 2 «малі»— Внутрішньоафриканський і Бразильський. Вони відрізняються від великих поясів не тільки розмірами, а й історією розвитку – еволюція їх тривала лише на протязі протерозою.

Більш дрібними складовими геосинклінальних поясів є геосинклінальні області. Вони мають довжину понад 1000 км, розділяються зонами поперечних розломів та відрізняються особливостями будови й розвитку. Так, Урало-Монгольський пояс включає наступні області: Уральську, Тянь-Шанську, Центрально-Казахстанську, Алтає-Саянську і Монголо-Охотську.

В межах областей виділяються геосинклінальні системи – лінійні структури довжиною понад 1000 км і часто (Урал, Аппалачі) до 3000 км, а шириною від 200 до 500-600 км, інколи й більше. Геосинклінальні системи можуть розташовуватись між платформою і серединним масивом або між двома серединними масивами чи займати весь простір між двома платформами (у цьому випадку поняття область і система збігається; наприклад, Урал, Кордильєри).

Слід також відзначити, що геосинклінальні системи в межах області можуть мати як однаковий, так і різний час формування. Так, у межах Альпійсько-Гімалайської області розташовані системи Карпат, Альп, Великого Кавказу та ін., які сформувалися приблизно в один час (у кайнозої), а в межах Алтає-Саянської області виділяються геосинклінальні системи, еволюція яких завершилася в різні часи: Західний Саян сформувався у ранньому палеозої, Східний Саян – у пізньому протерозої.

В межах геосинклінальних систем виділяються дрібніші елементи: міогеосинкліналі та евгеосинкліналі:

міогеосинкліналі («несправжні геосинкліналі») – це зовнішні зони, які прилягають до платформ. Вони закладаються на корі континентального типу і характеризуються нагромадженням уламкових та карбонатних товщ;

евгеосинкліналі («справжні геосинкліналі») – внутрішні зони, розміщені з боку океанів.

Структурами такого ж рангу, як і геосинклінальні системи є серединні масиви. Це, переважно, уламки тієї платформи, за рахунок дроблення якої виникла дана геосинклінальна область. Фундамент серединних масивів має ранньодокембрійський вік. Їх форма переважно кутасто-ізометрична, а ширина становить від кількох сотень до понад 1000 км. Серединні масиви (Індосинійський, Богемський) є аналогами мікроконтинентів, які відомі в сучасних океанах.

Етапи розвитку геосинклінальних поясів:

Геосинклінальні пояси, області і системи проходять 2 основні етапи розвитку: геосинклінальний і ерогенний.

ГЕОСИНКЛІНАЛЬНИЙ (власнегеосинклінальний) етап охоплює 3 стадії:

1.- догеосинклінальна – формуються вулканічні дуги (Японські Алеутські о-ви), утворюються обмежені ділянки кори океанічного типу, яка посідає міжконтинентальне або окраїнно-континентальне положення;

2.- ранньогеосинклінальна – відбувається стискання геосинклінальної системи по периферії, а з часом і загальне стискання;

3.- пізньогеосинклінальна – відбувається ускладнення внутрішньої структури геосинклінального поясу (області, системи) шляхом перешарування порід, занурення однієї літосферної плити під іншу, заповнення окраїнних морів осадами, формування флішу, інтрузії та ін..

ОРОГЕННИЙ етап розвитку геосинкліналей включає 2 стадії:

1.- ранньоорогенну – переважає низовинна територія з континентальною корою, для якої характерні невисокі темпи піднять і слабка розчленованість;

2.- пізньоорогенну – швидкий ріст гірських систем внаслідок складчасто-насувних деформацій, сильний вулканізм, магматизм гранітного типу і регіональний метаморфізм.

Орогенний етап завершує геосинклінальний розвиток території, на місці геосинкліналі виникає складчаста гірська країна з земною корою континентального типу. Орогенні пояси, які виникли на місці геосинкліналей, називають епігеосинклінальними (гр. — після) ерогенними поясами.

Після завершення ерогенного етапу настає період згладжування гірського рельєфу.

4.

«Континентальні платформи»

Платформи (фр. – плоска і форма) – великі, відносно стабільні ділянки земної кори, які мають двоярусну будову. Їх нижній ярус (фундамент) складається з давніх кристалічних порід (базальтів, гранітів та ін.), а верхній – осадовий чохол – являє собою нагромадження вулканічних та осадових (пісків, глин, мергелів, пісковиків та ін.) порід різної потужності.

Платформи поділяються за віком фундаменту на давні та молоді.

ДАВНІ платформи мають фундамент, що сформувався в архей-протерозойський час. Вони займають майже 40% площі сучасних материків. Таких платформ на Землі 11: 1) Північно-Американська, 2) Південно-Американська, 3) Східно-Європейська, 4) Сибірська, 5) Африкано-Аравійська, 6) Індостанська, 7) Австралійська, 8) Антарктична, 9) Китайсько-Корейська, 10) Таримська та 11) Південно-Китайська.

В межах давніх платформ виділяється ряд структурних елементів, найбільшими серед яких є щити і плити.

Щити – ділянки платформи, де фундамент виступає на поверхню (Балтійський, Український, Алданський, Канадський та ін.).

Плити – ділянки платформ, де фундамент перекритий осадовими відкладами (чохлом) (наприклад, Руська, Волино-Подільська плита та ін.). Слід відзначити, що раніше терміном «плита» називали молоді платформи.

У межах плит виділяються структурні елементи меншого розміру: антеклізи, синеклізи та авлакогени.

Антеклізи (Воронезька, Смоленсько-Московська, Білоруська та ін.) – великі пологі підняття, в межах яких потужність осадового покриву відносно незначна, а в окремих випадках фундамент виступає на поверхню у вигляді невеликих кристалічних масивів.

Синеклізи (Українська, Московська) – ділянки з опущеним (понад 3000 м) заляганням фундаменту, який перекритий потужним осадовим чохлом.

В основі синекліз, дані буріння дозволяють виявити поховані структури — Авлакогени. Вони являють собою великі лінійно витягнуті грабеноподібні западини у фундаменті платформ, відокремлені від сусідніх територій розломами. Потужність осадів в межах авлакогенів може досягати 17 км (ДДЗ). Авлакогени в сучасному рельєфі майже невиражені і є похованими структурами.

МОЛОДІ платформи сформувалися на пізньопротерозойському, палеозойському і, навіть, мезозойському фундаменті. За віком фундаменту вони бувають епібайкальські (займають проміжне становище між молодими та давніми платформами), епікаледонські, епігерцинські та епімезозойські. Фундамент таких платформ менш кристалічний, ніж у давніх, породи його менш метаморфізовані, містять менше гранітів і відрізняються від осадового чохла переважно інтенсивною дислокованістю. Такими платформами є: Скіфська, Західносибірська, Катазіатська, Туранська, Патагонська. Західно-Європейська, Патагонська, Приатлантична, Примексиканська.

Слід відзначити також, що на платформах є ділянки активізації, на яких відбувались орогенні процеси. Такий орогенез одержав назву епіплатформенного («епі» гр. — над). При епіплатформенному орогенезі, завдяки різноспрямованим тектонічним рухам, гірський рельєф створюється за короткий геологічний час. Найчастіше формуються брилові (рідше – складчасто-брилові) гори – Тянь-Шань, Алтай, Саяни, Судети, Аппалачі, Гарц та ін.

Часто з епіплатформенним орогенезом пов’яза