Основные тектонические структуры земной коры

Региональные структуры земной коры

 

К главным региональным тектоническим структурам, образованным при сочетании многих описанных ранее форм залегания горных пород, относятся структурные элементы земной коры, возникшие как на самых ранних этапах ее формирования, так и продолжающие развиваться в современных условиях. Для них характерны большая протяженность до сотен и тысяч километров, длительность и сложность развития, значительная глубина залегания. Эти структуры отражают процессы не только развития земной коры, но и преобразования глубинных оболочек планеты, прежде всего, астеносферы и верхней мантии в целом.

Большая часть поверхности нашей планеты (5/8) покрыта океаническими бассейнами и лишь 3/8 представляет собой возвышающуюся над уровнем океанов сушу, образующую шесть крупных материковых массивов. На основании результатов бурения, глубинного сейсмического зондирования и гравиметрических данных можно с полной уверенностью говорить о резких, принципиальных отличиях в строении земной коры океанического дна и континентов.

Материковый тип земной коры характеризуется почти повсеместным развитием всех трех слоев (рис. 70). Мощность осадочного и гранит-метаморфического слоев на материках достигает 20–25 км. При этом наибольшая мощность гранит-метаморфического слоя отмечается под высокогорными областями, в то время как в фундаменте древних платформ она снижается до 15 – 20 км и лишь местами достигает максимальных значений. Мощность базальтового слоя составляет 10–15 до 20 км в пределах платформ и до 25–35 км в пределах горных сооружений.

Океаническая земная кора характерна для ложа Мирового океана. Она резко отличается от континентальной как по составу, так и по мощности. Мощность океанической коры колеблется от 5 до 12 км, и в среднем составляет 5–7 км. Состоит она из трех слоев. Верхний слой представлен рыхлыми морскими осадками мощностью от первых сотен метров до 1 км. Скорость распространения сейсмических волн в нем не менее 3 км/с; второй слой, располагающийся ниже, по данным бурения сложен базальтовыми лавами с прослоями карбонатных и кремнистых пород. Мощность второго слоя от 1 до 3 км, а скорость распростране­ния сейсмических волн 4–4,5 км/с; третий слой мощностью 3,5–5 км сложен базитовыми и ультрабазитовыми породами (габбро и пироксениты), которые местами метаморфизованы до амфиболитов. Скорость сейсмических волн в этом слое составляет 6,3–7 км/c.

Помимо океанического и материкового типов земной коры существует еще переходный тип, свойственный областям, расположенным между океаническим ложем и континентом. В переходном типе коры гранит-метаморфический слой утоняется или совсем отсутствует, тогда под осадочным слоем непосредственно залегает базальтовый. Кора переходного типа развита под окраинными морями и островными дугами Тихого океана, на участках восточного побережья Атлантического океана и в других районах.

как было отмечено ранее, в строении земной коры и литосферы отчетливо выделяются два ее типа: океанический и континентальный. Первый тип характеризует земную кору океанов, а второй – континентов. Поэтому выделение таких крупных тектонических структур, как континенты и океаны, не только геоморфологическое. Континенты и океаны – это структуры I-го порядка, которые четко различаются по строению тектоносферы.

Различное строение земной коры и ее мощности в пределах океанов и континентов позволяют различать структуры II-го порядка, главными из которых являются срединно-океаническиехребты, геосинклинальные подвижные пояса, платформы (океанические и континентальные) и континентальные рифты (табл. 13).

Анализ развития земной коры показывает, что различные ее участки переживали описанную выше последовательность эволюционного развития в разное время. Продолжительность тектонического цикла обычно достаточно велика и достигает 150–200 млн лет, поэтому специфика развития участка земной коры отражается в особенностях его строения, а признаки проявления разных тектонических режимов четко отражаются в современной коре. В настоящее время выделяются зоны интенсивного спрединга и образования молодой океанической коры (например, Атлантический срединно-океанический хребет); зоны интенсивной субдукции – геосинклинали, где происходит накопление осадков, интенсивно проявляется магматизм (например, Восточно-Азиатская зона, протягивающаяся от Курильских островов до Новой Зеландии); зоны горообразования (Гималаи, Кавказ), развивающиеся в орогенном режиме.

Такие активные зоны с большим размахом и контрастностью тектонических движений, проявлением магматических процессов, глубоким метаморфизмом, развитием складчатых, разрывных движений, горообразованием называются геосинклинальными подвижными поясами. Таким образом, к геосинклинальным поясам относятся участки коры, находящиеся на геосинклинальном или орогенном этапах развития.

Наряду с активными участками на нашей планете выделяются стабильные области, развивающиеся в платформенном режиме. Примерами таких областей могут служить большая часть европейской территории и территория Западной Сибири.

 

7.1.1. Срединно-океанические хребты

Срединно-океанические хребты – это подвижные пояса, представляющие собой протяженное линейное поднятие, возвышающееся на 3–4 км над средним уровнем дна океана. Их поперечные размеры достигают 0,5–2 тыс. км. Они соответствуют своему названию лишь в Атлантическом и Индийском океанах; в Тихом и Северном Ледовитом океанах они сдвинуты к краю океана.

В поперечном сечении срединных хребтов выделяются три зоны: фланговые, гребневые и осевые. Фланговые зоны – наиболее широкие (многие сотни километров). Гребневые зоны имеют ширину 50–100 км; они разбиты продольными разломами на узкие (от 1 до 10 км) блоки-пластины, приподнятые в виде гряд или опущенные относительно друг друга. Осевые зоны в своем типичном виде выражены рифтами – узкими (25–30 км) щелями сложного внутреннего строения. В центральной части рифтов расположены центры молодых базальтовых излияний, а ближе к бортам встречаются горячие источники, несущие сульфиды.

Во фланговых и гребневых зонах хребтов отмечается последовательное удревнение отложений, слагающих океаническое дно, а самые древние из них (юрские) находятся по периферии океанов на приконтинентальных окраинах. Морфология рифтовых зон срединно-океанических хребтов свидетельствует, что они являются зонами активного разрастания океанического дна (рис.71).