Геотектоника и геодинамика

Введение

На протяжении более 150 лет господствовала геосинклинальная концепция формирования и развития Земной коры, строения верхней мантии и причин формирования различных геологических структур. В ее основе вертикальные движения и перемещения блоков коры, прогибания и воздымания отдельных ее областей. Главный недостаток геосинклинальной концепции в почти полном отсутствии сведений о структурах дна океанов. В середине прошлого столетия произошла революция в этой области в связи с активным глубинном бурении дна Тихого, Индийского и Атлантического океанов, выявления целой системы срединных океанических хребтов, зон раздвига различных блоков дна океанов (спрединг), погружения океанической коры под континентальную ( субдукция), уникальные данные по результатам глубинного сейсмического зондирования. Обобщение и анализ огромного фактического материала привело к возникновению новой геотектонической теории, первоначально названной «Новой глобальной тектоникой», а в настоящее время «Концепцией тектоники литосферных плит», в основе которой лежат представления о латеральном перемещении литосферных плит по пластичной астеносфере. Эта концепция является ведущей в настоящее время в области геотектоники и геодинамики. Сложность заключается в том, что геосинклинальная концепция продолжает жить в недрах смежных геологических наук – исторической геологии, литологии и условиях накопления многокилометровых толщ осадочных, вулканических и вулканогенно – осадочных толщ, пргнозных карт и т.п. В связи с этим, в данном учебном пособии освещаются обе концепции. С геосинклинали начинается знакомство студентов с предметом и стадиями развития подвижных складчатых областей, а далее излагаются «Основные положения концепции тектоники литосферных плит».

1 Предмет геотектоники и ее подразделения [1]

Геотектоника – это наука о строении, движениях, деформациях л и т о с ф е р ы. Литосфера включает земную кору и самую верхнюю, наиболее упругую часть мантии. Движения литосферы выражаются в перемещении отдельных ее участков в вертикальном или горизонтальном направлениях. Это приводит к изменениям в условиях залегания и во внутренней структуре масс горных пород. Эти изменения называются т е к т о н и ч е с к и м и д е ф о р м а ц и я м и, а конечный результат деформаций, приводящий к новому залеганию пород – т е к т о н и ч е с к и м и д и с л о к а ц и я м и. Дислокации подразделяются на пликативные ( складчатые ), дизъюнктивные (разрывные ) и инъективные ( связанные с инъекцией, внедрением магматических пород ). Главный источник энергии тектонических движений лежит в подстилающем литосферу слое верхней мантии – а с т е н о с ф е р е. В связи с этим литосферу и астеносферу обычно объединяют в единое понятие – т е к т о н о с ф е р у.

Геотектоника состоит из нескольких разделов:

1. Морфологическая геотектоника ( структурная геология ).

2. Региональная геотектоника, изучающая крупные тектонические нарушения на больших территориях и в пределах всего Земного шара.

3. Историческая геотектоника, устанавливающая основные этапы и стадии развития структуры литосферы как в глобальном, так и в региональном масштабе. Особый раздел геотектоники – это неотектоника, раздел, рассматривающий тектонику неоген-четвертичного периода развития Земной коры.

4.Экспериментальная геотектоника, моделирующая различные геотектонические процессы как пликативные, так и дизъюнктивные.

5. Связь геотектоники с сейсмическими явлениями изучается новым научным направлением – с е й с м о т е к т о н и к о й.

2 Методы геотектоники

2.1 Структурный анализ заключается в изучении взаимного расположения в трехмерном пространстве тектонических нарушений: складок, разрывов со смещением, трещин, внедрением магматических или пластичных осадочных пород (соли, глины), ориентировки минералов в метаморфических породах. Важнейшее значение имеют данные фотоснимков из космоса.

2.2 Геодезические методы используются для изучения современных движений и деформаций. Здесь широко используется лазерная техника, применяемая при методах космической геодезии для выявления перемещений литосферных плит в современную эпоху, изучения структурногеоморфологических элементов ложа океанов.

2.3 Геоморфологические методы применяются при исследовании новейших движений, деформаций и созданных ими структур. Эти тектонические движения отражены в современном рельефе.

2.4 Анализ фаций и мощностей осадочных и вулканогенно-осадочных пород. Это один из основных методов палеотектонического анализа. Анализ фаций применяется в двух измерениях по площади и по вертикальному разрезу. В первом случае составляются карты фаций для определения интервалов стратиграфического разреза или моментов геологического времени. Эти карты по размещению различного типа осадков говорят о областях размыва и сноса, а значит поднятия, либо о накоплении осадков, то есть о областях погружения. Отсюда возможность составить представления о увеличении глубин бассейна и нарастания погружения. Вдоль разломов производятся замеры амплитуд сдвигов или надвигов. Изменение фаций по вертикали говорит о изменениях глубины бассейна.

Анализ мощностей, их изменение по площади дает представление о размере тектонического прогибания в областях накопления осадков и подводных вулканитов.

2.5Анализ перерывов и несогласий – старейший метод палеотектонического анализа, поскольку этот анализ позволяет наиболее достоверно восстановить процессы поднятий и погружений земной коры.

3 Циклы тектогенеза в истории Земли

Этапы интенсивного тектонического развития земной коры, заканчивающиеся образованием горно-складчатых сооружений, называются ц и к л а м и т е к т о г е н е з а. Это длительные отрезки геологического времени и этапы, определяемые многими миллионами лет. Каждый цикл завершался одноименной фазой складчатости. В одних случаях циклы следуют один за другим, в других следующий цикл начинается еще до завершения предыдущего, либо устанавливается пауза между циклами в десятки и сотни миллионов лет. Установлены следующие циклы в позднем докембрии и фанерозое:

Байкальский ( конец протерозоя – ранний кембрий,

Каледонский ( раннепалеозойский – кембрий, ордовик, силур ),

Герцинский ( позднепалеозойский – девон, карбон, пермь, ранний триас ),

Киммерийский (мезозойский ),

Альпийский ( кайнозойский ) – начался в конце мела и продолжается в наше время.

Каждый цикл начинается с заложения глубоких геосинклинальных прогибов в продолжающих свое существование геосинклинальных поясах. либо на площадях. уже испытавших складчатость и вновь вступивших в геосинклинальный этап развития ( регенерированные геосинклинальные прогибы ), либо на внематериковой океанической коре.

4 Общие представления о тектоносфере

Уже упоминалось ранее, что в понятие тектоносферы входит земная кора и верхняя, наиболее плотная и частично раскристаллизованная часть верхней мантии (литосфера) и остальная пластичная часть верхней мантии (астеносфера) [8]

4.1 Истоки сведений о составе и строении тектоносферы

Существуют две главные группы методов изучения состава и строения земной коры и верхней мантии – геологические и геофизические. К первым относятся полевые геологические наблюдения. В океанах, где земная кора много тоньше, чем на континентах, вдоль разломов она часто обнажается полностью и из-под нее выступают породы верхней мантии – это так называемые о ф и о л и т ы.

По ним мы можем судить о океанической коре геологического прошлого и частично о верхней мантии. Очень ценную информацию мы получаем от изучения ксенолитов в базальтах континентов и океанических островов, включениях в алмазоносных кимберлитах, поступающих с глубины 150 км. Научные сведения о составе и особенностях физического состояния континентальной коры на больших глубинах дало бурение Кольской сверхглубокой скважины с глубиной 12261м.

Строение осадочного чехла крупных впадин на континентах и во внутренних и окраинных морях очень успешно освещает с е й с м о с т р а т и г р а ф и я, а более глубинных уровней и мантии – с е й с м и ч е с к о е з о н д и р о в а н и е.

4.2 Состав и строение тектоносферы

В геологическом смысле по вещественному составу тектоносфера прослеживается до глубины 400 км., но в физическом, реологическом смысле она делится на литосферу и астеносферу, причем литосфера включает в себя кроме коры и какую-то часть верхней мантии. При этом земная кора разделена на два типа: континентальную и океаническую.

Океаническая кора занимает на Земле около 56 % коры поверхности, но обладает значительно меньшей мощностью – порядка от 5 до 7 км. Её мощность постепенно возрастает к подножию континентов. В строении океанической коры отчетливо выделяются три слоя:

п е р в ы й, о с а д о ч н ы й с л о й небольшой мощности, порядка одного километра в центральных частях океанов. В зоне срединно-океанических хребтов этот слой может вообще отсутствовать и наоборот, на окраинах океанов его мощность может достигать от 12 до 15 км. Первый слой сложен глинистыми, кремнистыми и карбонатными глубоководными пелагическими осадками. Карбонаты распространяются лишь до некоторой глубины, а ниже исчезают ввиду растворения. Ближе к континенту появляется примесь обломочного материала, снесенного с суши. Возраст этих отложений не более 180 млн. лет;

в т о р о й с л о й океанической коры в верхней части сложен базальтами с редкими и тонкими прослоями пелагических осадков. Базальты часто обладают подушечной отдельностью ( пиллоу-лавы ). В нижней части второго слоя развиты параллельные дайки долеритов. Общая мощность второго слоя до 2 км.

Строение первого и второго слоев хорошо изучено глубоководным бурением, наблюдениями с подводных обитаемых аппаратов, драгированием.;

т р е т и й с л о й океанической коры состоит из полнокристаллических магматических пород основного и ультраосновного состава. В верхней части в основном присутствуют габбро, а в нижней – «полосчатый комплекс», состоящий из чередования габбро и ультрамафитов. Мощность слоя – 5 км. Второй слой вскрыт скважиной в Тихом океане в районе о. Коста-Рика. Третий слой вскрыт в Индийском океане в районе о. Мадагаскар. В Атлантическом океане все три слоя изучены в стенках срединного хребта Атлантики с глубоководных аппаратов и драгированием французскими и российскими исследователями.

Океанический тип коры развит не только в океанах, но и в глубоководных впадинах окраинных морей – Японского, Охотского, в Южно – Охотской котловине.

Возраст современной океанической коры не превышает 180 млн. лет, однако в складчатых поясах континентов известна и более древняя, вплоть до раннедокембрийской кора океанического типа, называемая о ф и о л и т о – в ы м к о м п л е к с о м.

Континентальная кора распространена не только в пределах собственно континентов, т.е. суши, но и в зонах шельфа континентальных окраин и отдельных участков внутри океанических бассейнов м и к р о к о н т и н е н – т о в. Общая площадь распространения континентальной коры – 41 % земной поверхности. Средняя мощность континентальной коры от 35 до 40 км., но под горными сооружениями достигает от 70 до 75 км. В строении континентальной коры выделяются:

Осадочный слой обычно называют осадочным чехлом. Его мощность изменяется от нуля на щитах и поднятиях, в осевых зонах складчатых областей от 10 до 20 км, во впадинах платформ и предгорных передовых прогибах. В этих случаях подстилающая осадки кора, называемая к о н с о л и д и р о в а н н о й, по своему составу близка к коре океанического типа. В состав осадочного чехла входят осадочные породы континентального и мелководного морского происхождения, могут присутствовать покровы и силлы основных эффузивов.

Верхний слой консолидированной коры выходит на дневную поверхность на щитах и массивах платформ, в осевых зонах складчатых сооружений. Этот слой вскрыт Кольской сверхглубокой скважиной, на глубине 12км., сложен гнейсами, кристаллическими сланцами, гранитами, амфиболитами и называется г р а н и т о г н е й со в ы м. В молодых платформах фундамент сложен рифейскими и фанерозойскими породами и именуется г е о с и н к л и н а л ь н ы м с к л а д ч а т ы м о с н о в а н и е м. Он сложен слабометаморфизованными породами в фации «зеленых сланцев».

Нижний слой консолидированной коры представлен метаморфическими породами более высоких ступеней метаморфизма. Граница между верхним и нижним слоями называется « границей Конрада», однако упомянутые глубокие скважины показали, что эта граница прослеживается не везде, а местами наоборот, проявляются две подобные границы. В.В.Белоусов пришел к выводу, что в нижнем слое преобладают породы более основного состава, чем в верхней и назвал этот слой г р а н у л и т б а з и т о в ы м [1].

Между океаническим и континентальным типами коры существует промежуточный, переходный тип – с у б о к е а н и ч е с к а я к о р а, развитая вдоль континентальных окраин, склонов и подножий. Это утоненная континентальная кора, пронизанная дайками и силлами магматических пород. Такая кора обнажена на побережье Красного моря и вскрыта скважиной у входа в Мексиканский залив.

Измерении силы тяжести у подножия горных сооружений привели к понятию «и з о с т а т и ч е с к о е р а в н о в е с и е» , сокращенно «и з о ст аз и я». Существуют два способа осуществления изостазии. Первый заключается в том, что горные сооружения имеют корни, погруженные в мантию и эти корни имеют очертания зеркального отражения горного сооружения. Второй способ предусматривает, что горные сооружения сложены породами менее плотными, а пониженные участки земной коры более плотными. В этом случае подошва земной коры может быть даже горизонтальной. Уравновешенность земной коры континентов и океанов достигается комбинацией обоих механизмов – кора под океанами много тоньше и плотнее, чем под континентами.

Главным источником магматической деятельности является астеносфера. Последней принадлежит ведущая роль в движении литосферных плит. Течение астеносферного вещества увлекает за собой литосферные плиты и вызывает их горизонтальные перемещения. Наибольшие отклонения от изостазии – изостатические аномалии – проявляются в островных дугах и сопряженных с ними глубоководных желобах.