Формы тектонических нарушений

Первичным, нормальным, залеганием слоев осадочных горных пород, отложившихся в морях, озерах и т. п., считают горизонталь­ное или близкое к нему. Такие спокойно залегающие слои можно видеть в обнажениях в пределах обширных равнинных пространств. Однако посетив любую горную страну, обязательно встретим толщи слоев, изогнутые в разнообразные складки, разбитые трещинами и обнаруживающие следы других сложных деформаций. Все нару­шения первичного залегания слоев называют д и с л о к а ц и я м и. Если при этом слои не разрушены, дислокации называют склад-ч а т ы м и (пликативными); если же нарушения сопровождались

разрывом слоев, — разрывными (дизъюнктивными). Формы складчатых нарушений разнообразны. Их можно разделить на складки выпуклые — антиклинальные и складки вогну­тые — синклинальные. Те и другие складки можно под­разделить по форме и расположению их элементов в пространстве на ряд видов, которые приводятся на рис. 20.

При описании складки и определении ее положения в простран­стве различают следующие элементы (рис. 21): замок — место перегиба слоев; ядро — внутренняя часть складки; крылья — боковые части складки; угол и направление линии падения крыльев — боковых поверхностей складки; осе­вую плоскость — воображаемую поверхность, проходящую через точки перегиба слоев, составляющих складку; ось —• напра­вление, в котором складка простирается (представляет собой линию пересечения осевой плоскости с горизонтальной поверхностью или с поверхностью пласта).

Определение азимута простирания складки и направления паде­ния ее крыльев определяется при помощи компаса, а угол падения крыльев при помощи отвеса. Для удобства пользования компасом

10')

и отвесом их объединяют в одном приборе, который называется горным компасом (рис. 22).

В зависимости от распространения элементов складок в про­странстве различают складки: прямые, у которых осевая

плоскость располагается верти­кально и образует прямые углы с горизонтальной по­верхностью; косые — осе­вая плоскость наклонена, но крылья падают в разные сто­роны; опрокинутые — одно крыло перешло через вертикальное положение, и оба крыла оказались наклоненными в одну сторону; лежачие — осевая плоскость расположена горизонтально; перевер­нутые (у антиклинальной складки этого вида замок распо­лагается ниже, чем ядро), сундучные, веерообразные и т. д. (см. рис. 20).

Кроме складок, имеющих сильно вытянутые оси, встречаются складки укороченные и округлых очертаний. Они получили назва­ние брахискладок; прос­тейшим видом брахиантиклинали является купол.

Складки сравнительно редко встречаются поодиночке, гораздо чаще наблюдаются их различные комбинации. Если сочетание простых антиклиналей и синкли­налей образует общее вздутие, то получается антиклино-р и й, а если прогиб —с и н к л и -норий. При сильном сжатии пластов образуются изокли­нальные складки (оди­наково наклоненные), крылья ко­торых тесно соприкасаются друг с другом и имеют одинаковый угол падения (см. рис. 20).

При смятии мощных толщ в складки в горных породах разви­ваются очень большие напряжения и совершенно очевидно, что на каком-то пределе породы теряют способность деформироваться без разрывов. В этом случае возникают разрывные (дизъюнк­тивные) дислокации. Формой нарушения первичного залегания слоев, т. е. переходной формой от складки к разрывной дислока­ции — сбросу, является гак называемая флексура. Особенность флексуры в том, что в одном крыле слои сильно растянуты.

106

Следя за флексурой по простиранию, иногда можно обнаружить постепенный переход ее в нормальный сброс.

К разрывным нарушениям относят различные виды сбросов, сдвигов, надвигов и их комбинации. У сбросов различают следующие части и элементы: крылья (поднятое и опущенное); сбрасыватель (сместитель) — разлом или трещину, по ко­торой произошло смещение; угол и направление па­дения сбрасывателя; простирание (азимут) линии сброса; фас сброса — часть поверхности сбрасывателя, высту­пающая на местности над опущенным крылом; ам­плитуду смещения и т. д. (рис. 23). В приве­денной терминологии поня­тие сместитель явля­ется универсальным и может быть применено к другим видам разрывных наруше­ний — взбросам и сдвигам. Действительно, разрывные нарушения отли­чаются одно от другого в основном направлением дви­жения сместившихся частей и амплитудой смещения. Термино­логия, разработанная для сбросов, может применяться и для дру­гих дизъюнктивных дислокаций. В природе сместитель всегда пред­ставляет собой не плоскость, а зону шириной в десятки и сотни метров, а иногда и километров.

Разрывные нарушения, как и складки, сравнительно редко встречаются поодиночке, гораздо чаще отмечаются различные ком­бинации сбросов, сдвигов и т. д. Такие комбинации приводят к обра­зованию горстов, грабенов и ступенчатых сбросов (рис. 24).

В случае развития в толщах пород очень сильных напряжений могут возникнуть нарушения, представляющие собой сложное сочетание складок и сбросов. Примером таких нарушений мо­гут служить чешуйчатые складки и надвиги. Амплитуда больших надвигов может достигать 2—5 км, даже 20 км и более.

Образование складок и разрывных нарушений в толщах горных пород всегда сопровождается большими или меньшими деформа­циями самой породы и минеральных зерен, входящих в ее состав. Важнейшими видами деформаций твердых тел, которыми следует считать горные породы, являются однородные — сжатия, растяже­ния и простой сдвиг и неоднородные — изгиб и кручение. При однородных деформациях все участки тела деформируются одинаково; при неоднородных — величина и характер деформаций меняются и в разных частях тела различны (рис. 25).

107

Степень деформации определяется физическими свойствами тела и напряжением, которому данное тело подвергается. Если напряже­ние невелико, в теле возникают упругие деформации, т. е. такие, которые могут быть обратимыми, не разрушающими деформируе­мого тела. При увеличении напряжения деформации становятся необратимыми (хрупкими), разрушающими тело. Напряжение, при котором начинает разрушаться тело, называется пределом прочно­сти. Изучая толщи слоев, подверг­шихся дислокациям, можно ви­деть множество примеров плас­тических и хрупких деформаций.

Большинство горных пород на земной поверхности обладает очень малой способностью деформироваться пластично (кроме глин и не­которых других пород), но в условиях всестороннего сжатия, высо­ких температур и длительно действующей нагрузки в недрах земной коры, пластическая деформация у пород резко возрастает. Однако и в этих условиях возникающие в породах напряжения так велики, что пластические деформации сменяются хрупкими и в породах возникают трещины различных размеров и разной формы. Физи­ческие особенности пород, подвергающихся тектоническому воздей­ствию, могут быть различны, а потому форма нарушений в породах также разная. Например, если деформируются слои песчаников, чередующиеся со слоями глин, в глинах возникают деформации пластические, а в песчаниках хрупкие. Часто в интенсивно дисло­цированных породах наблюдается бесчисленное количество мелких (иногда трудно различимых простым глазом) трещин, ориентирован­ных параллельно одна другой, но обычно под углом к поверхности напластования слоев. Этот вид трещиноватости, обусловленный тектоническими процессами, называют кливажем. Кливаж не следует путать с трещиноватостью, возникающей в некоторых

108

породах и в отдельных пластах в результате изменения их объема при охлаждении (базальты), высыхании и подобных им процессах. Такая трещиноватость бывает распространена и в породах, не под­вергшихся воздействию тектонических процессов, иногда ее назы­вают первичной трещиноватостью.

Основная масса форм нарушения первичного залегания слоев (складки, сбросы, сдвиги и т. д.) обусловлена действием внутренней энергии земного шара, и лишь небольшое число их может быть выз­вано местными причинами. Такими причинами могут быть оползни (см. ниже), деформации залежей каменной соли и некоторые другие (проседание кровли над горными выработками и т. д.).

Относительно широким распространением пользуются деформа­ции слоев осадочных пород, залегающих на толщах каменной соли. Эти деформации получили название соляной тектоники и наиболь­шего развития достигают, например, в Северном Прикаспии, где под песчано-глинистыми отложениями мезо-кайнозоя залегают мощ­ные толщи каменной соли пермского возраста. Обладая меньшим удельным весом (около 2,1—2,15), чем обычные обломочные осадоч­ные породы, и имея способность пластично деформироваться под давлением, каменная соль, оказавшись под неравномерной нагрузкой вышележащих слоев, устремляется в места меньшего давления и здесь образует подземные купола, поднимающиеся иногда до поверхности земли. При внедрении в вышележащие слои осадочных пород соль деформирует их, вызывает образование куполовидных складок, брахиантиклиналей, имеющих поперечник до нескольких километров и высоту до нескольких десятков, а иногда и до 150 — 200 ж. Если складки разрушаются внешними агентами, то процесс поднятия соли проходит быстрее (в результате уменьшения нагрузки), и соль выходит на поверхность, как бы протыкая вышележащие слои. Такие складки называют диапировыми.

По расположению в плане складки могут быть прерыви­стые и линейные. Прерывистыми складками являются уже разобранные выше купола и брахискладки, а линейными — складки, имеющие сильно вытянутую форму. Прерывистые складки, встре­чающиеся на местности поодиночке или группами, имеют округлые или овальные очертания. Линейные складки чаще располагаются группами, в которых антиклинали чередуются с синклиналями и имеют прямолинейные или сложные очертания в плане.

Основные структурные элементы литосферы, особенности их развития и размещения

Главными структурными элементами земной коры принято считать: 1) геосинклинальные области и возникшие на их месте складчатые системы (пояса); 2) древние плат­формы (к р а т о н ы); 3) молодые платформы (к в а -зиплатформы).

109

Геосинклинальные области характеризуются высокой тектони­ческой активностью, большой амплитудой перемещений, выдержан­ностью формаций и типа движений по простиранию и резкой сменой этих факторов вкрест простирания.

В развитии геосинклинальной области выделяются два этапа. В первую, начальную стадию своего развития геосинклинальная область испытывает общее прогибание (обычно в морских условиях), осложненное дифференцированными движениями, которые приводят к расчленению всей прогибающейся зоны на целый ряд более узких прогибов, разделенных вытянутыми вдоль них хребтами (рис. 26). Подвергаясь воздействию экзогенных факторов, приподнятые хребты разрушаются и питают обломочным материалом глубокие понижения. При частой смене знака колебаний, происходящих на фоне общего погружения, прогибающиеся и воздымающиеся участки геосинкли­нальной области могут менять знаки движения на обратные. В при­меняемой для геосинклинальных областей терминологии, проги-

110

бающиеся зоны получили название — интрагеосинкли-налей (внутренних прогибов), а воздымающиеся участки — и н -трагеоантиклиналей (внутренних возвышений). В целом, для развития геосинклинальной области в первый этап ее существо­вания характерно интенсивное накопление осадков большой мощ­ности. Этому нередко способствует так называемое компенсированное прогибание, т. е. погружение, непрерывно восполняющееся накопле­нием осадков. Второй этап в развитии геосинклинальной области характеризуется процессом инверсии, заключающимся в интенсив­ном воздымании ранее существующего прогиба. Этот процесс про­исходит также дифференцированно в отношении знака движений отдельных частей геосинклинали, но общая тенденция движений имеет положительное значение.

Заключительной стадией этого этапа развития геосинклинальной области является образование сложнопостроенного горного рельефа. Особенности дифференцированных движений в развитии геосинкли­нальной области находят отражение в составе накапливающихся осадков и их мощностей.

Вытянутость прогибов и разделяющих их хребтов в начальной стадии развития геосинклинали обеспечивает зональность в распре­делении типов разрезов одновозрастных отложений по простиранию и резкую их смену в поперечном направлении. Кроме того, во внут­ренних частях геосинклинальной области встречаются так назы­ваемые срединные массивы, представляющие собой жесткие, малоподвижные глыбы складчатого строения, в меньшей степени поддающиеся воздействию дифференцированных движений. Образование срединных массивов чаще всего связывают с процессами более раннего складкообразования, консолидировавшего породы в прошлые орогенические фазы. Срединные массивы, как правило, разделяют геосинклинальную область на геосинклинальные системы, обладающие в своих пределах одинаковым возрастом складчатости. В заключительную стадию развития геосинклинальной области —■ в стадию замыкания — срединные массивы или втягиваются в процесс воздымания, образуя приподнятые массивы, или погру­жаются, разделяя горные хребты межгорными впадинами.

Развитию геосинклинальной области сопутствует магматическая деятельность, неодинаково выраженная в различных частях и ста­диях развития геосинклинали. В зависимости от развития метамор­физма, магматизма и других присущих развитию геосинклинали процессов выделяют два типа геосинклинальных зон: эвгеоси н-клинали и миогеосинклинали.

Эвгеосинклинальной зоной называют участки гео-сннклинального прогиба, в которых в течение длительного времени осадконакопление сочеталось с интенсивным проявлением магма­тизма. Эвгеосинклинальные зоны, как правило, располагаются во внутренних частях геосинклпнальных областей или систем.

Миогеосинклинальные зоны в противоположность эвгеосннклинальным располагаются в краевых частях геосинклинали

111

и отличаются менее интенсивным, кратковременным проявлением магматизма или полным его отсутствием.

Развитие эвгеосинклинали и миогеосинклинали, совпадающее с начальной стадией возникновения геосинклинали, характеризуется излиянием основных лав и внедрением основных и ультраоснов­ных интрузий. Конечным стадиям развития эвгеосинклинали и мио­геосинклинали присущи внедрения магматических масс кислого и среднего состава и излияния соответствующих лав. Как эвгео-синклинальные, так и миогеосинклинальные зоны характеризуются определенными закономерностями в последовательности накопле­ния осадков и образовании различных формаций.

Геосинклинальным областям присущи складчатые и разрывные нарушения, вызванные одновременным проявлением вертикально и горизонтально направленных сил. Характерным для геосинкли­нальных областей является и наличие линеа ментов — си­стем длительно живущих глубинных разломов, с которыми нередко связано образование определенных тектонических зон, различных по своему строению и проявлению магматизма.

Образовавшаяся в результате орогенических процессов склад­чатая система представляет собой сложное сооружение, которое может носить название или мегантиклинорий, или м е г а-синклинорий. Мегантиклинорием называется крупная склад­чатая система, в центральной приподнятой части которой выходят наиболее древние образования, обнаружившиеся в результате про­цессов денудации (мегантиклинорий Главного Кавказского хребта). Мегасинклинорий характеризуется тенденцией к прогибанию цент­ральной части складчатой системы и выходом в ее пределах самых молодых отложений.

В течение всего времени развития геосинклинальной области, системы или элементарной геосинклинали * тектонические про­цессы создают благоприятную обстановку для проявления метамор­физма. При этом отчетливо проявляется зависимость и связь между тектоническими и метаморфическими процессами, выраженная в од­нородности степени метаморфизма вдоль структурных зон и резкой изменчивостью вкрест их простирания. В эвгеосинклиналях мета­морфизм выражен сильнее, чем в миогеосинклиналях. Процесс замыкания геосинклинали обычно начинается в эвгеосинклиналь-ных зонах.

В результате развития геосинклинали в момент ее замыкания возникают малоподвижные складчатые структуры. Под воздействием экзогенных процессов поверхность их постепенно разрушается, нивелируется, превращаясь в слабоволнистые пространства, испы­тывающие медленные поднятия и опускания. Наступающие моря заливают поверхность складчатого основания, покрывают его осад­ками. Образуется двухъярусная структура — платформа.

*Элементарная геосинклиналь — минимальная отрицательная структура, способная к обращению знака тектонических движений —инверсии.

112

Нижним этажом платформы является складчатый фундамент, а верх­ним — осадочный чехол, залегающий на складчатом основании с раз­мывом и часто с угловым несогласием. Таким образом, платформенные структуры земной коры образуются как следствие заключительной стадии развития геосинклинали. В противоположность послед­ней они характеризуются относительно медленными движениями, незначительной их амплитудой, меньшей тектонической активностью, выдержанностью литологического состава осадков, их относительно малой мощностью, слабым проявлением магматизма, пониженным значением сейсмичности, монотонностью магнитного и гравитацион­ного полей.

Время образования платформы, или ее возраст, определяется по моменту замыкания геосинклинали. Платформы, фундамент ко­торых имеет возраст допалеозойский, принято называть древ­ними, или докембрий с к ими. У таких платформ основа­ние чехла представлено осадками кембрийской системы. Платформы, складчатое основание которых имеет палеозойский возраст и моложе, называют молодыми платформами.

В истории формирования геологических структур земной коры могут быть выделены два этапа. Первый — магматический (нуклеарный), второй — геосинклинальный и плат­форменный. Геологический возраст земной коры начинается с момента кристаллизации первых минералов, т. е. с момента обра­зования твердых масс. Появление слоистых горных пород служит критерием времени появления воды на поверхности земли. В эпохи, предшествующие появлению слоистых пород (2,9 млрд. лет назад), происходило формирование только магматических масс. Это г этап в развитии Земли и получил название нуклеарного. Нукле­арный этап, завершившийся на Земле 2,5—3,0 млрд. лет назад, характеризовался интенсивным проявлением эффузивного магматизма, выразившегося в образовании мощных покровов основных лав. В это же время сформировалась базальтовая оболочка и изометричные зеленокаменные ядра континентов.

Первые геосинклинальные прогибы так называемые протогео-синклинали возникли или в виде громадных вытянутых желобов, в которых длительное время накапливались мощные толщи осадков, или в качестве узких грабенов, заполняющихся грубообломочным материалом. Развитие протоплатформ, начавшееся в конце проте­розоя, осуществлялось, с одной стороны, в результате медленных поднятий, вызывавших пластичные деформации, а с другой — в ре­зультате интенсивных складчато-разрывных нарушений, приво­дивших к превращению протогеосинклиналей в относительно жест­кие, приподнятые участки (горы) со складчатым строением. В тече­ние протерозоя складчатые структуры протоплатформ разбивались разломами на отдельные блоки, разделенные геосинклиналями. Древние платформы, возникшие в результате дальнейшего развития земной коры, отличались от протоплатформ большей жесткостью и стабильностью, проявившейся за счет соединения раздробленных

8 Заказ 2 113

блоков протоплатформ в единые жесткие ядра. В пределах Восточно-Европейской платформы время возникновения таких жестких ядер устанавливается как протерозойское.

Очертания древних платформ ограничены краевыми швами или перекратонными разломами, представляющими собой глубинные-разломы древнего заложения и длительного развития. В поверх­ностной части краевые швы нередко фиксируются в виде крае­вых прогибов, возникающих над краевыми швами в заклю­чительную стадию развития геосинклинали. В своем развитии крае­вые прогибы накладываются или на внешний край платформы, или на краевую часть геосинклинали. Со стороны платформы краевые прогибы ограничены ступенеобразными складками (флексу­рами) и разломами. Со стороны геосинклинали краевые прогибы оконтурены надвигами, направленными в сторону прогиба. Про­тяженность краевых прогибов достигает сотен и тысяч километров при ширине от десятков до сотен километров (Предуральский про­гиб и др.). Многоугольные контуры платформ на отдельных участ­ках, как правило, прямолинейны.

Основными структурными элементами древних платформ явля­ются щиты и плиты. Щитами называются участки фундамента платформ, выступающие на дневную поверхность и испытывающие в течение длительных отрезков времени преимущественное воздыма-ние, вследствие которого накопление морских осадков на поверх­ности щитов или не происходит, или они присутствуют в очень не­больших количествах. В пределах Восточно-Европейской (Русской) платформы такими участками являются Балтийский и Украинский щиты.

На Восточно-Сибирской платформе — Алданский щит, на Се-веро-Китайской платформе — Шаньдунский и Ляодунский щиты, на Африканской — Арабо-Нубийский щит, на Индостанской — Ин-достанский щит и т. д. Плитами называются наибольшие площади древних платформ, на которых фундамент закрыт осадочным чехлом. В противоположность щитам плиты характеризуются преобладанием нисходящих движений. Участки плит, на которых в результате экзогенных процессов осадочный чехол был уничтожен и на поверх­ности обнажился фундамент, носят название массивов (Ана-барский массив в северной части Восточно-Сибирской платформы). Мощность осадочного чехла на плитах увеличивается по мере уда­ления от края щитов. На юго-востоке Русской платформы, в пре­делах Прикаспийской синеклизы, мощность осадочного чехла пре­вышает 16 км. Такая мощность может быть соизмерима с одновоз-растными осадками, накапливающимися в геосинклиналях. Си­не к л и з а м и — называются пологие, иногда замкнутые со всех сторон вогнутые структуры, заполненные осадочными образова­ниями. Площадь синеклиз определяется сотнями тысяч квадратных километров. Синеклиза является структурой первого порядка и мо­жет быть осложнена структурами низших порядков —■ валами, ку­полами, мелкими прогибами и пр.

114

В противоположность синеклизам в пределах платформ выде­ляются антеклизы, представляющие собой выпуклые струк­туры с полого падающими крыльями, которые одновременно являются склонами прилегающей синеклизы. В сводовой части антеклиз мощность осадочного чехла значительно меньше, чем на скло­нах и в центральной части синеклизы. В некоторых случаях оса­дочный чехол может быть частично или даже полностью размыт (Воронежская антеклиза). Тектонические движения в пределах си-неклиз имеют преимущественную тенденцию к погружению, а ан­теклиз — к воздыманию. Антеклизы, так же как и синеклизы, ослож­нены платформенными структурами меньшего порядка. На терри­тории Русской платформы наряду с Прикаспийской выделяются Московская, Балтийская, Печорская синеклизы. Крупными антекли-зами являются Волго-Уральская, Воронежская и Мозовецко-Бело-русская.

Выше указано, что фундамент древних платформ имеет блоковую структуру. Разломы-швы, которые разделяют блоки (глыбы), по мне­нию Н. С. Шатского, образовались за счет вращения Земли и имеют, таким образом, планетарное происхождение. Основное направление этих швов совпадает с долготами и широтами или расположено диагонально, т. е. ориентировано за северо-восток и северо-запад. Этими направлениями и обусловлены, с одной стороны, очертания древних платформ, а с другой — простирание основных тектони­ческих структур.

К молодым платформам относятся части земной коры, заверши­вшие геосинклинальный цикл развития в течение различных оро-генических фаз палеозойской эры и в последующее время. Эти участки коры характеризуются в последующее время платформен­ным режимом развития.

В течение палеозойской эры выделяются две основные орогени-ческие эпохи: каледонская (силурийский период и начало девонского периода) и герци нcкая (варисцийская) (каменно­угольный и пермский периоды). Платформы, образовавшиеся в ре­зультате замыкания каледонской и герцинской геосинклинален, соответственно называются эпикаледонскими и эпигерцинскими (пос-лекаледонские и послегерцинские).

Геосинклинали, замкнувшиеся в мезозое и кайнозое, не обра­зовали платформенного чехла, в связи с чем и не могут быть с пол­ным правом названы платформами. Эпимезозойские платформы можно выделить только в шельфовых морях на востоке Азии, где на складчатом основании мезозойского возраста накопилась срав­нительно мощная толща позднекайнозойских и современных осадков.

Предполагается, что в мезозое и кайнозое часть молодых плат­форм, возникших в течение палеозоя, подверглась глубоким опуска­ниям и процессам океанизации, превратившись в ныне существу­ющие впадины Атлантического, Индийского, Ледовитого океанов и Средиземного моря. В это же время другие участки молодых платформ испытывали интенсивное дробление и поднятие. Так,

8* 115

например, в кайнозое в результате эпиплатформенного ороге­неза произошло поднятие Центрального Казахстана. Такие участки молодых платформ могут быть сопоставлены со щитами древних платформ и названы щитами молодых платформ.

Внутри молодых платформ выделяются такие структуры мень­ших порядков, как синеклизы, впадины, прогибы, моноклинали, зоны ступеней, своды, седловины и зоны поднятий.

Решение вопросов, касающихся общих закономерностей в раз­витии структур земной коры в целом, невозможно без знания ос­новных тектонических процессов, протекающих на пространствах, покрытых водами океана.

Возможности проникновения в тайны глубин океанов и изучения строения дна в настоящее время очень ограниченны. Если при изу­чении тектонических процессов на континентах представляется воз­можным производить анализ движений земной коры в различных формах их проявлений, учитывая направленность, скорость и ритм, то при современных методах изучения океанического дна удается решить этот вопрос только в самом общем виде и то только в отноше­нии направленности перемещений. Только лишь приблизительно можно судить и о времени проявления тектонических движений, процессах магматизма и метаморфизма, протекающих на дне океана.

Еще очень мало сведений и о стратиграфии осадочных толщ дна океанов. Применяемые методы исследований только в отдельных случаях дают возможность проникнуть глубже кайнозойских от­ложений. О возрастной последовательности более древних пород судят по косвенным данным, которые собирают в прибрежных зонах материков и островов. Вместе с тем по возрасту осадочных толщ, обнаженных по берегам океанов, может быть установлено время образования океанических впадин. Так, наличие допалеозойских и раннепалеозойских образований на побережье Тихого океана мо­жет указывать на древность значительных частей его впадины и ее стабильность во времени. Исследования, произведенные в Атлан­тическом, Ледовитом и Индийском океанах, также позволяют предположить существование некоторых их частей еще в доме-зозойское время.

Основными методами, которыми пользуются геологи при изуче­нии океанического дна, является геоморфологический анализ дан­ных, получаемых с помощью эхолотов-самописцев. Короткие ультра­звуковые сигналы, посылаемые в направлении дна, отражаются от него и возвращаются к поверхности, где и улавливаются специаль­ной аппаратурой. Время, которое затрачивается на прохождение сигналов, прямо пропорционально глубине океана. По времени про­хождения сигнала прибор автоматически определяет глубину и вы­черчивает профиль дна. Большое значение в изучении геологического строения дна океана имеет непосредственное изучение пород, добы­ваемых при помощи различных снарядов. Наибольшее распростра­нение имеют полые трубы, захватывающие колонку осадков. При­меняются также створчатые ковши, черпаки, торпедообразные про-

116

боотбиратели и другие приборы. В последние годы широко приме­няется бурение дна океанов с судов. Проникнуть в строение более глубоких зон земной коры под дном океана позволяют геофизические методы, среди которых наибольший эффект дает глубинное сейсми­ческое зондирование (ГСЗ) по методу преломленных волн. C помощью этого метода удается получить представление о наличии в земной коре слоев с различными динамическими показателями. Гравиметри­ческие методы позволяют получить сведения о плотности слоев. Магнитометрические исследования намечают пути к определению форм и размеров интрузивных тел. Исследование теплового потока дает материал для суждения о физических процессах в коре и верх­ней мантии.

Суммирование всех данных, полученных в результате изучения дна океанов, дает возможность выделить в его пределах участки с различными динамическими характеристиками, позволяющими на­метить связь их тектонического развития с развитием земной коры в целом.

Основными типами земной коры, выделяемыми в пределах дна океанов, принято считать материковую (континентальную) кору, развитую главным образом в зоне шельфа, субматериковую и суб­океаническую, располагающиеся в переходной зоне, и кору океани­ческую, слагающую ложе океанов. Материковая кора в области развития шельфа отличается большой мощностью, достигающей 30—35 км, содержит типичный для материков гранитный слой и под­стилающий его базальтовый. Шельфовая зона окаймляет материки, прослеживаясь до глубины 200 м. Рельеф шельфа преимущественно равнинный, наклоненный в сторону океана.

По возрасту платформ, образующих дно океанов и морей в зоне шельфов, последние подразделяются Д. Г. Пановым: на допалео-зойские (шельфы Африки, Бразилии, Западной Австралии, Антарк­тиды, п-ова Индостан, Гренландии и др.); палеозойские (шельфы Баренцева, Восточно-Сибирского, Чукотского морей и др.); мезо-кайнозойские (Тихоокеанское побережье Северной Америки), а также шельфы, развитые в краевых прогибах материков (побе­режье Аляски, Патагонии, западной Европы, Атлантическое побе­режье Северной Америки) и в областях современных геосинклиналь­ных прогибов.

Переходная зона, занимающая значительные площади, чрезвычайно сложно построена и в настоящее время еще плохо изу­чена. Мощность земной коры в переходной зоне уменьшается по мере удаления от шельфовой зоны, достигая минимального значения в 8 км. Одновременно отмечается постепенное выклинивание гра­нитного слоя. Признаки, характерные для материкового типа зем­ной коры, постепенно утрачиваются в направлении центральной части океанической впадины, а черты, присущие океаническому типу коры, проявляются более отчетливо. Тектоническое строение переходной зоны характеризуется напряженным состоянием земной коры. Очень большую роль в формировании переходной зоны играют

процессы вулканизма, способствующие разрастанию континенталь­ных блоков земной коры в области островных дуг. Глубоководные желоба, окаймляющие островные дуги, располагаются уже в зоне распространения океанической коры, но, будучи генетически тесно связаны с переходной зоной, образуют естественную границу с ло­жем океана.

Ложе океанов — располагается в среднем на глубине 4,5— 5,0 км. Основной особенностью этой части океанического дна является отсутствие в его пределах тектонических образований, имеющих аналоги на суше. Комплекс таких образований составляет океанические платформы. Характерной чертой последних является общая, относительно малая мощность земной коры, преобладание в ней плотных базальтов и отсутствие гранитного слоя. Такое стро­ение накладывает определенный отпечаток на морфологию структур­ных элементов, проявление вулканизма и характер осадконакопле-ния. В пределах этой части дна океанов отмечаются большие кон­трасты высот и проявление вулканизма, выраженного не только в рамках линейно вытянутых структур, но и на больших площадях за счет проплавления верхних слоев коры (А. В. Живаго, Рельеф Земли, 1967). Большую роль в образовании морфоструктур океани­ческого ложа играют глубокие разломы земной коры — л и н е а -менты, отличающиеся длительностью своего развития. Вдоль линий простирания этих разломов располагаются очаги глубоко­фокусных землетрясений.

Значительные структуры ложа океанов — срединно-океанические хребты. Они представляют собой высокие поднятия, имеющие ам­плитуду расчленения 3—4 км п протяженность тысячи километров при ширине от 300 до 1000 км. Наиболее рельефно срединно-океани­ческие хребты представлены в Атлантическом и Индийском океанах. Характерными признаками большинства рассматриваемых структур является наличие глубокого желоба, занимающего примерно цент­ральную часть хребта и расположенного по простиранию струк­туры. Желоба эти получили название рифтовых впадин. Глубина их достигает 5 км и с ними связаны многочисленные очаги землетрясений. Срединные хребты нельзя сравнивать с горными сооружениями континентов, образовавшимися в результате геосин­клинального процесса развития, так как они характеризуются об­ратными значениями основных признаков. Породы, слагающие сре­динные хребты, имеют главным образом основной и ультраосновной состав (т. е. являются магматическими) при очень незначительной мощности осадочных образований, в то время как развитие геосин­клинали, в первую очередь характеризуется накоплением громад­ных толщ пород осадочного происхождения и их последующей ме-таморфизацией. Граниты в пределах типичных срединных океани­ческих хребтов отсутствуют (за редким исключением). Следует от­метить, что существуют и другие суждения в отношении сравнения срединных океанических хребтов с наземными горными сооруже­ниями, сводящиеся к отождествлению их структур и происхождения.

118

В отношении причин образования срединных хребтов имеются также различные мнения. Одно из них, принимаемое большинством иссле­дователей, предусматривает вначале образование глубоких разры­вов, возникших вследствие общего расширения Земли и последу­ющего наращивания масс пород, слагающих хребет за счет поднятия по разломам ультраосновных масс из мантии. Океанические котло­вины, разделенные подводными хребтами, представляют собой огром­ные вогнутые пространства, обладающие в противоположность хребтам относительно большими мощностями осадков. Характер­ным для океанических котловин является малая мощность земной коры, сокращающаяся от 7 до 8 км на окраинах, до 5 км в централь­ных частях. Именно для этих частей океанического дна наиболее характерен океанический тип коры. Океанические платформы (талас-сократоны) различаются между собой по возрасту и характеру струк­тур. Наиболее древними считаются талассократоны Тихого океана, возраст которого определяется как докембрийский. Исследования, произведенные в Атлантическом, Северном Ледовитом океанах и в западной части Индийского океана, доказали более позднее воз­никновение их впадин. Окончательное их формирование в современ­ных пределах завершилось в мезо-кайнозое.

Среди структур талассократонов наиболее характерными яв­ляются зоны дробления, вытянутые в виде узких полос, разделен­ных разломами. Кроме того, выделяются плоскодонные котловины, получившие название плит, это пологие вогнутые впадины (синек-лизы), выпуклые (антеклизы) и др.

Проблема образования океанических впадин так же, как и ос­новных структур материков, чрезвычайно сложна. Решение ее свя­зано с изучением вопроса о различии в строении материковой и оке­анической земной коры, выяснением направления эволюции океани­ческих впадин и определением их возраста. Подобные задачи стоят перед геологами, изучающими основные структуры континентов.

Рельефообразующее значение движений земной коры

Движения земной коры, как медленные, так и относительно быстрые, играют определяющую роль в формировании современного рельефа земной поверхности. Они проявляются в опускании или под­нятии отдельных частей (блоков) материков и океанического дна, в перемещениях береговой линии океанов, в формировании крупных прогибов и горных систем. В результате движений земной коры возникают все основные, наиболее крупные формы рельефа матери­ков и океанических впадин.

На фоне влияния движений земной коры на формирование рель­ефа отчетливо проявляется роль складчатых и разрывных нарушений. Складчатые структуры находят как прямое отражение в рельефе в виде положительных форм, совпадающих с антиклинальными структурами, так и в виде обращенного рельефа, образующегося [вследствие более интенсивного размыва сводов антиклинальных

119

структур по отношению к синклинальным занимающим командные высоты. Прямой рельеф, как правило, характерен для молодых горных сооружений, обратный — для переживших длительную ис­торию развития.

Разрывные нарушения бывают разных масштабов и соответственно по-разному влияют на формирование рельефа. Крупные разломы планетарного масштаба (линеаменты) определяют контуры крупней­ших форм рельефа, направление горных систем, а иногда и конфи­гурацию материка. Разломы меньших масштабов оказывают соответ­ственное влияние на морфологию мега-, макро- и мезорельефа. Большую роль в формировании рельефа играют разломы, образу­ющие горсты и грабены, разломы, осложняющие рельеф материко­вого склона, разломы в срединных океанических хребтах и т. д. Многие разломы земной коры, возникшие в прошлые геологические эпохи, продолжают жить и в настоящее время, существенно влияя на современное развитие рельефа. Следует также отметить и то, что к линиям разломов глубокого заложения относятся зоны распро­странения вулканов и землетрясений, создающих характерные формы рельефа и существенно влияющих на его преобразование.

Из сказанного видно, что движениями земной коры обусловлено образование и развитие ее основных структур, носящих название согласно классификации, разработанной И. П. Герасимовым, гео-тектур и морфоструктур. По этой классификации к геотекстурам относятся материки, величайшие положительные формы рельефа земного шара, или океанические впадины, О1рица-тельные формы. Кроме того, к геотектурам относят крупные горные системы, платформенные равнины, впадины морей и т. д. [43]. Осложняющие их тектонические образования меньшего порядка являются морфоструктурами. Примерами последних могут служить крупные формы рельефа: горные хребты, кряжи, массивы, плато, возвышенности, низменности, впадины на поверхности суши и дна океана.

Геотектуры и морфоструктуры являются той основной поверх­ностью, на которой развивается геологическая и рельефообразу-ющая деятельность внешних геологических агентов, создающих при этом формы морфоскульптуры, к которым относят балки, овраги, речные долины, формы ледникового, эолового и дру-хого денудационного рельефа.