6. Тектонические покровы, шарьяж, их морфология и классификация.

Тектонический покров представляет собой горизонтальный, пологий или волнистый крупный надвиг с перемещением до многих десятков или даже сотен километров. Покровы называются также шарьяжами (франц.— наволок).

Шарьяж (франц. charriage — перевозка) — горизонтальный надвиг одной толщи геологических слоев на другую при боковых тектонических движениях в процессе развития геосинклинали. Обычная толщина сдвинутых на десятки километров слоев достигает сотен метров и даже нескольких километров. Шарьяжи особенно типичны для последней альпийской складчатости и наблюдаются в Альпах, Карпатах и Гималаях.

 Встречаются в основном в пределах геосинклинальных систем различного возраста. Породы, залегающие в основании шарьяжей и не испытавшие существенного горизонтального перемещения, называются автохтоном; породы самого шарьяжа аллохтоном.

Классификация:

1. Доскладчатые покровы возникают на ранних этапах развития геосинклиналей одновременно с накоплением осадков (конседиментационные покровы).

2. Соскладчатые покровы образуют одну из наиболее распространенных групп покровов, характерную для внутренних зон складчатых систем. Они возникают в результате преобразования вертикального потока в горизонтальный, устремляющийся к периферии складчатого сооружения.

3. Послескладчатые покровы также широко распространены; к ним относятся покровы, возникающие из лежачих складок.

4. Компрессионные покровы имеют общее происхождение со складчатостью регионального сжатия и течения.

5. Гравитационные покровы представляют, по существу, громадные оползни. Они образуются в орогенах в условиях расчлененного тектонического рельефа и чаще всего предстают в виде огромных пластин, подстилаемых слабонаклонной от оси складчатого сооружения поверхностью срыва.

7. Аномальная кора внутренних морей (Средиземное, Черное, Красное).

Аномальная океаническая кора распространена в приосевых участках срединноокеанических хребтов. От нормальной коры она отличается отсутствием первого осадочного и третьего океанического слоев. Эта кора представлена только слоем базальтовых эффузивов, на поверхности которых местами встречаются «нашлёпки» современных глинистых и кремнистых илов мощностью до нескольких метров. Третий слой замещён так называемой аномальной мантией — горячей размягчённой массой мантийных пород, насыщенных выплавками базальтов. Толщина «аномальной мантии» не известна. Предполагается, что она уходит вниз до астеносферы. Скорости сейсмических продольных волн в «аномальной мантии» составляют 7.2–7.6 км, что примерно соответствует плотности вещества — 3.0–3.1 г/см3, средней между плотностями земной коры и нормальной мантии.

Средиземное море состоит из четырёх глубоководных котловин (Алжирско-Прованской, Тирренской, Ионической и Левантской), разделённых узкими поперечными поднятиями (Сардинско-Корсиканским, Сицилийским и Критско-Киренаикским). Глубоководные котловины Западного Средиземноморья по своим геофизическим свойствам подобны таковым окраинных морей Тихого океана. «Гранитный» слой в них отсутствует. Осадочный чехол подстилается слоем с сейсмическими скоростями 6.5–6.7 км/с и мощностью 5–8 км. На 12–15 км ниже раздела М располагается низкоскоростная (разуплотнённая) мантия (астеносфера), которая под Балеарской и Тирренской впадинами следится до глубины 200 км. Всем котловинам свойственен высокий тепловой поток — 3–5 мккал/(см2*с). Под Сицилийско-Калабрийской островной дугой установлено наличие сейсмофокальной зоны Беньофа—Заварицкого, наклонённой на запад-северо-запад под углами до 50° и уходящей на глубину 500 км под центральную котловину Тирренского моря. Предполагается, что здесь имеет место поддвигание Африканского континента под Европейский.

Строение Центрального и Восточного Средиземноморья существенно отличается от Западного. Здесь в глубоководных котловинах Ионического и Левантского морей нет нормальной океанической коры. В частности, в наиболее глубоководном Ионическом море, где общая мощность коры составляет всего 17 км, она состоит из мощной (до 10 км) осадочной толщи, нижние и средние горизонты которой совпадают с платформенным чехлом Сахарско-Ливийской плиты, и консолидированной коры мощностью до 7 км, обладающей скоростями 6.1–6.5 км/с, промежуточными между скоростями «гранитного» и «базальтового» слоев коры континентального типа. По-видимому, кора Ионической котловины является сильно утоньшённой и базальтифицированной корой Африканского континента. Так как ограждающая котловину с севера Критская зона по своему вулканизму подобна островным дугам океанов и имеет к югу от себя глубоководный жёлоб, а под собой сейсмофокальную зону Беньофа—Заварицкого, наклонённую на север, то можно думать, что в Центральном и Восточном Средиземноморье, так же как и в Западном, происходит поддвигание Африканского континента под Альпийский складчатый пояс Европы.

По имеющейся совокупности геолого-геофизических данных тектонические процессы, приведшие к образованию глубоководных котловин Средиземного моря, начались в раннемиоценовое время и до сих пор сохраняют свою направленность и высокую активность.

Чёрное море — типичный внутриконтинентальный бассейн с отчётливо выраженными зонами шельфа (глубины до 100— 110 м), континентального склона (от 100 до 1900–2000 м) и глубоководной (абиссальной) равниной (глубины 2000–2200 м) площадью около 140 тыс. км2. Глубоководная равнина характеризуется сокращённой мощностью коры (18—25.км), наличием увеличенного (8–15 км) низкоскоростного (3.5 км/с) осадочного слоя и тонким (4–12 км) «базальтовым» слоем со скоростями продольных волн 6.2–6.7 км/с. Поэтому она и отождествляется с корой океанического типа. Котловина асейсмична и характеризуется исключительно спокойным магнитным полем. Осадочный чехол структурно неоднороден. Повсеместно распространены только его плиоцен-антропогеновые осадки. Видимо, глубоководная котловина Чёрного моря возникла не раньше плиоценового времени.

Красное море — внутриматериковый грабен. Бассейн имеет протяжённость 1 800 км, ширину 150–350 км и ярко выраженную продольную зональность. Он состоит из западного и восточного шельфов с глубинами менее 500 м и внутренней глубоководной депрессии с максимальными глубинами 3 039 м. Шельфовые зоны имеют ширину от 50 до 150 км. В их пределах сплошным чехлом лежат кайнозойские осадочные наслоения мощностью до 3— 4 км, покоящиеся на коре континентального типа. Последняя несколько утоньшена по сравнению с прибрежными Нубийской и Аравийской возвышенностями.

Внутренняя депрессия имеет ширину 50–100 км и средние глубины 1.0–2.2 км. В её пределах плиоцен-четвертичные осадки имеют небольшую (до 1.0–2.7 км) мощность и распространены лишь вдоль бортов. Осадки подстилаются породами со скоростями продольных сейсмических волн 6.9–7.3 км/с, которые обнажаются в осевой зоне на дне моря. Это нормальные толеитовые базальты. Вместе с ними нередко встречаются щелочные породы: трахибазальты, трахиандезиты, трахиты, т. е. породы, свойственные, с одной стороны, срединноокеаническим хребтам, с другой — областям континентального рифтогенеза. Мощность земной коры пока точно не установлена. Скорости распространения сейсмических волн в мантии под внутренней депрессией моря также ещё не изучены. В целом депрессия характеризуется очень высоким тепловым потоком — 8 мккал/(см2*с), обладает резкими полосчатыми магнитными аномалиями и является областью повышенной сейсмичности. Глубины размещения гипоцентров землетрясений не превышают в основном 50 км, причиной землетрясений служит растяжение литосферы. По всем этим параметрам внутренняя депрессия Красного моря подобна срединноокеаническим хребтам. Внутриматериковым продолжением Аравийско-Индоокеанского хребта она и является в действительности.