Глава 4

ГЛАВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Земная кора по латерали подразделяется на континентальную и океаническую; в зонах пере­хода от континента к океану существует кора переходного (промежуточного) типа. Оба главных типа коры имеют принципиально различное строение (рис. 30)

В разрезе континентальной коры различаются три геофизических "слоя" (сверху вниз): 1. "Осадочный" - неконсолидированная толща, горизонтально или полого залегающие неме-таморфизованные осадочные и вулканогенные породы, в основном фанерозойского, а местами и позднепротерозойского возраста. Скорости прохождения продольных сейсмических волн от 2 до 5 км/с. Плотность пород 2,23-2,65 г/см³. Мощность слоя от 0 до 5-10 км, местами до 15-25 км. На 40% рассматриваемой территории (континентальной коры) этот слой отсутствует.

Рис. 30. Строение земной коры материков и океанов / - вода; 2 - осадочные породы; 3 - гранитно-метаморфический слой; 4 - базальтовый слой; 5 - мантия Земли (М - поверхность Мохоровичича); 6 - участки мантии, сложенные породами повышенной плотности; 7 - участ­ки мантии, сложенные породами пониженной плотности; 8 - глубинные разломы; 9 - вулканический конус и магматический канал (заимствовано у Г.И.Немкова и др., 1986)

2. "Гранитный" или гранитно-метаморфический слой (в некоторых работах прежних лет его еще называют "сиалическим" по главным составляющим химическим элементам: Si, A1). Назва­ние "гранитный" слой достаточно условное, поскольку он состоит не целиком из гранита, а из раз­личных кислых и средних магматических, а также метаморфических пород разного состава. Но все-таки наиболее характерные породы здесь - гранитоиды. Скорость сейсмических волн в этом слое составляет 5,6-6,3 км/с, плотность пород 2,65-2,75 г/см³. Толщина гранитного слоя меняется, подчиняясь определенным закономерностям строения тех или иных структурных элементов. Наи­большей толщины гранитный слой достигает под современными горными сооружениями, возник­шими на месте существовавших в прежние геологические периоды бассейнов осадконакопления, заполненных мощными толщами осадков, а затем испытавших пликативные и дизъюнктивные дислокации и общее поднятие. Это складчатые, или орогенные, зоны, являющиеся результатом заключительных этапов развития геосинклиналей, понятие о которых будет дано ниже. Примерами таких зон могут служить наиболее высокие горные хребты современности: Гималаи, Анды, Кав-

каз и др. Таким образом, под складчатыми сооружениями наблюдается наибольшее утолщение земной коры, в основном за счет гранитного слоя, образуя своеобразные "корни". В составе океа­нической коры гранитный слой отсутствует.

3. "Базальтовый" слой расположен ниже гранитного и, в отличие от него, является сплошным, то есть присутствует и под континентами, и под океанами. Базальтовый слой назван так по преоб­ладающей породе - базальту (синонимом является устаревший термин "симатическая", или "сими-ческая", оболочка, по преобладанию элементов Si и Mg). Базальт здесь тоже не единственная поро­да; самые нижние участки по составу соответствуют базито-гранулитам, эклогитам. Скорость рас­пространения сейсмических волн в этом слое возрастает с глубиной от 6,6 до 7,2 км/с, плотность пород 2,90-2,95 г/см³. Мощность базальтового слоя под океанами в среднем 10 км. Ниже этого слоя как под континентами, так и под океанами, за разделом Мохоровичича, начинается мантия.

Средняя мощность континентальной коры 35 км, максимальная под горными сооружениями

- до 70-75 км. Мощность океанической коры составляет 5-15 км.

ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ

Орогенные области (складчатые пояса) и платформы представляют главнейшие элементы со­временной структуры континентов. Они сформировались в результате длительного геологического развития соответствующих участков земной коры, начавшегося с заложения геосинклинальных по­ясов. Для складчатых поясов характерны линейность их контуров, громадная мощность накопив­шихся отложений (до 15-25 км), выдержанность состава и мощности этих отложений по простира­нию складчатой области, наличие своеобразных формаций: флишевой, молассовой и др.; интен­сивный эффузивный и интрузивный магматизм (особенно - гранитные интрузии в форме батоли­тов); интенсивная складчатость, обилие разломов, в том числе надвигов, указывающих на господ­ство процессов сжатия; для докембрийских складчатых областей - сильный региональный мета­морфизм. Складчатые пояса возникли на месте тектонически активных геосинклинальных поясов,

ПОНЯТИЕ О ГЕОСИНКЛИНАЛЯХ

Геосинклиналь является важнейшим понятием геотектоники. Представления, составившие основу учения о геосинклиналях, были высказаны в 1857-1859 гг. американским геологом Дж.Холлом, а сам этот термин был введён в науку американским ученым Дж.Дэна в 1873 году. В первоначальном понимании, геосинклинали - это сравнительно узкие, протяженные, подвижные участки земной коры, вытянутые по краям платформ или между платформами и характеризующи­еся на первом этапе значительным растяжением, погружением земной коры и мощным осадкона-коплением; на втором этапе (гораздо более кратковременном) - преобладанием сжатия, складчато­стью, разнообразной магматической деятельностью и поднятием вначале срединных участков, а затем и всей области с образованием горной страны. Эти процессы сопровождаются складчатыми и разрывными деформациями, а также метаморфизмом пород. В.Е.Хаин (1973) дает такое опреде­ление геосинклинали: "геосинклинали (геосинклинальные пояса) это зоны высокой подвижности, значительной расчлененности и повышенной проницаемости земной коры, характеризующиеся на ранних этапах своего развития преобладанием интенсивных погружений, а на заключитель­ных - интенсивных поднятий, сопровождаемых складчато-надвиговыми деформациями ". По Д.В.Наливкину, "геосинклиналь - это область накопления осадков, впоследствии превращающих­ся в складчатые горы".

Крупнейшие, глобальной протяженности участки земной коры геосинклинального строения называются геосинклинальными (подвижными) поясами; соподчиненные крупные подразделения

- геосинклинальными областями, а входящие в их состав более мелкие участки, отличающиеся некоторыми особенностями своего строения и развития, представляют собственно геосинклинали.

По В.Е.Хаину, геосинклинальный пояс - подвижный и проницаемый тектонический эле­мент литосферы, для которого характерны наборы определенных литологических формаций, зако-

номерная направленность магматических явлений, интенсивная дислоцированность и часто глу­бокий метаморфизм осадков и вулканитов. В современном понимании "геосинклинальный пояс - это один из типов подвижных поясов Земли, возникающий на границах крупных литосферных плит (океанических и континентальных) или в результате рифтообразования и расщепления кон­тинентальных плит; развивается соответственно на океанической и (или) утоненной и перерабо­танной континентальной коре; длительно служит местом интенсивного накопления осадочных и вулканических толщ в морских, часто глубоководных, затем островодужных и мелководных усло­виях. В конечном счете, геосинклинальный пояс испытывает интенсивные тектонические дефор­мации, региональный метаморфизм и гранитизацию с превращением в складчато-надвиговые гор­ные сооружения с мощной континентальной корой, разделенные межгорными и окаймленные предгорными (краевыми, передовыми) прогибами" (Горная энциклопедия, том 1, 1984, с. 555).

Процессы поднятия земной коры, внедрения крупных масс кислых интрузий наиболее интен­сивно проявляются в центральной части геосинклинали, которую Г.Штилле назвал эвгеосинклина-лью. По краям геосинклинальной области расположены миогеосинклинали, содержагцие гораздо меньше эффузивных толщ, а также интрузивных массивов и сложенные в целом более молодыми породами.

Геосинклиналь переживает в своем развитии несколько стадий (рис. 31). По Э.Краусу, В.В.Белоусову и В.Е.Хаину, различаются два этапа развития геосинклинали: собственно геосинк­линальный и орогенный. В первом, собственно геосинклинальном, этапе две стадии: 1) начально­го погружения и 2) предорогенная. Во втором этапе также две стадии: 3) раннеорогенная и 4) соб­ственно орогенная.

Первый этап, согласно взглядам В.В.Белоусова (1962), начинается с заложения на континен­тальной или океанической коре ряда обширных частных прогибов, которые вскоре расчлененяют-ся на несколько более узких интрагеосинклиналей и интрагеоантиклиналей (лат. "интра" - внут­ри) - волновых прогибов, сохраняющихся в течение всего цикла развития геосинклинали. В тече­ние первого этапа преобладают опускания. Это выражается в том, что интрагеосинклинали посте­пенно и неравномерно расширяются за счет разделяющих их интрагеоантиклиналей, а на перифе­рии геосинклинали - за счет края соседней платформы.

Первая стадия - растяжения земной коры и начального погружения. Геосинклинальная (интрагеосинклинальная) область погружается по ступенеобразным разломам на глубину до деся­ти или более километров. Погружение сопровождается формированием нижней терригенной формации', эффузивным магматизмом (офиолитовая, спилито-кератофировая и диабазовая фор­мации), который представляет из себя проявление начального вулканизма в эвгеосинклиналях. Ча­сто спилито-кератофировая формация сопровождается кремнистыми породами яшмовой форма­ции (радиоляриты, диатомиты и др.). В миогеосинклиналях в это время происходит накопление мощных толщ морских песчано-глинистых осадков (сланцево-граувакковая и аспидная форма­ции). На окраине прилегающей платформенной суши аспидная формация нередко замещается па-ралической угленосной формацией.

Снос материала осуществляется с окружающих возвышенных участков. Мощность осадоч­ных пород может достигать 5-10 и более километров. Таким образом, процессы прогибания и на­копления осадков уравновешиваются.

Вторая стадия - предорогенная. При переходе от первой стадии ко второй происходит пере­распределение зон поднятия и опускания. Центрами такого перераспределения являются интраге­осинклинали. В них образуются новые, как бы вторичные поднятия, которые В.В.Белоусов назвал центральными поднятиями. Каждое такое центральное поднятие разделяет интрагеосинклиналь

* Формация, по В.Е.Хаину, - закономерное и естественное сочетание горных пород - магматических, осадоч­ных, метаморфических, связанных общностью условий своего образования, т.е. возникших в сходной физико-геогра­фической и тектонической (геодинамической) обстановке.

Рис. 31. Принципиальная схема развития геосинклинальной системы (по В.Е.Хаину, 1973)

1 - фундамент; 2 - конгломераты; 3 - песчаники и алевролиты; 4 - глины; 5 - известняки; б - флиш; 7 - разрывные нарушения; 8 - излияния и пластовые интрузии основных пород спилито-кератофировой формации; 9 - граниты и пла-гиограниты; 10 - вулканические образования порфировой формации. Стрелки показывают направление и относитель­ную интенсивность сноса. I-IV - стадии развития геосинклинали: 1а,б - стадия растяжения земной коры и начального погружения; //- предорогенная, или зрелая (/-//- геосинклинальный этап); III - раннеорогенная; IV- собственно оро-генная (III-IV- орогенный этап). (Заимствовано у М.М.Судо, 1981)

на два меньших прогиба (краевые прогибы). В дальнейшем наблюдается постепенный рост и рас­ширение центрального поднятия, и одновременно с этим происходит смещение наружу краевых прогибов, которые, раздвигаясь, как бы накатываются на соседние интрагеоантиклинали, посте­пенно с краев втягивая их в опускание. Происходит частная инверсия, или частное обращение, -превращение частного прогиба (интрагеосинклинали) в складчатое центральное поднятие. На ме­сте бывших интрагеоантиклиналей располагаются новые прогибы, являющиеся результатом сме­щения наружу краевых прогибов: два краевых прогиба, двигавшиеся на одну и ту же интрагеоан-тиклиналь с двух сторон, встречаются, сливаются и превращаются в единый межгорный прогиб. На периферии геосинклинали краевой прогиб "накатывается" на край платформы и превращается в так называемый передовой прогиб.

В рельефе центральные поднятия выражены архипелагами островов, островными дугами, разделенными более или менее глубокими морями-проливами. Море, частично вытесненное из

геосинклинали, трансгрессирует на платформу, прежде всего ее перикратонные прогибы, и сре­динные массивы. Появляются пликативные дислокации, внедряются первые интрузии. Среди осадков типичны тонкоритмичные терригенно-карбонатные отложения флишевой формации. От­личительную особенность этой формации составляет тонкая и правильная ритмичность ее сложе­ния с преобладанием пелитовых пород (глины, аргиллиты, мергели, пелитоморфные известняки) и обязательным присутствием алевролитов или песчаников, а иногда и более грубообломочных пород. Флишевая формация может встречаться как в мио-, так и в эвгеосинклиналях, однако в последних она появляется значительно раньше. Среди магматических формаций на смену спили-то-кератофировой приходят породы порфиритовой (андезитовой) формации. Трещинный вулка­низм в значительной степени замещается центральным. Преобладают по-прежнему подводные из­лияния, но временами вулканические постройки поднимаются над уровнем моря, образуя острова и островные дуги. Трансгрессия моря приводит к отдалению берегов материковой суши от гео­синклинального бассейна и резкому уменьшению количества обломочного материала. Следствием этого является широкое распространение карбонатных пород известняковой формации, развитой в краевых (миогеосинклинальных) частях. Разновидностью ее является рифогенная субформация. В завершение этой стадии происходит широкомасштабное внедрение гранитоидных батолитов (гранитоидная формация) в среднюю часть геосинклинали, сопровождающееся общим ее возды-манием или общей инверсией.

Второй - орогенный - этап характеризуется преобладанием горизонтальных и импульсивных восходящих вертикальных движений, приводящих к формированию горноскладчатых (ороген-ных) зон. В составе этапа выделяют раннеорогенную и собственно орогенную стадии.

Третья стадия - раннеорогенная - отличается сокращением областей аккумуляции осадков в геосинклинали за счет разрастания поднятий. Воздымание продолжается, но осадки во впадинах исключительно терригенные (нижняя молассовая формация) - глины, алевролиты, песчаники. Наряду с морской нижней молассой, отлагавшейся в наиболее погруженных участках раннеоро-генных прогибов, на других их участках (эвгеосинклинальных), вследствие нарастания поднятий, утрачивающих связь с открытым морем, происходит образование лагунных нижних моласс. В за­висимости от климатических условий лагунные молассы бывают двух разновидностей: в гумид-ных зонах угленосные (как паралические, так и лимнические), в аридных - соленосные. Морской нижней молассе нередко подчинены крупные залежи нефти и газа (Предкавказье). Происходят ин­тенсивные пликативные дислокации. Эффузивный вулканизм ослабевает и выражен локальными наземными излияниями щелочного состава; продолжается образование гранитоидных интрузий. Поднятие с внутренних частей разрастается к периферии. Возникают межгорные прогибы, море мелеет и также оттесняется к краям.

Четвертая стадия — собственно орогенная — скорость восходящих движений превышает скорость денудации, формируется настоящий горный рельеф. В межгорных прогибах образуется верхняя молассовая формация, существенно континентальная (в отличие от нижней молассовой формации), с преобладанием мощных толщ конгломератов, которые могут чередоваться с песча­никами, песчанистыми глинами. Эти песчаники являются прекрасными коллекторами нефти и газа. Воздымание горного сооружения сопровождается раскалыванием его сводовой части и ин­тенсивным проявлением конечного вулканизма порфировой формации, отличающейся значитель­ным разнообразием состава - от базальтов и андезибазальтов через андезиты, дациты до риолитов и трахитов. В эвгеосинклиналях наблюдается оживление интрузивной деятельности (формация кислых и щелочных гранитоидов). Происходит общее сводовое поднятие всей области, горообра­зование. По краям поднятий формируются предгорные прогибы, в которые может проникать мел­кое море. На поднятых участках образуются высокогорные сводообразные плато (Тибет, восточ­ный Памир). Геосинклиналь переходит в складчатую зону. Слои осадочных пород интенсивно дислоцированы, магматическая деятельность проявляется во всех формах. Рельеф контрастен (Ги-

малаи, Анды, Альпы, Кавказ и т.п.). Мощность слагающих пород достигает нескольких километ­ров (в Альпах мезозойские отложения имеют мощность около 8 км, на Кавказе юрские отложения достигают 10 км); преобладают морские фации.

Итак, в результате последовательной смены различных стадий на месте геосинклинали воз­никают горноскладчатые сооружения, выраженные в рельефе горными хребтами, разделенными межгорными впадинами. Такова идеальная схема развития геосинклинали - в соответствие с ней происходило развитие Центрального Казахстана, Урала, Кавказа, Альп, Копет-Дага, Памира и т.д.

Конечным итогом геосинклинального этапа является формирование континентальной коры с базальтовым, гранитным и осадочным слоями.

СКЛАДЧАТЫЕ ОБЛАСТИ (ОРОГЕНЫ)

В первоначальном понимании ороген - это геосинклиналь на завершающем этапе своего раз­вития. В последние годы понимание этого термина расширилось. К орогенам стали относить лю­бые горные области как на континентах, так и на дне океанов. Это требует выделения орогенов в самостоятельный класс структур литосферы (рис. 32).

Рис. 32. Структурные элементы орогенной области

А - горное поднятие (мегантиклинорий); Б - межгорная впадина; В - краевой прогиб, 1 ~ молассы; 2 - вулка­нические покровы; 3 - складчатый геосинклинальный комплекс; 4-5 ~ срединный массив (4 - чехол, 5 - фун-

дамент); 6-7 ' - платформа (6 - чехол, 7 - фундамент); 8 - разломы (заимствовано у Г.И.Немкова и др., 1986)

Геологическая природа орогенов различна, но общими являются относительно высокая тек­тоническая подвижность и расчлененный высокогорный рельеф.

Отрицательными формами орогенных областей являются межгорные и предгорные впадины, представленные двумя разновидностями: крупными изометричными, часто овальными впадинами - наложенными мульдами - и узкими унаследованными синклинориями, заполненными молассой. Впадины орогенных областей, расположенные перед фронтом горно-складчатых сооруженй вдоль границы со смежной платформой, называют предгорными прогибами. В роли положительных структур орогенных областей выступают горные поднятия, разделяющие молассовые межгорные впадины. Внутренняя структура горных поднятий соответствует понятию мегантиклинория, или горст-мегантиклинория. Мегантиклинорий состоит из нескольких антиклинориев, которые име­ют в целом антиклинальное строение и осложнены складками многих порядков. В ядре залегают более древние породы, чем на крыльях. В пределах мегантиклинориев нередко выделяются мно­гочисленные мелкие грабены, отдельные горсты, а также пологие вулканоплутонические проса-дочные прогибы. Покровы лав образуют своеобразные вулканические "щиты ", сплошным панци­рем перекрывающие горные поднятия. В отличие от антиклинориев в синклинориях выражена в целом синклинальная структура и в ядре залегают более молодые породы, чем на крыльях. Сово-куцнасть синклинориев называется мегасинклинорием.

В орогенных областях важная роль принадлежит глубинным разломам - крупным разрывным нарушениям, нередко достигающим верхней мантии.

Особый тип структур составляют зоны офиолитового меланжа, рассматриваемые в качестве "рубцов", возникших на месте замкнувшихся крупных прогибов с океанической корой, а также вдоль границ интрагеосинклиналей и интрагеоантиклиналей. Формируются в срединно-океани-ческих хребтах, незрелых островных дугах, задуговых бассейнах. Реликты древней океанической коры в офиолитовых зонах выведены на поверхность в виде "пестрой смеси" пород мантии, ба­зальтового слоя и глубоководных океанических осадков. Офиолитовая ассоциация включает ульт­раосновные, основные магматические, а также в меньшем количестве осадочные породы. Разрез офиолитов снизу вверх представляется следующим (Борукаев, 1999): 1) гарцбургиты, лерцолиты, дуниты, выше пироксеновые габбро и амфиболиты; 2) пироксениты, полосчатые габбро; 3) диаба­зовые параллельные дайки, выше толеитовые базальтовые пиллоу-лавы; 4) кремнистые (в мень­шем количестве карбонатные) осадки.

Многие палеозойские и более древние складчатые области в течение мезозоя испытали глу­бокую денудацию и были пенепленизированы. Однако на неотектоническом этапе, начавшемся в неогене, они вновь претерпели тектоническую активизацию, проявившуюся в сводово-глыбовых поднятиях и создании современного горного рельефа. Такая вторичная тектоническая активизация называется дейтероорогенезом (вторичным орогенезом). Примерами являются Тянь-Шань, Ал-тае-Саянская складчатая область и др.

К океаническим орогенам относятся срединно-океанические хребты (см. ниже).

ПЛАТФОРМЫ

Горноскладчатые области испытывают воздействие эрозии и денудации, что приводит к ниве­лировке рельефа и формированию полого-всхолмленной равнины - пенеплена. Возникшая конти­нентальная кора приобретает жесткость в результате глубокого метаморфизма и гранитизации. Проявляются вертикальные движения, которые фиксируются плавными пликативными дислока­циями осадочных пород. С этого момента литосфера вступает в новый этап своего развития -платформенный. Платформа (по В.Е.Хаину) - это относительно устойчивый, консолидирован­ный складчатостью, метаморфизмом и интрузиями крупный участок литосферы изометрических очертаний.

Для платформ характерны изометричность границ, как правило, небольшая амплитуда вертикаль­ных движений, относительно выровненный рельеф, сравнительно небольшая мощность осадков (2-3 км), мелководные (неритовые) фации, редкое проявление магматизма - траппового и щелочного, отсутствие или слабое проявление метаморфизма (например, глины преобразуются в аргиллиты), на большом протяжении горизонтальное или слабо наклонное залегание осадочных пород. Выделяют 2 типа платформ: 1) Континентальные платформы или кратоны. Кора этих платформ соответствует стандарту континентальной коры и характеризуется слабым изменением мощности от 35 до 55 км, в среднем 40 км. 2) Океанические платформы или талассократоны (см. ниже).

Платформы имеют двухъярусное строение. Нижний структурный ярус (этаж) образован в геосинклинальную и орогенную предысторию и получил название фундамента. Фундамент пред­ставлен как интрузивными породами - гранитами и др., - так и сложноскладчатыми, метаморфи-зованными породами - гнейсами, амфиболитами, кристаллическими сланцами и т.д. На древних платформах складчатый фундамент соответствует гранито-гнейсовому слою земной коры и назы­вается кристаллическим. Молодые платформы имеют складчатый фундамент.

Фундамент несогласно перекрывается горизонтально или полого залегающими осадоч­ными толщами, образующими платформенный (осадочный) чехол. Формирование его проис­ходило на платформенном этапе развития. Чехол - обычно осадочные породы, реже с просло­ями эффузивных образований. Породы практически не метаморфизованы и относительно ела-

бо дислоцированы. Платформенный чехол отделен от фундамента угловым и стратиграфичес­ким несогласиями (рис. 33).

В строении платформ принимают участие разнообразные соподчиненные структурные эле­менты, отличающиеся фор­мой, размерами, режимом тек­тонических движений. Оха­рактеризуем основные/

Рис. 33. Схема строения платформы: 1 - складчатый фундамент; 2 - платфор­менный чехол; 3 - разломы (заимствовано у Е.В.Владимирской и др., 1985)

Щиты - приподнятые блоки земной коры, в пределах которых на дневную поверх­ность выходят породы крис­таллического фундамента, оса­дочный чехол отсутствует. На платформенном этапе щиты испытали преобладающие восходящие вертикальные движения. Они никогда не перекрывались значительным платформенным чехлом!

Особое местое среди крупных отрицательных структур занимают авлакогены (греч. avlac -борозда, genesis - происходить). На древних платформах это крупные грабенообразные прогибы в фундаменте, заполненные отложениями, напоминающими молассы орогенных областей. Отложе­ния, выполняющие авлакогены, иногда дислоцированы, особенно вблизи бортов у разломов. Не­редко среди пород, заполняющих авлакогены, выделяются магматические комплексы основного состава и небольшие кислые интрузии.

Плиты - области платформ, характеризующиеся широким развитием осадочного чехла, что свидетельствует о длительном и устойчивом их погружении.

В пределах плит выделяются крупные участки с относительно опущенными и приподнятыми участками поверхности фундамента и соответственно с различной мощностью платформенного чехла. Это очень пологие отрицательные и положительные структурные формы. Обычно в преде­лах отрицательных форм - синеклиз - глубина залегания фундамента более 1,5-2 км и разрез чех­ла характеризуется большой полнотой. В некоторых синеклизах мощность чехла достигает 5-10 км и даже 20-25 км. В положительных структурах - антеклизах - глубина залегания фундамента меньше, на небольших участках он может быть вскрыт эрозией; разрез чехла неполный, мощнос­ти систем, отделов сокращены. Наклон слоев на крыльях синеклиз и антеклиз измеряется первы-. ми градусами, иногда минутами.

Прогибы (впадины) и своды (выступы) - платформенные структуры второго порядка, ослож­няющие антеклизы и синеклизы; могут быть самостоятельными.

Валы - значительные по размерам вытянутые платформенные структуры, объединяющие не­сколько структур более мелкого порядка. В зависимости от размеров и особенностей строения различают крупные валы (мегавалы), сложные валы и просто валы - вытянутые поднятия, охваты­вающие несколько брахиантиклиналей.

Моноклинали - крупные структуры, состоящие из слоев, наклоненных в одну сторону. Соляные купола широко распространены на некоторых участках платформ. В зонах развития солянокупольных структур характер деформаций платформенного чехла резко отличается выше и ниже соленосной толщи, с которой связаны соляные купола.

На платформах в чехле развиты флексуры, отражающие блоковое строение фундамента плат­форм.

Классификация континентальных платформ производится обычно по времени образования их фундамента. Различают древние (эпикарельские) платформы, сложившиеся в первой половине протерозоя и молодые платформы, возникшие позже (эпибайкальские, эпигерцинские и др.);

Ш - ■-: - --■- : ■..: ■■■:, .-.. -■■ ■■■.■"-■. .■ -■-■■■ : - -;--■ --

Тектонические структуры раннего докембрия, наблюдаемые в фундаменте древних плат­форм, должны рассматриваться особо. Среди положительных (антиклинорных) тектонических структур в фундаменте древних платформ широко распространены гранито-гнейсовые купола и овалы. Купола разделены синклинальными структурами - зеленокаменными поясами. Подобные структуры могли сформироваться в условиях высокой пластичности и сильного прогрева земной коры, что было обычным в раннем докембрии. Для структур раннего докембрия (архей - ранний протерозой) используются приставки "прото" и "палео" (протоплатформы, протогеосинклинали, палеоавлакогены).

ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ ОКЕАНИЧЕСКОЙ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Длительное время считалось, что океаническая кора принципиально не отличается по строе­нию от континентальной: океаны (кроме Тихого) представляют собой временно опущенные по разломам блоки, где идет накопление морских осадков, после чего они вновь могут подняться и стать континентами; континентальные же блоки могут опуститься и на них начнется морское

Новые методы изучения дна океанов (глубоководное бурение, геофизические исследования, в том числе использование лазеров) позволили выявить многие детали строения, отличающие океа­ническую кору от континентальной.

Кора океанического типа состоит из трех слоев (сверху вниз):

Первый слой - осадочная толща мощностью от 0 до 0,5-1 км (в среднем 0,2-0,5 км). Скорость осадконакопления 1-5 мм/тыс, лет. На большей части глубоководного ложа имеет меловой и кай­нозойский возраст.

Второй слой - лавы, в том числе подушечные, дайки базальтов (в нижней части слоя).. Мощ­ность 1,5-2 км. Возраст пород средняя юра - кайнозой.

Третий слой - бурением не вскрыт, но драгированием в зонах разломов получены образцы основного (габброиды) и отчасти ультраосновного составов. Средняя мощность 3-4 км-. Третий слой подстилается верхней мантией, сложенной перидотитами. Таким образом, второй и третий слои принадлежат "базальтовому" геофизическому слою.

В пределах Мирового океана выделяются три типа областей: материковые, океанические ок­раины и ложе океана (Цейслер, 1979).

Материковые окраины. Граница между континентальной и океанической корой не совпада­ет с географической границей суши и моря. Геологи проводят такую границу в месте сопряжения континентальных и океанических блоков. Периферическим частям материков ниже уровня океана соответствуют шельф и материковый склон. Области шельфа - окраины материков, залитые не­глубоким морем (до 250-300 м), сложены корой континентального типа. Ширина шельфа меняет­ся от десятков до более чем 1500 километров (Северный Ледовитый океан). На шельфах продол­жает накапливаться осадочный чехол. Поверхность земной коры в области шельфа полого (1-1,5") наклонена в сторону океана. На глубинах 100-200 м обычно располагается бровка шельфа, ниже которой начинается материковый склон. Поверхность последнего наклонена круче (более 3°) и имеет общее ступенчатое строение.

Материковый или континентальный склон - гигантская флексурообразная структура, ослож­ненная системой глобальных разломов. К подножию материкового склона через систему каньо­нов, часто продолжающих под водой русла крупных рек, мутьевыми потоками и гигантскими оползнями сносятся огромные массы осадков, образующие крупные конусы выноса. Поверхность дна подножия материкового склона обычно обладает чертами аккумулятивной равнины с крупны­ми холмами, которые образованы отдельными конусами выноса или гигантскими оползневыми массивами осадочных пород. Граница континентальной и океанической коры проводится между материковым или континентальным склоном и континентальным подножием.

Океанические окраины. Структурные формы океанических окраин наиболее полно пред­ставлены в Тихом океане, где они включают глубоководные окраинные котловинные моря, остро­вные дуги и глубоководные желоба.

Окраинным котловинным морям (Японское, Охотское, Берингово и др.) соответствуют круп­ные брахиформные депрессии глубиной до 3-5 км. Земная кора окраинных морей местами подоб­на океанической, однако она нередко обладает увеличенной мощностью осадочного слоя. Поверх­ность дна окраинных котловинных морей имеет черты аккумулятивной равнины, однако там, где осадков мало, дно обнаруживает высокую степень раздробленности. Строение дна некоторых дан­ных морей осложнено подводными поднятиями (поднятие Ширшова в Беринговоморской котло­вине, Ямато - в Япономорской и др.), которые возвышаются над дном котловин на 1,5-3 км и име­ют блоковое строение.

Островные дуги (Алеутские, Курильские, Японские острова и т.п.) образуют протяженные (1000-3000 км) горные сооружения, которые вместе с сопряженными с ними глубоководными же­лобами отделяют окраинные котловинные моря от области океанического ложа. Среди островных дуг выделяются два типа: одинарные и двойные. Одинарные дуги образованы узкой (50-70 км) це­почкой вулканических сооружений, покоящихся на низком и широком (до 200 км) сводовом под­нятии (Идзу-Бонинская, Марианская и др.), или же широким (70-120 км) и высоким (2-3 км) хреб­том, увенчанным цепочкой вулканических аппаратов, смещенных к приматериковому склону дуги (большая часть Алеутской, среднее звено Курило-Камчатской дуги и др.). Вулканизм преобладает базальтовый и андезитовый. Двойные дуги образованы двумя грядами хребтов с одним цоколем. На внешнем хребте вулканизм почти не проявлен; склоны внешнего хребта имеют ступенчато-сбросовое строение.

Островные дуги рассматриваются в качестве геоантиклинальных поднятий современных гео­синклинальных областей. Двойные дуги обладают "зрелой" корой материкового типа; в одинар­ных дугах гранито-гнейсовый слой маломощный.

Глубоководные желоба расположены у подножий мегантиклинориев кайнозойских складча­тых систем или на внешних окраинах островных дуг со стороны океана. Глубоководные желоба представляют собой протяженные (1500-4000 км) депрессии глубиной 5-10 км и шириной по дну 5-20 км. Поперечный профиль желобов асимметричный, склоны неравновеликие, ступенчатые, средняя крутизна склонов 5°. Обычно склоны желобов лишены осадочного покрова; последний развит в наиболее глубокой части желобов, куда осадки выносятся мутьевыми потоками. Днища желобов с осадочным выполнением уплощенные.

Глубоководные желоба образуют протяженные системы и главным образом опоясывают цен­тральную часть Тихого океана. Со стороны океанических котловин с желобами граничит такая же протяженная система невысоких пологих краевых валов, являющихся структурными элементами океанского ложа. К склонам желобов и прилегающим островным дугам приурочены зоны повы­шенной сейсмической активности, которые объясняются выходом на поверхность гигантских по­верхностей скола, с которыми связаны как мелко-, так и глубокофокусные землетрясения (зоны Заварицкого-Беньофа). Над глубоководными желобами отмечаются зоны пониженных значений теплового поля.

В представлениях "новой глобальной тектоники" глубоководным желобам отводится важная роль, так как по ним проводятся границы литосферных плит разного типа. Местоположение жело­ба фиксирует линию'поддвигания океанической плиты под материковую (процесс субдукции).

Ложе океана. Внутриокеанические структурные формы резко различаются степенью под­вижности. Среди них выделяются сейсмически активные области (океанические подвижные по­яса) и асейсмичные области (океанические платформы или талассократоны). Первая категория структур - глобальная система срединно-океанических хребтов, вторая включает океанические

котловины (плиты), а также различные типы внутриокеанических сводовых и глыбовых подня­тий и краевых валов.

Срединно-океанические хребты - протяженная (около 20000 км) и широкая (до 1000 км) сис­тема горных сооружений, поднимающихся до 2-3 км над дном океана. Это самые крупные горные системы на поверхности земного шара. Особенно хорошо выражены они в Атлантическом и Ин­дийском океанах. Отдельным вершинам хребтов соответствуют острова вулканического проис­хождения (о-ва Пасхи, Св.Елены, Св.Павла, Тристан-да-Кунья и др.). Нижние части склонов хреб­тов обычно пологие, в приосевой части склоны изборождены глубокими продольными желобами и возвышающимися над ними гребнями. Вдоль осевой части хребтов располагается система риф­тов.

Рифты представляют собой грабенообразные структуры, в которых центральные блоки огра­ничены глубинными разломами, доходящими обычно до мантии. Осадочный покров на склонах хребтов крайне маломощен, утонен также и "базальтовый слой". Рифтовые системы отличаются высокой тектонической и вулканической активностью, повышенными значениями теплового поля (в 5-7 раз выше среднего). Мантия в этих зонах ближе подходит к поверхности, а мантийные кон­векционные потоки под хребтами направлены снизу вверх. К хребтам приурочены системы поло­совых магнитных аномалий. По мнению сторонников гипотезы разрастания океанического дна, в зоне срединно-океанических хребтов происходит формирование новой земной коры за счет вып­лавки базальтов и раздвижения соседних литосферных плит по горизонтали (спрединг).

Рифтовые системы наблюдаются не только в океанах, они прослеживаются и на континентах. Таковы, например, Восточно-Африканская, Калифорнийская, Байкальская и другие рифтовые об­ласти.

Отдельные отрезки подводных хребтов ступенчато смещены в плане по поперечным, так на­зываемым трансформным разломам. На поверхности они выражены уступами дна или узкими глубокими каньонами.

Огромные площади за пределами срединно-океанических хребтов заняты океаническими котловинами с глубинами 4-6 км. Их называют еще океаническими платформами, или талассо-кратонами. Поверхность дна этих депрессий слабо холмистая, с отдельными вулканическими ко­нусами. Многочисленные разломы обусловливают ступенчатый рельеф дна многих котловин. Мощность осадочного покрова в океанических котловинах небольшая, менее 1000 м. Возраст осадков различен. Их геофизическая характеристика подобна характеристикам котловин окраин­ных морей.

Среди асейсмичных поднятий, разделяющих океанические котловины и осложняющих их строение, выделяется несколько типов: сводовые валообразные поднятия (Гавайский вал, вал Шатского и др.) и глыбовые хребты (Восточно-Индийский и др.). Склоны и сводовые части под­нятий увенчаны вулканическими конусами.

В западной части Тихого океана особенно многочисленны подводные горы с плоскими вер­шинами, погруженными, либо выходящими на поверхность в виде островов. Такие подводные горы образуют целые системы и получили название гайоты.

В океанических структурах развиты лавы основного и ультраосновного состава, причем наи­более широко распространены щелочные базальты.

Дальнейшее изучение структурных форм океанов, их сравнение со структурами континентов, выяснение места океанических структур в общем эволюционном ряду структурных форм земной коры является первостепенной задачей, от решения которой зависит разработка современных гео­тектонических концепций.