Геотектонические обстановки развития активных окраин континента

Активные окраины имеют гораздо более сложное строение и испытывают более сложное развитие, чем пассивные. Их главная особенность - наличие активно действующей сейсмофокальной зоны, с которой связана не только сейсмичность, но и магматическая деятельность, а также складчато-надвиговые деформации, метаморфизм. В общем активные окраины занимают пространство между этими зонами, собственно и являющимися зонами конвергенции плит и зонами субдукции, с одной стороны, и континентами - с другой.

Среди активных окраин четко выделяются два типа: приконтинентальный (или восточно-тихоокеанский) и орстроводужный (или западно-тихоокеанский). Указание на сложность строения этих окраин относится, по существу, лишь к последнему типу, ибо первый построен достаточно просто. В этом типе переход от глубоководного желоба, вдоль оси которого выходит на поверхность зона зона субдукции, к континенту, выражен крутым внутренним склоном этого желоба, являющимся одновременно континентальным склоном и узким шельфом - pppa.ru. Ширина всей этой зоны составляет порядка 200 км. Край континента оказывается приподнятым и надстроенным вулканоплутоническим поясом. Типичный пример современной активной окраины данного типа дает тихоокеанская окраина Южной Америки, вдоль которой протягивается высокая горная цепь Анд; отсюда ее другое название - андский тип.

Смена геодинамической обстановки в развитии активной континентальной окраины Центральных Анд, по М.Г. Ломизе (1983): I - ранний мел, обстановка зондского типа; II - миоцен-квартер, обстановка современного андского типа.

Второй, островодужный, тип активных окраин включает как минимум следующие элементы:

собственно континентальная окраина, мало отличающаяся от пассивных окраин, но более узкая, хотя встречаются и более широкие окраины, например в районе Охотского, Восточно-Китайского и Южно-Китайского морей;

глубоководная котловина окраинного моря;

вулканическая островная дуга;

глубоководный желоб;

краевой вал океана.

Этот тип подводных окраин в современную эпоху наиболее полно развит в западной части Тихого океана, на переходе к материкам Азии и Австралии, включая область Индонезийского архипелага. К нему относятся также расположенные между Атлантическим и Тихим океанами Антильско-Карибская область и область моря Скотия (Скоша).

Геотектонические обстановки развития пассивных окраин континента

Пассивный тип имеет несогласное срезание складчатых систем береговой линией океанов, развитие широких прибрежных равнин и отсутствие вулканических дуг и сейсмофокальных зон (субдукционный тип отличается полной противоположностью признаков).

Пассивные, окраины характерны для молодых океанов типа Атлантического и Северного Ледовитого, а также для антарктической окраины. Такие окраины создаются расколом суперконтинентов (в данном случае Пангеи около 200 млн лет назад и их возраст колеблется в пределах от этой даты до эоцена). В строении пассивных окраин всегда выделяют: 1) шельф; 2) континентальный склон; 3) континентальное подножие.

Шельф представляет собой свалы осадков с прибрежной равнины материка, обладает крайне пологим наклоном в сторону моря и имеет ширину до многих сотен километров; наиболее широкий шельф окаймляет арктическое побережье России. Внешний край (бровка)лежит на глубине 100-200 м, (350м у берегов Антарктиды) и соответствует голоценовому повышению уровня океана. Поверхность шельфа представляет аккумулятивную, реже абразионную равнину, в ее выработке участвуют оба процесса и шельф является зоной активного воздействия волн.

Континентальный склон представляет собой сравнительно узкую полосу дна и отличается крутым уклоном (около 4°, но иногда и 35 и даже 90°), а глубина увеличивается с 100—200 до 1500—3500м. Границы с шельфом и континентальным подножием бывают выражены в рельефе дна достаточно резкими перегибами.

Континентальное подножие обладает значительной шириной и плавно переходит в абиссальную равнину. Оно полого наклонено в сторону абиссальной равнины (круче, чем шельф, но много положе, чем склон), и переход к последней знаменуется уменьшением уклона до субгоризонтального на глубинах около 5000 м.

Окраина континента сложена мощной толщей осадков; их мощность иногда превышает 15 км, Глубоководное бурение и сейсмопрофилирование районов шельфа Атлантики показали, что шельф и краевые плато подстилаются континентальной корой прилегающего материка, но эта кора утонена до 25—30 км, разбита разломами и пронизана дайками основных пород. Ее верхняя часть представляет чередование горстов, грабенов или полуграбенов с наклоном поверхности блоков в сторону континента. Сбросы, разделяющие горсты и грабены, часто относятся к типу листрических с выполаживанием в сторону океана. На глубине они сливаются в единую поверхность срыва. Грабены заполнены континентальными обломочными осадками, во влажном климате угленосными, в аридном красноцветными, нередко прослоенными покровами толеитовых базальтов.

Эта структура формируется на рифтовой стадии до раскола континента. Ее несогласно перекрывает плащ послерифтовых осадков, в аридном климате часто начинающийся эвапоритами, которые затем сменяются нормально-морскими отложениями. Все эти отложения плавно увеличивают свою мощность к бровке шельфа; их мощность отвечает размеру тектонического погружения, а если объем приносимого с суши материала превышает пространство возможного осадконакопления, этот материал сбрасывается за пределы шельфа и последовательно его наращивает, выдвигая бровку на океан. Это явление называется проградацией, или боковым наращиванием. Для него типично образование последовательно наслаивающихся друг на друга клиноформ, которые отражаются сейсмических профилях. Весь шельф представляет собой комплекс этих клиноформ.

В аридном климате при условии ограниченного поступления обломочного материала с суши бровка шельфа стала подходящим местом для роста барьерных рифов. Здесь наблюдается сочетание таких благоприятных условий, как прозрачная вода с хорошей аэрацией и притоком питательных веществ со стороны океана, небольшая глубина, постоянное достаточно медленное погружение,за которым поспевает рост рифовых построек. В раннем мелу вся пассивная атлантическая окраина Северной Америки от Мексики до Ньюфаундленда оказалась опоясанной барьерным рифом.

В основании барьерных рифов и под краем шельфа на сейсмопрофилях часто устанавливается существование погребенного краевого поднятия, которое может представлять собой либо горст фундамента, либо магматическое тело (в последнем случае ему соответствует магнитная аномалия).Риф способствует формированию бассейна локального осодконакопления.

Пострифовый осадочный, особенно в его нижней части, часто нарушен сбросами гравитационного происхождения. Эти сбросы развиваются одновременно с накоплением осадков, т.е. конседиментационно, и мощность осадков в их нижнем, висячем, крыле больше, чем в противоположном.

На ряде окраин, в частности на атлантической окраине Бразилии, в верхней ее части, наблюдается гравитационное растяжение, в нижней части, как показали П. Кобболд, и П. Сатмари, оно компенсируется сжатием, создающим линейную складчатость с характерным дугообразным изгибом осей.

Присутствие в основании пострифового комплекса эвапоритов создает предпосылку для проявления соляного диапиризма, ярко выраженного вдоль Южной Атлантики. На границе шельфа и склона происходит выдавливание соли с образованием соляных валов, как в Мексиканском заливе. Подобный диапириз на континентальных окраинах может быть связан и с глинами, например в дельтах Нигера и Миссисипи, а на подводной окраине Португалии произошло выдавливание серпентинизированных верхов мантии.

Континентальные склоны и внутренние части континентальных подножий подстилаются субокеанской, корой, т.е. резко утоненной, переработанной и часто пронизанной дайками основных магматитов первично-континентальной корой. Граница этой переходной коры и собственно океанической проходит в средней части континентального подножия и ее трудно уловить под мощной толщей осадков. Во всяком случае, границу континент/океан нельзя автоматически совмещать с зоной континентального склона, ибо положение последней часто определяется не тектоническими, а экзогенными факторами. Наращивание осадками, проградация может привести к тому, что шельф выдвинется в сторону океана и распространится на область развития океанской коры, как это случилось в районе дельты Нигера в кайнозое. Напротив, подмыв континентального склона контурными придонными течениями приводит к его отступанию в сторону континента, что и произошло под влиянием Гольфстрима в эоцене на юге североамериканской окраины Атлантики.

коллизионные Геотектонические обстановки

Столкновения энсиматической островной дуги с континентом, энсиалической островной дуги с континентом и обстановки столкновения континентов непосредственно, без разделяющих их островных дуг

Геотектонические обстановки развития платформ

Однако настоящий платформенный режим устанавливается на площади былого подвижного пояса не сразу, иногда лишь по прошествии многих десятков, в случае молодых платформ — даже нескольких сотен, в случае древних платформ — миллионов лет, с наступлением стадии накопления плитного чехла. А перед этим, в течение «доплитного» этапа, платформы проходят две подготовительные стадии, на которыx они отличаются еще повышенной подвижностью, — стадию кратонизации и авлакогенную стадию, выделенные А.А. Богдановым.

Стадия кратонизации на большей части площади древних платформ отвечает по времени первой половине среднего протерозоя, раннему рифею. Как отмечалось выше, есть серьезные основания предполагать, что на этой стадии все современные древние платформы еще составляли интегральные части единого супергинента — Пангеи I, возникшей в конце раннего протерозоя, поверхность суперконтинента испытывала общее поднятие, и накопление осадков, в основном континентальных, происходило на ограниченных площадях. Зато широкое развитие получило образование субаэральных покровов кислых эффузивов и туфов, в том числе игнимбритов, нередко несколько повышенной щелочности (калиевости). Одновременно более древние породы подвергались калиевому метасоматизму и происходило внедрение крупных расслоенных плутонов, часто в форме лополитов, основных в нижней части, более кислых — в верхней; первый тип пород обычно представлен габбро-анортозитами, второй — гранитами типа рапакиви. Если первые представляют продукт плавления нижней коры под влиянием подъема астеносферы или непосредственно подъем продуктов плавления последней, что наиболее вероятно, то граниты образуются за счет плавления верхней коры. Во всяком случае, магматизм и метасоматизм данной стадии свидетельствуют о повышенном тепловом и флюидном потоке и в свою очередь приводят к изотропизации платформенного фундамента.

Авлакогенная стадия на большинстве древних платформ соответствует среднему и позднему рифею и может захватывать и ранний венд. Она знаменует начало распада суперконтинента и обособления отдельных древних платформ, характеризуясь господством растяжения и образованием многочисленных рифтов и целых рифтовых систем, в большинстве своем затем перекрытых чехлом и превращенных в авлакогены, он дал и название стадии, подобные рифтовые системы установлены практически на всех древних платформах, особенно северного ряда (в южном ряду они превратились в позднем рифее в интеркратонные геосинклинали), — в Северной Америке, Восточной Европе (рис. 13.6), Сибири, Северном Китае и Корее. Выполнены эти палеорифты-авлакогены обломочными континентальными и мелководно-морскими осадками: кварцитами, аргиллитами, строматолитовыми карбонатами; в позднем рифее кое-где (Австралия) впервые появляются эвапориты. Разрезы обычно построены циклически. Встречаются покровы платобазальтов и силлы габбро-диоритов и габбро-диабазов, т.е. породы трапповой ассоциации, преимущественно на границе циклитов среднего и позднего рифея, позднего рифея и венда.

Рис. 13.6. Рифейские рифты (авлакогены) Восточно-Европейской платформы, по Е.Е. Милановскому (1979), упрощено: 1 — рифты и разломы; 2 — проявления магматизма; 3 — инверсионные поднятия

На молодых платформах, где доплитный этап сильно сокращен по времени, стадия кратонизации не выражена, а авлакогенная стадия проявлена образованием рифтов, непосредственно наложенных на отмирающие орогены в согласии с их простиранием. Эти рифты нередко называют тафрогенами, а соответствующую стадию развития — тафрогенной (см. гл. 12). Их выполнение представлено обломочными отложениями — красноцветными или угленосными, а также базальтами. Типичны позднетриасовые-раннеюрские грабены типа Челябинского на восточном склоне Урала и их аналоги под чехлом Приатлантической равнины в США, в Восточной Австралии и т.д. Грабены Срединной долины Шотландии и другие в Британских каледонидах относятся к той же категории.

Переход к плитной стадии (собственно платформенному этапу) завершился на древних платформах Восточной Европы, Сибири, Китая и Кореи в венде, Северной Америки — в конце кембрия, южных материков — в ордовике (Австралии — в кембрии). Он выразился в замещении авлакогенов прогибами, с расширением последних до размеров синеклиз, затоплении морем промежуточных поднятий и их превращении в антеклизы и тем самым в образовании сплошного платформенного чехла. Начало накопления плитного чехла закономерно совпадает с началом распада суперконтинентов — в венде — кембрии Пангеи I, в Юре — Пангеи II. Именно поэтому чехол молодых платформ по своему стратиграфическому объему соответствует первому слою коры современных океанов. Накопление этого чехла не было, однако, непрерывным — оно прерывалось эпохами тектонической активизации, которая выражалась в осушении платформ, перестройке их структуры, проявлении магматической деятельности. а значительных пространствах древних платформ южного ряда настоящей плитной стадии еще не наступило, а процесс ограничился образованием изолированных синеклиз («синеклизная» стадия).

На молодых платформах Евразии плитная стадия началась в средней юре; по существу, то же относится к Восточной Австралии и Патгагонии. Соответственно здесь плитный чехол отвечает одному (на эпигерцинских платформах) или двум (на эпикаледонских платформах) циклам чехла древних платформ.

Геотектонические обстановки развития внутриплитного орогенеза

Столкновение лит.плит, области эпикратного орогенеза. Хар-но широкое развитие эффузивного вулканизма, угленосные депрессии.

Геотектонические обстановки развития континентальных рифтов

На континентах ныне активной является система Восточно-Африканских рифтов, где при активном вулканизме происходит раздвижение и утончение континентальной коры и в некоторых местах (Афар) уже формируется океаническая кора. Развитие этой зоны может привести к образованию нового океана. Такие рифты образуются в результате поднятия к поверхности больших участков горячей мантии — плюмов, приподнимающих и растягивающих кору. Для активных рифтов характерен интенсивный вулканизм.

Методика геотектонического анализа

В ходе геотект.анализа осущ.анализ геологических тел и структур как критериальных признаков геотектонических обстановок.

Анализ геологических тел и структур, критериальных признаков геотектонических обстановок и их возрастных отношений

Изучение кинематики тектонических движений

Выявление геотетконических парагенезов

Геотектоническое районирование

Тектонические движения их классификация.

Тектонические движения – механические перемещения материала тектоносферы под действием внутренних и внешних сил, приводящих слои литосферы к дислокациям с образованием тектонических элементов разного ранга и к качественному изменению пород (метаморфизму, трещиноватости, оруднению).

Существует несколько классификаций тектонических движений, но наиболее известными являются классификации В.Е. Хайна, В.В. Белоусова.

Хайн разделил все тектонические движения по уровню их зарождения в земном шаре. Он все тектонические движения разделил на:

Общие колебания (в ядре Земли);

Сверхглубинные движения (в нижней мантии);

Глубинные движения в верхней мантии в результате физико-химических процессов;

Коровые движения (производные от глубинных движений) делятся на складчатые и разрывные;

Покровные (поверхностные) возникают в результате перетока пластичных масс или гравитационного соскальзывания крупных пластин осадочного чехла, что приводит к образованию складок нагнетания и гравитационного скольжения;

Экзотетконические – вызываются ограниченными по площади процессами уплотнения и разбухания осадочных пород и движениями материков, оползнями т.д.

Белоусов классифицирует все тектонические движения по охвату тектоническими движениями того или иного объема земной коры:

Общекоровые охватывают всю земную кору по всей ее толщине, в результате которых происходят медленные поднятия и опускания больших территорий, развитие глубинных разломов различного типа и структурное развития земной коры в целом;

Внутрикоровые локализуются в некотором объеме земной коры;

В основу любой классификации положены следующие критерии:

а) характер создаваемых этими движениями тектонических структур;

б) глубина заложения соответствующих структур в земной коре и мантии;

в) кинематические особенности движений.

Самыми важными критериями является глубина заложения. Критерий б) тесно связан с а).

На современном этапе выделяют следующие главнейшие типы тектонических движений и деформаций земной коры:

Планетарные движения. Чередование планетарных поднятий и опусканий во времени носит периодический характер, причем наблюдается наложение одних периодов на другие разной длительности. Проявляются эти движения в виде трансгрессий и регрессий вод Мирового океана;

Сверхглубинные движения. Сюда относятся сопреженные поднятия и опускания крупных сегментов земной коры;

Глубинные движения – вызываются процессами, происходящими в верхней мантии. Они приводят к образованию крупных структур, входящих в состав геосинклинальных поясов и платформ. Вертикальные глубинные движения делятся на волновые и глыбовые. Такие движения называются эпейрогеническими;

Коровые движения делятся на существенно вертикальные и существенно горизонтальные, а также на складчатые и разрывные;

Покровные или поверхностные движения – деформация осадочного слоя земной коры;

Экзотектонические движения связаны с диагенезом пород осадочного чехла, с процессами денудации, гипергенеза и в результате движения ледников.

Все тектонические движения по времени их проявления разделены на 3 категории: современные, новейшие, древние.

Современные тектонические движения – движения последних трех веков. Начало изучению этих движений положил шведский естествоиспытатель Цельсий в 18в.

Новейшие тектонические движения изучает неотектоника. К ним относятся движения, которые происходили за последние 40млн.лет. Наряду с ними выделяют еще молодые движения, относящиеся к Q₄.

Методы анализа современных тектонических движений

Для их изучение применяют следующие методы:

Историко-археологический метод основан на наблюдениях за изменением гипсометрического положения или пространственной ориентации памятников человеческой культуры и современных строений;

Метод водомерных наблюдений основан на измерении уровня моря по засечкам на специальных столбах – фудштоках;

Геодезический метод – метод повторного нивелирования;

Метод, основанный на изучении изменения УГВ. При поднятии земной коры УГВ понижается и наоборот.

Методы анализа новейших тектонических движений

К новейшим тектоническим движениям относятся движения N-Q периода до начала периода современных тектонических движений. N и Q обязаны своим происхождением многочисленные геоморфологические элементы.

Основными методами изучения являются:

Морфологические методы – построение и анализ карт порядков долин, базисных поверхностей и остаточного рельефа.

Карты порядков долин позволяют изучать речную долину в развитии. На этих картах участки новейших тектонических движений характеризуются быстрым переходом долин стока в овраги – бассейны – реки.

Карты базисных поверхностей отражают тальвеги в изолиниях.

Карты остаточного рельефа характеризуют области длительного подъема.

Орографический метод основан на изучении зависимости форм рельефа от амплитуды и направления движения земной коры;

Батиметрический метод аналогичен второму. но применяется дял изучения движения дна водных бассейнов;

Изучение речной сети и речных долин.