Глубинное строение структурно-вещественных подразделений земной коры

Систематика геодинамических обстановок (ГО), описываемых в рамках плейт-тектонической концепции, выполняется в соответствии с их формированием вдоль границ литосферных плит трех типов. Выделяются ГО: 1) внутриплитные; 2) растяжения (дивергентные; 3) сжатия (конвергентные); 4) сдвиговые (трансформные).

Внутриплитные геодинамические обстановки

Внутренние части литосферных плит характеризуются значительным разнообразием геодинамических обстановок. Их классификация в соответствии с источником энергии предусматривает выделение двух основных типов: 1) ГО, инициированные тектоническими процессами на границах плит при их горизонтальных перемещениях; 2) мантийно-инициированные ГО.

Формирование обстановок первого типа обусловлено воздействием на внутренние области плит динамических напряжений на их границах. С этими процессами связываются вертикальные движения, определяющие формирование приповерхностных структур погружения и поднятия (синеклиз и антек-лиз). В обширных областях торошения коллизионных орогенов формируются внутриплитные структуры типа Рейнского грабена и Байкальского рифта, которые часто не имеют отчетливой связи с границами плит. Проявлением внут-риплитной активности, индуцированной коллизией, является происходящее в обстановке горизонтального сжатия эпиплатформенное горообразование с формированием систем литосферных мегаскладок, или складок основания (Тянь-Шань, Алтай и др.), и формирование внутриконтинентальных сдвигов.

Типичными формами внутриштатной тектоники являются: континентальный рифтпогенез, горообразование, обусловленное подъемом мантийных плюмов (например, поднятия Тибести и Ахаггар в Африке), инверсия авлакогенов и пр.

Образование мантийно-инициированных ГО связывается с результатами действия мантийных струй (или мантийного диапиризма). Последовательное развитие этого процесса, в соответствии с классической схемой Дж.Т. Уилсона 1965 г., приводит к заложению горячих точек и далее к риф-тогенезу, который обуславливает формирование внутриштатных осадочных бассейнов. Особый тип внутриштатных обстановок «пассивных окраин» развивается в переходной континентально-океанической зоне в ходе рифтогенной и океанической стадий эволюции. К числу внутриплитных обстановок относятся океанические абиссальные равнины.

Горячие точки и мантийные плюмы. Формирование горячих точек и мантийных плюмов связывается с подъемом горячих струй мантийного вещества, источники которых могут располагаться на разных глубинах и инициироваться процессами как в ядре Земли, так и в мантии. Следствием является разогрев верхней мантии под литосферной плитой и проявление 60

Глубинное строение горячей точки

Рис. 2.11. Глубинное строение горячей точки

вулканизма во внутренних частях литосферных плит в форме цепи вулканических центров, которые, предположительно, были образованы плюмами в перемещающихся над ними плитах.

На земной поверхности горячие точки проявляются высокой современной или былой вулканической активностью - изометричными областями проявления базальтоидного и щелочно-базальтоидного магматизма. Поперечные размеры горячих точек варьируют от 50 км до нескольких сотен километров. Формирование горячих точек обусловлено активностью относительно стационарной и долгоживущей тепловой аномалии в мантии, являющейся источником магм и питающей вулканы внутренних частей литосферных плит. В течение всего периода своего развития горячая точка остается строго фиксированной относительно земных координат и независимой от системы движущихся над ней литосферных плит. Наиболее контрастно этот процесс проявлен в пределах океанов, где точки составляют цепь вулканических островов, подводных гор, гайотов (рис.2.11).

В пределах этих цепей происходит постепенное удревнение вулканизма по мере удаления от современной горячей точки, что связывается с последовательным «прожиганием» движущейся над ней литосферной плиты (так называемый «след» горячей точки или плюма). Характерным примером является цепь вулканических сооружений от Императорского хребта до архипелага Гавайских островов в Тихом океане (рис.2.12). В пределах современной Земли выделяются от нескольких десятков до сотни таких структур.

Закономерное возрастание возраста островов в пределах

Рис.2.12. Закономерное возрастание возраста островов в пределах

Гавайско-Императорской вулканической цепи (по данным Б.Л.Кеннет, 1987)

Под мантийным плюмом понимается объем горячего и пластичного материала, гравитационно поднимающийся из мантии, протыкающий литосферу и выраженный явлениями рифтогенеза и сопутствующей интенсивной вулканической деятельностью на земной поверхности.

По геофизическим данным, мантийный плюм представляет собой субвертикальное внутримантийное цилиндрическое тело (мантийную струю), иногда с раздувом в верхней части, сложенное разогретым и имеющим пониженную вязкость материалом мантии Земли, которое создает повышенный тепловой поток в литосфере. В сечении верхней мантии (на глубинах от 200 до 600 км и более) мантийные плюмы, по данным сейсмотомографических исследований, проявляются как низкоскоростные области цилиндрической формы.

Результаты численного решения задачи внедрения мантийного плюма в литосферу показали, что горячие пластичные массы, достигнув уровня астеносферы, формируют многочисленные промежуточные очаги в прикро-вельной части плюма и распадаются на серию более мелких горячих точек. Обобщенная модель супер-плюма часто представляется в виде соподчиненной последовательности: грибообразный плюм в нижней мантии ветвится на несколько меньших по размеру плюмов в верхней мантии, которые, в свою очередь, расчленяются на горячие точки в основании литосферной плиты (рис.2.13).

Литосфера

2900 км

OCX

670 км

Нижняя мантия

Верхняя машпя

Мантийные плюмы и горячие точки

Рис.2.13. Мантийные плюмы и горячие точки

Ядро

Характерными проявлениями мантийных плюмов являются кимберлитовые провинции и трапповые поля, географически широко проявленные на Земле (рис.2.14).

Породы внутрикоитинентальных мантийных плюмов и горячих точек имеют, в основном, риолитовый состав, реже трахитовый, а в некоторых случаях - базальтовый. С проявлением этих процессов связывается заложение кимберлитовых полей и виутриплитиый магматизм, состав которого варьирует от кварцевых сиенитов до щелочных гранитов.

Древние горячие точки часто перекрыты более молодыми осадочными толщами и картируются по характерной радиально-концентрической зональности геофизических полей, фототоновых и линеаментных особенностей космических снимков. Методами глубинных геолого-геофизических исследований устанавливаются следующие аномальные особенности проявления горячих точек или мантийных плюмов: пониженные значения скорости мантии, утонение земной коры и литосферы в целом, подслаивание коры за счет коро-маитийной смеси.

Таким образом, диагностика мантийных плюмов и горячих точек выполняется с учетом следующих диагностических признаков: закономерное

Схема кимберлитовых провинций, континентальных и океанических базальтов и платобазальтов мира (с использованием материалов N.Fametani, N.Richards, 1994 и N.Janse, 1992). Кимберлитовые провинции

Рис.2.14. Схема кимберлитовых провинций, континентальных и океанических базальтов и платобазальтов мира (с использованием материалов N.Fametani, N.Richards, 1994 и N.Janse, 1992). Кимберлитовые провинции: 1 - Якугия, 2 - Архангельск, 3 - Восточный Китай, 4 - Австралия, 5 - Южная Африка, 6 - Центральная Африка, 7 - Западная Африка, 8 - Бразилия, 9 - Венесуэла, 10 - Слэйв, GBR - базальты Рио-Гранде

  • 1 - ареалы океанических базальтов, континентальных и океанических базальтов и платобазальтов;
  • 2 - кимберлитовые провинции; 3 - следы горячих точек; 4 - срсдинно-оксаничсскис хребты;
  • 5 - субдукционные зоны; 6 - региональные сдвиги
Проявление Архангельской кольцевой структуры в потенциальных полях

Рис.2.15. Проявление Архангельской кольцевой структуры в потенциальных полях: а - тектоническая схема консолидированного фундамента; б - тектоническая схема платформенного чехла; в, г - карты гравитационного и аномального магнитного полей в форме псевдорельефа с искусственной подсветкой. Стрелка указывает направление искусственной подсветки

радиально-концентрическое расположение объектов щелочного магматизма и разрывных дислокаций относительно центра; аномальное строение разреза земной коры и мантии (пониженные значения скорости мантии, утонение земной коры и литосферы в целом, подслаивание коры за счет коромантийной смеси); пространственно-генетическая взаимосвязь с секущими рифтогенными структурами.

Именно этот набор признаков характерен для Архангельской кольцевой структуры, маркирующей область одноименной кимберлитовой провинции. Здесь отмечается радиально-концентрическая зональность гравитационного и магнитного полей, наиболее отчетливо проявляющаяся на картах, представленных в форме псевдорельефа. Диаметр этой кольцевой структуры составляет около 200 км (рис.2.15).

Аналогичное проявление в потенциальных полях имеет Ефремовская кольцевая структура, выделенная автором в пределах Воронежского массива юга Восточно-Европейской платформы. Эта структура пересечена одним из наиболее детальных и высококачественных опорных геофизических профилей (геотраверсов) «1-ЕВ». На сейсмическом разрезе МОВ-ОГТ (данные ФГУ НПП ООО «Спецгеофизика»), геоэлектрическом, эффективной намагниченности и псевдоплотностном разрезах эта структура проявляется: утоне-64

Глубинный разрез земной коры Ефремовской горячей точки

Рис.2.16. Глубинный разрез земной коры Ефремовской горячей точки: а - сейсмический разрез МОВ-ОГТ; б - схематизированный гсолого-гсофизичсский разрез

1 — зоны повышенной рефрективности земной коры поданным МОВ-ОГТ; 2-3 - сбросовые (2) и надвиговые (3) дислокации, намеченные по комплексу сейсмических, гравиметрических, магнитометрических и геоэлектрических данных; 4-5 - границы радиальной расслоености земной коры: 4 - главные (Fo- подошва платформенного чехла, К - подошва гранито-метаморфического слоя, М - граница Мохоровичича), 5 - второстепенные

нием коры с центриклинальным погружением разрывных дислокаций; увеличением мощности гранито-гнейсового слоя; изменением физических параметров на всю мощность земной коры (рис.2.16).

Внутриконтинентальные рифты. Под рифтом понимается линейный прогиб в рельефе земной поверхности, ограниченный системой субпараллельных сбросов (часто со значимой сдвиговой компонентой смещений смежных блоков). Под действием горизонтально ориентированных сил растяжения мощность земной коры и литосферы в целом здесь существенно умень-65 шена. Отдельные внутриконтинентальные рифты имеют протяженность до сотен километров; ширину от 10-20 до 60 км; мощность - до 10-15 км.

Рифтогенные системы, образованные группой рифтов, могут по протяженности достигать нескольких тысяч километров при ширине до 500-1000 км. Морфология внутриконтинентального рифта и характер глубинных дислокаций, в том числе пологонаклонной зоны деструкции земной коры и верхней мантии, описываются моделью «простого сдвига» (или моделью Вернике): асимметричная грабенообразная морфология рифтогенной впадины с увеличением мощности рифта в опущенных крыльях листрических сбросов (рис.2.17).

Рифтовая долина заполняется синрифтовым комплексом - совокупностью осадочных (моласса) и вулканогенных (базальты) толщ. В условиях аридного климата в рифтовый комплекс входят соленосные отложения; в гу-мидном климате - угленосные отложения. Верхи разреза рифта иногда представлены маломощными морскими и озерными осадками. Главными особенностями глубинного строения рифта являются: рифтовая долина, полого наклонная зона деструкции литосферы; утонение земной коры и литосферы в целом; изменение физических параметров подкоровой мантии.

Обобщенная модель глубинного строения внутриконтинентального рифта

Рис.2.17. Обобщенная модель глубинного строения внутриконтинентального рифта («) и теоретическая модель «чистого сдвига» (6). Здесь и далее указаны средняя скорость продольных волн, км/с; в скобках - плотность образований земной коры, г/см3

Последовательность заложения цепи горячих точек (а) и рифтогенных впадин и авлакогенов (б)

Рис.2.18. Последовательность заложения цепи горячих точек (а) и рифтогенных впадин и авлакогенов (б)

Научными исследованиями современных и древних рифтогенных структур установлена их пространственно-генетическая связь с горячими точками (рис.2.18).

На начальной стадии в пределах горячих точек происходят мощные извержения лав щелочно-основного состава; далее закладывается трехлучевая система глубинных дислокаций литосферы (рис.2.18, а). Два луча дают начало расколу континента и заложению протяженной зоны внутриконтиненталь-ного рифтогенеза. Третий луч отмирает и проявляется в пределах современных платформ как авлакоген, ориентированный в направлении от границы плиты к ее центральной части (рис.2.18, б).

Результатом рифтогенных процессов часто является формирование сетевидно пересекающихся рифтогенных зон, относительно равномерно распределенных в базальной части сформированного осадочного бассейна. На окраинах современных платформ, отвечающих дивергентным границам плиты, могут развиваться эшелонированные субпараллельные цепи рифтов.

Внутриконтинентальные бассейны. Под внутриконтиненгпалъным бассейном понимается ареал накопления субгоризонтально- или пологоде-формированных осадочных (или вулканогенно-осадочных) неметаморфизо-ваиных горных пород, локализованных в виде сплошного покрова во внут-67

ренней стабильной части литосферной плиты на консолидированном фундаменте континентального типа. Границей раздела осадочного бассейна и консолидированного фундамента является структурное несогласие и длительный (не менее одного-двух геологических периодов) перерыв в осадконакоплении. Средняя мощность неметаморфизованного осадочного чехла в пределах древних платформ составляет 3-5 км. Участкам с наибольшей мощностью чехла (10-12 км и более) отвечают аномальные области утоненной коры и литосферы в целом.

Для внутриконтинентальных бассейнов характерна стабильность осадконакопления на больших площадях, что проявляется в выдержанности по площади маломощных осадочных комплексов, мелководности осадков, малой фациальной изменчивости. В составе чехла выделяются континентальная обломочная, карбонатная, угленосная и эвапоритовая формации. Наиболее распространенными магматическими породами на платформах являются образования трапповой ассоциации.

Петрофизические характеристики образований внутриконтинентальных бассейнов и, соответственно, характер их проявления в потенциальных геофизических полях и на сейсмических разрезах зависят от состава, степени литификации и мощности, а также массовой доли комплексов с аномальными плотностными характеристиками. Эти взаимосвязи могут быть рассмотрены на примере палеозойско-мезозойского чехла Тимано-Печорского региона. Плотность нижнего терригенного комплекса (кембрий - ордовик) изменяется от 2,45 до 2,65 г/см3; скорость VP - от 2,0 до 3,6 км/с. Плотность верхнего карбонатного комплекса (поздний девон - ранняя пермь) - 2,50-2,70 г/см3; скорость VP- от 3,0 до 4,1 км/с. Плотность верхнего терригенного комплекса составляет от 2,30 до 2,60 г/см3; скорость VP= 1,94-3,1 км/с. Средняя плотность осадочной толщи палеозойских и мезозойских отложений изменяется в пределах от 2,40 до 2,65 г/см3. Интегральная плотность фанерозойского осадочного чехла Восточно-Европейской платформы (с введением поправки за флюидонасыщенность) варьирует от 2,30 до 2,60 г/см3; скорость VP- от 1,9 до 3,9 км/с.

Осадочный чехол внутриконтинентальных бассейнов характеризуется относительно слабой тектонической дислоцированностью. Тем не менее, здесь формируются антеклизы, синеклизы, валы, диапиры, купола, локальные поднятия, надразломные складки, складки облекания и др.

Синеклиза - крупная длительно прогибавшаяся впадина, имеющая в плане изометричную форму с размером в поперечнике до нескольких сотен километров. Слои платформенного чехла полого наклонены к центру синеклизы. В качестве особого типа синеклиз выделяются трапповые синеклизы, верхние части разреза которых слагают породы платобазальтовой формации. Осадочный чехол трапповых синеклиз интенсивно интрудирован дайками и силлами основных магматитов (рис.2.19).

Синеклизы сопряжены с соседними антеклизами, которые представляют собой крупные относительные поднятия кровли фундамента платформы размером в несколько сотен километров в поперечнике. Форма антеклиз в плане 68

Трапповая синеклиза

Антеклиза

О О О 4

> О О 4

Обобщенный разрез литосферы трапповой синеклизы древней платформы 1-4 - структурно-вещественные подразделения (СВП) земной коры и верхней мантии

Рис.2.19. Обобщенный разрез литосферы трапповой синеклизы древней платформы 1-4 - структурно-вещественные подразделения (СВП) земной коры и верхней мантии: 1 - литосферная мантия, 2 - нижнекоровый мегаслой, 3 - среднекоровый мегаслой, 4 - гранито-гнейсовый слой верхнекорового «гранито-метаморфического» мегаслоя; 5,6- СВП внутриконтинентального рифтогенеза (в том числе 6 - платобазальтовая ассоциация, б - внемасштабные тела); 7 - осадки впутрикоптинентальных бассейнов; 8 - главные границы радиальной расслоепности литосферы (М - граница Мохоровичича, L - подошва литосферы); 9 - глубинные разрывные нарушения (а - главные, б - второстепенные)

изометричная или эллипсовидная. Отложения платформенного чехла обычно полого наклонены от ее центра к краям. Морфология поверхности фундамента и строение низов чехла в значительной мере определяются рифтами и авлакогенами, возникшими на начальном этапе развития платформы. В ареалах развития мощных соленосных толщ широко распространены соленосные диапиры. В результате вертикальных движений формируются куполовидные и брахиморфные складки, которые обусловлены диапиризмом, облеканием рифов и малых интрузий в пределах континентальных платформ.

Заложение внутриконтинентальных осадочных бассейнов обычно обусловлено проявлением континентального рифтогенеза и последующего пострифтового опускания. Геоморфологически современные бассейны выра жены окраинными и внутренними морями (например, Северное и Балтийское моря), а также крупными озерами.

Пассивные континентальные окраины. Представляют собой особый тип внутриштатных обстановок, который формируется в переходной зоне от континента к океану и для которого характерно накопление мощных (до 10 км и более) толщ осадочных пород. Протяженность современных пассивных окраин континентов составляет тысячи километров при средней ширине в несколько сотен километров и мощности осадочных отложений до 20 км (рис.2.20).

В составе пассивных окраин выделяется три главных элемента: шельф, континентальный склон и континентальное подножие (рис.2.21).

Шельф представляет собой окраину континента с пологим погружением поверхности, простирающуюся от береговой линии до верхней кромки континентального склона, лежащей на глубине от 200 до 600 м ниже уровня моря. Шельф развивается на утоненной коре континентального типа мощностью 25-30 км. Шельфовые осадки, накапливающиеся в результате привноса обломочного материала с суши, представлены морской молассовой и угленосной формациями. На внешней кромке шельфа в условиях тропического климата образуются барьерные рифы.

Континентальный склон, сформированный на утоненной коре континентального типа, представляет собой уступ пассивной континентальной окраины, опускающийся от глубин 200-600 м до 2,5 км и более и отличающийся повышенным (от 3-5 до 30-40°) уклоном дна. Он сегментирован серией грабенов, субпараллельиых краю океанической коры и ступенчато погружающихся от континента в сторону океана. Типоморфными осадочными формациями этой зоны являются флишевая и флишоидная, олистостромовая. Эта зона характеризуется моноклинальным или ступенчато-моноклинальным погружением фундамента и повышенной (10-12 км) мощностью осадков. По континентальному склону происходит быстрое переотложение мощных толщ шельфовых осадков вниз, которое описывается механизмом лавинной седиментации (А.П. Лисицин, 1992). Характерными тектоническими структурами здесь являются дислокации листрической морфологии и складки, сформированные в условиях гравитационного скольжения осадков.

Континентальное подножие представляет собой аккумулятивную террасу у подножия континентального склона, сложенную мощной (до 15 км) толщей осадков, залегающих на коре переходного типа, близкой к океанической коре. Осадки представлены флишевой, флишоидной и олистостромовой формациями. Ширина континентального подножия достигает сотен километров. Континентальное подножие занимает промежуточное положение между континентальным склоном и ложем абиссальной равнины на глубинах порядка 2,5-4,0 км. Характеризуется накоплением мощной толщи осадков -продуктов лавинной седиментации, среди которых изобилуют турбидиты.

Петрофизические характеристики образований древних пассивных окраин зависят от возраста, степени литификации и положения в разрезе. Так, геолого-геофизическое моделирование раннепалеозойских образований в разрезе Алтае-Саянской складчатой области выполняется по характерному значению скорости VP = 5,95+6,25 км/с и расчетному значению плотности 2,65-2,75 г/см3. 70

i' иа к:» eh>

Рис.2.20. Пассивные континентальные окраины мира

1-3 - типы разрезов литосферы: 1 - континентальный, 2 - пассивной континентальной окраины, 3 - океанический; 4-6 - тектонические границы: 4 - зоны епрединга, 5 - зоны субдукции, 6 - сдвига и неустановленного типа (а - главные, б - второстепенные)

Разрез пассивной континентальной окраины

Рис.2.21. Разрез пассивной континентальной окраины

Н, м

Нерасчлененные отложения рифейской пассивной окраины и чехлов микроплит выделяются на разрезах ГСЗ скоростными интервалами от 6,10 до 6,40 км/с при средних значениях Vp = 6,20-^6,30 км/с (расчетная плотность -2,72-2,75 г/см3). В приповерхностной части разреза Западного Урала скорость Vp рифейских отложений на разрезе ГСЗ составляет от 5,00 до 6,10 км/с; на более глубинных уровнях разреза Восточно-Уральского мегаблока значение Vp возрастает до 6,30 км/с.

Характерными примерами современных пассивных континентальных окраин являются значительная часть окраин Атлантического океана и арктический шельф Евразии. Комплексы древних рифейских, палеозойских и мезозойских пассивных континентальных окраин широко проявлены в составе консолидированной коры Евразийского континента. В большинстве структур эти образования испытали интенсивные деформации в ходе последующих орогенных процессов.

Заложение наиболее распространенного в современных условиях и в геологическом прошлом эпирифтогенного типа пассивной окраины относится к стадии континентального рифтогенеза, который сопровождался растяжением и утонением континентальной коры, формированием грабенов, излиянием щелочных базальтов и завершался разрывом сплошности коры и заложением океанического бассейна. На более поздней стадии развития эти бассейны входят в состав внутренних частей плит, так как граница плиты в ходе спрединга отодвигается от начальной позиции.

Абиссальные равнины. Под абиссальными равнинами понимаются обширные области океанского дна, располагающиеся около континентального подножия на глубинах 3500 м и более. Глубинный разрез характеризуется двухэтажным строением: офиолиты, образующиеся в мантии и самой зоне спрединга, и покрывающие их базальты составляют фундамент океанической платформы; осадочная часть комплекса мощностью в первые сотни метров представлена пелагическими и абиссальными глинами и карбонатами, кремнеземом вместе со спорадически присутствующими внутриплитными вулканитами повышенной щелочности.

В структуре древних складчатых областей комплекс сохранился фрагментарно в виде аллохтонов, тектонических пластин и меланжей, надвинутых при обдукции на край континента и включенных затем в состав аккреционного или коллизионного комплекса.

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ ОРИГИНАЛ   След >