Плотностная и скоростная модели коры и мантии Земли

Плотностная и скоростная структура коры и мантии Земли определяется составом горных пород, температурой и давлением. В структуре литосферы выделяют слои: К — осадочный (или осадочно-вулканогенный); К2 — гранитно-метаморфический; К3 — базальтовый; М — подкоровый (литосферная мантия).

Верхняя часть земной коры сложена осадочными породами, а также кислыми и средними магматическими и близкими им по состав метаморфическими породами. Она состоит из осадочного и гранитного (гранитно-метаморфического) слоев.

Осадочный слой изменяется по толщине от 0 на щитах платформ и в складчатых областях до 20 км в прогибах. Его плотность в среднем 12—15 г/см3, а скорость продольных волн изменяется от 15—1.5 км с в рыхлых породах верхней части разреза до 3—4,5 км/с на глубинах порядка 2 км. Скорость довольно сильно варьирует в зависимости от относительного содержания в разрезе карбонатных, терригенных и эффузивных пород.
В земной коре континентов плотность и скорости сейсмических волн возрастают с глубиной в основном из-за изменений минералогического состава пород, а также из-за повышения давления. Влияние температуры, как правило, невелико. Лишь в отдельных активных тектонических областях оно оказывается достаточным для возникновения волноводов — внутрикоровых зон пониженных скоростей и упругих волн, обычно на глубинах порядка 15—20 км — в нижней части гранитного слоя.

Гранитно-метаморфический слой варьирует по толщине от 0 до 25 км. Он отсутствует в океанах и в отдельных частях горных областей (например, Урала), а также под некоторыми платформенными и межгорными прогибами. Его средняя плотность равна 2,6—2,7 г/см3, а скорости продольных волн 5,5—6 км/с.

Нижний слой континентальной коры и почти вся океаническая гора сложены породами основного состава. Этот (базальтовый) слой имеет толщину от 5 до 20 км, плотность 2,9—3,0 г/см3 и скорость продольных волн 6,5—7,2 км/с. Его нет только на небольших зонах:горных областей, где велика мощность гранитного слоя.

Нижняя граница земной коры — раздел Мохо почти повсеместно выражается скачками скоростей: продольных волн с 6,7—7,2 до 78—8,5 км/с, поперечных волн — с 3,7—4,2 до 4,4—5 км/с и скачком плотности на 0,3—0,4 г/см3. В отдельных районах обнаружена переходная зона от коры к мантии толщиной порядка 5 км.

В верхней мантии на разных глубинах (в зависимости от теплового состояния) выделяется зона пониженных скоростей сейсмических волн (волновод, астеносфера). Под континентами она имеет большую глубину залегания верхней границы и меньшую толщину, чем под океанами, а под холодными пассивными платформенными областями практически не выделяется. Эта зона имеет тепловую природу и нерезкие границы. Она обусловлена частичным плавлением мантийного вещества на глубинах 100—200 км в связи с приближением реальной геотермы к кривой плавления. В областях надежно установленной астеносферы (под океанами и рифтовыми зонами континентов) в ней, кроме понижения скорости продольных волн на 0,2—0,3 км/с, возможно тепловое разуплотнение верхней мантии на величину - 0,05 г/см3. Астеносфера выделяется, кроме того, уменьшением удельного электрического сопротивления, что связанно с повышением температуры и частичным плавлением вещества.

Билет №7.

Петрохимические серии магматических пород (толеитовая, щелочно-оливин-базальтовая, щелочная и известково-щелочная-андезитовая).

2. Строение складчато-покровных областей. Основные структурные элементы (на примере складчатых поясов обрамления Сибирской платформы).

Общая характеристика

Существует два главных типа складчатых поясов. Один из них состав­ляют межконтинентальные пояса, возникшие на месте вторичных океа­нов, образовавшихся в свою очередь в результате деструкции суперкон­тинента Родиния. К этому типу принадлежат все перечисленные выше складчатые пояса, кроме тихоокеанских. Последние составляют второй тип складчатых поясов — окраинно-континенталъный, образовавшийся на границе Родинии и ее фрагментов с Прапацификом — предшествен­ником Тихого океана. Межконтинентальные пояса заканчивают свое развитие полным поглощением океанской коры и столкновением — кол­лизией — ограничивающих их континентов. Окраинно-континентальные пояса еще не закончили свое развитие, и кора Тихого океана продолжает субдуцировать под эти пояса. Вот почему пояса первого типа именуются еще коллизионными, а второго типа — субдукционными.

Внутреннее строение складчатых поясов отличается большой слож­ностью, ибо любой такой пояс представляет собой коллаж разнород­ных структурных элементов — обломков континентов, островных дуг, образований ложа океанов и их окраинных морей, внутриокеанских поднятий. Присутствие в пределах складчатого пояса крупных (многие сотни километров в поперечнике) глыб более древней, докембрийской континентальной коры, обломков протерозойских суперконтинентов, выделявшихся прежде под названием срединных массивов, а ныне назы­ваемых по аналогии с подобными структурами в современных океанах микроконтинентами, служит основанием для подразделения складчатых поясов на отдельные складчатые системы, находящиеся между такими микроконтинентами или между ними и настоящими континентами. По­добными складчатыми системами являются Уральская, Южно- и Северо-Тяныпаньские, Большой Кавказ и др. Их протяженность составляет более тысячи, поперечник — несколько сотен километров. Иногда не­сколько систем группируются по структурному и (или) историческому признаку в складчатые области — например, Восточно-Казахстанскую и Алтае-Саянскую в Урало-Охотском поясе, Западно-Средиземномор­скую, Карпато-Балканскую — в Средиземноморском.

Внешние зоны периферических складчатых систем. В отличие от внутренних зон эти зоны однообразны по развитию и строению.

Характерной чертой внешних зон является их расположение на той же континентальной коре, что и кора (фундамент) прилегающей плат­формы. Фундамент платформы, как показывают сейсмические профили Аппалачей, Канадских Кордильер и отчасти Урала, либо плавно, либо сту­пенчато, по системе листрических сбросов, погружается под осадочный

комплекс внешних зон. Этот осадочный комплекс, отвечающий обра­зованиям внешнего шельфа и континентального склона, обычно оказы­вается сорванным с фундамента и перемещенным на значительное рас­стояние — на многие десятки, даже более сотни километров — в сторону платформы. При этом он приобретает характерную моновергентную че-шуйчато-надвиговую структуру с отдельными более крупными шарья-жами. В строну платформы поверхность надвигания нередко смещается на более верхние уровни, совпадающие с высокопластичными пачками глин или эвапоритов. Иногда близ поверхности надвиги не проявляют­ся, и мы наблюдаем лишь асимметричные антиклинали, но на глубине крутые крылья последних оказываются срезанными надвигами. Помимо основных надвигов, отвечающих главной, направленной к кратону вер-гентности, отмечаются меньшего масштаба надвиги встречного направ­ления на пологих крыльях складок, вырезающие приподнятые треуголь­ники. Существуют основания думать, что главные надвиги могут быть унаследованными от листрических сбросов былой пассивной окраины.

Граница внешних зон с внутренними обычно проводится по перво­му от платформы «офиолитовому шву», но надо иметь в виду, что такая демаркация нередко может оказаться условной. Так, в случае с Уралом представляется вполне логичным разграничивать внешние и внутренние зоны по Главному Уральскому надвигу; однако нет уверенности в том, что фундамент Восточно-Европейского континента не продолжается да­лее к востоку под тектоническими покровами Тагильского и Магнито­горского «синклинориев». Тем более нельзя проводить эту границу по западному краю отдельных офиолитовых шарьяжей западного склона Урала вроде Кракинского или Бардымского.

Описанный структурный стиль внешних зон обнаруживает удиви­тельную выдержанность и сходство в географически удаленных друг от друга складчатых системах, из которых помимо Урала, Аппалачей, Ка­надских Кордильер упомянем Верхоянье, Большой Кавказ, Копетдаг, Пиренеи, Альпы, Апеннины, Карпаты, Динариды-Эллиниды, Загрос, Белуджистан и Индо-Бирманские цепи.

Ширина внешних зон колеблется от нескольких десятков до не­скольких сотен километров. Наиболее широкой внешней зоной обладает Верхояно-Колымская система Российского Северо-Востока; ее ширина достигает 900 км.

Отложения, слагающие внешние зоны, накапливались, как уже отмеча­лось, в условиях внешнего шельфа и континентального склона, но их ниж­ние горизонты могли образовываться еще в рифтогенную стадию развития пассивной окраины, как это предполагается для рифея западного склона Урала. В литолого-формационном отношении вышележащие осадки от­носятся к шельфовым карбонатам, песчано-глинистым образованиям,

эвапоритам, а также к кремнисто-глинистым и (или) флишсвым отложе­ниям континентального склона. Характерной считается амагматичность внешних зон. Именно это дало основание Г. Штилле выделять эти зоны в качестве миогеосинклиналей, т. е. «не совсем геосинклиналей», в отличие от эвгеосинклиналей, т. е. настоящих высокомагматичных геосинклиналей внутренних зон. Представление об амагматичности внешних зон орогенов не вполне точно — здесь встречаются покровы и силлы основных магмати-тов, а также кольцевые ультраосновные — щелочные плутоны, образовав­шиеся на рифтогенной стадии развития пассивной окраины.

В дистальной части внешних зон могут появляться покровы пород кристаллического фундамента, которые первоначально слагали подня­тия на внешнем крае шельфа. Такие покровы известны в Гренландских каледонидах, в Гималаях. В тыльных частях внешних зон метаморфи­ческий фундамент нередко принимает участие в складчато-надвиговых деформациях, образуя поднятия. Таковы Внешние кристаллические массивы Западных Альп, Высокие Гималаи, зона Уралтау на Урале, Блю Ридж в Аппалачах, докембрийские массивы в Восточной Кордильере и палеозойские в Центральной Кордильере Северных Анд и др. В их глу­боком тылу могут сохраниться отложения внешнего шельфа и континен­тального склона, как в Тетис-Гималаях или Западных Альпах. Вдоль про­стирания внешних зон «тонкокожая» (гЫп-зктпес!), со срывом чехла с фундамента, структура может смениться «толстокожей» (гЫск-зктпес!), с участием фундамента в деформациях, как это происходит при переходе от Скалистых гор Канады к Скалистым горам США в Северо-Американ-ских Кордильерах, а также в Андах. Очевидно, здесь играет роль измене­ние реологических свойств фундамента вследствие повышения теплово­го потока или каких-либо других причин.

Внутренние зоны орогенов. Приводимая ниже характеристика от­носится как к внутренним зонам периферических систем складчатых поясов, так и целиком к более внутренним системам этих поясов. Как подчеркивалось выше, их строение отличается очень большой разнород­ностью и разнообразием. Наиболее характерный элемент — офиолитовые покровы. Они могут располагаться либо на осадочных образованиях внутреннего края внешних зон, либо непосредственно на их кристалли­ческом фундаменте, что может являться следствием обдукции океан­ской коры (литосферы; см. ниже). При этом фундамент может испытать ремобилизацию под влиянием экранирования теплового потока офиолитовыми покровами и осадочным чехлом (в случае его присутствия). В результате.образуются гранитогнейсовые купола (см. раздел 15.2.2).

Офиолиты покровов внутренних зон могут иметь различное_про-исхождение. Лишь некоторые из них оказываются Образованными в спрединговых зонах открытого океана, другие —Л в аналогичных зонах

окраинных морей, третьи составляютуоснование энсиматических вулка­нических дуг. В последнем случае офиолитовые покровы надстраивают­ся островодужными вулканическими комплексами, хотя нередко наблю­дается и перевернутая их последовательность.

В составе внутренних зон значительную роль может играть складча­тое осадочно-пирокластическое выполнение преддуговых, междуговых и тыльно-дуговых прогибов, также нередко испытавшее шарьирование. Встречаются фрагменты рифовых построек, венчавших отмирающие вулканические дуги, и биостромы, представлявшие чехол внутриокеан-ских вулканических поднятий.

В коллизионных межконтинентальных орогенах, в их наиболее центральных или внутренних частях нередко наблюдаются покровы кристаллических пород, первично принадлежавших уже другому (по сравнению с кристаллическими комплексами покровов внешних зон) континентальному ограничению бассейна с океанской корой. Таковы, например, покровы «кристаллиникума» Восточных Альп, Западных и Восточных Внутренних Карпат. В периферических складчатых систе­мах материал этих покровов первично принадлежал расположенному в их тылу микроконтиненту — Адриатическому (Апулийскому) для Альп, Бихорскому для Карпат.

В окраинно-континентальных орогенах их обращенное к океану крыло образовано в основном изоклинально-чешуйчато-надвиговыми комплексами аккреционной призмы, включающими серпентинитовый меланж и тектонические линзы офиолитов. Вергентность, как прави­ло, направлена к океану. Однако встречаются и офиолитовые покровы, обдуцированные на более древние элементы окраины орогена. Характе­рен метаморфизм высокого давления — низкой температуры, а в тылу таких зон простираются пояса гранитных батолитов и высокотемпера­турных метаморфитов.

Периферическим системам межконтинентальных складчатых по­ясов обычно свойственно асимметричное строение с вергентностью, на­правленной к смежным платформам и распространяющейся, как сказа­но выше, и на внутренние крылья передовых прогибов (рис. 12.3). Такая картина наблюдается на Урале, в Верхоянье, Карпатах, Альпах, Гимала­ях и других складчатых сооружениях этого типа, и лишь Большой Кав­каз с его южной вергентностью составляет исключение. Другое исключе­ние — веерообразно построенные Пиренеи, зажатые между континентом Евразии и микроконтинентом Иберии. Но в целом межконтиненталь­ные складчатые пояса обладают дивергентной структурой; так, складча­тые системы северной ветви Альпийско-Гималайского пояса надвинуты к северу, а южной ветви — к югу. То же свойственно герцинидам Цент­ральной Европы.

Окраинно-континенталыные складчатые пояса также характеризуют­ся дивергентным строением, связанным с поддвигом под них, с одной сто­роны, океанской плиты (субдукция типа Б), а с другой — континенталь­ной платформы (субдукция типа А). Такая структура наиболее типично выражена в Кордильерах Северной и Южной Америки (рис. 12.4).

Существенные изменения в развитии и структуре складчатых поясов происходят вдоль их простирания. Меняются их ширина, внутреннее устройство, в частности распределение микроконтинентов и складчатых систем, интенсивность и морфология складчатости, амплитуда надвигов и шарьяжей, степень развития гранитоидного плутонизма, проявления метаморфизма, что, в свою очередь, не может не отражаться на металло-генических особенностях.

Все эти изменения связаны с конфигурацией границ сталкивающих­ся в процессе конвергенции плит, что приводит к появлению продольной компоненты движений. Происходит продольное течение масс горных по­род от пережимов складчатого пояса, получившее в англоязычной лите­ратуре образное название tectonic езсаре, т. е. тектоническое «убегание». Такое течение приводит также к существенным продоль­ным изменениям складчатой структуры поясов, к изгибу складчатых систем с образованием складчатых дуг и петель (рис. 12.5). Сужениям поясов отвечает воздымание шарниров складок, подъем и расширение антиклинориев и сужение синклинориев, сближение осей складок, их скучивание — так называемые синтаксисы типа Пенджабского. В проме­жутках, где наблюдается расширение поясов, оси складок обнаружива­ют расхождение, называемое виргацией, шарниры складок погружаются, синклинории расширяются за счет антиклинориев.

Передовые прогибы.

Складчатые системы, занимаю­щие в поясе окраинное положение и пограничные с континентальными платформами, нередко отделяются от последних прогибами, получившими название передовых, или краевых. В некоторых случаях такие прогибы отсутствуют и тогда складчатое сооружение оказывается не­посредственно надвинуто на десятки, иногда даже на сотни кило­метров на платформу — Скандинавские и Гренландские каледониды, Северные Аппалачи. В других случаях отсутствие передового прогиба связано с поперечным поднятием фундамента прилегающей платформы

Н. С. Шатский различал два типа сочленения складчатых систем с платформами — вдоль краевых прогибов и краевых швов, указывая, что первый тип характерен для сочленения складчатых систем с плита­ми,, а второй — со щитами. Действительно, большинство приведенных выше примеров отсутствия передовых прогибов относится к сочлене­ниям складчатых сооружений со щитами (Скандинавские каледониды с Балтийским, Гренландские каледониды и Северные Аппалачи — с Ка-надско-Гренландским). Однако Н. С. Шатский считал краевые швы вер­тикальными глубинными разломами, а А. А. Богданов полагал, что они продолжаются в основании передовых прогибов вдоль оси последних, составляя границу между их внешними и внутренними зонами (крылья­ми). В действительности оказалось, что эти «швы» представляют фрон­тальные зоны пологих надвигов —шарьяжей) и не про­должаются под смежные передовые прогибы.

Передовые прогибы закладываются в пределах тыльных, проксималь­ных частей пассивных окраин континентов, в зоне внутреннего шельфа и начиняют формироваться одновременно с началом поднятия смежного складчатого сооружения. Первоначально они могут представлять собой относительно глубоководные бассейны с дефицитным глинистым или глинисто-кремнистым материалом. В соответствующих климатических условиях далее начинается накопление эвапоритов, в том числе камен­ной и даже калийных солей или угленосных толщ. С усилением роста смежного складчатого горного сооружения прогибы начинают заполняться молассами

Погружение передовых прогибов резко усиливается с началом не­посредственного надвигания на них тектонических покровов, продукты разрушения фронтальных частей которых захороняются в виде олистостром. В дальнейшем процесс надвигания охватывает и внутренние крылья самих передовых прогибов, обусловливая в конечном счете их асимметричную форму с контрастом между интенсивно деформирован­ным внутренним и обычно относительно пологим и просто построенным внешним крыльями. Присутствие в разрезе эвапоритов, как в Предуралье или Предкарпатье, приводит к дальнейшему усложнению структуры.