Контрольные вопросы и задания

• 1. Что такое относительное и абсолютное летоисчисление?
• 2. На чем базируется стратиграфический метод?
• 3. На чем основан литолого-петрографический метод?
• 4. В чем заключается палеонтологический метод?
• 5. Расскажите о стратиграфической шкале.
• 6. Какие методы определения абсолютного возраста существуют? Расскажите о них.
• 7. Расскажите о геохронологической шкале.

ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ И ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Тектонические движения многообразны. Одни приводят к формированию крупных поднятий и прогибов, другие выражаются в смятии слоев в складки, третьи являются причиной образования разломов и разрывов. Выделяются два основных вида тектонических движений: вертикальные и горизонтальные .

Вертикальные движения земной коры приводят к ее выгибанию (относительному поднятию) и прогибанию на больших территориях. Особенностью вертикальных колебательных движений земной коры является их непрерывное и повсеместное проявление на протяжении всей геологической истории.

В современном распределении континентов и океанов, в процессах горообразования, вулканизма главное значение имеют горизонтальные движения, которые приводят к смятию слоев в складки. Участок коры, смятый в складки, не может вернуться к первоначальному состоянию. Дальнейшее преобразование структурной формы может происходить только в направлении большего усложнения складчатой структуры.

Тектонические движения вызываются накоплением тепла в недрах Земли в результате радиоактивного распада неустойчивых элементов, что приводит к нарушению равновесия масс горных пород.

Земля - третья от Солнца планета Солнечной системы. Благодаря своим уникальным, быть может, единственным во Вселенной природным условиям она стала местом, где возникла и получила развитие органическая жизнь.

Площадь поверхности Земли 510,2 млн км 2 , из которых примерно 70,8% приходится на Мировой океан. Его средняя глубина около 3,8 км, максимальная (Мариинская впадина в Тихом океане) равна 11 022 км, объем воды 1370 млн км 2 , средняя соленость 35 г/л. Суша составляет соответственно 29,2% и образует шесть материков и острова. Она поднимается над уровнем моря в среднем на 875 м. Горы занимают свыше 1/3 поверхности суши .

Тектонические структуры земной коры - это обособленные участки, отличающиеся от смежных участков определенными особенностями строения, истории геологического развития и состава слагающих их пород. Движения земной коры и более глубоких оболочек, приводящие к образованию и изменению различных тектонических структур, называют тектоническими.

Самыми крупными тектоническими структурами земной коры являются материки и океаны (рис. 1.1) . Коренные различия между ними заключаются в отсутствии под океанами гранитного слоя, в уменьшении толщины базальтового слоя и неглубоком залегании поверхности Мохоровичича под океанами по сравнению с континентами. Выделяют материковую (континентальную), океаническую и переходную кору.

К числу основных структурных элементов континентов относятся континентальные платформы и подвижные пояса.

Океан Материк Океан

Рис. 1.1. Строение земной коры под материками и океанами : 7 - осадочный слой; 2 - гранитный слой; 3 - базальтовый слой

Континенты характеризуются определенными чертами:

• 1) увеличенная мощность земной коры, в составе которой присутствует гранитно-метаморфический слой;
• 2) верхняя мантия имеет неоднородную астеносферу, она обеднена базальтами и более холодная;
• 3) присутствует как основной, так и кислый магматизм;
• 4) континентальная литосфера сформировалась за счет геосин-клинальных процессов, которые и привели к образованию мощного гранитно-метаморфического слоя.

Материки не заканчиваются у кромки океана, а продолжаются под океаническими водами.

Понятие о платформах зародилось в конце XIX в. в противопоставление подвижным поясам земной коры, к тому времени получившим название «геосинклинали». Термин «платформа» появился впервые в 1904 г. во француском переводе капитального труда австрийского геолога Э. Зюсса «Лик Земли». В 1921 г. для стабильных частей континентов австралийский тектонист Л. Кобер предложил термин «кратоген» (от греч. кратос - крепкий, устойчий), который немецкий ученый Г. Штилле сократил до названия «кратон».

Платформы представляют крупные и относительно устойчивые в тектоническом отношении участки земной коры, имеющие в поперечнике тысячи километров. Их характеризуют определенные черты: возраст формирования, место расположения и наличие двух структурных этажей.

Выделяют платформы двух видов: континентальные и океанические.

Континентальные платформы занимают огромные площади в миллионы квадратных километров и сложены континентальной корой мощностью до 30-45 км. Литосфера в их пределах достигает мощности 150-200 км, а по некоторым данным - до 400 км.

Платформы характеризуются выравненным низменным или плоскогорным рельефом, небольшой скоростью тектонических движений, слабой сейсмичностью, отсутствием или редкими проявлениями вулканической деятельности, пониженным тепловым потоком. Это наиболее устойчивые и спокойные области континентов. Часть территории платформ покрыта водами морей (таких, как Балтийское, Белое, Азовское). Они отличаются возрастом формирования, местом расположения и наличием двух структурных этажей.

Океанические платформы на дне океанов (океанические котловины) имеют стандартную океаническую земную кору и слабый осадочный чехол. В строении платформы различают два структурных этажа: первый (нижний) - консолидированный складчатый фундамент и второй (верхний) - осадочный чехол.

Фундамент представлен образованиями геосинклинального пояса, области или системы, сильнодислоцированными, метамор-физованными, пронизанными многочисленными интрузивными телами. Принято выделять фундамент кристаллический и складчатый. Кристаллический фундамент сложен гранитами, гнейсами, слюдяными сланцами, т.е. преимущественно интрузивными магматическими и глубокометаморфизованными породами. Складчатый фундамент сложен в основном эффузивными магматическими образованиями и сильнометаморфизованными породами: глинистыми сланцами, филлитами, роговиками и др., в значительной степени дислоцированными.

По времени формирования складчатого фундамента различают два основных типа платформ: древние и молодые.

Древние платформы занимают около 40% площади континентов. К их числу относятся Северо-Американская, Восточно-Европейская, Сибирская, Южно-Американская (Бразильская), Африканская (Африкано-Аравийская), Австралийская, Антарктическая и др. Они, как правило, ограничены краевыми швами - крупными глубинными разломами и окаймлены складчатыми поясами.

Фундамент древних платформ сформировался в условиях геосинклинального тектонического режима. В нем преобладают мета-морфизованные (от зеленосланцевой до гранулитовой фации метаморфизма), интенсивно дислоцированные архейские и раннепротерозойские образования; значительно меньше распространены позднепротерозойские. Главную роль среди них играют гнейсы и кристаллические сланцы, широко распространены гранитоиды. В связи с этим такой вид фундамента называют гранитогнейсовым или просто кристаллическим.

Значительные площади фундамента древних платформ перекрыты неметаморфизованными отложениями платформенного чехла мощностью 3-5 км, а в некоторых случаях - 15-18 км и более. Состав отложений разнообразен, но чаще всего преобладают осадочные породы морского и континентального происхождения, образующие выдержанные на большой площади пласты и толщи. Весьма характерны карбонатные породы - известняки, писчий мел, доломиты, мергели, широко распространены пески, глины, песчаники, аргиллиты, реже встречаются конгломераты, эвапо-риты, угленосные отложения, фосфориты. Кроме того, в состав чехла могут входить покровы континентальных базальтов (плато-базальты) и изредка - кислые вулканиты. Для многих платформ типичны покровно-ледниковые отложения.

Осадочный чехол древних платформ возник в условиях платформенного тектонического режима и представлен породами, отложившимися в верхнем протерозое, палеозое, мезозое и кайнозое. На долю древних платформ приходится около 40% площади современных материков Земли.

Молодые платформы занимают значительно меньшую площадь континентов (около 5%) и располагаются либо по периферии древних платформ, как Восточно- и Западно-Европейские, Восточно-Австралийская и Патагонская, либо между ними, например Западно-Сибирская платформа между древними Восточно-Европейской и Сибирской. Рельеф молодых платформ - равнины и низменности - аналогичен таковому древних платформ. Они отличаются большой дислопированностью чехла, меньшей степенью метаморфизма пород фундамента и значительной унаследованно-стью структур чехла от структур фундамента.

Фундамент молодых платформ составляют испытавшие денудацию складчатые пояса, закончившие свое развитие в позднем силуре - среднем девоне (каледонские), в поздней перми - среднем триасе (герцинские) или в ранней - средней юре (киммерийские). Они сложены в основном фанерозойскими осадочно-вулканогенными породами, испытавшими складчатые деформации и слабый (зеленосланцевая фация) или даже только начальный метаморфизм.

Платформенный чехол молодых платформ представлен осадочными породами палеогенового, неогенового и четвертичного периодов практически без следов метаморфизма. Осадочные породы имеют малую толщину (2-3 км, реже - более), покрывают поверхность складчатого фундамента, зачастую с резким угловым несогласием. Несогласие отражает геологическую историю платформы: складчато-глыбовый фундамент сформировался в орогенный этап развития геосинклинальной системы, затем происходило опускание территории и на поверхности «орогена» накапливались породы чехла. Осадочные и вулканогенные образования чехла залегают с углами 1-3° и очень редко - больше. Местами строение чехла осложнено грабенами и грабенообразными прогибами - авлакогенами (от греч. - бороздой рожденные).

Платформы в большей части граничат со складчатыми системами через передовые прогибы. В некоторых территориях наблюдается надвиг складчатых структур орогенов на передовые прогибы. Наиболее крупными структурами континентальных платформ, ко-

торые выделяются по положению фундамента, являются щиты и плиты (рис. 1.2).

Синеклиза

Антеклиза

Складчатое основание

Рис. 1.2. Схема строения платформы

Щиты характерны для древних платформ. Это крупные в тысячу и более километров в поперечнике площади выхода на поверхность платформенного фундамента. В течение большей части истории геологического развития они испытывают устойчивое воз-дымание (и, следовательно, денудацию), лишь изредка и ненадолго покрываясь мелким морем.

Примерами таких структур служат Алданский, Анабарский, Балтийский, Канадский, Украинский щиты. Менее крупные выходы на поверхность фундамента, длительное время перекрывавшиеся осадками, называют кристаллическими массивами (например, Воронежский массив); они обычно образуют ядра анте-клиз.

Плиты - части платформ с развитым осадочным или вулканогенно-осадочным чехлом, обладающие тенденцией к опусканию. По площади они не уступают щитам или даже превосходят их. Фундамент молодых платформ целиком или почти целиком перекрыт чехлом, и по этой причине их часто называют просто плитами. Помимо щитов и плит в структуре платформ нередко выделяются зоны перикратонных опускании - окраинные перикратонные прогибы. Такие зоны наиболее отчетливо выражены между щитами и подвижными поясами (Ангаро-Ленская зона Сибирской платформы, зона Великих равнин между Канадским щитом и Скалистыми горами).

Зоны перикратонных опусканий характеризуются пологим моноклинальным или ступенчато-моноклинальным погружением фундамента в сторону подвижных поясов. Эти зоны представляют внутренние части пассивных континентальных окраин (отвечают внутреннему шельфу) и отличаются повышенной мощностью (до 10-12 км) морских осадков по сравнению с плитами.

В пределах древних и молодых платформ выделяют более мелкие структурные элементы - антеклизы, синеклизы и авлакогены. Эти структуры сложены породами платформенного чехла, но их морфология во многом определяется строением поверхности фундамента.

Антеклизы представляют собой пологие поднятия в сотни километров в поперечнике, имеющие форму сводов с утоненным (мощностью не более 1-2 км) чехлом и приподнятым фундаментом. Разрез чехла обычно изобилует перерывами в осадконакоплении и сложен мелководными или континентальными отложениями. Иногда в центре антеклиз имеются относительно небольшие выходы фундамента (Воронежская антеклиза Русской плиты, Оленек-ская антеклиза в Сибири и др.). В некоторых случаях антеклизы являются как бы многовершинными; эти вершины именуются сводами (Татарский и Токмовский своды Волго-Уральской антеклизы).

Синеклизы - это обширные, пологие, почти плоские прогибы, под которыми фундамент опущен, а мощность чехла достигает 3-5 км и более (Московская, Тунгусская и другие синеклизы). Они отличаются более полным и глубоководным разрезом осадочного чехла. Подобно тому как антеклизы могут распадаться на несколько сводов, синеклизы могут состоять из нескольких впадин, разделенных сводами или седлами. Несколько таких впадин различают в пределах Тунгусской синеклизы. Обычно синеклизы граничат с антеклизами или со щитами. Встречаются они в пределах самих щитов. Углы наклона слоев в пределах синеклиз и антеклиз, как правило, не превышают Г.

Одна из главных причин, вызывающих осложнения в осадочном чехле платформ, - это глубинные разломы. Крылья разломов испытывают разнонаправленные перемещения, которые сказываются на перекрывающих их осадочных образованиях - возникают условия для формирования плит, антеклиз, синеклиз и других структур.

Хребты представляют собой вытянутые аналоги щитов, на поверхность выходят как кристаллические, так и дислоцированные породы складчатого фундамента.

Хребты небольших размеров выделяются в виде кряжей (Тиман-ский и др.). Массивы (выступы) - крутые платформенные структуры, перекрытые маломощным осадочным чехлом. К положительным структурам чехла относят гряды, своды, валы и зоны поднятий. Гряды - линейные структуры значительных размеров горстового типа, перекрытые маломощным чехлом; своды - крупные округлые структуры чехла мощностью около 2 км; валы - значительные по размерам, вытянутые структуры осадочного чехла, объединяющие несколько блоковых структур, меньших по протяженности - Окско-Цнинский вал и др.; зона поднятий объединяет несколько линейных горстовидных поднятий в чехле платформы.

Авлакогены - линейные грабен-прогибы, протягивающиеся на многие сотни километров при ширине в десятки, иногда более сотни, километров и выполненные мощными толщами осадков, а нередко и вулканитов, среди которых особенно характерны базальты повышенной щелочности. Среди осадков типичны соленосные и угленосные формации. Развитие авлакогенов сопровождается опусканием фундамента и одновременным формированием платформенного чехла. Глубина залегания фундамента нередко достигает 10-12 км, а кора и литосфера в целом утонены, что объясняется подъемом разуплотненной мантии.

Такое глубинное строение характерно для континентальных рифтов. Их древней и погребенной разновидностью - палеорифтами - авлакогены и являются. Примерами авлакогенов могут служить Тиманская, Пачелмская и Днепрово-Донецкая структуры. Авлакогены чаще всего формировались в рифте и слагали нижний структурный подъярус платформенного чехла. В верхней части чехла авлакогены могут быть выражены развитием над ними сине-клизов или зонами складчатости с образованием валов. Валы представляют собой пологие линейные поднятия протяженностью в несколько десятков километров; как правило, они состоят из более мелких антиклинальных структур.

В осевой части широких авлакогенов нередко наблюдаются гор-стовые поднятия, как, например, Сунтарский горст в Вилюйском авлакогене. В пределах авлакогенов и глубоких синеклиз с мощными соленосными толщами широко распространены соляные ди-апиры - купола и валы (например, в Днепрово-Донецком авлакогене и Прикаспийской синеклизе).

К отрицательным структурам осадочного чехла платформ, помимо отмеченных синеклиз и авлакогенов, относят перикратонные опускания, впадины, прогибы и др. Перикратонные опускания - широкие зоны длиной до 1000 км, имеющие глубокопогруженный фундамент, с большими мощностями осадочного чехла. Перикратонные опускания располагаются по краям платформы.

Впадины представляют собой крупные изометрические платформенные структуры. Вытянутые аналоги впадин - прогибы.

Среди структур меньших размеров различают моноклинали, флексурно-разрывные зоны, уступы и др.

Краткий разбор современных структур земной коры показывает, что каждая глобальная структура носит сугубо индивидуальные черты развития и становления. Механизм перехода от геосинкли-нального пояса области к горноскладчатым областям и платформам до конца не раскрыт. Традиционно развитие материков рассматривалось с позиции континентальной геологии. Новые данные исследований океанов показали, что ключ к разгадке появления материков и океанов лежит на дне океана. Но было бы очень просто объяснить появление орогенов и возникновение океанов только одним перемещением литосферных плит.

Подвижные пояса. Среди подвижных поясов континентов различают складчатые пояса и континентальные орогены.

Складчатые пояса - линейные планетарные структуры протяженностью в тысячи километров и шириной, как правило, более 1000 км, занимают окраинно-континентальное или межконтинентальное положение, разделяя континентальные платформы (Тихоокеанский, Урало-Охотский, Средиземноморский, Северо-Атлантический, Арктический пояса). Прежде их называли геосинкли-нальными или геосинклинально-орогенными, складчатыми геосинклинальными поясами, а в современной литературе - просто складчатыми или орогенными, имея в виду первичный (эпигеосин-клинальный) орогенез, непосредственно сменяющий режим преобладающих погружений и накопления морских осадков.

Континентальные орогены получили название горно-складчатых или складчатых областей, которые, в свою очередь, подразделяются на эпиконтинентальные и эпиплатформенные. Эпиконтинен-талъные орогены проявились на завершающем этапе развития гео-синклинальной системы при значительном внедрении кислых батолитов и повышенной сейсмичности. Примером являются горноскладчатые области альпийского тектономагматического цикла: Альпы, Кавказ, Карпаты, Гималаи, Памир, Южно-Американские Анды и др. Эпиплатформенные орогены отличаются наличием высокой сейсмической активности, восходящими движениями, сильной расчлененностью рельефа и глыбовым строением самого орогена. Примером таких орогенов могут быть Тибет, Тянь-Шань, Монголо-Охотский пояс.

Основными структурами континентальных орогенов являются антиклинории и синклинории.

Антиклинории - крупные (протяженностью сотни километров) и сложные складчатые структуры в целом антиклинального строения. В ядре антиклинориев располагаются более древние по-

роды, чем на крыльях структуры. Несколько антиклинориев образуют мегантиклинорий, например Большого Кавказа.

Синклинории - крупные и сложные складчатые структуры в целом синклинального строения. Ядро синклинориев сложено более молодыми образованиями, чем крылья. Совокупность синклинориев составляет мегасинклинорий, например Афгано-Таджикская депрессия. В пределах горно-складчатой области выделяют структуры, меньшие по размеру, чем вышеописанные - древние глыбы, краевые прогибы, краевые массивы и наложенные впадины.

Переходные области - это переходные зоны между континентами и океанами, которые имеют особое значение в «тектонической жизни» земной коры и литосферы. Здесь накапливается основная масса осадков и вулканитов, они подвергаются, сразу или через некоторое время, наиболее интенсивным деформациям, континентальная кора замещается субокеанической или океанской, а океанская преобразуется в континентальную.

С практической точки зрения - это области основных зон неф-тегазонакопления. Переходные области обычно именуют континентальными окраинами , хотя они в такой же мере являются окраинами океанов, занимая 20% их площади. Их подразделяют на два типа: пассивные и активные . Главная особенность пассивных окраин - их внутриплитное положение и низкая сейсмическая и вулканическая активность. Они характерны для молодых океанов - Северного Ледовитого, Индийского и Атлантического. Образовались они в позднемезозойско-кайнозойское время и продолжают развиваться.

Активные окраины прослеживаются от окраинных морей к ложу океана и включают в себя островные дуги, глубоководные котловины и глубоководные желоба. Эти структуры представляют геосинкли-нальные пояса и области, которые являются зонами современной тектонической активности. В переходной зоне располагаются также крупнейшие сверхглубинные разломы , уходящие корнями в недра Земли на глубины 400-700 км.

Типичный пример современной активной окраины - тихоокеанская окраина Южной Америки.

Дно океана (ложе) характеризуется рядом геофизических признаков: относительно повышенным тепловым потоком; специфическим зебровидным магнитным полем; повышенным значением гравитационного поля.

В океане выделяют следующие геоморфоструктуры: подводные материковые окраины (окраины моря), ложе океана (котловины, хребты и возвышенности), срединно-океанические хребты и переходные зоны (рис. 1.3).

Рис. 1.3.

ООО

• 7 - шельф; 2 - материковый склон; 3 - материковое подножие; 4 - морские котловины; 5 - островные дуги; 6 - глубоководные желоба; 7 - абиссальные равнины; 8 - океанические валы и возвышенности; 9 - срединно-океанические хребты; 70 - крупні нейшие разломы

Обычно материки окружены окраинными морями, дно которых является продолжением материков и представлено материковым шельфом, материковым склоном и материковым подножием, развивающимися в едином (пассивном) тектоническом режиме. В шельфе различают также ее осушенную часть (прибрежные равнины). Состав океанической коры имеет трехслойное строение:

• 1) осадочный слой;
• 2) базальтовый слой (с включениями остатков планктонных организмов, состоящих из карбонатной и кремнистой основы);
• 3) так называемый дайковый пояс, выраженный серией небольших магматических интрузий основного состава, плотно пригнанных друг к другу.

Граница между континентом и океаном проводится по линии выклинивания гранитно-метаморфического слоя, что почти соответствует изобате 2-2,5 км. В качестве микроконтинентальных структур исследователи рассматривают и некоторые участки океана, имеющие кору континентального типа, например, о. Мадагаскар и Новозеландское плато.

Контрольные вопросы и задания

• 1. Назовите основные виды тектонических движений
• 2. Какие главные структурные элементы выделяют на Земле?
• 3. Как устроены платформы и как они различаются по возрасту?
• 4. Какие структуры выделяют в чехле платформы?
• 5. Дайте определение понятию «плита».
• 6. Дайте определение понятию «щит».
• 7. Дайте определение понятию «свод».
• 8. Охарактеризуйте переходные области.
• 9. Какие структуры выделяют в океане?

Наиболее крупными структурными элементами земной коры являются континенты и океаны, характеризующиеся различным строением земной коры. Следовательно, эти структурные элементы должны пониматься в геологическом, вернее даже в геофизическом смысле, так как определить тип строения земной коры возможно только сейсмическими методами. Отсюда ясно, что не все пространство, занятое водами океана, представляет собой в геофизическом смысле океанскую структуру, так как обширные шельфовые области, например в Северном Ледовитом океане, обладают континентальной корой. Различия между этими двумя крупнейшими структурными элементами не ограничиваются типом земной коры, а прослеживаются и глубже, в верхнюю мантию, которая под континентами построена иначе, чем под океанами, и эти различия охватывают всю литосферу, а местами и тектоносферу, т.е. прослеживаются до глубин примерно в 700 км.

В пределах океанов и континентов выделяются менее крупные структурные элементы, во-первых, это стабильные структуры - платформы, которые могут быть как в океанах, так и на континентах. Они характеризуются, как правило, выровненным, спокойным рельефом, которому соответствует такое же положение поверхности на глубине, только под континентальными платформами она находится на глубинах 30-50 км, а под океанами 5-8 км, так как океанская кора гораздо тоньше континентальной.

В океанах, как структурных элементах, выделяются срединно-океинские подвижные пояса, представленные срединно-океанскими хребтами с рифтовыми зонами в их осевой части, пересеченными трансформными разломами и являющиеся в настоящее время зонами спрединга, т.е. расширения океанского дна и наращивания новообразованной океанской коры. Следовательно, в океанах как структурах выделяются устойчивые платформы (плиты) и мобильные срединно-океанские пояса.

На континентах как структурных элементах высшего ранга выделяются стабильные области - платформы и эпиплатформенные орогенные пояса, сформировавшиеся в неоген-четвертичное время в устойчивых структурных элементах земной коры после периода платформенного развития. К таким поясам можно отнести современные горные сооружения Тянь-Шаня, Алтая, Саян, Западного и Восточного Забайкалья, Восточную Африку и др. Кроме того, подвижные геосинклинальные пояса, подвергнувшиеся складчатости и орогенезу в альпийскую эпоху, т.е. также в неоген-четвертичное время, составляют эпигеосинклинальные орогенные пояса, такие, как Альпы, Карпаты, Динариды, Кавказ, Копетдаг, Камчатка и др.

На территории некоторых континентов, в зоне перехода континент-океан (в геофизическом смысле) находятся окраинно-континентальные, по терминологии В.Е. Хаина, подвижные геосинклинальные пояса, представляющие собой сложное сочетание окраинных морей, островных дуг и глубоководных желобов. Это пояса высокой современной тектонической активности, контрастности движений, сейсмичности и вулканизма. В геологическом прошлом функционировали и межконтинентальные геосинклинальные пояса, например Урало-Охотский, связанный с древним палео-Азиатским океанским бассейном, и др.

Учение о геосинклиналях в 1973 г. отметило свое столетие с того времени, как американский геолог Д. Дэна ввел это понятие в геологию, а еще раньше, в 1857 г., также американец Дж. Холл сформулировал в целом эту концепцию, показав, что горно-складчатые структуры возникли на месте прогибов, ранее выполнявшихся разнообразными морскими отложениями. В силу того, что общая форма этих прогибов была синклинальной, а масштабы прогибов очень большими, их и назвали геосинклиналями.

За прошедшее столетие учение о геосинклиналях набирало силу, разрабатывалось, детализировалось и благодаря усилиям большой армии геологов различных стран сформировалось в стройную концепцию, представляющую собой эмпирическое обобщение огромного фактического материала, но страдавшую одним существенным недостатком: оно не давало, как совершенно справедливо полагает В.Е. Хаин, геодинамической интерпретации наблюдаемых конкретных закономерностей развития отдельных геосинклиналей. Устранить этот недостаток в настоящее время способна концепция тектоники литосферных плит, возникшая всего лишь 25 лет назад, но быстро превратившаяся в ведущую геотектоническую теорию. С точки зрения этой теории геосинклинальные пояса возникают на границах взаимодействия различных литосферных плит. Рассмотрим основные структурные элементы земной коры более подробно.

Древние платформы являются устойчивыми глыбами земной коры, сформировавшимися в позднем архее или раннем протерозое. Их отличительная черта - двухэтажность строения. Нижний этаж, или фундамент сложен складчатыми, глубоко метаморфизованными толщами пород, прорванными гранитными интрузивами, с широким развитием гнейсовых и гранитогнейсовых куполов или овалов - специфической формой метаморфогенной складчатости (рис. 16.1). Фундамент платформ формировался в течение длительного времени в архее и раннем протерозое и впоследствии подвергся очень сильному размыву и денудации, в результате которых вскрылись породы, залегавшие раньше на большой глубине. Площадь древних платформ на материках приближается к 40 % и для них характерны угловатые очертания с протяженными прямолинейными границами - следствием краевых швов (глубинных разломов). Складчатые области и системы либо надвинуты на платформы, либо граничат с ними через передовые прогибы, на которые в свою очередь надвинуты складчатые орогены. Границы древних платформ резко несогласно пересекают их внутренние структуры, что свидетельствует об их вторичном характере в результате раскола суперматерика Пангеи-1, возникшего в конце раннего протерозоя.

Верхний этаж платформ представлен чехлом, или покровом, полого залегающих с резким угловым несогласием на фундаменте неметаморфизованных отложений - морских, континентальных и вулканогенных. Поверхность между чехлом и фундаментом отражает самое важное структурное несогласие в пределах платформ. Строение платформенного чехла оказывается сложным и на многих платформах на ранних стадиях его образования возникают грабены, грабенообразные прогибы - авлакогены (от греч. "авлос" - борозда, ров; "ген" - рожденный, т.е. рожденные рвом), как их впервые назвал Н.С. Шатский. Авлакогены чаще всего формировались в позднем протерозое (рифее) и образовывали в теле фундамента протяженные системы. Мощность континентальных и реже морских отложений в авлакогенах достигает 5-7 км, а глубокие разломы, ограничивавшие авлакогены, способствовали проявлению щелочного, основного и ультраосновного магматизма, а также специфического для платформ траппового магматизма с континентальными толеитовыми базальтами, силлами и дайками. Этот нижний структурный ярус платформенного чехла, соответствующий авлакогенному этапу развития, сменяется сплошным чехлом платформенных отложений, чаще всего начинающимся с вендского времени.

Среди наиболее крупных структурных элементов платформ выделяются щиты и плиты. Щит - это выступ на поверхность фундамента платформы, который на протяжении всего платформенного этапа развития испытывал тенденцию к поднятию. Плита - часть платформы, перекрытая чехлом отложений и обладающая тенденцией к прогибанию. В пределах плит различаются более мелкие структурные элементы. В первую очередь это синеклизы - обширные плоские впадины, под которыми фундамент прогнут, и антеклизы - пологие своды с поднятым фундаментом и относительно утоненным чехлом.

По краям платформ, там, где они граничат со складчатыми поясами, часто образуются глубокие впадины, называемые перикратонными (т.е. на краю кратона, или платформы). Нередко антеклизы и синеклизы осложнены второстепенными структурами меньших размеров: сводами, впадинами, валами. Последние возникают над зонами глубоких разломов, крылья которых испытывают разнонаправленные движения и в чехле платформы выражены узкими выходами древних отложений чехла из-под более молодых. Углы наклона крыльев валов не превышают первых градусов. Часто встречаются флексуры - изгибы слоев чехла без разрыва их сплошности и с сохранением параллельности крыльев, возникающие над зонами разломов в фундаменте при подвижке его блоков. Все платформенные структуры очень пологие и в большинстве случаев непосредственно измерить наклоны их крыльев невозможно.

Состав отложений платформенного чехла разнообразный, но чаще всего преобладают осадочные породы - морские и континентальные, образующие выдержанные пласты и толщи на большой площади. Весьма характерны карбонатные формации, например, белого писчего мела, органогенных известняков, типичных для гумидного климата и доломитов с сульфатными осадками, образующимися в аридных климатических условиях. Широко развиты континентальные обломочные формации, приуроченные, как правило, к основанию крупных комплексов, отвечающих определенным этапам развития платформенного чехла. На смену им нередко приходят эвапоритовые или угленосные паралические формации и терригенные - песчаные с фосфоритами, глинисто-песчаные, иногда пестроцветные. Карбонатные формации знаменуют собой обычно "зенит" развития комплекса, а далее можно наблюдать смену формаций в обратной последовательности. Для многих платформ типичны покровно-ледниковые отложения.

Платформенный чехол в процессе формирования неоднократно претерпевал перестройку структурного плана, приуроченную к рубежам крупных геотектонических циклов: байкальского, каледонского, герцинского, альпийского и др. Участки платформ, испытывавшие максимальные погружения, как правило, примыкают к той пограничной с платформой подвижной области или системе, которая в это время активно развивалась.

Для платформ характерен и специфический магматизм, проявляющийся в моменты их тектономагматической активизации. Наиболее типична трапповая формация, объединяющая вулканические продукты - лавы и туфы и интрузивы, сложенные толеитовыми базальтами континентального типа с несколько повышенным по отношению к океанским содержанием оксида калия, но все же не превышающим 1- 1,5 %. Объем продуктов трапповой формации может достигать 1-2 млн. км 3 , как, например, на Сибирской платформе. Очень важное значение имеет щелочно-ультраосновная (кимберлитовая) формация, содержащая алмазы в продуктах трубок взрыва (Сибирская платформа, Южная Африка).

Кроме древних платформ выделяют и молодые, хотя чаще их называют плитами, сформировавшимися либо на байкальском, каледонском или герцинском фундаменте, отличающемся большей дислоцированностью чехла, меньшей степенью метаморфизма пород фундамента и значительной унаследованностью структур чехла от структур фундамента. Примерами таких платформ (плит) являются: эпибайкальская Тимано-Печорская, эпигерцинская Скифская, эпипалеозойская Западно-Сибирская и др.

Подвижные геосинклинальные пояса являются чрезвычайно важным структурным элементом земной коры, обычно располагающимся в зоне перехода от континента к океану и в процессе эволюции формирующим мощную континентальную кору. Смысл эволюции геосинклинали заключается в образовании прогиба в земной коре в условиях тектонического растяжения. Этот процесс сопровождается подводными вулканическими излияниями, накоплением глубоководных терригенных и кремнистых отложений. Затем возникают частные поднятия, структура прогиба усложняется и за счет размыва поднятий, сложенных основными вулканитами, формируются граувакковые песчаники. Распределение фаций становится более прихотливым, появляются рифовые постройки, карбонатные толщи, а вулканизм более дифференцированным. Наконец, поднятия разрастаются, происходит своеобразная инверсия прогибов, внедряются гранитные интрузивы и все отложения сминаются в складки. На месте геосинклинали возникает горное поднятие, перед фронтом которого растут передовые прогибы, заполняемые молассами. - грубообломочными продуктами разрушения гор, а в последних развивается наземный вулканизм, поставляющий продукты среднего и кислого состава - андезиты, дациты, риолиты. В дальнейшем горно-складчатое сооружение размывается, так как темп поднятий падает, и ороген превращается в пенепленизированную равнину. Такова общая идея геосинклинального цикла развития.

Рис. 16.2. Схематический разрез через срединно-океанский хребет (по Т. Жюто, с упрощением)

Успехи в изучении океанов привели в 60-е годы нашего века к созданию новой глобальной геотектонической теории - тектоники литосферных плит, позволившей на актуалистической основе воссоздать историю развития подвижных геосинклинальных областей и перемещения континентальных плит. Суть этой теории заключается в выделении крупных литосферных плит, границы которых маркируются современными поясами сейсмичности, и во взаимодействии плит путем их перемещения и вращения. В океанах происходит наращивание, расширение океанской коры путем ее новообразования в рифтовых зонах срединно-океанских хребтов (рис. 16. 2). Поскольку радиус Земли существенно не меняется, новообразованная кора должна поглощаться и уходить под континентальную, т.е. происходит ее субдукция (погружение).

Эти районы отмечены мощной вулканической деятельностью, сейсмичностью, наличием островных дуг, окраинных морей, глубоководных желобов, как, например, на восточной периферии Евразии. Все эти процессы отмечают собой активную континентальную окраину, т.е. зону взаимодействия океанской и континентальной коры. Напротив, те участки континентов, которые составляют с частью океанов единую литосферную плиту, как, например, по западной и восточной окраин Атлантики, называются пассивной континентальной окраиной и лишены всех перечисленных выше признаков, но характеризуются мощной толщей осадочных пород над континентальным склоном (рис. 16.3). Сходство вулканогенных и осадочных пород ранних стадий развития геосинклиналей, так называемой офиолитовой ассоциации, с разрезом коры океанского типа позволило предположить, что последние закладывались на океанской коре и дальнейшее развитие океанского бассейна приводило сначала к его расширению, а затем закрытию с образованием вулканических островных дуг, глубоководных желобов и формированию мощной континентальной коры. В этом видят сущность геосинклинального процесса.

Таким образом, благодаря новым тектоническим идеям, учение о геосинклиналях обретает как бы "второе дыхание", позволяющее реконструировать геодинамическую обстановку их эволюции на базе актуалистических методов. Исходя из сказанного, под геосинклинальным поясом, (окраинно- или межконтинентальным) понимается подвижной пояс протяженностью в тысячи километров, закладывающийся на границе литосферных плит, характеризующийся длительным проявлением разнообразного вулканизма, активного осадконакопления и на конечных стадиях развития превращающийся в горно-складчатое сооружение с мощной континентальной корой. Примером таких глобальных поясов являются: межконтинентальные - Урало-Охотский палеозойский; Средиземноморский альпийский; Атлантический палеозойский; окраинно-континентальные - Тихоокеанский мезозойско-кайнозойский и др. Геосинклинальные пояса подразделяются на геосинклинальные области - крупные отрезки поясов, отличающиеся историей развития, структурой и отделяющиеся друг от друга глубокими поперечными разломами, пережимами и т.д. В свою очередь, в пределах областей могут быть выделены геосинклинальные системы, разделяющиеся жесткими блоками земной коры - срединными массивами или микроконтинентами, структурами, которые во время погружения окружающих районов оставались стабильными, относительно приподнятыми и на которых накапливался маломощный чехол. Как правило, эти массивы являются обломками той первичной древней платформы, которая подверглась дроблению при заложении подвижного геосинклинального пояса.

В конце 30-х годов нашего столетия Г. Штилле и М. Кэй подразделили геосинклиналии на эв- и миогеосинклинали. Эвгеосинклиналью ("полной, настоящей, геосинклиналью") они называли более внутреннюю по отношению к океану зону подвижного пояса, отличавшуюся особо мощным вулканизмом, ранним (или начальным) подводным, основного состава; наличием ультраосновных интрузивных (поих мнению) пород; интенсивной складчатостью и мощным метаморфизмом. В то же время миогеосинклиналь ("не настоящая геосинклиналь") характеризовалась внешним положением (по отношению к океану), контактировала с платформой, закладывалась на коре континентального типа, отложения в ней были слабее метаморфизованы, вулканизм также был развит слабо или совсем отсутствовал, а складчатость наступала позднее, чем в эвгеосинклинали. Такое разделение геосинклинальных областей на эв- и миогеосинклинальные прекрасно выражено на Урале, в Аппалачах, Североамериканских Кордильерах и в других складчатых областях.

Важную роль стала играть офиолитовая ассоциация пород, широко распространенная в разнообразных эвгеосинклиналях. Нижняя часть разреза такой ассоциации состоит из ультраосновных, часто серпентинизированных пород - гарцбургитов, дунитов; выше располагается так называемый расслоенный или кумулятивный комплекс габброидов и амфиболитов; еще выше - комплекс параллельных даек, сменяющийся подушечными толеитовыми базальтами, перекрываемыми кремнистыми сланцами (рис. 16.4). Такая последовательность близка разрезу океанской коры. Значение этого сходства трудно переоценить. Офиолитовая ассоциация в складчатых областях, залегающая, как правило, в покровных пластинах, является реликтом, следами былого морского бассейна (не обязательно океана!) с корой океанского типа. Отсюда не следует, что океан отождествляется с геосинклинальным поясом. Кора океанского типа могла располагаться только в его центре, а по периферии это была сложная система островных дуг, окраинных морей, глубоководных желобов и т.д., да и сама кора океанского типа могла быть в окраинных морях. Последующее сокращение океанского пространства приводило к сужению подвижного пояса в несколько раз. Океанская кора в основании эвгеосинклинальных зон может быть как древней, так и новообразованной, сформировавшейся при раскалывании и раздвиге континентальных массивов.

Земная кора составляет самую верхнюю оболочку твердой Земли и одевает планету почти сплошным слоем, изменяя свою мощность от 0 на некоторых участках средин-но-океанических хребтов и океанских разломов до 70-75 км под высокими горными сооружениями (Хаин, Ломизе, 1995). Мощность коры на континентах, определяемая по возраста­нию скорости прохождения продольных сейсмических волн до 8-8,2 км/с (граница Мохоровичича , или граница Мохо ), достигает 30-75 км, а в океанических впадинах 5-15 км. Первый тип земной коры был назван океаническим, вто­рой - континентальным.

Океанская кора занимает 56% земной поверхности и обладает небольшой мощностью – 5–6 км. В ее строении вы­деляется три слоя (Хаин, Ломизе, 1995).

Первый , или осадочный, слой мощностью не более 1 км встречается в центральной части океанов и достигает мощности 10–15 км на их периферии. Он полностью отсут­ствует в осевых зонах срединно-океанических хребтов. В со­став слоя входят глинистые, кремнистые и карбонатные глу­боководные пелагические осадки (рис. 6.1). Карбонатные осадки распространены не глубже критической глубины на­копления карбонатов. Ближе к континенту появляется при­месь обломочного материала, снесенного с суши; это так на­зываемые гемипелагические осадки. Скорость распростра­нения продольных сейсмических волн здесь составляет 2–5 км/с. Возраст осадков этого слоя не превышает 180 млн лет.

Второй слой в своей основной верхней части (2А) сложен базальтами с редкими и тонкими прослоями пелаги-

Рис. 6.1. Разрез литосферы океанов в сравнении с усреднен­ным разрезом офиолитовых аллохтонов. Внизу – модель формирования главных единиц разреза в зоне океанского спрединга (Хаин, Ломизе, 1995). Условные обозначения: 1 –

пелагические осадки; 2 – излившиеся базальты; 3 – комплекс параллельных даек (долериты); 4 – верхние (не расслоенные) габброиды и габбро-долериты; 5, 6 – расслоенный комплекс (кумуляты): 5 – габброиды, 6 – ультрабазиты; 7 – тектонизи-рованные перидотиты; 8 – базальный метаморфический оре­ол; 9 – базальтовая магма смена I–IV – последовательная смена условий кристаллизации в очаге по мере удаления от оси спрединга

ческих осадков; базальты нередко обладают характерной по­душечной (в поперечном сечении) отдельностью (пиллоу-лавы), но встречаются и покровы массивных базальтов. В нижней части второго слоя (2В) развиты параллельные дай­ки долеритов. Общая мощность 2-го слоя 1,5–2 км, а ско­рость продольных сейсмических волн 4,5–5,5 км/с.

Третий слой океанской коры состоит из полнокри­сталлических магматических пород основного и подчиненно ультраосновного состава. В его верхней части обычно разви­ты породы типа габбро, а нижнюю часть составляет «полос­чатый комплекс», состоящий из чередования габбро и ульт-рамафитов. Мощность 3-го слоя 5 км. Скорость продольных волн в этом слое достигает 6–7,5 км/с.

Считается, что породы 2-го и 3-го слоев образовались одновременно с породами 1-го слоя.

Океанская кора, вернее кора океанского типа, не ограни­чивается в своем распространении ложем океанов, а развита также в глубоководных котловинах окраинных морей, таких как Японское море, Южно-Охотская (Курильская) котловина Охотского моря, Филиппинское, Карибское и многие другие

моря. Кроме того, имеются серьезные основания подозре­вать, что в глубоких впадинах континентов и мелководных внутренних и окраинных морей типа Баренцева, где мощ­ность осадочного чехла составляет 10-12 км и более, он подстилается корой океанского типа; об этом свидетельст­вуют скорости продольных сейсмических волн порядка 6,5 км/с.

Выше говорилось, что возраст коры современных океанов (и окраинных морей) не превышает 180 млн лет. Однако в пределах складчатых поясов континентов мы на­ходим и гораздо более древнюю, вплоть до раннедокембрий-ской, кору океанского типа, представленную так называе­мыми офиолитовыми комплексами (или просто офиолита-ми). Термин этот принадлежит немецкому геологу Г. Штейнманну и был предложен им еще в начале XX в. для обозначения характерной «триады» пород, обычно встре­чающихся вместе в центральных зонах складчатых систем, а именно серпентинизированных ультрамафитов (аналог слоя 3), габбро (аналог слоя 2В), базальтов (аналог слоя 2А) и ра­диоляритов (аналог слоя 1). Сущность этого парагенеза по­род долго интерпретировалась ошибочно, в частности, габб­ро и гипербазиты считались интрузивными и более молоды­ми, чем базальты и радиоляриты. Только в 60-г годы, когда были получены первые достоверные сведения о составе оке­анской коры, стало очевидным, что офиолиты-это океан­ская кора геологического прошлого. Это открытие имело кардинальное значение для правильного понимания условий зарождения подвижных поясов Земли.

Структуры земной коры океанов

Области сплошного распространения земной коры океа­нического типа выражены в рельефе Земли океаническими впадинами . В пределах океанических впадин выделяются два крупнейших элемента: океанические платформы и океани­ческие орогенные пояса . Океанические платформы (или та-лассократоны) в рельефе дна имеют вид обширных абис­сальных плоских или холмистых равнин. К океаническим орогенным поясам относятся срединно-океанические хреб­ты, имеющие высоту над окружающей равниной до 3 км (местами поднимаются в виде островов над уровнем океана). Вдоль оси хребта часто прослеживается зона рифтов - уз­ких грабенов шириной 12-45 км при глубине до 3-5 км, указывающих на господство в этих участках растяжения земной коры. Для них характерны высокая сейсмичность, резко повышенный тепловой поток, низкая плотность верх­ней мантии. Геофизические и геологические данные свиде­тельствуют о том, что мощность осадочного покрова умень­шается по мере приближения к осевым зонам хребтов, а океаническая кора испытывает заметное поднятие.

Следующий крупный элемент земной коры - пере­ходная зона между континентом и океаном. Это область максимального расчленения земной поверхности, где нахо­дятся островные дуги , отличающиеся высокой сейсмично­стью и современным андезитовым и андезито-базальтовым вулканизмом, глубоководные желоба и глубоководные впа­дины окраинных морей. Очаги землетрясений образуют здесь сейсмофокальную зону (зону Беньофа-Заварицкого), погружающуюся под континенты. Переходная зона наиболее

ярко проявлена в западной части Тихого океана. Для нее ха­рактерен промежуточный тип строения земной коры.

Континентальная кора (Хаин, Ломизе, 1995) распро­странена не только в пределах собственно континентов, т. е. суши, за возможным исключением наиболее глубоких впа­дин, но и в пределах шельфовых зон континентальных окра­ин и отдельных участков внутри океанских бассейнов-мик­роконтинентов. Тем не менее общая площадь развития кон­тинентальной коры меньше, чем океанской, и составляет 41% земной поверхности. Средняя мощность континенталь­ной коры 35-40 км; она уменьшается к окраинам континен­тов и в пределах микроконтинентов и возрастает под горны­ми сооружениями до 70-75 км.

В общем, континентальная кора , так же как и океан­ская, имеет трехслойное строение, но состав слоев, особенно двух нижних, существенно отличается от наблюдаемых в океанской коре.

1. Осадочный слой, обычно именуемый осадочным чехлом. Его мощность изменяется от нуля на щитах и менее крупных поднятиях фундамента платформ и осевых зон складчатых сооружений до 10 и даже 20 км во впадинах платформ, передовых и межгорных прогибах горных поясов. Правда, в этих впадинах кора, подстилающая осадки и обычно называемая консолидированной, может уже быть ближе по своему характеру к океанской, чем к континен­тальной. В состав осадочного слоя входят различные оса­дочные породы преимущественно континентального или мелководного морского, реже батиального (опять-таки в пределах глубоких впадин) происхождения, а также, далеко

не повсеместно, покровы и силлы основных магматических пород, образующие трапповые поля. Скорость продольных волн в осадочном слое составляет 2,0-5,0 км/с с максиму­мом для карбонатных пород. Возрастной диапазон пород осадочного чехла-до 1,7 млрд лет, т. е. на порядок выше, чем осадочного слоя современных океанов.

2. Верхний слой консолидированной коры выступа­ет на дневную поверхность на щитах и массивах платформ и в осевых зонах складчатых сооружений; он вскрыт на глуби­ну 12 км в Кольской скважине и на значительно меньшую глубину в скважинах в Волго-Уральской области на Русской плите, на плите Мидконтинента США и на Балтийском щите в Швеции. Золотодобывающая шахта в Южной Индии про­шла по данному слою до 3,2 км, в Южной Африке-до 3,8 км. Поэтому состав этого слоя, по крайней мере его верхней части, в общем хорошо известен-главную роль в его сло­жении играют различные кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты и граниты, в связи с чем он нередко именуется гранито-гнейсовым. Скорость продольных волн в нем со­ставляет 6,0-6,5 км/с. В фундаменте молодых платформ, имеющем рифейско-палеозойский или даже мезозойский возраст, а частично и во внутренних зонах молодых складча­тых сооружений этот же слой сложен менее сильнометамор-физованными (зеленосланцевая фация вместо амфиболито-вой) породами и содержит меньше гранитов; поэтому здесь его часто называют гранитно-метаморфическим слоем, а типичные скорости продольных воли в нем порядка 5,5-6,0 км/с. Мощность данного слоя коры достигает 15-20 км на платформах и 25-30 км в горных сооружениях.

3. Нижний слой консолидированной коры. Перво­начально предполагалось, что между двумя слоями консоли­дированной коры существует четкая сейсмическая граница, получившая по имени ее первооткрывателя-немецкого геофизика-название границы Конрада. Бурение только что упоминавшихся скважин поставило под сомнение существо­вание такой четкой границы; иногда вместо нее сейсмика обнаруживает в коре не одну, а две (К 1 и К 2) границы, что дало основание выделить в нижней коре два слоя (рис. 6.2). Состав пород, слагающих нижнюю кору, как отмечалось, недостаточно известен, так как скважинами она не достигну­та, а на поверхности обнажается фрагментарно. Исходя из

Рис. 6.2. Строение и мощность континентальной коры (Хаин, Ломизе, 1995). А - главные типы разреза по сейсми­ческим данным: I-II - древние платформы (I - щиты, II

Синеклизы), III - шельфы, IV -молодые орогены. K 1 , К 2 -поверхности Конрада, М-поверхность Мохоровичича, скорости указаны для продольных волн; Б - гистограмма распределения мощностей континентальной коры; В - про­филь обобщенной прочности

общих соображений, В. В. Белоусов пришел к заключению, что в нижней коре должны преобладать, с одной стороны, породы, находящиеся на более высокой ступени метамор­физма и, с другой стороны, породы более основного состава, чем в верхней коре. Поэтому он назвал этот слой коры гра- нулит-базитовым. Предположение Белоусова в общем под­тверждается, хотя обнажения показывают, что в сложении нижней коры участвуют не только основные, но и кислые гранулиты. В настоящее время большинство геофизиков различают верхнюю и нижнюю кору по другому признаку- по их отличным реологическим свойствам: верхняя кора же­сткая и хрупкая, нижняя-пластичная. Скорость продольных волн в нижней коре 6,4-7,7 км/с; принадлежность к коре или мантии низов этого слоя со скоростями более 7,0 км/с нередко спорна.

Между двумя крайними типами земной коры-океан­ским и континентальным - существуют переходные типы. Один из них - субокеанская кора - развит вдоль континен­тальных склонов и подножий и, возможно, подстилает дно котловин некоторых не очень глубоких и широких окраин­ных и внутренних морей. Субокеанская кора представляет собой утоненную до 15-20 км и пронизанную дайками и силлами основных магматических пород континентальную

кору. Она вскрыта скважиной глубоководного бурения у входа в Мексиканский залив и обнажена на побережье Крас­ного моря. Другой тип переходной коры - субконтинен­тальный -образуется в том случае, когда океанская кора в энсима-тических вулканических дугах превращается в кон­тинентальную, но еще не достигает полной «зрелости», об­ладая пониженной, менее 25 км, мощностью и более низкой степенью консолидированности, что отражается в понижен­ных скоростях сейсмических волн - не более 5,0-5,5 км/с в низах коры.

Некоторые исследователи выделяют в качестве особых типов еще две разновидности океанской коры, о которых уже шла речь выше; это, во-первых, утолщенная до 25-30 км океанская кора внутренних поднятий океана (Исландия и др.) и, во-вторых, кора океанского типа, «надстроенная» мощным, до 15-20 км, осадочным чехлом (Прикаспийская впадина и др.).

Поверхность Мохоровичича и состав верхней ман­ тии. Граница между корой и мантией, обычно сейсмически достаточно четко выраженная скачком скоростей продоль­ных волн от 7,5-7,7 до 7,9-8,2 км/с, известна как поверх­ность Мохоровичича (или просто Мохо и даже М), по имени установившего ее хорватского геофизика. В океанах эта гра­ница отвечает переходу от полосчатого комплекса 3-го слоя с преобладанием габброидов к сплошным серпентинизиро-ванным перидотитам (гарцбургитам, лерцолитам), реже ду-нитам, местами выступающим на поверхность дна, а в ска­лах Сан-Паулу в Атлантике против берегов Бразилии и на о. Забаргад в Красном море, возвышающимся над поверхно-

стью океана. Верхи океанской мантии можно наблюдать местами на суше в составе низов офиолитовых комплексов. Их мощность в Омане достигает 8 км, а в Папуа-Новой Гви­нее, возможно, даже 12 км. Сложены они перидотитами, в основном гарцбургитами (Хаин, Ломизе, 1995).

Изучение включений в лавах и кимберлитах из трубок показывает, что и под континентами верхняя мантия в ос­новном сложена перидотитами, причем как здесь, так и под океанами в верхней части это шпинелевые перидотиты, а ниже-гранатовые. Но в континентальной мантии, по тем же данным, кроме перидотитов в подчиненном количестве при­сутствуют эклогиты, т. е. глубокометаморфизованные ос­новные породы. Эклогиты могут представлять собой мета-морфизованные реликты океанской коры, затащенные в ман­тию в процессе поддвига этой коры (субдукции).

Верхняя часть мантии вторично обеднена рядом ком­понентов: кремнеземом, щелочами, ураном, торием, редкими землями и другими некогерентными элементами благодаря выплавлению из нее базальтовых пород земной коры. Эта «истощенная» («деплетированная») мантия простирается под континентами на большую глубину (охватывая всю или почти всю ее литосферную часть), чем под океанами, сменя­ясь глубже «неистощенной» мантией. Средний первичный состав мантии должен быть близок к шпинелевому лерцоли-ту или гипотетической смеси перидотита и базальта в про­порции 3:1, названной австралийским ученым А. Е. Ринг-вудом пиролитом.

На глубине около 400 км начинается быстрое возрас­тание скорости сейсмических волн; отсюда до 670 км про-

стирается слой Голицына, названный так в честь русского сейсмолога Б.Б. Голицына. Его выделяют еще в качестве средней мантии, или мезосферы - переходной зоны между верхней и нижней мантией. Возрастание скоростей упругих колебаний в слое Голицына объясняется увеличением плот­ности вещества мантии примерно на 10% в связи с перехо­дом одних минеральных видов в другие, с более плотной упаковкой атомов: оливина в шпинель, пироксена в гранат.

Нижняя мантия (Хаин, Ломизе, 1995) начинается с глубины порядка 670 км. Нижняя мантия должна быть сло­жена в основном перовскитом (МgSiO 3) и магнезиовюсти-том (Fе, Мg)O - продуктами дальнейшего изменения мине­ралов, слагающих среднюю мантию. Ядро Земли в своей внешней части, по данным сейсмологии, является жидким, а внутреннее-снова твердым. Конвекция во внешнем ядре генерирует главное магнитное поле Земли. Состав ядра по­давляющим большинством геофизиков принимается желез­ным. Но опять же по экспериментальным данным приходит­ся допустить некоторую примесь никеля, а также серы, либо кислорода, либо кремния, чтобы объяснить пониженную плотность ядра по сравнению с определенной для чистого железа.

По данным сейсмотомографии, поверхность ядра яв­ляется неровной и образует выступы и впадины с амплиту­дой до 5-6 км. На границе мантии и ядра выделяют пере­ходный слой с индексом D" (кора обозначается индексом А, верхняя мантия-В, среднюю-С, нижнюю - D, верхнюю часть нижней мантии D"). Мощность слоя D" местами дости­гает 300 км.

Литосфера и астеносфера. В отличие от коры и ман­тии, выделяемым по геологическим данным (по веществен­ному составу) и данным сейсмологии (по скачку скоростей сейсмических волн на границе Мохоровичича), литосфера и астеносфера-понятия чисто физические, вернее реологиче­ские. Исходным основанием для выделения астеносферы- ослабленной, пластичной оболочки. подстилающей более же­сткую и хрупкую литосферу,-была необходимость объяс­нения факта изостатической уравновешенности коры, обна­руженного при измерениях силы тяжести у подножия гор­ных сооружений. Первоначально ожидалось, что такие со­оружения, особенно столь грандиозные, как Гималаи, долж­ны создавать избыточное притяжение. Однако когда в сере­дине XIX в. были произведены соответствующие измерения, оказалось, что такого притяжения не наблюдается. Следова­тельно, даже крупные неровности рельефа земной поверх­ности чем-то компенсированы, уравновешены на глубине для того, чтобы на уровне земной поверхности не проявля­лось значительных отклонений от средних значений силы тяжести. Таким образом, исследователи пришли к выводу что имеется общее стремление земной коры к уравновешен­ности за счет мантии; явление это получило название изо-стазии (Хаин, Ломизе, 1995).

Существуют два способа осуществления изостазии. Пер­вый заключается в том, что горы обладают корнями, погру­женными в мантию, т. е. изостазия обеспечивается вариа­циями мощности земной коры и нижняя поверхность по­следней обладает рельефом, обратным рельефу земной по­верхности; это гипотеза английского астронома Дж. Эри

(рис. 6.3). В региональном масштабе она обычно оправдыва­ется, так как горные сооружения действительно обладают более толстой корой и максимальная толщина коры наблю­дается у наиболее высоких из них (Гималаи, Анды, Гинду-куш, Тянь-Шань и др.). Но возможен и другой механизм реализации изостазии: участки повышенного рельефа долж­ны быть сложены менее плотными породами, а участки по­ниженного-более плотными; это гипотеза другого англий­ского ученого-Дж. Пратта. В этом случае подошва земной коры может быть даже горизонтальной. Уравновешенность континентов и океанов достигается комбинацией обоих ме­ханизмов-кора под океанами и много тоньше, и заметно плотнее, чем под континентами.

Большая часть поверхности Земли находится в состоянии, близком к изостатическому равновесию. Наибольшие откло­нения от изостазии-изостатические аномалии-обнаружи­вают островные дуги и сопряженные с ними глубоководные желоба.

Для того чтобы стремление к изостатическому равнове­сию было эффективным, т. е. под дополнительной нагрузкой происходило бы погружение коры, а при снятии нагрузки - ее подъем, надо, чтобы под корой существовал достаточно пластичный слой, способный к перетеканию из областей по­вышенного геостатического давления в области пониженно­го давления. Именно для этого слоя, первоначально выде­ленного гипотетически, американский геолог Дж. Баррелл и предложил в 1916 г. название астеносфера, что оз начает «слабая оболочка». Это предположение было подтверждено лишь много позднее, в 60-е годы, когда сейсмоло-

Рис. 6.3. Схемы изостатического равновесия земной коры:

а - по Дж. Эри, б - по Дж. Пратту (Хаин, Короновский, 1995)

логами (Б. Гутенберг) было обнаружено существование на некоторой глубине под корой зоны понижения или отсутст­вия повышения, естественного при увеличении давления, скорости сейсмических волн. В дальнейшем появился дру­гой метод установления астеносферы-метод магнитотел-лурического зондирования, при котором астеносфера прояв­ляет себя как зона понижения электрического сопротивле­ния. Кроме того, сейсмологи выявили еще один признак ас­теносферы - повышенные затухания сейсмических волн.

Астеносфере принадлежит также ведущая роль в дви­жениях литосферы. Течение астеносферного вещества увле­кает за собой литосферные пластины-плиты и вызывает их горизонтальные перемещения. Подъем поверхности астено­сферы приводит к подъему литосферы, а в предельном слу­чае- к разрыву ее сплошности, образованию раздвига и опусканию. К последнему ведет также отток астеносферы.

Таким образом, из двух оболочек, составляющих тек-тоносферу: астеносфера является активным, а литосфера- относительно пассивным элементом. Их взаимодействием оп­ределяется тектоническая и магматическая «жизнь» земной коры.

В осевых зонах срединно-океанских хребтов, особенно на Восточно-Тихоокеанском поднятии, кровля астеносферы на­ходится на глубине всего 3-4 км, т. е. литосфера ограничи­вается лишь верхней частью коры. По мере движения к пе­риферии океанов толщина литосферы увеличивается за счет

низов коры, а в основном верхов мантии и может достигать 80-100 км. В центральных частях континентов, особенно под щитами древних платформ, таких как Восточно­Европейская или Сибирская, мощность литосферы измеря­ется уже 150-200 км и более (в Южной Африке 350 км); по некоторым представлениям, она может достигать 400 км, т. е. здесь вся верхняя мантия выше слоя Голицына должна входить в состав литосферы.

Трудность обнаружения астеносферы на глубинах бо­лее 150- 200 км породила у некоторых исследователей со­мнения в ее существовании под такими областями и привела их к альтернативному представлению, что астеносферы как сплошной оболочки, т. е. именно геосферы, не существует, а имеется серия разобщенных «астенолинз». С этим выводом, который мог бы иметь важное значение для геодинамики, нельзя согласиться, так как именно указанные области де­монстрируют высокую степень изостатической уравнове­шенности, ведь к ним относятся приведенные выше примеры областей современного и древнего оледенения-Гренландия и др.

Причина того, что астеносферу не везде легко обнару­жить, состоит, очевидно, в изменении ее вязкости но латера-ли.

Основные структурные элементы земной коры континентов

На континентах выделяются два структурных элемента земной коры: платформы и подвижные пояса (Историческая геология, 1985).

Определение: платформа – стабильный жесткий уча­сток земной коры континентов, имеющий изометричную форму и двухэтажное строение (рис. 6.4). Нижний (первый) структурный этаж – кристаллический фундамент , представ­ленный сильно дислоцированными метаморфизованными породами, прорванными интрузиями. Верхний (второй) структурный этаж – полого залегающий осадочный чехол , слабодислоцированный и неметаморфизованный. Выходы на дневную поверхность нижнего структурного этажа называ­ются щитом . Участки фундамента, перекрытые осадочным чехлом называются плитой . Мощность осадочного чехла плиты составляет первые километры.

Пример : на Восточно-Европейской платформе выде­ляются два щита (Украинский и Балтийский) и Русская пли­та.

Структуры второго этажа платформы (чехла) бывают отрицательные (прогибы, синеклизы) и положительные (ан-теклизы). Синеклизы имеют форму блюдца, а антеклизы – перевернутого блюдца. Мощность отложений всегда больше на синеклизе, а на антеклизе – меньше. Размеры этих струк­тур в поперечнике могут достигать сотен или первых тысяч километров, а падение слоев на крыльях обычно - первые метры на 1 км. Существуют два определения этих структур.

Определение: синеклиза – геологическая структура, падение слоев которой направлено от периферии к центру. Антеклиза - геологическая структура, падение слоев которой направлено от центра к периферии.

Определение: синеклиза – геологическая структура, в ядре которой выходят более молодые отложения, а по краям

Рис. 6.4. Схема строения платформы. 1 - складчатый фундамент; 2 - платформенный чехол; 3 разломы (Историческая геология, 1985)

– более древние. Антеклиза – геологическая структура, в яд­ре которой выходят более древние отложения, а по краям – более молодые.

Определение: прогиб – вытянутое (удлиненное) гео­логическое тело, имеющее в поперечном сечении вогнутую форму.

Пример: на Русская плите Восточно-Европейской платформы выделяются антеклизы (Белорусская, Воронеж­ская, Волго-Уральская и др.), синеклизы (Московская, При­каспийская и др.) и прогибы (Ульяновско-Саратовский, Приднестровско-Причерноморский и др.).

Существует структура нижних горизонтов чехла - ав-лакоген.

Определение: авлакоген – узкая вытянутая впадина, протягивающаяся через платформу. Авлакогены располага­ются в нижней части верхнего структурного этажа (чехла) и могут достигать в длину до сотен километров, в ширину – десятки километров. Авлакогены формируются в условиях горизонтального растяжения. В них накапливаются мощные толщи осадков, которые могут быть смяты в складки и близ­кие по составу к формациям миогеосинклиналей. В нижней части разреза присутствуют базальты.

Пример: Пачелмский (Рязано-Саратовский) авлако-ген, Днепрово-Донецкий авлакоген Русской плиты.

История развития платформ. В истории развития мож­но выделить три этапа. Первый – геосинклинальный, на ко­тором происходит формирование нижнего (первого) струк­турного элемента (фундамента). Второй - авлакогенный, на котором в зависимости от климата происходит накопление

красноцветных, сероцветных или угленосных осадков в ав-лакогенах. Третий – плитный, на котором осадконакопление происходит на значительной площади и формируется верх­ний (второй) структурный этаж (плита).

Процесс накопления осадков, как правило, происходит циклично. Сначала накапливается трансгрессивная морская терригенная формация, затем – карбонатная формация (максимум трансгрессии, табл. 6.1). При регрессии в услови­ях аридного климата формируется соленосная красноцвет-ная формация, а в условиях гумидного климата – параличе-ская угленосная формация. В конце цикла осадконакопления формируются осадки континентальной формации. В любой момент этап может прерваться формированием трапповой формации.

Таблица 6.1. Последовательность накопления плитных

формаций и их характеристика.

Окончание таблицы 6.1.

Для подвижных поясов (складчатых областей) харак­терны:

линейность их контуров;

громадная мощность накопившихся отложений (до 15-25 км);

выдержанность состава и мощности этих отложе­ний по простиранию складчатой области и резкие изменения вкрест ее простирания ;

наличие своеобразных формаций- комплексов по­род, образовавшихся на определенных стадиях раз­вития этих районов (аспидная , флишевая , спилито- кератофировая , молассовая и другие формации);

интенсивный эффузивный и интрузивный магма­тизм (особенно характерны крупные гранитные ин­трузии-батолиты);

сильный региональный метаморфизм;

7) сильная складчатость, обилие разломов, в том числе

надвигов, указывающих на господство сжатия. Складчатые области (пояса) возникают на месте гео­синклинальных областей (поясов).

Определение: геосинклиналь (рис. 6.5) - подвижная область земной коры, в которой первоначально накаплива­лись мощные осадочные и вулканогенные толщи, затем про­исходило их смятие в сложные складки, сопровождающееся образованием разломов, внедрением интрузий и метамор­физмом. В развитии геосинклинали различают две стадии.

Первая стадия (собственно геосинклинальная) харак­теризуется преобладанием опускания. Большая мощность осадков в геосинклинали - это результат растяжения земной коры и ее прогибания. В первую половину первой стадии обычно накапливаются песчано-глинистые и глини­стые осадки (в результате метаморфизма они потом образу­ют черные глинистые сланцы, выделяемые в аспидную фор­мацию) и известняки. Прогибание может сопровождаться разрывами, по которым поднимается магма основного соста­ва и изливается в подводных условиях. Возникшие породы после метаморфизма вместе с сопровождающими субвулка­ническими образованиями дают спилит-кератофировую формацию. Одновременно с ней обычно образуются кремни­стые породы, яшмы.

океаническая

Рис. 6.5. Схема строения геосинк-

линали на схемати­ческом разрезе че­рез Зондскую дугу в Индонезии (Струк­турная геология и тектоника плит, 1991). Условные обозначения: 1 – осадки и осадочные породы; 2 – вулка-

нические породы; 3 – фундамент конти-метаморфические породы

Указанные формации накапливаются одновременно , но на разных площадях . Накопление спилито-кератофировой формации обычно происходит во внутрен­ней части геосинклинали - в эвгеосинклинали . Для эвгео- синклинали характерны формирование мощных вулканоген­ных толщ, обычно основного состава, и внедрение интрузии габбро, диабазов и ультраосновных пород. В краевой части геосинклинали, по ее границе с платформой, обычно распо­лагаются миогеосинклинали. Здесь накапливаются главным образом терригенные и карбонатные толщи; вулканические породы отсутствуют, интрузии не типичны.

В первую половину первой стадии большая часть геосинклинали представляет собой море со значительными глубинами . Доказательством служат тонкая зернистость осадков и редкость находок фауны (преимущественно нек­тона и планктона).

К середине первой стадии вследствие разных скоро­стей опускания в различных частях геосинклинали образу­ются участки относительного поднятия (интрагеоантик-линали ) и относительного опускания (интрагеосинклина-ли ). В это время может происходить внедрение небольших интрузий плагиогранитов.

Во вторую половину первой стадии в результате по­явления внутренних поднятий море в геосинклинали мелеет. Теперь это архипелаг , разделенный проливами. Море из-за обмеления наступает на смежные платформы. В геосинкли­нали накапливаются известняки, мощные песчано-глинистые ритмично построенные толщи, образующие флишевую фор-216

мацию; происходит излияние лав среднего состава, слагаю­щих порфиритовую формацию.

К концу первой стадии интрагеосинклинали исчеза­ют, интрагеоантиклинали сливаются в одно центральное поднятие. Это - общая инверсия; она соответствует глав­ной фазе складчатости в геосинклинали. Складчатость обычно сопровождается внедрением крупных синорогенных (одновременных со складчатостью) гранитных интрузий. Происходит смятие пород в складки, часто осложняющееся надвигами. Все это вызывает региональный метаморфизм. На месте интрагеосинклиналей возникают синклинории - сложно построенные структуры синклинального типа, а на месте интрагеоантиклиналей - антиклинории . Геосинкли­наль «закрывается», превращаясь в складчатую область.

В строении и развитии геосинклинали очень важная роль принадлежит глубинным разломам - длительно живу­щим разрывам, которые рассекают все земную кору и уходят в верхнюю мантию. Глубинные разломы определяют конту­ры геосинклиналей, их магматизм, разделение геосинклина­ли на структурно-фациальные зоны, различающиеся соста­вом осадков, их мощностью, магматизмом и характером структур. Внутри геосинклинали иногда выделяют средин­ные массивы, ограниченные глубинными разломами. Это блоки более древней складчатости, сложенные породами то­го основания, на котором заложилась геосинклиналь. По со­ставу осадков и их мощности срединные массивы близки платформам, но их отличают сильный магматизм и складча­тость пород, преимущественно по краям массива.

Вторая стадия развития геосинклинали называется орогенной и характеризуется преобладанием поднятий. Осадконакопление происходит на ограниченных площадях по периферии центрального поднятия - в краевых прогибах, возникающих по границе геосинклинали и платформы и час­тично накладывающихся на платформу, а также в межгор­ных прогибах, образующихся иногда внутри центрального поднятия. Источник осадков - разрушение постоянно воз­дымающегося центрального поднятия. В первую половину второй стадии это поднятие, вероятно, имеет холмистый рельеф; при его разрушении накапливаются морские, иногда лагунные осадки, образующие нижнюю молассовую форма­цию. В зависимости от климатических условий это могут быть угленосные паралические или соленосные толщи. В это же время обычно происходит внедрение крупных гранитных интрузий - батолитов.

Во вторую половину стадии резко возрастает ско­рость воздымания центрального поднятия, что сопровожда­ется его расколами и обрушением отдельных участков. Это явление объясняется тем, что вследствие складчатости, ме­таморфизма, внедрения интрузий складчатая область (уже не геосинклиналь!) становится жесткой и на продолжающееся поднятие реагирует расколами. Море покидает эту террито­рию. В результате разрушения центрального поднятия, кото­рое в это время представляло собой горную страну, накапли­ваются континентальные грубообломочные толщи, обра­зующие верхнюю молассовую формацию. Раскалывание сво­довой части поднятия сопровождается наземным вулканиз­мом; обычно это лавы кислого состава, которые вместе с

субвулканическими образованиями дают порфировую фор­мацию. С ней бывают связаны трещинные щелочные и ма­лые кислые интрузий. Таким образом, в результате развития геосинклинали возрастает мощность континентальной коры.

К концу второй стадии складчатая горная область, возникшая на месте геосинклинали, разрушается, территория постепенно выравнивается и становится платформой. Гео­синклиналь из области накопления осадков превращается в область разрушения, из подвижной территории - в мало­подвижную жесткую выровненную территорию. Поэтому амплитуды движений на платформе невелики. Обычно море, даже мелкое, покрывает здесь обширные площади. Эта тер­ритория уже не испытывает столь сильного прогибания, как раньше, поэтому и мощность осадков значительно меньше (в среднем 2-3 км). Опускание неоднократно прерывается, поэтому наблюдаются частые перерывы в осадконакопле-нии; тогда могут образовываться коры выветривания. Не происходит и энергичных поднятий, сопровождаемых складчатостью. Поэтому вновь образованные маломощные, обычно мелководные осадки на платформе не метамор-физованы и залегают горизонтально или слабо наклонно. Из­верженные породы редки и представлены обычно наземны­ми излияниями лав базальтового состава.

Кроме геосинклинальной модели существует модель тектоники литосферных плит.

Модель тектоники литосферных плит

Тектоника плит (Структурная геология и тектоника плит, 1991) – модель, которая создана с целью объяснения наблю­даемой картины распределения деформаций и сейсмичности во внешней оболочке Земли. Она основывается на обширных геофизических данных, полученных в 1950-е и 1960-е годы. Теоретические основы тектоники плит базируются на двух предпосылках.

Самая внешняя оболочка Земли, называемая литосфе­рой, непосредственно залегает на слое, называемом ас­ теносферой, которая является менее прочной, чем лито­сфера.

Литосфера разбита на ряд жестких сегментов, или плит (рис. 6.6), которые постоянно движутся относительно друг друга и площадь поверхности которых также не­прерывно меняется. Большая часть тектонических про­цессов с интенсивным обменом энергией действует на границах между плитами.

Хотя мощность литосферы нельзя измерить с большой точ­ностью, исследователи согласны в том, что внутри плит она меняется от 70-80 км под океанами до максимальной вели­чины более 200 км под некоторыми частями континентов при среднем значении около 100 км. Подстилающая лито­сферу астеносфера распространяется вниз до глубины около 700 км (предельная глубина распространения очагов глубо­кофокусных землетрясений). Ее прочность растет с глуби­ной, и некоторые сейсмологи считают, что ее нижняя грани-

Рис. 6.6. Литосфер-ные плиты Земли и их активные гра­ницы. Двойными линиями показаны дивергентные гра­ницы (оси спредин-га); линиями с зуб­цами - конвергент­ные гпянины П.ПИТ

одинарными линиями - трансформные разломы (сдвиги); крапом покрыты участки континентальной ко­ры, подвергающиеся активному разломообразованию (Структурная геология и тектоника плит, 1991)

ца расположена на глубине 400 км и совпадает с небольшим изменением физических параметров.

Границы между плитами делятся на три типа:

дивергентные;

конвергентные;

трансформные (со смещениями по простиранию).

На дивергентных границах плит, представленных пре­имущественно рифтами, происходит новообразование лито­сферы, что приводит к раздвиганию океанического дна (спредингу). На конвергентных границах плит литосфера по­гружается в астеносферу, т. е. поглощается. На трансформ­ных границах две литосферные плиты скользят относитель­но друг друга, и вещество литосферы на них не создается и не разрушается.

Все литосферные плиты непрерывно перемещают­ся относительно друг друга . Предполагается, что общая площадь всех плит остается неизменной в течение значи­тельного периода времени. При достаточном удалении от окраин плит горизонтальные деформации внутри них незна­чительны, что позволяет считать плиты жесткими. Посколь­ку смещения по трансформным разломам происходят вдоль их простирания, движение плит должно быть параллельным современным трансформным разломам. Так как все это про­исходит на поверхности сферы, то в соответствии с теоремой Эйлера, каждый участок плиты описывает траекторию, экви­валентную вращению на сферической поверхности Земли. Для относительного перемещения каждой пары плит в лю­бой момент времени можно определить ось, или полюс вра­щения. По мере удаления от этого полюса (вплоть до угло-

вого расстояния в 90°) скорости спрединга, естественно, воз­растают, но угловая скорость для любой данной пары плит относительно их полюса вращения постоянна. Отметим так­же, что в геометрическом отношении полюсы вращения единственны для любой пары плит и никак не связаны с по­люсом вращения Земли как планеты.

Тектоника плит является эффективной моделью про­исходящих в коре процессов, так как она хорошо согласует­ся с известными данными наблюдений, дает изящное объяс­нение ранее несвязанным явлениям и открывает возможно­сти для прогноза.

Цикл Уилсона (Структурная геология и тектоника плит, 1991). В 1966 г. профессор Уилсон из Университета Торонто опубликовал статью, в которой он доказывал, что континентальный дрейф происходил не только после ранне-мезозойского раскола Пангеи, но и в допангейские времена. Цикл раскрытия и закрытия океанов относительно смежных континентальных окраин называется теперь циклом Уилсона.

На рис. 6.7 приведено схематическое пояснение ос­новной концепции цикла Уилсона в рамках представлений об эволюции литосферных плит.

Рис. 6.7, а представляет начало цикла Уилсона – на­чальную стадию раскола континента и формирования аккреционной окраины плиты. Известно, что жесткая

Рис. 6.7. Схема цикла Уилсона развития океанов в рамках эволюции литосферных плит (Структурная геология и тек­тоника плит, 1991)

литосфера покрывает более слабую, частично расплавлен­ную зону астеносферы – так называемый слой низких скоро­стей (рис 6.7, б). При продолжении разделения континентов развиваются рифтовая долина (рис. 6.7, 6) и небольшой оке­ан (рис. 6.7, в). Это – стадии раннего раскрытия океана в цикле Уилсона . Подходящими примерами служат Афри­канский рифт и Красное море. С продолжением дрейфа ра­зобщенных континентов, сопровождающегося симметрич­ной аккрецией новой литосферы на окраинах плит, на грани­це континента с океаном за счет размыва континента накап­ливаются шельфовые осадки. Полностью сформировав­шийся океан (рис. 6.7, г) со срединным хребтом на границе плит и развитым континентальным шельфом называется океаном атлантического типа.

Из наблюдений океанических желобов, их связи с сейсмичностью и реконструкцией по рисунку океанических магнитных аномалий вокруг желобов известно, что океани­ческая литосфера расчленяется и погружается в мезосферу. На рис. 6.7, д показан океан с плитой , имеющей простые окраины приращения и поглощения литосферы, – это на­чальная стадия закрытия океана в цикле Уилсона . Расчле­нение литосферы по соседству с континентальной окраиной ведет к превращению последней в ороген андского типа в результате тектонических и вулканических процессов, про­исходящих на поглощающей границе плит. Если это расчле­нение происходит на значительном расстоянии от континен­тальной окраины в сторону океана, то образуется островная дуга типа Японских островов. Поглощение океанической литосферы приводит к изменению геометрии плит и в конце

концов к полному исчезновению аккрециопной окраины плиты (рис. 6.7, е). В течение этого времени противополож­ный континентальный шельф может продолжать разрастать­ся, превращаясь в полуокеан атлантического типа. По мере сокращения океана противоположная континентальная ок­раина в конечном счете вовлекается в режим поглощения плиты и участвует в развитии аккреционного орогена анд-ского типа . Это – ранняя стадия столкновения двух кон­тинентов (коллизии ) . На следующей стадии благодаря пла­вучести континентальной литосферы, поглощение плиты прекращается. Литосферная пластина отрывается внизу, под растущим орогеном гималайского типа, и наступает завер­шающая орогенная стадия цикла Уилсона с зрелым гор­ным поясом , представляющим собой шов между вновь со­единившимися континентами. Антиподом аккреционного орогена андского типа является коллизионный ороген гима­лайского типа .

Свидетельствуют о том, что на нашей планете уже много сотен миллионов лет назад сформировались как жесткие и малоподвижные глыбы - платформы и щиты, так и подвижные горные пояса, которые часто называют геосинклинальными. К ним относятся и огромные , обрамляющие моря и целые . В XX в. эти научные представления были дополнены новыми данными, среди которых в первую очередь следует назвать открытие срединно-океанических хребтов, и океанических котловин.

Наиболее устойчивыми участками земной коры являются платформы. Площадь их составляет многие тысячи и даже миллионы квадратных километров. Когда-то они были подвижными, но со временем превратились в жесткие массивы. Платформы, как правило, состоят из двух этажей. Нижний этаж построен из древних кристаллических пород, верхний - из более молодых. Породы нижнего этажа называют фундаментом платформы. Выступы такого фундамента можно наблюдать в , на , в и . Благодаря своей массивности и жесткости эти выступы получили название - шиты. Это самые древние участки : возраст многих достигает 3 - 4 млрд. лет. За это время в породах произошли необратимые изменения , перекристаллизация, уплотнения и другие метаморфозы.

Верхний этаж платформ образуют огромные толщи осадочных пород, накопившихся в течение сотен миллионов лет. В этих толщах наблюдаются пологие складки, разрывы, валы и купола. Следами особенно крупных поднятий и опусканий являются антеклизы и синеклизы. по своей форме напоминает гигантский холм площадью 60 - 100 тыс. км2. Высота такого холма небольшая - около 300 - 500 м.

Окраины антеклизы ступенями спускаются к окружающим их (от греч. syn - вместе и enklisis - наклонение). На окраинах синеклиз и антеклиз часто встречаются отдельные валы и купола - мелкие тектонические формы. Для платформ, прежде всего, характерны ритмические колебания, что приводило к последовательной смене поднятий и опусканий. В процессе этих движений возникали прогибы, небольшие складки, тектонические трещины.

Строение осадочного чехла на платформах осложняют тектонические структуры, появление которых объяснить непросто. Например, под северной частью дна и под Прикаспийской низменностью скрыт огромный замкнутый со всех сторон бассейн глубиной более 22 км. В поперечнике этот бассейн достигает 2000 км. Его заполняют глины, известняки, каменная соль и другие породы. Верхние 5 - 8 км осадков относят к палеозойскому возрасту. По геофизическим данным, в центре этой впадины отсутствует гранито-гнейсовый слой и толща осадочных пород залегает непосредственно на гранулито-базальтовом слое. Такое строение больше характерно для впадин с океаническим типом земной коры, поэтому Прикаспийскую впадину считают реликтом древнейших докембрийских океанов.

Полной противоположностью платформам являются орогенические пояса - горные пояса, возникшие на месте прежних геосинклиналей. Они, так же как и платформы, принадлежат к длительно развивающимся тектоническим структурам, но скорости движения земной коры в них оказались значительно большими, а силы сжатия и растяжения создали на поверхности Земли крупные горные хребты и впадины. Тектонические напряжения в орогенических поясах то усиливались, то резко уменьшались, а потому можно проследить и фазы роста горных сооружений, и фазы их разрушения.

Боковое сжатие блоков земной коры в прошлом нередко приводило к разделению блоков на тектонические пластины, каждая из которых имела толщину 5-10 км. Тектонические пластины коробились и часто надвигались одна на другую. В результате древние породы оказывались надвинутыми на более молодые породы. Крупные надвиги, измеряемые десятками километров, ученые называют шарьяжами. Их особенно много в , и , но шарьяжи встречаются и на платформах, где смещение пластин земной коры приводило к образованию складок и валов, например в Жигулевских горах.

Дно морей и океанов долго оставалось малоисследованной областью Земли. Только в первой половине XX в. были открыты срединно-океанические хребты, которые впоследствии были обнаружены во всех океанах планеты. Они имели разную структуру и возраст. Результаты глубоководного бурения тоже способствовали изучению структуры срединно-океанических хребтов. Осевые зоны срединно-океанических хребтов вместе с рифтовыми впадинами бывают смещены на сотни и тысячи километров. Эти смещения наиболее часто происходят по крупным разломам (так называемым трансформным разломам), которые образовались в разные геологические эпохи.

Наиболее крупными структурными элементами земной коры являются континенты и океаны. Различия между этими двумя крупнейшими структурными элементами не ограничиваются только типом земной коры, а прослеживаются и глубже, в верхнюю мантию, которая под континентами построена иначе, чем под океанами, и эти различия охватывают всю литосферу, а местами и тектоносферу. В пределах континентов и океанов выделяют менее крупные структурные элементы.

Структурные элементы континентальной земной коры. К числу основных структурных элементов континентов относятся континентальные платформы и подвижные пояса, а также глубинные разломы.

Континентальные платформы (кратоны) представляют собой своеобразные ядра материков и занимают большие части их площадей – порядка миллиона квадратных километров. Они слагаются типичной континентальной корой мощностью 35 – 45 км. Литосфера в их пределах достигает мощности 150 – 200 км, а по некоторым данным – 400 км.

В строении платформ различают два структурных этажа: фундамент и чехол. Мощность осадочного чехла составляет в среднем 3 – 5 км, а в наиболее глубоких прогибах и впадинах достигает 10-12 км. В исключительных случаях (Прикаспийская низменность) – 20 – 25 км. Кристаллический фундамент составляет нижний структурный этаж платформ и сложен преимущественно в различной степени метаморфизированными, а также интрузивно-магматическими породами, среди которых ведущая роль принадлежит граниту. Платформы обычно характеризуются равнинным рельефом, то низменным, то плоскогорным. Некоторые их части могут быть покрыты мелкими, эпиконтинентальными морями, типа современных Азовского, Балтийского, белого. Их характеризует также низкая скорость современных вертикальных движений, слаба сейсмичность, отсутствие или редкое проявление вулканической деятельности, пониженный по сравнению со среднеземным тепловой поток. В общем, платформы – это наиболее устойчивые и спокойные участки континентов.

Наиболее типичными являются древние платформы, т.е. платформы, кристаллический фундамент которых формировался в течение архея – протерозоя. Докембрийские платформы составляют древнейшие и центральные части материков и занимают около 40% их площади; термин «кратон» обычно применяется именно к ним. К числу древних платформ относятся Северо - Американская, Южно-Американская, Восточно-Европейская, Сибирская, Китайско-Корейская, Африканская, Индостанская, Австралийская, Антарктическая, Южно-Китайская. В фундаменте древних платформ преобладают архейские и раннепротерозойские образования. Эти образования, как правило, глубоко метаморфизированны; главную роль среди них играют гнейсы и кристаллические сланцы, широко распространены граниты. Поэтому такой фундамент называют гранито-гнейсовый или просто кристаллический.

Значительно меньшую площадь в структуре материков (5%) занимают молодые платформы, которые располагаются либо по периферии материков, как Средне- и Западно-Европейские, Восточно-Австралийская, Патагонская, либо между древними платформами, например, Западно-Сибирская платформа между древними Восточно-Европейской и Сибирской. Фундамент молодых платформ слагается в основном фанерозойскими осадочно-вулканическими породами, испытавшими слабый или даже начальный метаморфизм. Граниты и другие интрузивные образования, среди которых следует отметить офиолитовые пояса, играют подчиненную роль в составе этого фундамента, который в отличие от фундамента древних платформ именуется не кристаллическим, а складчатым. В зависимости от возраста завершающей складчатости этого фундамента молодые платформы или их части подразделяются на эпикаледонские, эпигерцинские, эпикиммерийские. Молодые платформы в значительно большей степени покрыты осадочным чехлом, чем древние, и по этой причине их часто именуют просто плитами. Выступы фундамента, не затронутые новейшей тектонической активизацией и поэтому не превращенные во внутриконтинентальные орогены, встречаются скорее в виде исключения, одно из них – Казахский щит. Соответственно молодые платформы обладают за пределами таких щитов или массивов равнинным, часто низменным характером.

Поверхность платформ неоднородна. Здесь можно выделить несколько более мелких тектонических единиц:

Кристаллические щиты характерны преимущественно для древних платформ и представляют собой крупные площади выхода на дневную поверхность кристаллического фундамента. На протяжении практически всей геологической истории эти участки континентальной земно коры обнаруживают устойчивую тенденцию к поднятию и денудации, вследствие чего осадочный чехол здесь имеет небольшие мощности. Кристаллические щиты легко выделяются в пределах платформ северного ряда, где они со всех сторон окружены осадочным чехлом (Канадский, Украинский, Алданский, Анабарский, Балтийский щиты), но значительно труднее в пределах платформ южного ряда, особенно Африканской и Индостанской, на большей части площади которых кристаллический фундамент обнажается на поверхности, а осадочный чехол, напротив, распространен более ограниченно, в пределах замкнутых впадин. В пределах молодых платформ кристаллические щиты или кристаллические массивы практически не встречаются.

Антеклизы представляют собой крупные и пологие погребенные поднятия фундамента, в сотни километров в поперечнике. Глубина залегания фундамента и соответственно мощность осадочного чехла в их сводовых частях не превышает 1 – 2 км. Иногда в центре антеклизы имеются относительно небольшие выходы фундамента (Воронежская антеклиза Русской плиты, Оленекская антеклиза в Сибири и т.д.). В некоторых случаях антеклизы являются как бы многовершинными; эти вершины именуются сводами, например Татарский и Токмаковский своды Вогло-Уральской антеклизы.

Синеклизы – крупные, пологие, почти плоские впадины фундамента до 3 – 5 км и относительно более мощным осадочным чехлом. Следует иметь ввиду, что антеклизы и синеклизы – очень пологие структурные формы: угол наклона слоев составляет менее 1 0 . На гондванских платформах синеклизы представляют собой изолированы впадины, окруженные выходами фундамента (синеклизы Конго, Амазонская и т.д.). На платформах северного ряда синеклизы обычно граничат с антеклизами, либо с щитами. Типичными являются Московская синеклиза Русской плиты, Амударьинская синеклиза Туранской плиты и т.д.

Авлакогены – четкие линейные грабен – прогибы, протягивающиеся на многие сотни километров при ширине в десятки, а иногда и сотни километров, ограниченные разломами (сбросами) и выполненные мощными толщами осадков. Глубина залегания фундамента нередко достигает 10 – 12 км, а консолидированные кора и литосфера в целом часто утончены. Геологическая эволюция авлакогенов имеет двоякую природу. В одних случаях, происходит перерождение авлакогенов через равновеликие прогибы в синеклизы и представляет собой обычное явление. Многие ученые, в частности Н.С. Шатский, считают, что в основании большей части, если не всех синеклиз, должны находиться палеорифты – авлакогены. В других случаях в результате процессов сжатия литосферы, авлакогены эволюционируют в складчатые зоны различной степени сложности – валы.

Подвижные пояса. Среди подвижных поясов континентов различают складчатые пояса, эпиплатформенные орогены и рифты.

Складчатые пояса . Представляют собой линейные планетарные структуры, протяженностью во многие тысячи километров и шириной более 1000 км. Занимают окраинно-континентальное или межконтинентальное положения, разделяя и обрамляя континентальные платформы (Тихоокеанский, Урало-Охотский, Средиземноморский, Северо-Атлантический, Арктический). Это очень сложные и разнообразные по строению структуры, которые начали формироваться в протерозое и представляют собой орогенные покрово-складчатые сооружения с повышенной мощностью континентальной коры и сильно расчлененным рельефом. Они сложены мощными слоями осадочных и вулканогенных пород, смятыми в складки и перемещенными относительно друг друга по зонам разломов. Это тектонически активные области континентов, которые отличаются высокой сейсмичностью, интенсивным проявлением процессов магматизма и метаморфизма. Для них характерны значительные скорости и амплитуды тектонических движений. От соседних континентальных платформ складчатые пояса отделяются прогибами, либо краевыми швами, которые представлены глубинными разломами. Основными структурными элементами подвижных поясов являются складчатые области (крупные отрезки поясов, различающиеся историей развития, строением и отделенные друг от друга крупными поперечными разломами; Восточно-Казахстанская, Алтае-Саянская и Монголо-Охотская области Урало-Охотского пояса); складчатые системы (отчетливые линейные структуры, выделяемые в пределах складчатых областей, имеющие протяженность более тысячи километров и разделенные жесткими блоками земной коры – срединными массивами; Уральская, Кавказская, Северо-Тяньшанская системы). Складчатые системы состоят из отдельных синклинориев и антиклинориев. Синклинории - отрицательные структуры, испытавшие длительное погружение и интенсивную складчатость на завершающих этапах развития; характеризуются большими мощностями вулканогенных и осадочных пород, преобладанием тонкообломочных пород; зеркало складчатости имеет вогнутую форму. Антиклинории – положительные складчатые структуры, разделяющие синклинории и граничащие с ними по крупным разломам; свойственно преобладание положительных движений; меньшие мощности толщ, преимущественное распространение грубообломочного материала, складки имеют выпуклое зеркало складчатости. В свою очередь антиклинории и синклинории состоят из большого числа антиклиналей и синклиналей.

Судьба складчатых поясов после окончания их активного развития обычно заключалась в постепенном срезании их горного рельефа и складчато-надвиговых структур денудацией и смене орогенного режима более спокойным платформенным. В дальнейшем отдельные части поясов перекрываются осадочным чехлом и превращаются в плиты молодых платформ, как это произошло с северной, западносибирской, частью Урало-Охотского пояса и с северной периферией Средиземноморского пояса, ныне занятой Западно-Европейской, Скифской и Туранской плитами. Другие части пояса в новейшую тектоническую эпоху испытали повторное горообразование уже во внутриконтинентальных условиях; примеры – Урал, Тянь-Шань, Алтай и ряд других горных сооружений в Урало-Охотском и Средиземноморском поясах.

Эпиплатформенные орогены (внутриконтинентальные орогенные пояса) образуются на месте территорий, длительное время представлявших собой платформу, т.е. их формированию предшествовал платформенный этап развития, вследствие чего они получили название вторичных орогенов, процессы в результате которых возникли эти структуры называют тектонической активизацией платформ. Эпиплатформенные орогенные пояса обладают горным рельефом, высокой сейсмичностью, но низкой магматической активностью.

Различают три основных типа эпиплатформенных орогенов:

1. Структуры непоредственно примыкающие к складчатым поясам. Их образование связано с орогенезом в смежных складчатых поясах. Наиболее крупными представителями этих структур являются горные системы Алтая, Тянь-Шаня, Гиндукуша, Памира, Прибайкалья, Забайкалья, Тибетское нагорье, плато Колорадо, горный Крым;

2. Эпиплатформенные орогены, располагающиеся в пределах пассивных окраин континентов, такие как Аппалачи, Скандинавские горы и т.д. Предполагается, что они образовались в результате сжатия, источником которых были рифтовые зоны срединно-океанических хребтов;

3. Линейные поднятия в глубине платформ, вдали от складчатых поясов и океанов (внутриплатформенные вторичные орогены). Урал, Тиманский кряж, плато Путорана в Сибири, плато Декан на Индостане. Возникновение линейных орогенов связано со сжимающимися напряжениями вдоль древних швов внутри платформ, а изометричных – с выступами астеносферы и восходящими конвективными потоками мантии.

Континентальные рифты это системы сейсмически активных прогибов, возникших в результате растяжения и уплотнения литосферы, сопровождаемого на глубине выступами астеносферного слоя, что обусловило подъем повышенного теплового потока и активную магматическую деятельность. В своем большинстве континентальные рифты сформировались в неоген-четвертичное время на месте крупных сводовых поднятий континентальной земной коры. Образование рифтов можно отнести к процессам тектонической активности платформ. Активным рифтовым зонам континентов присущи ресчлененный рельеф, сейсмичность, вулканизм. Центральное положение в рифтовой зоне обычно занимает долина, шириной 40-50 км, ограниченная сбросами, нередко образующими ступенчатые системы. Тектонические блоки по краям рифта бывают приподняты до отметок 3.000 – 3.500 м и более. Протяженность континентальных рифтов составляет сотни и даже тысячи километров при ширине от нескольких километров до десятков и сотен километров. Наиболее известными представителями этих структур являются Восточно-Африканский пояс, Байкальский и Рейнский рифты. Древними аналогами рифтов являются авлакогены.

В пределах континентов платформы и складчатые пояса часто пересекаются глубинными разломами. Глубинный разлом – это региональная или планетарная структура разрыва земной коры, обладающая большой протяженностью и значительной глубиной залегания, с которой в течение длительного периода времени связаны интенсивные тектонические, магматические и метаморфические процессы. Глубинные разломы разделяют крупные блоки земной коры, различающиеся тектоническим режимом, структурой и историей развития.

Структурные элементы океанической земной коры. Самыми крупными и значимыми элементами океанского дна являются срединно-океанические хребты, океанские платформы и трансформные разломы.

Срединно-океанические хребты. Образуют планетарную систему общей протяженностью около 60 тыс. км., пересекающую все океаны и занимающую около 1/3 поверхности их дна. Океанская кора в пределах срединно-океанических хребтов имеет минимальную мощность, а местами и вовсе отсутствует; мощность литосферы обычно не превышает 30 км.

Срединно-океанические хребты на всем своем протяжении тектонически и вулканически активны, являются современными зонами спрединга, т.е. зонами расширения океанского дна и наращивания новообразованной океанической коры.

Следует отметить, что срединное положение эти структуры занимают в Атлантческом и Индийском океанах, в то время как в Тихом и Северном Ледовитом – сдвинуты к одной из границ этих океанов. Хребты воздымаются над ложем океана на 1-3 км, их ширина составляет от сотен до 2-3 тыс. км. Некоторые хребты или их отрезки, которые отличаются большей шириной (до 4 тыс. км) и пологими, относительно слабо расчлененными склонами, получили название срединно-океанических поднятий.

В строении СОХ выделяют осевые, гребневые и фланговые зоны.

Осевые зоны хребтов часто выражены узкими (ширина 20-30 км, глубина 1-2 км) центральными рифтовыми долинами, которые отличаются сейсмичностью и высоким тепловым потоком, представляя собой оси активного раздвига с трещинами растяжения, многочисленными центрами вулканических извержений и застывшими лавовыми озерами. Осевые части хребтов служат осевыми зонами выделения внутреннего тепла Земли, являются современными поясами сейсмичности и отвечают непосредственным границам литосферных плит, где происходит новообразование океанской коры.

Гребневые зоны хребтов располагаются по обе стороны рифтовых долин, имеют ширину 50-100 км и отличаются сильно расчлененным рельефом и блоковой тектоникой. Они разбиты продольными разломами на узкие блоки, приподнятые или опущенные относительно друг друга.

Фланговые зоны хребтов имеют наибольшую ширину и плавно понижаются в сторону океанического ложа. Практически асейсмичны.

Океанские платформы/плиты представляют собой крупные площадные структуры, занимающие обширные пространства между срединно-океаническими хребтами и подводными окраинами континентов. Отличаются относительно спокойной тектонической обстановкой, нормальным тепловым потоком и ограниченным проявлением вулканизма. Практически асейсмичны.

Рельеф океанических платформ представляет собой абиссальные равнины (абиссаль -) с осложняющими их поднятиями и хребтами. Некоторые абиссальные равнины, особенно в Атлантическом и Индийском океанах обладают почти идеально плоским рельефом, когда все неровности сглажены достаточно мощным слоем осадков, другие, преимущественно в Тихом океане, характеризуются холмистым рельефом, который отражает все неровности подстилающего базальтового слоя. Среди равнин возвышаются подводные вулканические горы, иногда выступающие над поверхностью океана в виде островов (например остров Реюньон в Индийском океане, Гавайские острова).

В качестве основных структурных элементов океанских платформ выступают котловины и разделяющие их внутренние поднятия.

Котловины обычно занимают пониженные участки абиссальных равнин. Глубина океана над ними составляет 4000 – 6000 м. Эти структуры обладают типичной океанской корой мощность 5-6 км. Примерами котловин могут служить Гвианская, Бразильская, Иберийская в Атлантическом океане; Северо-Западная, Наска, Кокосовая в Тихом океане.

Внутриплитные океанские поднятия которые разделяют котловины представленя крупными подводными возвышенностями и хребтами. Возвышенности имеют как правило овально-округлые очертания (бермудское поднятие в Атлантическом океане). Некоторые из них за плоский рельеф получили название плато. Внутриплитовые хребты являются отчетливыми линейными структурами, протягивающимися на тысячи километров. В отличие от СОХ они асейсмичны. Океанские поднятия воздымаются над смежными котловинами на 2-3 км и более, а их наиболее возвышенные участки образуют острова и целые архипелаги (Бермудские острова, острова Зеленого мыса). Подняти имеют утолщенную океаническую земную кору

Еще одним типом внутриплитных поднятий являются микроконтиненты с утоненной континентальной корой (до 25-30 км). Они характеризуются плоской, выровненной поверхностью рельефа, лежащей на глубине 2-3 км, и морфологически выражены подводными плато с островами в наиболее поднятых частях (Сейшельский архипелаг в Индийском океане).

Трансформные разломы – это разломы, расчленяющие СОХ на отдельные сегменты, смещенные относительно друг друга на сотни километров. В рельефе дна трансформные разломы выражены уступами, высотой более 1 км и вытянутыми вдоль них узкими ущельями глубиной до 1,5 км. Вдоль разломов наблюдается проявление вулканической деятельности. Наиболее крупные из трансформных разломов пересекают не только СОХ и абиссальные равнины, но могут продолжаться и в пределах смежных континентов (разлом Мендосино в Тихом океане). На пересечении СОХ трансформными разломами нередко возникают крупные вулканические постройки, нередко выступающие над поверхностью воды в виде островов (Азорские острова; о. Пасхи)