Материал: геотектоника
56
Структурные
элементы
поверхности
фундамента
и
осадочного
чехла
подразделяются
на
щиты
–
области
выхода
пород
фундамента
на
поверхность
размером
около
1000
км
и
плиты
,
где
фундамент
перекрыт
осадочным
чехлом
.
Менее
крупные
выступы
фундамента
называют
массивами
.
Помимо
щитов
и
плит
вблизи
границ
платформ
с
подвиж
-
ными
поясами
могут
выделяться
перикратонные
опускания
,
которые
соседствуют
с
краевыми
прогибами
.
Они
характеризуются
пологим
мо
-
ноклинальным
погружением
фундамента
в
сторону
подвижных
поясов
.
В
пределах
плит
выделяются
структурные
элементы
второго
порядка
:
антеклизы
и
синеклизы
.
Антеклизы
–
это
крупные
и
пологие
погребенные
поднятия
фунда
-
мента
с
сокращенной
мощностью
осадочного
чехла
,
в
разрезе
которого
наблюдается
большое
количество
перерывов
.
Осадочный
чехол
образо
-
ван
мелководно
-
морскими
и
континентальными
отложениями
.
В
преде
-
лах
антеклиз
выделяются
своды
.
Синеклизы
–
крупные
,
пологие
впадины
фундамента
с
мощностью
осадочного
чехла
3–5
км
и
более
.
Синеклизы
иногда
наблюдаются
в
пределах
щитов
,
где
они
представлены
изолированными
впадинами
,
окруженными
выходами
пород
фундамента
.
Существуют
особые
типы
синеклиз
.
Один
из
них
отличается
резко
увеличенной
мощностью
оса
-
дочного
чехла
(
до
25
км
),
который
залегает
на
коре
,
близкой
по
геофи
-
зическим
параметрам
к
океанической
.
Они
могут
представлять
релик
-
ты
древних
океанических
бассейнов
.
Другой
тип
синеклиз
–
трапповые
синеклизы
.
В
их
разрезе
залегает
мощная
платобазальтовая
формация
.
В
рельефе
такие
синеклизы
обычно
выражены
плоскогорьями
.
Сине
-
клизы
могут
состоять
из
нескольких
впадин
,
разделенных
седловинами
.
Важным
типом
крупных
отрицательных
структур
платформ
явля
-
ются
авлакогены
(
от
греч
. «
бороздой
рожденные
»),
выделенные
в
1960
г
.
Н
.
С
.
Шатским
, –
древние
погребенные
аналоги
континентальных
риф
-
тов
.
Глубина
залегания
фундамента
в
них
может
достигать
10–12
км
.
Над
авлакогенами
,
заполненными
породами
субмолассовой
формации
,
очень
часто
в
осадочном
чехле
могут
формироваться
синеклизы
(
в
ус
-
ловиях
унаследованного
растяжения
)
или
зоны
складчатости
(
в
услови
-
ях
сжатия
).
В
последнем
случае
авлакогены
испытали
тектоническую
инверсию
.
В
их
структуре
обычно
выделяются
валы
или
цепочки
ло
-
кальных
поднятий
.
Дислокации
осадочного
чехла
платформ
могут
быть
связаны
с
тан
-
генциальным
сжатием
,
исходящим
от
смежных
орогенов
.
Они
пред
-
ставлены
наведенными
складчатыми
структурами
и
разрывными
нару
-
шениями
(
вплоть
до
надвигов
).
Другой
тип
структур
–
это
диапировые
57
структуры
,
связанные
с
пластическими
деформациями
пластов
соли
или
глинистых
отложений
.
На
платформах
в
осадочном
чехле
доста
-
точно
широко
распространены
отраженные
,
или
штамповые
складки
,
связанные
с
движениями
блоков
фундамента
.
В
развитии
платформ
выделяют
несколько
стадий
.
Стадия
кра
-
тонизации
на
большей
части
древних
платформ
соответствует
раннему
рифею
.
На
этой
стадии
все
современные
древние
платформы
входили
в
единый
суперконтинент
Пангея
1.
В
условиях
повышенного
теплового
потока
,
интенсивного
магматизма
и
метаморфизма
происходило
упро
-
чение
и
повышение
изотропности
платформенного
фундамента
.
Авлакогенная
стадия
охватывает
средний
и
поздний
рифей
,
иногда
и
ранний
венд
.
Она
знаменует
начало
распада
суперконтинента
,
обо
-
собления
древних
платформ
,
образования
крупных
рифтовых
систем
,
которые
позднее
превратились
в
авлакогены
.
Переход
к
плитной
стадии
на
древних
платформах
Восточной
Ев
-
ропы
,
Сибири
,
Китая
,
Кореи
произошел
в
венде
.
В
Северной
Америке
и
Австралии
–
в
кембрии
.
В
Южной
Америке
,
Антарктиде
в
ордовике
.
Он
выразился
образованием
над
авлакогенами
синеклиз
,
выполненных
преимущественно
морскими
отложениями
.
На
молодых
платформах
стадия
кратонизации
не
выражена
,
а
ав
-
лакогенная
стадия
проявлена
образованием
рифтов
,
наложенных
на
отмирающие
орогены
.
Эти
рифты
называют
тафрогенами
,
а
соответ
-
ствующую
стадию
развития
–
тафрогенной
.
На
молодых
платформах
Евразии
,
Восточной
Австралии
и
Патагонии
плитная
стадия
началась
в
средней
юре
.
В
основании
формационных
рядов
осадочного
чехла
платформ
обычно
залегают
континентальные
обломочные
формации
:
серо
-,
красно
-,
пестроцветные
–
продукты
размыва
и
переотложения
кор
вы
-
ветривания
.
С
началом
морской
трансгрессии
континентальные
отло
-
жения
сменяются
отложениями
паралической
угленосной
формации
(
в
условиях
гумидного
климата
),
гипсоносная
эвапоритовая
формация
(
в
аридном
климате
).
По
мере
развития
трансгрессии
они
сменяются
трансгрессивными
терригенными
формациями
.
В
гумидном
клима
-
те
–
это
кварцево
-
песчаная
с
глауконитом
и
фосфоритами
,
а
в
аридном
климате
–
пестроцветная
песчано
-
глинистая
формация
.
В
максимум
трансгрессии
(
инундационная
фаза
)
преобладают
карбонатные
фор
-
мации
–
гумидные
мергельно
-
известняковые
и
аридные
доломитовые
.
При
последующей
регрессии
в
разрезе
наблюдается
обратная
смена
формаций
.
Завершается
процесс
развитием
покровно
-
ледниковой
фор
-
мации
(
в
холодном
климате
).
58
Платформенный
магматизм
обладает
своей
спецификой
.
Наи
-
более
широко
распространена
трапповая
ассоциация
.
Она
состоит
из
занимающих
огромные
площади
(
часто
более
1
млн
км
²)
покровов
то
-
леитовых
платобазальтов
,
которые
формировались
преимущественно
в
виде
трещинных
излияний
.
Эти
базальты
отличаются
повышенным
содержанием
щелочей
,
что
связано
с
ассимиляцией
вещества
конти
-
нентальной
коры
.
Отмечаются
также
покровы
ультраосновных
пород
(
пикриты
)
и
субщелочных
пород
.
Интрузивная
трапповая
формация
со
-
стоит
из
силлов
и
даек
долеритов
,
габбро
-
долеритов
,
габбро
-
диабазов
.
Мощность
переслаивающихся
с
вулканитами
пород
может
достигать
нескольких
сотен
метров
.
Распространение
трапповой
ассоциации
во
времени
совпадает
с
началом
распада
суперконтинентов
.
Вторая
магматическая
ассоциация
платформ
–
это
щелочно
-
ба
-
зальтовая
.
Источник
магмы
этой
ассоциации
расположен
в
мантии
на
большей
глубине
,
чем
трапповой
.
Эффузивная
формация
этой
ассоци
-
ации
представлена
трахибазальтами
,
а
интрузивная
–
кольцевыми
плу
-
тонами
ультраосновных
и
щелочных
пород
до
нефелиновых
сиенитов
,
щелочных
гранитов
и
карбонатитов
.
Происхождение
как
платобазаль
-
товой
,
так
и
щелочно
-
базальтовой
ассоциаций
связывается
с
мантийны
-
ми
плюмами
,
поднимающимися
из
переходного
слоя
между
верхней
и
нижней
мантиями
,
либо
из
слоя
D´´
на
границе
мантии
и
ядра
.
Кимберлитовая
интрузивная
формация
близка
щелочно
-
базаль
-
товой
и
встречается
в
виде
трубок
взрыва
и
даек
вдоль
разломов
и
в
узлах
их
пересечений
в
межрифтовых
пространствах
.
Они
связаны
с
глубинными
магматическими
очагами
,
часто
расположенными
вблизи
границы
ядра
и
мантии
.
Формация
интересна
также
в
связи
с
месторож
-
дениями
алмазов
,
которые
приурочены
к
ней
.
Области
внутриконтинентального
орогенгеза
не
являются
резуль
-
татом
закрытия
древних
океанов
,
а
возникают
на
месте
платформ
.
По
-
этому
их
называют
вторичными
,
или
эпиплатформенными
,
орогенами
.
Процесс
их
образования
В
.
В
.
Белоусов
назвал
тектонической
активи
-
зацией
.
Самым
крупным
в
мире
поясом
внутриконтинентального
оро
-
генеза
является
Центрально
-
Азиатский
пояс
.
Он
включает
Гиндукуш
,
Тянь
-
Шань
,
Памир
,
Куньлунь
,
Наньшань
,
Цинлин
,
Алтай
,
Саяны
,
Ста
-
новой
хребет
.
Центрально
-
Азиатский
пояс
непосредственно
примыкает
с
севера
к
коллизионному
Альпийско
-
Гималайскому
складчатому
поясу
и
начал
формироваться
одновременно
с
ним
.
Общая
причина
формиро
-
вания
обоих
поясов
–
это
столкновение
Индостанского
и
Евразийско
-
го
континентов
,
которое
началось
в
позднем
эоцене
(
около
50
млн
лет
назад
).
Центрально
-
Азиатский
пояс
образовался
на
разнородном
суб
-
59
страте
,
представлявшем
коллаж
фанерозойских
складчатых
зон
разно
-
го
возраста
с
разделяющими
их
континентальными
глыбами
.
При
этом
хрупкая
верхняя
кора
оказалась
оторванной
от
литосферной
мантии
и
смещенной
относительно
нее
по
пластичной
нижней
мантии
.
Деформа
-
ции
концентрировались
в
пределах
палеозойских
складчатых
систем
,
а
древние
континентальные
глыбы
оставались
относительно
пассивны
-
ми
.
Таким
образом
,
внутреннее
строение
Центрально
-
Азиатского
пояса
характеризуется
чередованием
горных
сооружение
и
межгорных
впа
-
дин
,
к
числу
которых
относятся
Ферганская
,
Иссык
-
Кульская
,
Джунгар
-
ская
и
др
.
Горные
сооружения
,
как
правило
,
надвинуты
на
впадины
и
предгорные
прогибы
,
выполненные
мощными
молассами
.
Среди
других
эпиплатформенных
орогенов
выделяются
Восточные
Скалистые
горы
и
плато
Колорадо
в
Северной
Америке
;
Горный
Крым
,
Большой
Балхан
,
Бенди
-
Туркестан
,
и
Парапамиз
,
а
также
Передовой
хребет
Большого
Кавказа
.
По
характеру
магматизма
эпиплатформенные
орогены
могут
быть
амагматичными
(
Тянь
-
Шань
,
Алтай
и
др
.),
в
других
отмечаются
про
-
явления
базальтового
или
щелочно
-
базальтового
вулканизма
,
который
носит
мантийный
характер
;
третьи
содержат
анорогенные
(
телеороген
-
ные
)
гранитоиды
,
которые
имеют
коровое
или
мантийно
-
коровое
про
-
исхождение
.
Литература
к
разделу
3: [1, 6, 7, 9, 10, 11]
4.
СКЛАДЧАТЫЕ
И
РАЗРЫВНЫЕ
ДИСЛОКАЦИИ
4.1.
Региональные
разломы
и
шовные
зоны
(
сутуры
)
В
конце
40-
х
годов
в
нашей
стране
появилась
концепция
глубин
-
ных
разломов
(
А
.
В
.
Пейве
).
Глубинные
разломы
характеризовались
большой
глубиной
заложения
(
десятки
и
сотни
километров
),
большой
протяженностью
(
сотни
и
тысячи
километров
),
длительностью
разви
-
тия
,
приуроченностью
к
ним
определенных
осадочных
и
магматиче
-
ских
формаций
,
а
также
многими
другими
признаками
.
Однако
по
мере
их
изучения
геофизическими
методами
,
оказалось
,
что
многие
резко
выраженные
разломы
на
границах
платформ
и
подвижных
поясов
,
от
-
носившиеся
к
глубинным
(
к
краевым
швам
кратонов
),
оказались
поло
-
гими
фронтальными
надвигами
и
шарьяжами
внешних
зон
складчатой
области
на
смежную
платформу
.
60
Шовные
зоны
,
или
офиолитовые
сутуры
,
в
рамках
тектоники
плит
, –
это
глубинные
корневые
структуры
,
возникшие
на
месте
замы
-
кания
бассейнов
океанического
типа
.
Их
сопровождают
выжатые
офи
-
олитовые
аллохтоны
,
часто
смещенные
на
десятки
километров
.
Сутуры
выявляются
по
контрастному
сочленению
разнородных
тектонических
элементов
.
При
последующих
коллизионных
деформациях
сутуры
мо
-
гут
быть
осложнены
шарьированием
,
изогнуты
с
образованием
сигмоид
и
др
.
горизонтальных
складок
,
смещены
сдвигами
.
Иногда
встречаются
безофиолитовые
,
или
скрытые
,
сутуры
,
при
образовании
которых
оке
-
аническая
кора
либо
не
была
выжата
на
поверхность
,
либо
оказалась
полностью
перекрытой
.
Региональные
разломы
,
в
отличие
от
сутур
,
которые
с
момента
фор
-
мирования
находятся
в
пределах
континентальной
литосферы
,
образу
-
ются
и
в
океанах
,
и
на
континентах
,
а
также
на
границах
литосферных
плит
.
Среди
крупных
разломов
на
континентах
развиты
региональные
сдвиги
,
приуроченные
в
основном
к
трансформным
границам
больших
и
малых
литосферных
плит
и
к
областям
межконтинентальной
колли
-
зии
.
Разломы
могут
пересекать
всю
литосферу
,
но
характер
деформаций
в
их
пределах
меняется
с
глубиной
.
В
хрупкой
верхней
коре
до
глубин
20–25
км
преобладают
разрывные
деформации
.
В
вязкой
нижней
коре
смещения
квазипластичны
.
Особую
категорию
на
континентах
представляют
вязкие
сдвиги
,
развитые
преимущественно
в
областях
регионального
метаморфизма
.
Они
характеризуются
большой
шириной
,
отсутствием
единой
поверх
-
ности
сместителя
,
тектонических
брекчий
,
милонитов
,
которые
заме
-
щаются
бластомилонитами
.
В
океанах
трансформные
разломы
представлены
фрагментарно
,
че
-
редуясь
с
рифтовыми
зонами
,
в
которых
разломы
представлены
систе
-
мами
параллельных
листрических
сбросов
.
Развитие
асимметричных
рифтов
контролируют
пологие
вязкие
сбросы
,
рассекающие
всю
кору
.
В
пределах
зон
Заварицкого
–
Беньофа
только
тектонический
кон
-
такт
сходящихся
литосферных
плит
на
глубинах
до
нескольких
киломе
-
тров
может
рассматриваться
как
надвиг
или
подвиг
.
Движения
по
этому
разлому
могут
сопровождаться
формированием
в
висячем
крыле
зоны
субдукции
сопряженных
разрывных
нарушений
.
Длительность
и
унаследованность
в
развитии
разломов
определя
-
ются
их
способностью
проявлять
себя
ослабленной
проницаемой
зоной
в
земной
коре
,
где
активность
может
возобновляться
многократно
и
в
разных
геодинамических
условиях
.
В
континентальной
коре
такие
дол
-
гоживущие
разломы
превращаются
в
широкую
разломную
зону
(
зону