Формации как индикаторы геодинамич обстановок

Формация (Ф) или геоформация – это закономерное и устойчивое сочетание (парагенез) определенных генетич типов г.п., связанных общностью (близостью) условий образования и возникших на определ-х стадиях развития основных структурных элементов земной коры. Сочетание осадочных и вулканогенных, вулканогенных и плутонических пород наз-ют литологическими ассоциациями. Число пород компонентов обычно составляет 3-4 реже больше. Поскольку именно тектонич режим явл-ся определяющим фактором обособления Ф, причем всех их типов, сами Ф явл-ся показателями определ тектонич режимов – в этом их значение для тектоники. Ф,характерные для крупных геоструктурных зон, образуют по вертикали определ формационны ряды, отвечающ последним стадиям их развития, так же сущ и латеральные ряды, для построения палеотектонич карт. В составе Ф часто выраж-т обычно по латерали, убформации или градации. Далее понятие Ф заменяется понятием литодинамич-х или литогеодинамич-х комплексов – эти комплексы г.п. явля-ся показателями геодинамич обстановок их образования. Показателями геодинамич обстановок их образования. Например молассы-показатель горообразования, известково-щелочные вулканиты-островных дуг, ультраосновные – щелочные интрузии кольцевого типа-кратонов

Анализ формаций имеет существенное значение для тектонического районирования, для определения тектонического режима, т. е. характера тектонических движений в данном районе и в определенное время, поскольку формации – крупные комплексы грных пород, образованных в определенных тектонических условиях. Полноценный формационный анализ (важнейший из палеотектонических методов) проводится как по латерали, так и по вертикали, и, в любом случае, требует обобщения материала по всему региону (по всей территории палеобассейна) и сопредельным регионам.Типичнейшим рядом формаций для складчатых поясов является: Аспидная (сланцевая) формация на пассивной окраине (или спилит-кератофировая на активной окраине). характеризует геосинклинальный этап развития территории; Флишевая или карбонатна. Характеризует геосинклинальный этап развития; Нижнемолассовая. Характеризует раннеорогенный этап; Верхнемолассовая. Характеризует позднеорогенный этап. Для плитной формации характерно: Континентальная формация; Лагунная (в аридном климате). Паралическая (в гумидном климате); Морская терригенная трансгрессивная; Карбонатная; Морская терригенная регрессивная; Лагунная или паралическая; Континентальная.

3. Дивергентная граница плит – граница между двумя расходящимися литосферными плитами с образованием новой океанской литомферы между нми.

Б23. 1. СТРУКТУРЫ ОКЕАНИЧЕСКОГО ДНА.1) К структурам первой категории, наиболее крупным, следует отнести океанические котловины и срединно-океанические хребты. Океанические котловины занимают большую часть площади ложа Мирового океана. Особенностью котловин является почти совершенно горизонтальное положение их дна всюду, где имеются осадки и где котловины не усложнены структурами второй и третьей категории – “асейсмичными” хребтами или отдельными более мелкими поднятиями. Сейсмические данные указывают на такое же совершенно горизонтальное залегание слоев внутри осадочной толщи под плоским дном. Срединно-океанические хребты в рельефе представляют в целом пологие валы шириной от 1000 до 3000 км и высотой над соседними котловинами в 2-3 км. На склонах срединных хребтов были обнаружены невысокие – до сотни метров – уступы, которые мы можем истолковать как сбросы или взрезы. Сильно рассеченный рельеф типичен для осевой зоны почти всех срединных хребтов. Вдоль оси срединного хребта протягивается цепочка узких и длинных впадин, ширина которых достигает нескольких десятков километров, а дно опущено относительно окаймляющих зон хребта на 1,5-2 км. Склоны этих впадин очень круты. К впадинам по обе стороны примыкают наиболее высокие зоны хребта. Срединные океанические хребты сложены базальтами, и вдоль осевой их зоны во многих местах расположены вулканы, активные до сих пор.Общая протяженность океанического рифтового пояса, объединенного в сквозную систему срединных хребтов, достигает 60000 км.2) К следующей по значению категории структур океанического дна относятся прежде всего “асейсмичные” хребты. Прямолинейность почти всех перечисленных хребтов хорошо указывает на связь их с разломами земной коры. Другим указанием на ту же связь указывает то, что обычно такие хребты разделяют участки дна разной глубины. Еще одним указанием на связь этих хребтов с разломами является характер их структурных продолжений на материках. “Асейсмичные” хребты имеют плоскую вершину и крутые склоны. Учитывая это, а также их связь с разломами, следует считать их горстами, приуроченными к разрывным швам между крупными участками океанических котловин.К этой же категории структур принадлежат многочисленные подводные поднятия округлой, овальной или неправильной формы. Все они имеют крутые склоны и в общем ровную поверхность. Представителями той же категории структур являются линейные гряды подводных и надводных вулканов, объединенных общим подножием в форме пологого вала. Правда, внешнее выражение этих стуктур имеет не столько тектоническое, сколько вулканическое происхождение. Но линейность вулканических гряд свидетельствует об их связи с тектоническими разломами земной коры. От “асейсмичных” хребтов эти вулканические гряды отличаются пологими склонами, незаметно сливающимися с дном окружающих котловин, и узким гребнем, покрытым цепочкой вулканов.3) Наконец в последнюю категорию структур океанического дна следует зачислить океанические горы и гийоты. Эти структуры имеют уже полностью вулканическую природу.При описании материковых окраин необходимо вернуться к глубоководным желобам. На склонах желобов были выявлены нормальные сбросы, свидетельствующие об участии растяжения в образовании этих структур. Слои осадков на дне желобов залегают совершенно горизонтально и упираются своими краями в крутые склоны.

2. Анализ формаций имеет существенное значение для тектонического районирования, для определения тектонического режима, т. е. характера тектонических движений в данном районе и в определенное время, поскольку формации – крупные комплексы грных пород, образованных в определенных тектонических условиях. Полноценный формационный анализ (важнейший из палеотектонических методов) проводится как по латерали, так и по вертикали, и, в любом случае, требует обобщения материала по всему региону (по всей территории палеобассейна) и сопредельным регионам.Типичнейшим рядом формаций для складчатых поясов является: Аспидная (сланцевая) формация на пассивной окраине (или спилит-кератофировая на активной окраине). характеризует геосинклинальный этап развития территории; Флишевая или карбонатна. Характеризует геосинклинальный этап развития; Нижнемолассовая. Характеризует раннеорогенный этап; Верхнемолассовая. Характеризует позднеорогенный этап.Для плитной формации характерно: Континентальная формация; Лагунная (в аридном климате). Паралическая (в гумидном климате); Морская терригенная трансгрессивная; Карбонатная; Морская терригенная регрессивная; Лагунная или паралическая; Континентальная.

3. Конвекция – предполагаемое движение масс мантийного материала, направленное в стороны, либо по направлению восходящих или нисходящих струй конвективных ячеек, главным образом за счет вариаций в тепловом режиме. Согласно некоторым геотектоническим теориям, с конвективными течениями связано образование глубоководных желобов, островных дуг, перемещение континентов, орогенез и т.д.

Б24. 1. На континентах выделяют складчатые пояса (орогены и геосинклинали) и платформы (кратоны).Платформы – тектонически спокойные площади в пределах континентов. Платфоры, как и абиссальные гомологи, практически асейсмичны и отличаются слабым проявлением магматической деятельности, за вспышек базальтового вулканизма, создающих трапповые поля. Они характеризуются выдержанной мощностью коры и литосферы, причем мощность последней может вдвое и даже больше превышать максимальную мощность океанской литосферы. На отдельных участках консолидированная кора по сейсмическим параметрам близка к океанской, но она перекрывается мощным осадочным чехлом и ее суммарная мощность все равно оказывается близкой к нормальной для платформ мощности континентальной коры – 35 – 40 км.

Наиболее типичными являются древние платформы, т.е. платформы с докембрийским, в основном раннедокембрийским, фундаментом, составляющее древнейшие и центральные части материков и занимающие около 40% их площади. Молодые платформы занимают значительно меньшую площадь в структуре (около 5 %) и распологаются либо по их периферии, либо между древними платформами.Осадочный чехол молодых платформ имеет в основном юрско- или мел-четвертичный возраст; на эпигерцинских платформах чехол начинается с верхней перми, на эпикаледонских – с верхнего девона.Крупные складчатые пояса, разделяющие и обрамляющие древние платформы с докембрийским фундаментом, начали формироваться в позднем протерозое. Протяженность складчатых поясов составляет многие тысячи километров, ширина обычно не превышает 1000 км. Главными скл. поясами планеты являются следующие:1. тихоокеанский пояс 2. урало-охотский 3. Средиземноморский 4. северо-атлантический 5. арктическийГлавными эпохами орогенеза являлись байкальская в конце докембрия, каледонская в конце силура – начале девона, герцинская в позднем палеозое, киммерийская в конце юры – начале мела, альпийская в олигоцене – квартере.Существует два главных типа складчатых поясов. Один из них составляют межконтинентальные пояса, возникшие на месте вторичных океанов, образовавшихся в свою очередь в результате деструкции суперконтинента родиния. Второй тип – окраинно-континентальный.

В пределах континентов тектонически спокойные плошади получили название платформ или кратонов. Оба термина имеют неоднозначное толкование. В зарубежной литературе предпочтением пользуется термин «кратон», но он применяется практически исключительно для единиц с древним, докембрийским фундаментом, т.е. древних платформ в обычном у нас в стране понимании. Термин «платформа» применяется для площадей, покрытых осадочным чехлом, т.е. плит платформ в нашей системе терминов. Но молодые платформы с этих позиций будут называться платформами и в западном смысле, так как они, за редким исключением (Центральноказахстанский и немногие другие массивы), всегда покрыты осадочным чехлом. В дальнейшем мы будем применять термины «древняя платформа» и «кратон» как синонимы.

Платформы, как и их абиссальные гомологи, практически асейсмичны и отличаются слабым проявлением магматической деятельности, за исключением вспышек базальтового вулканизма, создающих трапповые поля. Они характеризуются выдержанной мощностью коры и литосферы, причем мощность последней может вдвое или даже больше превышать максимальную мощность океанской литосферы. На отдельных участках, как отмечалось, консолидированная кора по сейсмическим параметрам близка к океанской, но она перекрывается мощным осадочным чехлом и ее суммарная мощность все равно оказывается близкой к нормальной для платформ мощности континентальной коры — 35 — 40 км.

Подвижные пояса континентов представлены внутриконтинентальными орогенами, известными еще как эпиплатформенные (С.С. Шульц), вторичные, дейтероорогены (К.В. Боголепов) Все эти названия связаны с тем, что исторически образованию этих орогенов, в отличие от первичных, о которых будет сказано ниже, предшествует платформенный этап развития. Внутриконтинентальные орогены обладают горным рельефом, в котором хребты чередуются с межгорными впадинами, а по высоте в общем не уступают высоте первичных орогенов. Кора вторичных орогенов относится к континентальному типу, но обладает почти вдвое большей мощностью, которая может достигать 70—75 км, но обычно порядка 50 — 60 км. Сейсмичность, как правило, высокая, но магматическая активность невелика и намного уступает таковой первичных орогенов, нередко проявляясь лишь в виде базальтовых излияний, а местами и вовсе отсутствуя. Наиболее ярким и типичным орогеном данного типа является Центральноазиатскнй, но большая часть этих орогенов занимает периферическое по отношению к континентам положение.

Подвижные пояса, расположенные между континентами и океанами и отвечающие активным континентальным окраинам, подобно поясам периферии Тихого океана, или занимающие межконтинентальное положение, как современные Карибский, Индонезийский, Южноантильский (моря Скотия) регионы, прежде называли геосинклинальными или геосинклинально-орогенными, складчатыми геосинклинальными поясами, а в современной литературе — просто складчатыми или орогенными. Последние два термина неудобны, так как обычно далеко не вся площадь современных представителей этих поясов оказывается охваченной складчатостью и орогенезом; для древних поясов, закончивших свое активное развитие, эти термины вполне подходящи. Называя их орогенами, имеют в виду первичный (эпигеосинклинальный в прежней терминологии) орогенез, непосредственно сменяющий режим преобладающих погружений и накопления морских осадков. Термин «геосинклиналь» имеет долгую, более чем столетнюю историю и сложную судьбу. Он давно утратил свой первоначальный смысл синклинали, т.е. прогиба, линейного бассейна глобального масштаба, сначала заполняющегося осадками, а затем испытывающего складчатость и превращающегося в горное сооружение, ибо уже сам автор термина, американский геолог Дж. Дэна, показал, что рядом с подобным прогибом должно существовать поднятие, которые он назвал геоантиклиналью, а затем европейские, в том числе русские, геологи выяснили, что в подвижном поясе обычно присутствуют не один прогиб и не одно поднятие, и пытались исправить положение введением терминов «геосинклинальная система», «геосинклинальная область», наконец «геосинклинальный пояс». Положение усложнилось еще больше, когда обнаружилось, что в пределах геосинклинальных областей и поясов существуют более устойчивые глыбы, получившие название срединных массивов.

2. АНАЛИЗ ФАЦИЙ. Под фациями понимают определенные типы осадочных пород, возникших в определенных физико-географических условиях. Иногда ограничиваются выделением литофаций.Анализ фаций применим в двух аспектах – пространственном, когда изучается распределение фаций по площади для строго ограниченного стратиграфического интервала, и временном, когда исследуется смена фаций во времени в пределах ограниченного района, часто даже точки, где расположен обнаженный разрез или пробурена скважина. Большое значение для анализа фаций в последнее время приобрели данные сейсмостратиграфии, по которым выявляются фациальные изменения как в латеральном, так и в вертикальном направлениях.Анализ распределения фаций по площади проводится по данным изучения разрезов и на сейсмостратиграфических профилях.Интерпретация карт фаций включает прежде всего выделение областей накопления осадков данного стратиграфического интервала и их отсутствия.Карты фаций могут использоваться также для определения величины горизонтальных смещений по сдвигам. Анализ фаций помогает также определить амплитуду смещений по крупным надвигам – шарьяжам. (палинспатические реконструкции). АНАЛИЗ МОЩНОСТЕЙ. Анализ распределения мощностей осадочных и вулканогенных толщ – один из важнейших методов палеотектонического анализа. Он проводится на основе составления карт линий равных мощностей, или изопах; такие карты обычно совмещаются с картами фаций, поскольку исходным материалом для тех и для других служат разрезы в естественных обнажениях и в скважинах.В отличие от метода анализа фаций анализ мощностей позволяет дать в определенных условиях не только качественную, но и количественную оценку вертикальных движений. Тектоническое погружение становится регулятором и мерой мощности осадков. Подобно анализу фаций анализ мощностей может применяться в региональном и детальном плане. Детальный анализ используется для установления времени зарождения и истории развития локальных поднятий, что очень важно для поисков залежей нефти и газа. Определенные трудности при применении анализа мощностей создают их вторичные изменения, связанные с разными причинами: 1) уплотнением осадков под влиянием веса вышележащих отложений; 2) изменением мощности при складкообразовании; 3) последующим размывом отложений.

3. Горст – вытянутый, относительно поднятый блок, ограниченный с даух сторон сбросами, которые падают в противоположные стороны от центральной части горста.

Грабен – вытянутая, относительно пониженная часть земной коры или блок, ограниченный разрывами вдоль его длинных сторон. Может быть выражен в виде рифтовой долины.

Б25. 1. ОКЕАНСКАЯ КОРА. Долгое время океанская кора рассматривалась как простая двухслойная модель, состоящая из верхнего осадочного и нижнего базальтового слоев. На основании проведенных сейсмических исследований, результатов бурения и драгирования было уточнено строение океанской коры. По современным представлениям, океанская кора имеет трехслойное строение, а общая ее мощность колеблется от 5-12 км и в среднем составляет 6-7 км. Верхний слой океанской коры – осадочный. Этот довольно тонкий слой состоит из различных по составу осадков и осадочных образований, значительная часть которых находится в рыхлом состоянии и насыщена водой. Максимальная мощность осадочного слоя 1 км. Второй океанский слой, согласно данным подводного бурения, сложен преимущественно базальтами с прослоями карбонатных и кремнистых пород. Мощность этого слоя колеблется от 1-1,5 до 2,5-3 км. Самый нижний слой океанской коры бурением до сих пор не вскрыт. Однако на основании геофизических данных и результатов драгирования, проводимого с научно-исследовательских судов, предполагается, что он сложен магматическими породами основного состава типа габбро с присутствием ультраосновных пород (серпентиниты, пироксениты). Мощность третьего слоя колеблется от 3,4 до 5 км

2. Структурный этаж(ярус), комплексы горных пород различного состава и стратиграфического объёма, связанные между собой единством структурного плана и тектонических деформаций, а также однотипностью проявлений магматизма и степени метаморфизма горных пород. Каждый С. э. отражает определённый этап тектонической эволюции той или иной территории (структурной зоны). Как правило. этажи разделяются угловыми несогласиями. Примеры крупных С. э.: складчатый фундамент и осадочный чехол платформ, собственно геосинклинальный С. э. и орогенный С. э. складчатых систем. Крупные С. э. иногда называются структурными комплексами. СТРУКТУРНЫЙ ЭТАЖ — гр. геол. форм., отделенная от выше и нижележащих образований поверхностями региональных несогласий и характеризующаяся определенным типом складчатой структуры и степенью метаморфизма. СТРУКТУРНЫЙ ЯРУС

—часть структурного этажа, представляющая собой единый ряд геол. форм., сформировавшийся в более узкий промежуток времени в течение одной стадии (этапа) тектоно-магм. цикла, иногда в период между орогеническими фазами (Салун, 1957; Шатский, 1957; Шаталов, Орлова, 1962; Томсон, 1963 и др.). Отделен от ниже- и вышележащих частей структурного этажа (если таковые имеются) региональным угловым несогласием. В пределах С. я. иногда выделяют структурные подъярусы (Шаталов, Орлова, 1962). Такое понимание С. я. разделяется не всеми последователями. Так, в системе терминов, предложенной Богдановым (1963), С. я. нет совсем. Ему соответствует структурный этаж, который в свою очередь подразделяется на структурные подэтажи, соответствующие структурным подъярусам. Некоторые авторы (Хаин и др.) считают термины С. я. и структурный этаж син. Тект. условия образования С. я. во многом предопределяют особенности металлогении рудоносных площадей.

3. Геодинамика – раздел науки, занимающийся изучением сил и процессов, происходящих внутри Земл.

Б26. 1 Континентальный тип земной коры имеет мощность от 35 до 75 км., в области шельфа – 20 – 25 км., а на материковом склоне выклинивается. Выделяют 3 слоя континентальной коры: