ОСНОВНІ СТРУКТУРИ ТЕКТОНОСФЕРИ І ЛІТОСФЕРИ, ПРИНЦИПИ ЇХ ВИВЧЕННЯ ТА КЛАСИФІКАЦІЇ, ЛІТОСФЕРНІ ПЛИТИ, ОКЕАНИ І КОНТИНЕНТИ

Під терміном "тектонічна структура" розуміють відокремлену ділянку земної кори, літосфери або тектоносфери, відмінної від суміжних певним поєднання складу та умов залягання порід, які їх складають.

Тектонічні структури – різноманітні за масштабом, магматизмом, тектонічним режимом розвитку, глибиною проникнення в надра Землі. Найбільшими структурами літосфери та тектоносфери є літосферні плити, океани і континенти. В залежності від тектонічної активності розрізняють відносно рухомі мобільні структури (геосинкліналі та орогени) і відносно малорухомі стабільні (платформи, серединні масиви) структури.

Літосферні плити – це великі ділянки літосфери, які обмежуються відносно вузькими зонами сейсмічної і вулканічної діяльності. Літосферні плити можуть бути океанічними, континентальними і змішаними. До океанічних плит належать Тихоокеанська, Наска, Кокосова; до континентальних – невеликі плити в межах Альпійсько-Гімалайського складчастого поясу (Тібетська, Іранська); до змішаних – Північно і Південно-Американські, Африканська, Євразійська, Антарктична, Індо-Австралійська. Тихиоокеанська плита є найбільшою за площею, вона повністю складена океанічною літосферою і простягається від осі Східно-Тихоокеанського серединного хребта до системи глибоководних жолобів північного і західного облямування Тихого океану.

Літосферні плити переміщуються по поверхні Землі як жорсткі тіла, їх окраїни зазнають руйнування або нарощування. Сучасним виявом взаємодії літосферних плит є землетруси та вулканічна діяльність. Зони підвищеної сейсмічності практично повністю збігаються з границями найбільших літосферних плит. Сейсмічність земної кори пов'язується насамперед з рухом і взаємодією літосферних плит.

В складі плит виділяють океани і континенти.

Океани розглядаються як великі геологічні структури літосфери, границі яких не завжди співпадають з границями океанів і континентів у їх географічному розумінні. Тому правильніше буде застосовувати термін "океанічна структура" та "континентальнаструктура". Океани мають специфічну будову земної кори, що дає можливість обгрунтовано виділяти океанічну кору як самостійний тип. Літосфера океанів приблизно в 10 разів тонша від континентальної та набагато молодша. Будова верхньої мантії океанів відрізняється від будови верхньої мантії під континентами. Вона складається виключно з астеносфери, тоді як під континентами цей шар різко тоншає і вироджується. Океани характеризуються виключно основним вулканізмом. Лінія, що розділяє області розвитку основного і кислого вулканізму, практично співпадає з геологічною границею океан-континент, яка проводиться по підошві континентального схилу, тобто по ізобаті 2,5-3 км і називається андезитовою. Практично вся океанічна літосфера складена породами, які не зазнали складчастості і метаморфізму. Вона не зазнавала геосинклінального розвитку, не відбувалося інтенсивного прогинання з накопиченням потужних товщ осадово-вулканогенних порід. Границя океанів з континентами переважно проявляється великими надглибинними розломами, що занурюються в надра Землі на глибину до 400-700 км. Океани мають відносно підвищені теплові потоки, специфічне магнітне поле, суттєво підвищене значення гравіметричного поля. Отже, океани – це великі структури тектоносфери із земною корою океанічного типу, в межах яких відбуваються геосинклінальні процеси.

Континенти характеризуються такими ознаками: в складі земної кори континентів практично всюди присутній "гранітний" шар. Товщина кори 30-35 км, максимальна товщина – 70-75 км. Літосфера під континентами має товщину 150-400 км. Верхня мантія континентів має не яскраво виражену астеносферу. Континенти характеризуються як основним, так і кислим магматизмом. Континентальна літосфера сформувалась за рахунок геосинклінальних процесів, які привели до утворення потужного гранітно-магматичного шару. В зв'язку з цим у складі літосфери виділяються різновікові складчастості. Ті області, де складчасті процеси пройшли давно, отримали назву платформи, а молоді складчасті області є сучасними гірськими спорудами. Отже, континенти – це великі структури тектоносфери з земною корою континентального або проміжного типу, в межах яких проходили або проходять геосинклінальні процеси. Границя між континентами і океанами як між найбільшими тектонічними спорудами проводиться по межі виклинювання гранітно-метаморфічного шару, що відповідає ізобаті 2,5-3 км.

Подальший поділ тектонічних структур базується на основі геотектонічного режиму їх розвитку, під яким розуміють спрямованість та інтенсивність тектогенезу, метаморфізму та магматизму. Переважно це структури лінійної форми, які утворюють продовгуваті тектонічно-рухомі пояси в межах континентів та океанів, які отримали назву геосинкліналі та орогени.

Геосинкліналі характеризуються стійким прогинанням на початкових стадіях свого розвитку, а на завершальній стадії – інверсією тектонічного режиму з утворенням гірсько-складчастих областей. У відповідності з тектонічним режимом розвитку, геосинкліналі відрізняють по великій товщині накопичення осадово-вулканогенних порід, магматизмі, метаморфізмі і сейсмічній активності.

Орогени – це лінійні структури літосфери з явно вираженим гірським рельєфом. Їх рухомість виявляється в проявленні суттєвих висхідних вертикальних і горизонтальних рухів, сейсмічності, іноді магнетизму. Оскільки гірські системи відомі на континентах і на дні океанів, то виділяють континентальні і океанічніорогени.

Відносно малорухомі структури літосфери із спокійним проявленням тектонічних рухів невеликої амплітуди представлені платформами і серединними масивами.

У геоморфологічному відношенні платформи – це рівнинні території, низинні або плоскогірні. Це найбільш стійкі та спокійні частини континентів. Вони характеризуються порівняно низькою швидкістю сучасних рухів, пониженими, порівняно з геосинклінальними поясами, сейсмічною активністю та тепловим потоком. Окремі їх ділянки можуть бути покриті мілкими епіконтинентальними морями, подібними до сучасних Балтійського, Білого або Азовського. Це найбільш спокійні та стійкі частини континентів. Вони характеризуються порівняно низькою швидкістю сучасних рухів, пониженими, порівнюючи з геосинклінальними поясами, сейсмічною активністю та тепловим потоком.

Найважливіша риса геологічної будови платформ – двоповерховість. Нижній поверх називають фундаментом – він завжди сильно дислокований, стратиграфічні утворення фундаменту найдавніших платформ часто метаморфізовані і гранітизовані. Платформовий чохол складається неметаморфізованих переважно континентальних та морських мілководних осадів, які залягають на фундаменті з різкою структурною незгідністю. Разом з теригенними відкладами поширені карбонатні, евапаторитові та вугленосні утворення. Близьке до горизонтального залягання чохла місцями ускладнюється платформовими структурами різного порядку, особливо в районах поширення соленосних формацій та на границях зі складчастими поясами. Потужність чохла платформ рідко перевищує 3 км, проте в окремих западинах може перевищувати 10 км, а в окремих випадках (Прикаспійська западина) сягає 25 км. Між фундаментом та платформним чохлом місцями виявлений проміжний комплекс, який виповнює вузькі, лінійні обмежені скидами прогини (грабени) або авлакогени. Вони виповнені вулканогенними та близькими до молас осадовими утвореннями. За співвідношенням віку фундаменту і чохла платформи поділяються на древні і молоді. До древніх відносяться платформи, фундамент яких складений ранньодокембрійськими (архей-ранній протерозой) утвореннями. Вони займають близько 40% площі сучасних материків, складають їхні давні ядра і, як правило, обрамляються молодшими платформами і складчастими системами. У рельєфі вони здебільшого виражені великими рівнинами, в їх фундаменті переважають високометаморфізовані утворення (гнейси, кристалічні сланці, амфіболіти) і гранітоїди, тому їх часто називають кристалічним фундаментом. Прийнято виділяти дві групи древніх платформ – північну (Лавразійську) і південну (Гондванську). До першої відносять Північно-Американську, Східно-Європейську та Сибірську платформи, до другої – Південно-Американську, Африканську, Індостанську, Австралійську та Антарктичну. Проміжне положення займають Корейсько-Китайська та Південно-Китайська.

Від суміжних молодих платформ древні відділяються глибинними розломами, а від складчастих споруд (орогенів) – передовими прогинами або тектонічними порушеннями (крайовими швами).

Найбільшими структурними елементами платформ є щити, плити і зони перикратонних опускань.

Щитами називаються великі ділянки давніх платформ (часто понад 1000 км у поперечнику), в яких на денну поверхню виведені утворення фундаменту. Вважається, що щити здіймалися протягом майже всієї історії розвитку давніх платформ, на їх території переважали процеси денудації.

Частина давньої платформи, вкрита осадовим чохлом, називається плитою: Російська, Аравійська, Сахарська. Молоді платформи, як правило, є плитами: Західно-Сибірська, Патагонська, Східно-Австралійська.

Перикратонні опускання формуються в периферійних частинах платформ на межі з геосинклінальними системами. Вони характеризуються пологим моноклінальним або ступінчасто-моноклінальним зануренням поверхні фундаменту в бік рухливих поясів на значну глибину. Фундамент тут перекривається потужними (до 10-12 км) товщами переважно мілководних осадів, серед яких значні обсяги займають вугленосні та евапоритові формації.

До структур другого порядку плитних частин платформ відносять антеклізи та синеклізи. Це дуже великі (сотні кілометрів у поперечнику) та пологі позитивні (антеклізи) і негативні (синеклізи) структурні форми з кутом нахилу шарів не більше 1⁰. Антеклізи відображають підняття фундаменту. Глибина його залягання, а, відповідно, потужність чохла становить 1-2 км, він складений мілководними або континентальними відкладами. Синеклізи – великі пологі западини ізометричної або овальної форми, характеризуються синклінальним заляганням відкладів, які їх виповнюють, збільшенням потужності стратиграфічних підрозділів від країв до центральних частин. Потужність осадового чохла може досягати 3-5 км.

Дуже своєрідним типом від'ємних структур платформ є авлакогени. Вони вперше були виділені в 1960 р. на Східно-Європейській платформі. Авлакогени – це чітко лінійні грабен-прогини значної протяжності (сотні кілометрів), обмежені скидами і виповнені осадовими та зрідка вулканогенними утвореннями, для яких особливо характерні базальти. Вони виникають як вузькі лінійні структури, але з часом можуть перетворюватися на широкі прогини і синеклізи.

До структурних елементів третього порядку на платформах відносять склепіння, западини, вали (лінійні зони пологих підняттів), ланцюги локальних підняттів, діапірові куполи. Під час їх формування утворюється характерна брилова складчастість. На поверхні вони мають форму округлих, овальних або неправильної конфігурації куполів чи валів, часто асиметричних.

Серединні масиви – це стійкі ділянки земної кори в системі рухомої геосинклінальної області. Вони є своєрідними маленькими платформами всередині геосинклінальних областей. Від платформ відрізняються відносно невеликими розмірами, кутовою формою, фрагментарним розподілом в просторі, деякою тектонічною активністю, яка проявляється у вигляді тектонічних рухів і магматизму. Подібно до платформ вони здебільшого мають двоповерхову будову.

Переважно серединні масиви виділяють як структури геосинклінальних і гірськоскладчастих областей. Ще в 1937 році російський вчений А.Д.Архангельський вказував на існування двох типів серединних масивів: ділянки давніх платформ, які збереглися між геосинклінальними прогинами та підняті складчасті масиви у серединних частинах геосинклінальних областей, які при продовженні складчастості зазнають значно менших деформацій, ніж суміжні райони геосинклінальних областей. В.Є.Хаїн запропонував розрізняти три типи серединних масивів: масиви першого порядку – уламки давніх платформ, що збереглися з часу закладення геосинклінальних поясів; масиви другого порядку – уламки зон консолідації, які виникли в кінці ранніх циклів геосинклінального розвитку; масиви третього порядку – фрагменти площ ранньої консолідації, які наростали по всій периферії з зонами більш давніх консолідацій.

Специфічними структурами літосфери і тектоносфери є тектонічні порушення – лінійні зони порушення суцільності земної кори, які проявляються у вигляді конкретного скиду або підкиду; протяжної зони дроблення кори (глибинні розломи) або у вигляді специфічних структур розтягнення (рифтів). Вони можуть затухати в осадовому шарі кори, проникати у верхню та середню мантію Землі.

Виділені тектонічні структури є надзвичайно великими структурами у складі літосфери і тектоносфери Землі. Вони в свою чергу розпадаються на відносно менші складові структури: локальні підняття (антикліналі) і локальні прогинання (синкліналі).

ЛЕКЦІЯ 8