Принципы тектонического районирования и тектоническая карта

Этапы развития тектонической картографии

Тектоническое картографирование прошло большой путь и достигло значительных успехов, в особенности в нашей стране. У нас изданы и первые руководства по тектонической картографии - Т.Н. Спижарского (1973), Б.П. Бархатова (1979). Ю.А. Косыгина и В.Л. Кулындышева (1981). Определились и основные типы тектонических карт. Тектонические карты могут быть разделены прежде всего на общие и специальные. Те и другие в свою очередь подразделяются на глобальные, обзорные и региональные. Современные тектонические карты полностью основываются на принципах тектоники плит и являются одновременно геодинамическими картами, поскольку в них первостепенное значение придается картированию геодинамических обстановок наряду с сохранением исторического принципа. В пределах континентов важнейшей задачей является выделение структур (швов - pppa.ru) между литосферными плитами. В обнаженных складчатых системах это делается на основе геологических критериев, а под платформенным чехлом - преимущественно по геофизическим данным, с учетом данных бурения.

Тектонические карты, задачи и методы их составления

К специальным (специализированным) тектоническим картам относятся карты, которые либо отображают один какой-то аспект тектонического строения или развития региона, либо один какой-то этап или момент его тектонической эволюции. В принципе, число типов таких карт может быть очень велико, и мы остановимся здесь лишь на наиболее важных и распространенных. В последнее время получают распространение тектонические карты, составленные на основе или с широким использованием данных съемок из космоса; это космотектонические карты. Особая категория специальных тектонических карт - палеотектонические карты. Их необходимость вытекает из того, что на общих тектонических картах не удается раскрыть с достаточной детальностью тектоническую историю региона.

Специальные тектонические карты

Логическим продолжением палеотектонических карт являются неотектонические карты, составляемые как для всего неотектонического этапа (олигоцен-квартер), так и для отдельных его отрезков. Завершением серии палео- и неотектонических карт или, напротив, их отправным пунктом должно являться составление карт современной тектоники (актуотектоники).

Кольцевые структуры

Кольцевые структуры (англ. Ring structures, нем. Ringstrukturen) — геологические образования в плане кольцевой, округлой или овальной формы в каменной оболочке Земли и других планетных тел.

Устанавливаются, в основном, путём геологического дешифрирования космических и аэровысотных снимков земной поверхности.

Кольцевые структуры — разнородные по генезису и форме проявлений на снимках геологические объекты с центральной симметрией. Предложено большое количество классификаций кольцевых структур. Общепринято разделять их на тектонические, магматические,метаморфические и импактные. Отдельно стоят гигантские кольцевые структуры, так называемые, нуклеары диаметром в сотни и тысячи километров, сформированные, предположительно, на ранних стадиях образования земной коры, возможно, под действием интенсивнойметеоритной бомбардировки при завершении аккреции.

Тектонические кольцевые структуры разделяют на положительные (своды и купола) и негативные (впадины и мульды). К этому же типу относятся разломы и зоны трещин кольцевой и дуговой форм в плане.

Среди магматических выделяются структуры, обусловленные нераскрытыми или частично раскрытыми интрузивными массивами, интрузиями округлой формы или концентрического строения с ореолами контактово-изменённых пород.

Некоторые кольцевые структуры соответствуют кольцевым дайковым комплексам. В полях развития вулканических пород кольцевые структуры выражены системой кольцевых и дуговых трещин у вулканов центрального типа, кальдерами, вулкано-тектоническими поднятиями и депрессиями.

Метаморфические кольцевые структуры включают гранитно-гнейсовые купола и овалы.

Кроме того, выделяют астроблемы, генезис которых до конца не выяснен — возможно как их метеоритное, так и геологическое происхождение. К ним относится большинство кольцевых структур, планетных тел земной группы.

С изучением кольцевых структур связано обнаружение неизвестных ранее закономерностей в размещении кольцевых структур, в том числе компактного характера над нераскрытыми интрузивными массивами, низкотемпературного орудения, связанного с вулканическо-тектоническими кольцевыми структурами, зональности орудения по отношению к кольцевым структурам нуклеарной природы.

Крупные кольцевые структуры (или концентры) могут играть важную роль в локализации зон нефтегазового накопления и отдельных месторождений нефти и газа. Тектонические кольцевые структуры часто служат индикаторами малоамплитудных поднятий в платформенных областях, перспективных по нефтегазоносности.

Концепции террейнов

Террейновый анализ (террейнология, террейновая тектоника, концепция коллажа террейнов) — раздел тектоники плит, занимающийся изучением структуры и истории развития складчатых поясов. С точки зрения этой теории в пределах складчатых поясов можно выделить отдельные блоки - террейны, которые обладают индивидуальной историей. Терейновый анализ состоит в комплексе специфических методов для изучения этих исключительно сложных частей земной коры.

Содержание террейнового анализа заключается в выделении террейнов, определении характера их границ, изучении и выяснении геодинамических обстановок формирования террейнов, их геологической истории, траектории перемещения, амальгамации, аккреции и связи с соседними террейнами.

В числе типичных задач террейнового анализа можно указать:

1. Выделение террейнов. Как правило разные исследователи в одном и том же районе выделяют разные террейны, и спорят друг с другом чья схема правильнее.

2. Сопоставление разных террейнов, и определение среди них блоков, образовавшихся в результате разделения одного участка земной коры.

3. Восстановление истории каждого террейна. Так как данные принципиально не полны и ограничены, то это область блестящих предсказаний и смелых предположений.

Как правило террейн представляет собой относительно небольшой участок земной коры, и сложен более-менее однородным комплексом пород. В таком случае обычные методы геодинамических реконструкции, основанные на комплексном использовании различных методов, не могут применяться, и приходится вытягивать максимум информации их доступных формаций.

Террейновый анализ это одновременно и теория и набор методов. Многие исследователи исходят из того, что в складчатой зоне сгребается всё подряд, а значит и выделять в её пределах отдельные блоки бессмысленно.

Объектами террейнового анализа кроме самих террейнов служат, ограничивающие их шовные зоны, а также перекрывающие и сшивающие геологические комплексы.

Разломы, ограничивающие террейны (шовные зоны, сутуры) могут иметь различную кинематику (сдвиги, надвиги, сбросы) и геологическое строение. Они представлены зонами катаклаза и милонитизации, в них часто локализуются меланжи, в том числе офиолитовые. Иногда шовные зоны маркируют продукты высокобарического метаморфизма – голубые сланцы и эклогиты. Перекрывающие и сшивающие образования формируются после аккреции или амальгамации террейнов и позволяют определить максимальный предел возраста этих процессов.

Перекрывающие образования представлены осадочными, вулканогенно-осадочными и осадочными породами, которые накапливались после амальгамации или аккреции террейнов и стратиграфически перекрывают два или более смежных террейнов или террейны и окраину кратона. К перекрывающим образованиям относятся чехлы древних или молодых платформ, молассы краевых и межгорных прогибов, флишевые толщи континентальных окраин и др.

Сшивающими служат интрузивные комплексы и ассоциирующие с ними метаморфические пояса, которые пронизывают смежные террейны и окраину кратона. Плутонические образования могут быть генетически связаны с перекрывающими вулканическими породами (например гранитоиды мелового Охотско-Чукотского окраинно-континентального вулканического пояса). К сшивающим образованиям относят также тектонические меланжи шовных зон.

В тектонической эволюции отдельных террейнов или их групп выделяются следующие основные события:

· Аккреция – тектоническое причленение террейна или террейнов к континенту (кратону). Аккреция является кардинальным событием в тектонической эволюции террейна. Геологические образования, сформированные до аккреции, определяются как доакреционные, а сформированные после аккреции – как постаккреционные.

· Амальгамация - тектоническое объединение двух или более террейнов в единую более крупную тектоническую единицу, до их причленения к кратону.

· Дисперсия – тектоническое разрушение, расчленение на фрагменты ранее аккретированных или амальгамированных террейнов. Дисперсия террейнов может осуществляться

1.

1. путём расчешуивания и трансляции по крупным сдвиговым зонам,

2. путём рифтогенеза,

3. путём расчленения террейна глубинными надвигами на серию пластин.

При террейновом анализе, возникает необходимость выделять супертеррейны (композитные или составные террейны) и субтеррейны.

· Субтеррейнами называют обособленные части одного и того же террейна, Субтеррейны имеют одинаковую природу, но могут отличаться по составу, деформированности и другим структурно-вещественным особенностям: например, отдельные тектонические пластины в террейне аккреционной призмы, отличающиеся по степени метаморфизма блоки в субдукционном метаморфическом террейне, разобщенные фрагменты офиолитового разреза в палеоокеаническом террейне и т. д.

· Супертеррейны возникают, если в результате столкновения происходит амальгамация нескольких террейнов, и в дальнейшем они развиваются как единое целое. Возраст формирования супертеррейна определяется по сшивающим и перекрывающим образованиям, а также по палеомагнитным данным (так как с момента амальгамации ТКДП для входящих в его состав террейнов имеют сходную форму). Геодинамическая природа супертеррейна определяется по обстановке накопления перекрывающих образований.

Террейны классифицируются по геодинамической обстановке формирования, или, если она не определена – по составу. Террейны могут представлять собой обломки микроконтинентов, энсиалических и энсиматических островных дуг и их отдельных элементов (аккреционного клина, задугового или преддугового бассейна), вулканических поднятий, симаунтов и др. Кроме того, по особенностям истории и взаимоотношениям с соседними комплексами выделяются перемещённые, экзотические и мистические террейны.

· Перемещенные (displaced) или аллохтонные (allochtonous) - террейны для которых доказаны значительные перемещения.

· Экзотическими (exotic) – т. называют, чтобы подчеркнуть их чужеродную природу по отношению к окружающим геологическим комплексам. Например, если во внешней зоне складчатой области, насыщенной микроконтинентами, отколовшимися от ближайшей континентальной окраины и имеющими почти идентичный чехол, встречается обломок континентальной коры, резко отличного строения, то можно предположить, что этот микроконтинент откололся от одного из противоположных берегов океана.

· Мистические (suspect) – употребляется, если первоначальное положение и происхождение т. неясно.

Конвекция в мантии Земли

Интенсивная и крупномасштабная конвекция мантии, возбуждаемая эндогенными источниками энергии (энергией гравитационной дифференциации мантийного вещества) во много раз превосходит энергию радиогенного тепла и незначительные добавки приливной энергии и энергии сил Кориолиса. Граничные условия на поверхности Земли, связанные с существованием континентальных плит и с возникновением на поверхности конвектирующей мантии охлажденных и подвижных океанических литосферных плит, накладывают на мантийную конвекцию свой отпечаток и подчиняют ее структуру плану расположения литосферных плит и зон субдукции.

Свидетельством существования в мантии крупномасштабной конвекции от верхней до нижней мантии является плотность вещества в нижней мантии по данным ударного сжатия силикатов. Расчеты показали, что при соответствующих давлениях и адиабатической температуре распределение плотности в обеих частях мантии хорошо аппроксимируется плотностью океанических лерцолитов – пород, поднятых в трансформных разломах океанского дна. Это свидетельство однородности химического состава мантии одновременно является косвенным показателем существования в ней крупномасштабной конвекции, постоянно перемешивающей ее вещество.

Прямым свидетельством существования единой структуры массообмена, пронизывающего верхнюю и нижнюю мантии, являются сейсмические наблюдения, показывающие, что шлейфы опускающихся в мантию океанических литосферных плит прослеживаются под зонами субдукции значительно глубже предельного уровня возникновения землетрясений вплоть до 800 км и, возможно, даже до 1400 км ( уже в нижней мантии).

Убедительными доказательствами существования глубинных мантийных конвективных течений, совершенно не связанных с “самодвижением” океанических литосферных плит по зонам субдукции, являются факты раскола Африканского континента по системе Красное море–Аденский залив–Восточно-Африканские рифты; отодвигание Аравии от Африки; расширение Атлантического и частично Индийского океанов; подъем океанического дна выше поверхности океана в Северной Атлантике (о. Исландия) и на северо-востоке Эфиопии (провинция Афар) и т. д. Эти явления не могут быть связаны с затягиванием тяжелых океанических плит в мантию и требуют привлечения идеи существования самостоятельных конвективных течений мантийного вещества, действующих на подошву литосферных плит снизу. Самым ярким доказательством является раскол вегенеровской Пангеи на отдельные части – современные материки. Это событие
произошло в середине мезозоя, но сам дрейф континентов (и раскол Африки) продолжается до сих пор. Никакими ухищрениями с “самопогружением” в мантию тяжелых океанических плит, окружавших тогда Пангею, объяснить это явление не удается.

Зависимость скорости движения литосферных плит от длины окружающих их зон субдукции можно объяснить иначе, чем это сделали Д. Форсайта и С. Уеды (1975). Действительно, все быстрые плиты как бы сгруппированы в двух смежных регионах: с одной стороны, это плиты Наска, Кокос, Тихоокеанская и Филиппинская, а с другой –Индийская. Но стоит только предположить, что под юго-восточной частью Тихого океана и под центром Индийского океана в мантии существуют мощные восходящие конвективные потоки, а между ними, где-то под Индонезией и Южной Америкой, –нисходящие потоки, как тот же самый результат получается за счет простого растекания мантийного вещества под плитами отмеченных регионов. Но в этом случае вязкое зацепление мантийного вещества с подошвой литосферных плит будет уже не тормозить их движение, а способствовать ему. Судя по карте рельефа земного ядра, именно под юго-восточной частью Тихого океана и под центром Индийского океана наблюдаются подъемы его поверхности, а это является обязательным и верным признаком восходящих конвективных потоков в мантии.

Под Северной Атлантикой также существует достаточно крупный восходящий конвективный поток, о чем говорит раздвижение обрамляющих эту часть океана континентов, подъем среднего уровня океанического и карта рельефа земного ядра, по которой отмечается повышение поверхности ядра Земли под Северной Атлантикой, такое же, как и под юго-восточной частью Тихого океана, но плиты в этом регионе движутся со скоростью раздвижения океана около 2 см/год, тогда как в Тихом океане это 15–18 см/год.

Такие различия в скоростях движения плит над восходящими потоками объясняются влиянием самой литосферной оболочки на процесс формирования горизонтальных ветвей конвективных течений в мантии. Так, в мантии под Тихим океаном астеносфера выражена четко и распространена под всеми без исключения океаническими плитами региона. При этом наименее вязким ее слоем является верхняя часть, в которой уже происходит частичное плавление мантийного вещества. Подошва этого слоя залегает на глубине около 80 км и совпадает с границей
перехода пироксеновых лерцолитов в гранатовые.

Конвективные течения вязкого вещества обычно организуются в такие структуры, чтобы при заданной скорости общего массообмена (а она в рассматриваемой модели определяется процессом дифференциации мантийного вещества) скорость диссипации энергии вязкого трения была бы минимальной. Из этого фундаментального принципа вытекает, что в среде с постоянной вязкостью конвективные течения всегда будут стремиться охватить как можно большие объемы пространства (т. е. будут возникать широкие потоки). В среде с переменной вязкостью, как в мантии с разной толщиной океанических и континентальных литосферных плит, конвективные течения всегда будут концентрироваться в слоях с минимальной вязкостью вещества, поэтому в стратифицированной мантии с четко выраженной маловязкой астеносферой конвективные течения будут стягиваться в данный слой пониженной вязкости. В результате в нижней мантии и низах верхней мантии будут доминировать вертикальные потоки вещества, а в самой астеносфере сформируются преимущественно горизонтальные течения.

Это приводит к тому, что через тонкий астеносферный слой перетекает большая часть вещества конвективных потоков, формируя там о быстрые (несколько десятков сантиметров в год) горизонтальные астеносферные течения. Эти течения влекут за собой относительно тонкие (от 10 до 80 км) океанические плиты Тихого океана от восходящего конвективного потока под Восточно-Тихоокеанским поднятием к нисходящим потокам в мантии, т. е. к зонам субдукции, окружающим океан. Такие течения не препятствуют движениям плит, если они вызываются механизмом затягивания океанической литосферы в мантию - в рассматриваемом случае направления движения плит к зонам субдукции совпадают с ожидаемыми направлениями астеносферных течений под этими плитами.

Иная картина под мощными континентальными плитами, погруженными в мантию на глубину до 200–250 км. Под ними слой астеносферы отсутствует или вырожден и под континентальными плитами наблюдается более равномерное распределение вязкости и под ними формируются горизонтальные составляющие конвективных течений в средней и нижней мантии в значительно больших объемах, но в связи со значительно бoльшими сечениями горизонтальных потоков под континентальными плитами их скорости оказываются низкими (порядка нескольких сантиметров в год). Этим объясняются меньшие скорости дрейфа континентов, особенно крупных, прочно “сидящих” своими корнями в мезосфере Земли. Уменьшается и скорость движения спаянных с ними океанических плит.

Кинематика литосферных плит

Древние тектонические движения.

Их изучение основывается на следующих параметрах:

- Состав и мощности различных геологических отложений

- Размещение этих отложений

- Стратиграфические контакты, разного рода несогласия

- Тектоническая структура сама по себе

- Палеомагнитные данные

- Термохронология

Методы изучения древних тектонических движений:

1. Метод фаций и мощностей - основан на учете мощности отложений, которая зависит от скорости тектонического опускания и от изменения глубины бассейна. Типы бассейнов:

1. Скомпенсированные - сколько опустилось, столько и накопилось (шельфовые бассейны)

II. Некомпенсированные - накопилось меньше, чем опустилось (внутриокеанические бассейны)

III. С избыточной компенсацией - накопилось больше, чем опустилось (межгорные и передовые прогибы орогенов).

2. Палинспастические реконструкции - изучение горизонтальных перемещений, необходимо растащить перекрывающие друг друга комплексы на карте, сохраняя условия осадконакопления. Пример: Карпаты (слева), Талласоферганский разлом - величина сдвига - 250 км, что определено с помощью анализа современного размещения фаций.

Анализ сопутствующих деформаций - не может произойти крупный сдвиг без приразломных деформаций (вспомнить структурную геологию):

- Приразрывные сбросы (угол 45°)

- Приразрывные дайки (угол 45°)

- Приразрывные надвиги (угол 35°)

Аккомодация - приспособление, размещение чего-либо.

Все это позволяет определить наличие и направление сдвига. Величину сдвига можно определить, если на обоих крыльях можно найти одно и то же геологическое тело:

- Разлом Грейтглен (Шотландия) - крутоориентированный разлом, рассекающий протерозойские комплексы, левосторонний сдвиг. Такая его кинематика была определена по интрузивным массивам гранитов. Сначала думали, что это два разных массива (Строншианский, Фойерский), а затем поняла, что это две части одного кольцевого массива. Величина смещения составляет около

3. Палеомагнитные методы - основаны на явлении остаточной намагниченности горных пород, которая появляется собственно при кристаллизации расплава (первичная термоостаточная намагниченность). Текущая структура геомагнитного поля фиксируется и в осадочных и метаморфических породах, но впоследствии палеомагнитные характеристики таких пород могут быть скрыты, изменены, что связано с фазами метаморфизма, с термальным, химическим и механическим воздействием. Поэтому породы всегда тестируют на сохранность первичных магнитных характеристик.

Кажущаяся миграция геомагнитного полюса - единая траектория, определенная по корреляциям стратиграфических подразделений. Каждая траектория прочерчена в меру перемещения и вращения каждой континентальной единицы.

Семейства палеомагнитных методов:

a. Основанные на измерении ориентировки вектора остаточной намагниченности. Определяют эту ориентировку следующими параметрами:

^п Палеомагнитным склонением - разница между направлением на северный геомагнитный полюс

4. Объёмный метод - надстройка над методом фаций и мощностей, был детально разработан более полувека назад в институте геохимии.

Максимумы мощностей соответствуют герцинскому (С/Р) и альпийскому циклам (К/Pg).

Для поднятий, где отсутствуют отложения, существует коэффициент поднятия (доля терригенного материала в общем объёме пород), который рассчитывается так: подсчитывается общий объём пород, потом отдельно считают терригенные, хемогенные, биогенные и т.д.

5. Термохронология - целая группа методов:

- Трековая - по двум минералам: апатиту и циркону; по штрихам на кристаллах в результате нарушения кристаллической решётки при перемещении осколков спонтанного деления ²³⁸U; при охлаждении кристаллов ниже температуры замыкания (100-90°С) следы от осколков различимы, при более высокой - залечиваются. По количеству следов можно посчитать, сколько млн. лет прошло после охлаждения кристалла до температуры замыкания. Первыми этот метод стали применять геоморфологи и неотектонисты для оценки величины денудации.

- U-Th метод - используется, если для трекового метода не хватает U или образцы очень молодые; основан на определении соотношения U-Тр! к гелию; температура замыкания 40-80°С.

- U-Pb термохронология - основана на измерении соотношения изотопов U и Pb. Используют следующие минералы:

о Циркон и монацит - температура замыкания >1000°C о Сфен - 600-650°С о Апатит - 450-500°С о Рутил - 400-450°С