Региональные структуры земной коры презентация

Яковлева Л.А.

3 – гранит-метаморфический, 4 – базаль-товый); 5-7 – мантия (5 – верхняя, 6 – с повышенной плотностью, 7 – с пони-женной плотностью); 8 – астеносфера; 9 – разломы; 10 – вулканический конус; К – раздел Конрада; М – раздел Мохоровичича; σ – плотность пород, г/см3;
Vр – скорости продольных сейсмических волн, км/с

СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ МАТЕРИКОВ И ОКЕАНИЧЕСКИХ ВПАДИН

(два слоя) :
– потоки основных вулканитов с маломощными прослоями осадочных пород( глубоководные кремнистые осадки), мощность – 1,5 – 2.0 км.;
– расслоенный базальтовый - состоит из основных и ультраосновных пород, мощность – 4,0-6,0 км
Общая мощность океанической коры 8 – 12 км

30 км);
Базальтовый (гранулит – базитовый) – по геофизическим данным.
Общая мощность – 30 – 80 км

скв. СГ - 3

увеличена ( до 5 – 6 км);
Субконтинентальная - три слоя, только мощность гранито метаморфического слоя меньше ( до 3 -4 км)
Главные отличия
В количестве и составе слагающих слоев;
В мощности :океаническая маломощная (8-12 км), а континентальная - ( 30-80 км);
Возраст коры: континентальная древняя (4,1 -4,2 млрд лет),
Океаническая молодая –( не древнее 145 млн лет)

геотектоника)

новая кора;
Конвергентные (деструктивные), где кора сокращается за счет сжатия;
Консервативные или сдвиговые.

хребтах при их раздвиге, мантийной конвекцией, подъёме и кристаллизации базальтовой магмы получил название спрединга морского дна.

континентальная и оке-аническая литосферные плиты или океаническая с океанической. При их встречном движении более тяжёлая литосферная плита (всегда океанская) уходит под другую, а затем погружается в мантию.

континентальной: их дальнейшее встречное движение затруднено, оно компенсируется деформацией литосферы, её утолщением и «скучиванием» в складчатых горных сооружениях

структуры первого порядка и выделяются по строению тектоносферы.
Структуры 11- порядка: платформы и мобильные пояса. Выделяются по строению земной коры, устойчивости, мобилиности и очертании.

плане: материковые и океанические. Характерно слабая тектоническая активность и магматизм.
Мобильные пояса – это крупные линейные структуры(вытянутые на несколько тыс. км. и шириной до тыс км.)
--срединно-океанические (СОХ);
--геосинклинальные (ГСП);
--эпиплатформенные(ЭПП);
Характерно тектоническая активность и магматизм.

платформы, возникшая на месте горного или складчатого и, как правило, гранитизированного сооружения в результате его денудации и превращения в выровненные или почти равнинные области (пенеплены). ЧЕХОЛ — осадочные горные породы, перекрывающие фундамент

ПЛАТФОРМЫ — наиболее устойчивые) структурные элементы континентов, образовавшиеся на месте бывших горных сооружений или складчатых областей. Платформы асейсмичны. Выделяют древние и молодые платформы. Первые иногда именуют кратонами или докембрийскими платформами. Молодые бывают эпикаледонскими, эпигерцинскими и эпикиммерийскими, часто их называют плитами. В строении платформ выделяют ФУНДАМЕНТ, ЧЕХОЛ и структуры 1–4-го рангов.

поперечнике, площади выхода на поверхность платформенного фундамента. Они более характерны для древних платформ.
ПЛИТЫ — области сплошного развития осадочного чехла.
ЗОНЫ ПЕРИКРАТОННЫХ ОПУСКАНИЙ — пассивные окраины платформ, отличавшиеся устойчивыми длительными опусканиями фундамента и накоплением мощных паралических, прибрежно - и мелководноморских осадков (до 10–12 км).

(наклон слоев составляет менее 10) поднятия в пределах плит, иногда с выходами фундамента в осевой части, сокращенными мощностями слоев, обилием перерывов и более крупнозернистым составом пород.
СИНЕКЛИЗЫ — крупные пологие впадины внутри плит, а иногда и на щитах. С полными наборами (без перерывов) осадочных комплексов.
.

в осадочном чехле, ограниченные разломами и заполненные осадками (типичны соли, угли) резко повышенной — до 10–12 км — мощности, а нередко также с вулканитами базальтового состава.
Авлакогены обычно выходят на один из краев платформы, иногда пересекают платформу от края до края — такие авлакогены называют сквозными. На современной поверхности авлакогены не выражены и представляют собой погребенные структуры, доступные для изучения лишь бурением и сейсморазведкой. Вверх по разрезу они вначале замещаются равновеликими впадинами, потом более обширными синеклизами.

мезозойско-кайнозойскими осадками, преимущественно нефтеносны (Камбейский, Суэцкий, Реконкаво и др.); доальпийские авлакогены, выполненные палеозойскими отложениями, преимущественно газоносны (Днепровско-Донецкий, Вичита, Амадиес). По сумме разведанных запасов УВ на древних платформах авлакогены занимают второе место после краевых систем.

Крупнейшие (300 × 800 км) – антеклизы, сине-клизы, авлакогены, желоба
III. Крупные – I-го порядка (100×300 км) – своды, впадины, мегавалы, прогибы
IV. Средние – II-го порядка (20 ×170 км) – куполо-видные поднятия, котловины, валы, антикли-нальные зоны, депрессии
V. Мелкие – III-го порядка (3 ×20 км) – купола, чаши, брахисинклинали, брахиантиклинали
VI. Мельчайшие (2 ×4) – поднятия, опускания, флексуры, ступени

– каледониды;
4 – герциниды;
5 – краевые прогибы
(Предуральский; Пред-
таймырский, Кузнецко-
Красносельский);
6 – глубинные разломы

кряж,
3 – локальные поднятия,
4 – мощность земной коры

I – области неглубокого залегания фундамента:
1 – Ямальская антеклиза;
2 – Восточное Зауралье;
3 – Тобольская антеклиза;
4 – Кулундинская зона
7 – Среднеобская антеклиза;
8 – Вахская антеклиза
II – Области глубокого залегания фундамента:
9 – Обско-Тазовская синекли-за; 10 – Ханты-Мансийская синеклиза;11 – Иртышская синеклиза; 12 – Касская впади-на;13 – Ляпинская впадина

– Ямбургский мегавал; III – Русско-Часельский мегавал; IV – Шаимский свод;V – Красноленинский свод; VI – Александровский мегавал; VII – Сургутский свод; VIII – Салым-ский свод; IX – Нижневартовский свод;
X – Уренгойский мегавал; XI – Северный свод и Танловский мегавал; XII – Средневасюганский мегавал
Нефтегазоносные области:1 – Ямальская;
2 – Гыданская; 3 – Приуральская; 4 – Фролов-ская; 5 – Надым-Пурская; 6 – Пур-Тазовская; 7 – Среднеобская; 8 – Васюганская; 9 – Кай-мысовская; 10 – Пайдугинская
Месторождения:
1 – Ямбургское; 2 – Северо-Уренгойское;
3 – Западно-Таркосалинское; 4 – Восточно-Таркосалинское; 5 – Верхнешапшинское;
6 – Усть-Балыкское; 7 – Западно-Сургут-ское; 8 – Быстринское; 9 – Савуйское;
10 – Федоровское; 11 – Южно-Сургутское;
12 – Покачевское; 13 – Локосовское;
14 – Северо-Покурское; 15 – Аганское;
16 – Ватинское; 17 – Мегионское;
18 – Советское; 19 - Мыльджинское

результате растяжения и раздвига земной коры.
Основные признаки рифтогенных структур :
Имеют большую протяженность (сотни и тысячи километров) и резкою линейность. Их ширина км - сотни км.
Рифтогенные структуры возникают в условиях растяжения земной коры. При этом происходят ее утонение и нередко полный разрыв гранит-метаморфического, а иногда и базальтового слоев.
Приурочены к осевым частям длительно развивающихся сводовых поднятий платформ. Выражены рифтовыми долинами и горными хребтами.

Четко выраженные отрицательные аномалии силы тяжести. Поверхность М под рифтами приподнята до 10–15 км, а верхняя мантия разуплотнена (скорости сейсмических волн понижаются под рифтами с 8,2–8,5 до 7–7,8 км/с)
По Е.Е. Милановскому, наиболее древние рифты в протерозое (авлакогены в фундаменте Восточно-Европейской платформы). Палеозойские рифты -Днепрово-Донецкая впадина. В мезозое закладываются и развиваются самые крупные из современных рифтогенных структур: Красноморский, Байкальский, Рейнский рифты и др

Ограничен глубинными сбросами . Вытянут с СВ на ЮЗ более 1000 км,; ширина до 60 км. Наибольшая глубина в озере - 1650 м. Хребты, обрамляющие рифт, сложены архейскими и нижнепротерозойскими породами. AR и PR.
Толщина осадков в рифте достигает 3 км. Возраст наиболее древних из них 25–30 млн. лет, ( конец олигоцена). Скоростью погружения 0,6 см/год и раздвиг 0,2–0,3 см/год.
На востоке от оз. Байкал находятся многочисленные шлаковые и туфовые конусы, потоки и покровы лав, возраст которых не превышает нескольких десятков тысяч лет.
Под Байкальским рифтом расположена обширная положительная гравитационная аномалия, а мощность гранит-метаморфического слоя утонена на 8–12 км.
Заложение Байкальского рифта связывают с возникновением очага аномальной мантии пониженной плотности, приподнявшей земную кору и вызвавшей растяжение и утонение земной коры в осевой части свода. В результате растяжения возникли разломы (сбросы) земной коры, обрамляющие рифт .

с измене-ниями: 1 – неоген-четвертичное выполнение рифта; 2 – неоген-четвертичные платобазальты; 3 – потухшие четвертичные вулканы; 4 – край Сибирской платформы; 5 – контуры сейсмичес-кого пояса с интенсивностью землетрясений до М=6,5; 6 – сбросы; 7 – граниты (протерозой); 8 – метаморфический нижний палеозой; 9 – архей (мраморы, сланцы, гнейсы)

КОНТИНЕНТАЛЬНЫЙ РИФТ

D в центральной части рифта, тогда как на его бортах осадочный разрез начинается с верхнего визе. С намюрского века палеорифт не отличается своей активностью от окружающих его структур.
В центральной части палеорифта расположен линейно ориентированный грабен, ограниченный крупными сбросами с амплитудами смещения до 5 км и более. Грабен служит основанием для образовавшегося в позднем визе( С1 v) широкого пологого прогиба типа синеклизы. Среди верхнедевонских пород присутствуют огромные по объему залежи солей, достигающие мощности до 2 км, заключающие покровы, линзы и секущие тела базальтов.

Гранит-метаморфический слой утонен от 20 км на бортах и до 12 км в центральном грабене, а базальтовый слой – от 30 до 18 км. Поверхность М на бортах расположена на глубине 45 км, а в центре – 30–35 км.

строения и характера тектонических процессов выделяют пассивные и активные континентальные окраины.
Пассивные континентальные окраины отличаются отсутствием активных тектоно-магматических процессов. Примером является восточная часть Атлантического океана, западная часть Индийского океана, окраины Северного Ледовитого океана.

В строении пассивных окраин выделяют следующие главныеэлементы: шельф,
континентальный) склон, континентальное(матери-
ковое) подножие

достигать ширины во многие сотни километров. Он подстилается континентальной корой, (кора утонена до 25-30 км и разбита разломами и дайками основного состава).
Континентальный склон представляет собой узкую полосу дна шириной не более 200 км. Обычно он имеет угол наклона около 4-5°, в редких случаях достигая 40° и более. В пределах континентального склона глубина возрастает от 100 до 2000-3500 метров.
Континентальное подножие полого наклонено в сторону абиссальных равнин и имеет ширину в сотни и тысячи километров. Его переход в абиссальную равнину происходит на глубине около 5000 метров. На подножии накапливаются толщи осадков мощностью до 10-15 км. В составе осадков существенную роль играют турбидиты — продукт отложения мутьевых потоков и контуриты — отложения придонных продольных течений. Континентальный склон и внутренние части континентального подножия подстилаются субконтинентальной или субокеанической корой. Граница между этой корой и настоящей океанической проходит в средней части континентального подножия

Континентальное

интрузиями; 3 — океаническая кора (2-й и 3-й слои); 4-8 — осадочные породы, сформировавшиеся на разных стадиях развития пассивной окраины, в том числе каменная соль (5)

Геологический профиль через атлантическую пассивную окраину Северной Америки (по К. Хатчисону и др., 1981):

складчато-надвиговыми деформациями и метаморфизмом. Для них характерно наличие сейсмофокальных зон. По особенностям строения и тектоно-магматической активности выделяют окраины:
Восточно-Тихоокеанского(Андийского) типа и
Западно-Тихоокеанского (острово- дужного) типа.

косая штриховка (слева) — океаническая кора; крестики (справа) — вулкано-плутонический пояс с действующими вулканами; стрелки указывают направления перемещения блоков

переходит в глубоководный желоб, который и является пограничной структурой между океанической плитой и континентом. В краевой части последнего располагается окраинно-континентальный вулканический пояс, в котором преобладают вулканиты кислого (риолитового) состава. В геоморфологическом отношении вулканический пояс образует горную систему Анд. За ним в глубине континента располагается система тыловых горстов и грабенов.

структурные элементы:
1.Собственно континентальная окраина; 2.Глубоководная котловина окраинного моря.;3.Вулканическая островная дуга.; 4.Преддуговой прогиб; 5.Невулканическая дуга.;
6. Глубоководный желоб.;7. Краевой вал океана.

сходятся океанические литосферные плиты. При их встречном движении более тяжёлая литосферная плита (всегда океанская) уходит под другую, а затем погружается в мантию.

океана (по Л. Жоливе и др., 1989)

2 – материковый склон и подножие;
3 – дно глубоководных котловин окраинных морей; 4 – внутренние поднятия в глубоководных морских котловинах;
5 – островные дуги; 6 – глубоководные желоба;
7 – ложе океана

колеба-тельных движений
Наличие глубинных разломов
Интенсивная складчатость и мета-морфизм
Активный эффузивный и интрузивный магматизм

Это крупные структуры земной коры большой протяженности и длительного развития (150-200 млн.лет).

стадии растяжения земной коры и начального погружения;
II - предорогенная, или зрелая;
III - раннеорогенная;
IV - собственно орогенная.

1 - фундамент; 2 - конгломераты; 3 - песчаники и алевролиты; 4 - глины; 5 - известняки; 6 - флиш; 7 - разрывные нарушения; 8 - излияния и пластовые интрузии основных пород; 9 - граниты и плагиограниты; 10 - вулканические образования порфировой формации.

тектоносферы от заложения геосинклинали до завершения ее развития и образования горного складчатого сооружения.
Процессы складкообразования в геосинклиналях проявлялись периодически и концентрировались в определенные эпохи складчатости
Саамская (ранний архей)
Беломорская (поздний архей)
Карельская (протерозой)

замыканию геосинклинали

–

это участки ранней
стабилизации

Синклинорий и антиклинорий в Рейнской провинции (по Квирингу)

– лагунные (гипсосоленые)
Р11 – конгломераты, песчаники, алевролиты, известняки

формируются либо красноцветные (Минусинский прогиб), либо сероцветные угленосные отложения (Кузбасс)

разломы

своему названию лишь в Атлантическом и Индийском океанах. В Тихом и Северном Ледовитом океанах хребты сдвинуты к краю океана.
В поперечном сечении срединных хребтов выделяются три зоны: фланговые, гребневые и осевые.
Фланговые зоны – наиболее широкие (многие сотни километров).
Гребневые зоны имеют ширину 50–100 км; они разбиты продольными разломами на узкие (от 1 до 10 км) блоки-пластины, приподнятые в виде гряд или опущенные относительно друг друга.
Осевые зоны в своем типичном виде выражены рифтами – узкими (25–30 км) щелями сложного внутреннего строения. В центральной части рифтов расположены центры молодых базальтовых излияний, а ближе к бортам встречаются горячие источники, несущие сульфиды.
На фланговых и гребневых зонах хребтов отмечается последовательное удревнение отложений, слагающих океаническое дно, а самые древние из них (юрские) находятся по периферии океанов на приконтинентальных окраинах.

Б.Хизену)

Подвижные пояса
Зоны активного разрастания
океанического дна
Зона формирования
молодой океанической коры

спрединга, т. е. зонами активного раздвига литосферных плит, воздымания и растекания астеносферного вещества и формирование молодой океанической коры. Для них характерна повышенная сейсмичность и высокое значение теплового потока. По мере раздвигания плит поднимающаяся по системе вертикальных каналов магма застывает в виде серии даек, а изливаясь на поверхность океанического дна, образует потоки и покровы подушечных лав.

раздвиге, подьеме и кристаллизации базальтовой магмы получил название спрединга морского дна.

структуры материков, разделяющие древние платформы или отделяющие их от океанических впадин. при ширине тыс. км. линейные в плане;
это структуры длительного развития (100 – 150 млн.лет)
высокая тектоническая активность, большая скорость и амплитуда клебательных движений (в начальной стадии – нисходящие, а на завершающей – восходящие;
большая мощность осадков (10 – 15 км.);
напряженная складчатость и метаморфизм
наличиеглубинных разломов
активный магматизм

прохождении территории отдельными маршрутами с ориентировкой на местности по азимутам с помощью компаса и измерением расстояний шагами.
Маршрут – некий путь, пройденный по местности с определённой целью и записанный в полевом дневнике.
Обнажение – участок на котором из под почвы обнажаются различные горные породы.
Точка наблюдения (т.н.) Фиксация наблюдений по ходу маршрута производится по точкам наблюдений, приурочивая их к обнажениям, точкам рельефа, особенно обозначенных на топографической карте

при: а) – восточном и б) – западном магнитном склонении
 

местности магнитного азимута какого-либо направления (ОА) или определения, в какую строну идти при заданном азимуте движения (в данном примере: ЮЗ 2250)

откладывании из-меренных отрезков ма-ршрута по их магнитным азимутам и расстоянию. От т.1 до т.5 – согласно полевым замерам ази-мутов и расстояний; от т.1 до т.51 – исправленная линия маршрута, начало и конец которого привязаны к рельефу

даек, сместителей дизъюнктивов и т.д.) относятся простирание и падение.
Простирание – это распространение наклонного тела (поверхности) в горизонтальном направлении. Простирание определяется положением в пространстве линии простирания – любой горизонтальной линии, принадлежащей данной поверхности (телу).
Падение – это наклон тела (плоскости) к горизонту, определяемый положением в пространстве линии падения и углом падения.
Линия падения – это линия наибольшего наклона тела (плоскости) (по этой линии потечёт вода).
Угол падения – это угол между линией падения и её проекцией на горизонтальную плоскость

б – азимута падения
наклонного пласта
в – угла падения наклонного пласта; возле пластов на плане проставлены знаки элементов залегания

– определение азимута падения, III – нахождение линии простирания, IV – определение азимута простирани