Если у вас возникли сложности с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой - мы готовы помочь.
Предоплата всего
Подписываем
Введение.
Геотектоника – отделилась от общей геологии и стала самостоятельной дисциплиной в 30 годы.
Геотектоника – наука о строении, движении и деформациях литосферы и её развитии в связи с развитием земли как планеты. Литосфера это земная кора и надастеносерная мантия – наиболее упругая часть мантии. Строение литосферы – неравномерное распределение горных пород различного состава, возраста и происхождения, а так же условий их залегания. Движение литосферы выражается в перемещении её отдельных участков в вертикальном и горизонтальном направлении. Движение сопровождается изменениями в условиях залегания масс горных пород. Такие изменения получили названия тектонических деформаций. В процессе тектонических деформаций создаются новые формы горных пород (тектонические дислокации, нарушения). Существует 3 вида дислокаций: пликативные(складки), дизъюнктивные, инъективные.
Под литосферой находится более пластичный и подвижный слой мантии- астеносфера. Литосфера + Астеносфера = Тектоносфера – главная область проявления тектонических процессов. Главные источники проявления тектонических процессов расположены в мантии и ядре.
Предмет геотектоники: вся земля в целом. Параллельно с геотектоникой существует ещё одна дисциплина – геодинамика – её задачей является исследование сил, которые порождают различные процессы изменяющие свойства и строение земли. Основной метод геодинамики – моделирование. Геодинамика – синтезирующая наука.
Разделы геотектоники.
Теоретическое значение геотектоники- является ядром геологических наук.
Практическое значение геотектоники: 1. Поиск и разведка полезных ископаемых. Тектоническая карта является основой для анализа размещения уже известных месторождений, а так же для прогноза распространения ещё не обнаруженных. 2. Данные современных движений земной коры обязательно учитываются для строительства крупных сооружений. 3. Данные неотектоники и актуотектоники оцениваются при сейсмической опасности.
Собственные методы.
Прикладные методы.
Методы геофизики- главная роль.
Геосфера земли.
Появление в 1980 годах сейсмической томографии, позволило уточнить положение границ геосферы. Уточнения незначительны.
Земная кора.
Самая верхняя и самая тонкая оболочка земли. Неоднородна по вертикали и латерали. Её мощность равна 0 в отдельных участках сохах и океанических разломах. До 75 километров под наиболее высокими горными сооружениями. 2 главных типа земной коры: океанический и континентальный- 97% от всего объёма коры. 2 переходных типа: субокеанический и субконтинентальный.
Океанический.
Занимает 55-56% земной коры. Мощность(средняя) океанической коры 5-7 километров. Увеличенная мощность распространена в пределах континентальных подножий, а так же под океаническими дугами и островами.
В составе выделяется 3 слоя: осадочный(мощность менее 1 километра, мощность увеличивается около континентов- до 10 километров; слой сложен глубоководными осадками: глинистыми, кремнистыми, карбонатными; скорость распространения продольных волн от 2 до 5 км/с; возраст осадков J2-Q<=170 млн. лет); базальтовый(в верхней части сложен базальтами, которые обладают подушечной отдельностью или массивными базальтами; прослои пелагических осадков; в нижней части слоя залегает параллельный комплекс долеритов(кристаллическая разновидность базальтов); мощность 1,5 – 2 километра; скорость распространения продольных волн 4,5- 5,5км/с); габбро-ультраметаморфитовый(сложен габбро, но вдоль разломов присутствуют ультраметаморфитовые породы; ближе к мантии больше ультраметаморфитов; 3- 4 километра; скорость 6- 7,5км/с). Породы 2 и 3 слоёв образовались практически одновременно с 1 слоем. Мощность океанической коры возрастает под вулканическими островами(Исландия), поднятиями. Подобный случай предлагают относить к гиперокеаническому типу земной коры.
Континентальный.
Развит на меньшей площади чем океанический 40-41%. Распространён не только в пределах суши, но и в шельфовых зонах, в пределах шельфовых континентов. Мощность 35-40 километров- он характерна для древних платформ(катонов). На молодых платформах и в континентальных рифтовых зонах мощность земной коры уменьшается до 20 километров. В пределах шельфов до 35 километров. Мощность 50- 70 километров в складчатых горных сооружениях. В составе континентальной коры выделяется 3 слоя:
По реологическим свойствам гранулит-базитовая кора пластичная; хрупкий гранито-гнейсовый. Между 2 и 3 слоями коры проходит граница Конрада.
Переходные типы занимают 3% земной коры.
Субокеанический тип.
Развит вдоль континентальных склонов и подножий, а также слагает дно некоторых окраинных и внутренних морей. Представляет собой континентальную кору уменьшенной мощности до 15 километров и нарушенной дайками и силами магматических пород. Это континентальная кора, прошедшая стадию рифтинга.
Субконтинентальный тип.
Развит исключительно в океанических островных дугах, когда океанический тип переходит в континентальный. Кора обладает пониженной мощностью не более 25 километров и слабо консолидирована.
Строение верхней мантии.
Переход фиксируется границей мохо. Резко возрастает скорость продольных волн до 8,2 км/ч. Природа границы Мохо очень спорна, что связано с неоднозначностью её выделения. Это зависит от критериев, по которым она выделяется. Критерии: геофизические, петрологические, геологические. Переход носит градиентный характер(т.е. зона). В настоящее время граница Мохо рассматривается как зона переслаивания пород с мантийными и коровыми свойствами. Происходит смещение коры относительно мантии. Верхняя мантия состоит из перидотитов(у/о породы), эклогиты(мантийные породы). В породах мантии присутствует пироп. Нижняя граница верхней мантии проходит на глубине 410 километров. На глубинах 410-670 километров расположен промежуточный слой , слой Голицына. По химическому составу слой Голицына ничем не отличается от верхней мантии, но плотность больше на 10%.
Нижняя мантия.
670-2900 километров. В верхней части нижней мантии преобладает вещество (Mg,Fe)[SiO3]. С глубиной увеличивается содержание железа. По данным сейсморазведки нижняя мантия сложена на 70% из (Mg, Fe)O- на глубине.
Переходная зона от мантии к ядру.
Зона представляет первостепенный интерес, поскольку здесь зарождаются все процессы. Граница переходной зоны очень неровная, перепад рельефа – 50 километров. С позиции современной геодинамики переходная зона рассматривается как область зарождении «суперплюмов». Эта зона места окончательного погружения океанического вещества в зонах субдукции.
Ядро земли.
2900- 6371 километров. Внешнее ядро и внутреннее. Внешнее ядро 2900- 5150 километров. Внутреннее ядро 5150-6371. Внешнее ядро жидкое, внутреннее твёрдое. Внешнее ядро состоит из металлического железа с примесью никеля, присутствует кремний, кислород, сера. Конвекция во внешнем ядре генерирует магнитное поле земли. Внутреннее ядро состоит из металлического железа и никеля. Скорость внутреннего ядра больше на 1,3+-0,5 град/год чем земли. По данным сейсмической томографии поверхность ядра не является абсолютно ровной, 5-6 километров – выступы и впадины с такой амплитудой.
Литосфера и астеносфера.
В середине 19 века в гималаях и андах были проведены гравиметрические работы им ожидались избыточные притяжения обусловленные огромными массами горных сооружений. Однако полученные результаты были неожиданными, значения силы тяжести были намного меньше ожидаемых. Следовательно подошва земной коры уравновешены на глубине. Для объяснения этого явления были выявлены 2 гипотезы: Эри и Пратт.
Модели изостазии. Обе гипотезы о том что земная кора находится в равновесии с подстилающим подкорковым слоем большей плотности. По Эри блоки слагающие горы имеют разную высоту и одинаковую плотность. Чем выше горы тем они глубже погружаются вниз.
По модели Пратта блоки коры имеют разную плотность. Блокам с меньшей мощностью соответствует большая плотность и наоборот. Подошва земной коры горизонтальна.
Изостазия- стремление земной коры к равновесному состоянию за счёт мантии.
В природе имеют место обе модели, при этом больше 80% земной коры находится в состоянии изостатического равновесия. Отклонение в пределах островных дуг и глубоководных желобов. Гипотетически в 1916 году астеносферу обосновал Баррел. Подтвердилось существование литосферы в 60 годы прошлого века. Астеносфера фиксируется понижением или отсутствием повышения скоростей сейсмических волн(по сейсморазведке). Она менее вязкая оболочка сем литосфера. Пластичность астеносферы объясняется тем что её вещество находится в частично расплавленном состоянии. Вокруг твёрдых зёрен появляются плёнки расплава которые увеличивают пластичность астеносферы. Содержание расплава составляет 1%. Образуются магматические очаги если нарушится равновесие. Астеносфера- магмогенерирующий слой земли. Основной источник магматизма. Существование астеносферы на определённой глубине связано с тем что эффект возрастания температуры значительно больше чем эффект возрастания давления. Положение границы литосферы и астеносферы зависит от величины теплового потока и геотермического градиента. Граница астеносферы определяется изотермой 1200 – 1300 градусов цельсия. Астеносфера- главная роль в движении литосферы. Граница литосферы и астеносферы находится на разных глубинах в океанах(СОХ 15-20км; 90-100- абиссальные равнины()) и континентах(300-350 км.- максимальная щиты). Мощность на северных платформах больше чем на южных. Астеносфера постоянная оболочка. Есть места где эта граница незаметна. Чем выше теплота потока тем отчётливее граница между литосферой и астеносферой.
Рифтогенез.
Процесс горизонтального растяжения земной коры который приводит к возникновению в ней протяжённых впадин ограниченных глубокими продольными разломами. Грегори назвал такие структуры рифтами. Рифт:
Грабенообразная структура растяжения в масштабах литосферы. Цепочки из нескольких рифтов- рифтовые зоны. Рифтогенез бывает континентальным(рифтинг) и океаническим(спрединг). Рифтогенез один из важнейших тектонических процессов который оказывает огромное влияние на другие процессы: формирование рельефа, осадконакопление, образование месторождений полезных ископаемых, развитие жизни на земле.
Рифтинг. Значение рифтинга очень велико. В одних случаях он является предпосылкой раскола литосферных плит, спрединга, формирования океана; а в других случаях приводит к формированию осадочного бассейна.
Современные рифтовые структуры континентов.
Все современные рифтовые структуры образовались не ранее 40 – 50 млн. лет назад. Большинство 5 – 10 млн. лет назад. Все современные рифтовые зоны известные на всех континентах кроме 1- Австралии. Они возникли в 2 различных тектонических обстановках: 1. На древних и реже молодых платформах: Африкано-Аравийская, Рейнская, Байкальская, Восточно-Китайская, Северо-Канадская, рифтовые системы Антарктиды; 2. В пределах мезозойско-кайнозойских подвижных поясов: Малазийско-Тихоокеанский.
Кордильерская, Андская, Восточно-Азиатская. Данные рифтовые системы можно назвать эпиплатфоменные и эпиорогенные. У низ наблюдаются различия. Для рифтовых зон континентов характерно: расчленённый рельеф, сейсмичность, магматизм, крупные разломы(сбросовые нарушения). Главный пояс современного рифтинга протянулся через всю восточную африку и называется Восточно-Африканской рифтовой системой(озёра:Танганьика, Ньяса(Малави); вулканы: Килиманджаро, Олдоньо-Легаи).
Рельеф, структура и осадочная формация.
Главное положение занимает долина, ширина 40-50 километров, она ограничена сбросами образующими ступенчатые системы. Тектонические блоки приподняты до 3-3,5 километров. Очень часто рифрты осложнены продольными или диагональными горстами. В верхней части сбросы наклонены под углами 50-60 градусов, затем на глубине они выполаживаются- ЛИСТРИЧЕСКИЕ склоны. Развивается динамо-термальный метаморфизм.
Структура рифтовых зон.
1, 2, 3- нормальные симметричные грабены. Ранее считалось что эти структуры наиболее распространёнными. В действительности они имеют подчинённое значение. Распространены асимметричные и ступенчатые грабены или полуграбены, а так же их системы.
По данным геофизики нижней границей системы гор служат пологие или субгоризонтальные поверхности тектонических срывов- детачмент(разделение). На большей части площади рифтовых зон детачменты отделяют верхнюю хрупкую кору от нижней пластичной. Длина рифтов первые сотни км. Длина рифтовых зон до 1000км. Рифтовые системы несколько 1000 км. Ширина от 10 до 80 километров(обычно 30-50км). Рифтовых зон 100-150км.
Амплитуда горизонтального растяжения колеблется от 5 до 40 км.
Осадочные формации рифтов относятся к молассовому типу. Для осадочных формаций характерно сочетание с магматическими. Мощность 5- 7 км(3-4км.). происхождение: озёрные, пролювиальные, флювиогляциального и ледникового происхождения. Тип формаций зависит от климата.
Магматизм.
Магматизм- особенность рифтинга. Кислая(кора) и основная(магма) магма. Кислые имеют коровое происхождение, основные мантийное. Все магматические породы имеют щелочной фон(т.к. образуются в континентальных условиях). Это щелочные оливиновые базальты, трахиты, фонолиты, риолиты, в том числе карбонатиты.
Геофизические характеристики.
По геофизическим данным мощность коры под рифтами уменьшена. Под Байкальскими рифтами 30-35, под Рейнским 20-25, а в пределах Восточноафриканской менее 20. Под рифтами находится мантийный выступ, плотность пород в пределах которого уменьшена по сравнению с мантией, этот выступ рассматривается как астеносферная линза. Сейсмичность в пределах континентальных рифтов приурочена к 15-40 километров. Тепловой поток резко повышен. Гравитационное поле над рифтовой зоной располагается отрицательная аномалия Буге. Поскольку осадки не консолидированы, у них резко понижена плотность, а во вторых ввиду разуплотнения мантийных пород.
Механизмы рифтинга.
Структура рифтовых зон определяется несколькими факторами: реологические свойства литосферы, скорость, величина и длительность растяжения, характер поля напряжения, температурный режим коры. Процесс горизонтального растяжения по разному проявляется в разных частях континентальной коры. В нижней гранулитбазитовой коре более нагретой и пластичной этот процесс приводит к пластическому растяжению и общему утоньшению. В более хрупкой и холодной гранитогнейсовой коре развиваются системы трещин и разрывов, кора распадается на ряд блоков, её мощность уменьшается, и образуются линейно-вытянутые впадины. В основе всех данных моделей рифтинга лежит компенсация растяжения коры и её механической деформацией и уменьшение мощностей. Магматизм в данных моделях играет второстепенную роль, однако когда на глубине образуются очаги базальтовой магмы инициируется принципиально другой механизм рифтинга. Базальтовая магма быстро проникает в верхней части за счёт расклинивающего эффекта, которое она оказывает на породы (дайки). Механизм раздвижения рассматривается на примере даек, которые могут рассматриваться как застывшие магматические клинья. При этом дайки не оказывают нарушений, это мягкое внедрение. Этот механизм получил название гидравлического расклинивания. Дальнейший разрыв будет происходить когда давление магмы будет превосходить давление пород на 1,2 - Fm/Fn> 1,2.
Для континентальных рифтов механизм вступает в действие на завершающем этапе развития. Поскольку мощность континентальной коры резко падает – снижается нагрузка на астеносферный выступ – нарушается термодинамическое равновесие – понижается давление, повышается температура- образуются очаги. В пределах черноморского рифта процесс начался 50 млн. лет назад, а 5 млн. лет назад этот механизм способствовал отколу аравийской плиты от африканской. Далеко не все континентальные рифты переходят в океанические, большинство заканчивают развитие на ранних этапах и сохраняются как авлакогены(ослабленные зоны в земной коре).
Спрединг.
Главный процесс на дивергентных границах. Раздвиг литосферных плит. Пустота раздвига заполняется магматическим расплавом. В зонах спрединга образуется океаническая кора. Спредингу предшествует рифтинг. Современный пример перехода рифтинга в спрединг- Восточная Африка. Растяжение до 5 мм в год. Первым спрединг вёл геофизик Гидс(расширяться). Изучение океанического рифтогенеза стало возможным благодаря бурению и подводной съёмки. СОХ находится на поверхности в Исландии на протяжении 350 километров. Вулкан трещинного типа- излияние базальтовой магмы.. Основная сейсмическая и вулканическая активность острова приурочена к центральной части. Существует закономерность в размещении базальтов. Их возраст увеличивается от центральных частей к периферическим. Наклон базальтов увеличивается с глубиной. От центральных частей мощность базальтов уменьшается до выклинивания. Сам процесс извержения следующий: каждое трещинное излияние оставляло горизонтально залегающий базальтовый покров, но максимальная мощность до 10 метров. Его подводный канал, вертикальную дайку долеритов(1-3 метра). Каждое извержение оставляло 1 дайку и 1 покров. По мере напластования базальтов происходило их гравитационное проседание. Когда внедрение дайки происходил раздвиг на величину их суммарной мощности. Данные по Исландии, несмотря на их преимущества нельзя переносить на все спрединговые хребты, в виду того что здесь мощность коры достигает 40 км. Исландия расположена над мощным суперплюмом.
Спрединг в подводных СОХах.
Сведения были получены с помощью подводных аппаратов. Начало исследованиям положила в 1974-75гг группа Феймос. Азаровы острова: СОХ построен симметрично. 2 экспедиция закартировала полученный материал. СОХ разделяется на ряд сегментов. Было выяснено, что огромное влияние на морфологию и структуру СОХ оказывают скорости спрединга.
В низкоскоростных зонах(Срединно-Атлантический хребет) в каждом сегменте магматический спрединг чередовался с фазами деформационного рифтинга при котором происходили утоньшения коры на растяжении. В эти фазы образовались рифтовые долины, которые наблюдаются в пределах всех низкоскоростных СОХов.
В высокоскоростных зонах спрединга(Восточно-Тихоокеанский) рифтовые долины отсутствуют и здесь преобладает магматический спрединг.
В зонах СОХов приурочены выходы гидротерм. С этими месторождениями связано медно-колчедановые руды, Fe-Mn конкреции.
Для континентальных рифтов механизм вступает в действие на завершающем этапе развития. Поскольку мощность континентальной коры резко падает – снижается нагрузка на астеносферный выступ – нарушается термодинамическое равновесие – понижается давление, повышается температура- образуются очаги. В пределах черноморского рифта процесс начался 50 млн. лет назад, а 5 млн. лет назад этот механизм способствовал отколу аравийской плиты от африканской. Далеко не все континентальные рифты переходят в океанические, большинство заканчивают развитие на ранних этапах и сохраняются как авлакогены(ослабленные зоны в земной коре).
Формирование окружающей коры в зонах спрединга.
Поскольку новообразованная кора отодвигается от центральной части СОХов она теряет источники тепла и охлаждается, т.е. под вторым слоем формирует комплекс габбро, затем начинает перемещение и второй и третий слои одновременно. В периферических частях СОХа начинает формироваться осадочный слой. В основании коры кристаллизуется астеносферный остаток, образуются перидотиты(у/о), которые наращивают океаническую литосферу снизу. Причем их мощность в наиболее древних частях океана 60-80 км. По мере возрастания доли перидотитов увеличивается плотность- погружение(изостатический фактор).
Линейные магнитные аномалии.
Особенности:
В процессе формирования кора приобретает намагниченность. По мере движения от соха в океанической коре записываются вариации геомагнитного поля. Расстояния между аномалиями изменяются в зависимости от скорости спрединга. По расстояниям между аномалиями можно определить скорость спрединга, нужно знать ширину. Скорости спрединга изменяются от менее 1 сантиметра в год до 16 сантиметров в год, максимум в восточно-тихоокеанском поднятии.
Трансформные разломы.
Это особый тип разрывов со сдвиговым смещением. Эти разломы трансформируют (переносят) горизонтальные движения литосферы от одной грани к другой. Снимают горизонтальные напряжения между смежными отрезками рифтовой зоны. Причем горизонтальное напряжение является неравномерным спрединга, который заключается в разных скоростях по обе стороны.
Иногда вместо трансформного скола происходит продвижение оси спрединга, это случается когда скорости спрединга высокие, кулисообразное размещение, малое расстояние между ними. Происходит соединение осей спрединга.
Магматические породы зоны спрединга.
Ежегодно в зонах спрединга образуется около 3 – 3,5 километров океанической коры. Компенсируется зонами субдукции (иначе все бы было океанической корой). Образуются базальты, габбро, перидотиты+ различные дифференциаты этих магм.
Низко и высокоскоростные зоны спрединга.
Скорость спрединга предопределяется морфологией спрединга, текстутрно-структурными особенностями магматических пород и химическим составом.
К низкоскоростным относят зоны спрединга со скоростью менее 5 сантиметров в год. К высокоскоростным более 5 сантиметров в год.
Тектонотипом низкоскоростных зон спрединга является Срединно-Атлантический хребет. В его центральной части повсеместно развита рифтовая долина со всеми её особенностями.
Тектонотипом высокоскоростных – Востончно-Тихоокеанское поднятие, вместо рифтовой долины образуется обширные вздутие литосферы.
В низкоскоростных зонах магматические породы выходящие на поверхность при понижении температуры кристаллизации и большой вязкости далеко не растекаются и остаются на месте выхода. С повышением скорости увеличивается температура и понижается вязкость и соответственно магма, выходит на поверхность может растекаться на значительные расстояния образуя покровные базальты.
В высокоскоростных зонах идет постоянное магмовыделение(магматические очаги существуют постоянно).
В низкоскоростных зонах нет постоянных магматических очагов.
Скорость спрединга контролируют эвстатические колебания() уровня мирового океана. Таким образом чем выше температура спрединга хребта тем больше объём воды выносится к континентальным окраинам.
Субдукуция.
Термин субдукция с латинского значит sub- под ductio- ведение. В отличии от процесса спрединга субдукционные зоны недоступны непосредственному наблюдению. Для исследования, в основном применяют геофизические методы и иногда применяют глубоководные аппараты. Линией контакта двух взаимодействующих литосферных плит являются глубоководный желоб.
Тектоническое положение и основные виды субдукции.
Все современные зоны субдукции так или иначе связаны с тихим океаном. Их размещение закономерно.
Выделяют 2 главных тектонических типа зон субдукции:
Среди окраино-материкового типа выделяют 3 подтипа: Андский, Зондский,Японский.
Среди океанического выделяют марианский подтип.
Андский тип.
Самая протяжённая зона субдукции более 8 тыс. км. Здесь субдуцирует молодая литосфера. Соответственно субдукция пологая. На континентальном крыле происходит интенсивное газообразование. Мощность континентальной коры достигает 75 км. В тыловой части континента проявляется всбросо-надвиговые деформации обуславливаемые горизонтальными напряжениями со стороны океана.
Зондский тип.
Напоминает Андский, но в отличии от него здесь океаническая литосфера более древняя – субдукции крутая. Мощность коры меньше. Структура находится под водой. Присутствует взбросово- надвиговые деформации.
Японский тип.
Представляет собой островные дуги(субдукция по островной дуге). Дуни относятся к континентальному типу. Развивается глубокий задуговой бассейн.
Марианский тип.
Взаимодействуют 2 океанические литосферные плиты. Субдукция на поверхности пологая, а затем наклон резко увеличивается вплоть до вертикали. Относятся сюда же Кермадек-Тонга, Мариан, Идзу-Бонинская.
Условные обозначения к рисунку зоны субдукции.1- краевой прогиб, 2- глубоководный желоб, 3- для окраинно-континентального типа- Береговой хребет, для Японская и Марианская невулканическая дуга, 4- для Анд и зонд- фронт осадочного бассейна, для сн и мар- междуговые бассейны, 5- для анд и зонд главные вулканические хребты, для сн и мар- вулканическая островная дуга, 5а- для анд всбросо-надвиговая деформация, 6- для анд и зонд –тыловой бассейн, или краевой прогиб; для яп и маар задуговой бассейн.
Геофизические поля над зонами субдукции.
Геофизические материалы в комплексе позволяют приобрести непосредственно информацию о строении зон субдукции. Преобладают сейсмические материалы.
Сейсмопрофилирование- позволяет получить структурный профиль субдукции до глубины несколько десятков километров.
Сейсмическая томография- позволяет проследить погружение литосферной плиты до границы с ядром.
Очень важную информацию дают сейсмические методы. С их помощью изучаются очаги землетрясений, которые возникают в верхней части зоны субдукции(глубина несколько сотен км). Эти очаги образуют наклонные сейсмофокальные зоны вдоль субдуцирцющей плиты(зона беньофа).
Гравиметрические методы – к глубоководным желобам сильно приурочены отрицательные аномалии Буге от 100 – 300 мГал. Над висячим крылом зон субдукции приурочены интенсивные положительные аномалии Буге до 300 милиГал. Аномалии + 40 + 60 мГал приурочены к краевому валу.
Данные магнитометрии – если относительно спредингового хребта аномалия расположена параллельно, то относительно конвергентной границы аномалия секущая. Перед началом субдукции наблюдается менее интенсивная аномалия магнитного поля. Это объясняется размагничиванием породы следствии деформации сжатия.
Геотермальные исследования- есть зональность. По мере погружения литосферной плиты отмечается повышенная теплота потока. С того момента как плита достигает астеносферы образуется магматический очаг – высокая теплота потока.
Наклон сейсмофокальной зоны, который прослеживается вдоль субдуцирцющей литосферы. Зона Водати- Заварицкого- Беньофа.
Глубинность зон Беньофа. Погружение литосферной плиты до определенной глубины порождает упругие колебания, а затем продолжается как сейсмический процесс. Глубинность зоны находится в прямой зависимости от возраста субдуцирующей литосферы. Литосфера с большим возрастом обладает большой мощностью и плотностью. Субдуцирующая литосфера(120- 150 млн лет) порождает очаги колебаний до глубины 600-650 км. К примеру марианский тип. Нарушают эту зависимость скорости субдукции. При высоких скоростях(9-10 см/г и более) субдуцирующая литосфера даже относительно молодая(40-80 млн лет) сохраняет упругие свойства до глубины 600 км.(Камчатка). И наоборот, при низких скоростях (2-3см/год) достаточно зрелая литосфера становится асейсмичной(т.е. теряет упругие свойства) на глубине 300 км(Малые Антилы). Глубинность зоны Беньофа очень изменяется от одной зоны к другой и по простиранию одной и той же зоны. Вертикальное распределение сейсмических очагов в зоне Беньофа варьирует. Их максимальное количество в верхней части зоны(за счёт непосредственного контакта 2 литосферных плит), затем их количество резко убывает по экспоненте до глубины 250 – 300 километров. Затем снова увеличивается, но не так сильно.
Наклон зоны Беньофа изменяется с глубиной и она приобретает свой профиль. Вероятнее причина неравномерного нарастания наклона сейсмофокальной зоны считается уплотнение субдуцирующей литосферы из за фазовых переходов. На глубине 40-60 километров габбро переходят в эклогиты, в соответствии с этим плотность увеличивается на 20%. На глубине 250-300 километров наблюдается переход оливина в шпинель(кубическая сингония). На этих глубинах происходит наиболее существенный наклон зоны Беньофа. На подходе к нижней мантии профиль зон Беньофа выполаживается.
Геологические процессы зон субдукции.
Субдукционные процессы создают тектонический рельеф, который предопределяет закономерные размещения осадочных бассейнов со своими формами миграции. Латеральное размещение осадочного бассейна и их формации зависят от тектонического типа зон субдукции.
В тектонической обстановке Андского типа следует глубоководные желоб, фронт и тыловой бассейны. Для жёлоба характерны флишевые формации, а так же турбидиты(осадки которые скатываются с шельфовых зон к континентальному склону). Во фронт и тыловой бассейн накапливаются континентальные и мелкомоернные отложения молассового типа. Во фронт бассейна со стороны берегового хребта формируются осадочные формации, а со стороны главного хребта как осадочные так и вулканические. Тыловой бассейн является передовым и сложен молассами.
В островодужной обстановке осадочные формации глубоководного желоба содержат меньше терригенного материала. Вместо фронтального бассейна здесь формируется междуговой бассейн или преддуговые, где накапливается мощные морские формации в которых преобладают флишевые формации. Вместо тылового шва формируется задуговой бассейн(м/у вулканом и континентом) – флишевые формации большой мощности.
Седиментация в желобах зависит от физико-географической обстановки. На отрезке Перуано-Чилийского желоба(пустыня Атакама) практически лишён осадков. Пуэрториканский желоб, Центрально-Американская зона субдукции – осадок не только заполняет сам желоб, но и выходит в пределах абиссальной равнины. Беем больше желоб заполнен осадком, тем сложнее изучать зону субдукции даже с помощью геофизических методов.
Тектонические деформации в зонах субдукции.
Взаимодействие литосферных плит в зонах субдукции естественно сопровождается деформациями, которые наиболее проявлены вблизи конвергентных границ. Поэтому количество очагов землетрясений в верхней части зоны Беньофа максимально.
На субдуцирующей океанической литосфере формируются ступенчатые сбросы и грабены, образовавшиеся вследствие растяжения верхней части литосферы.
В осевой части глубоководного желоба осадки практически ненарушенное состояние. Причина заключается в том, что эти осадки пластичные и не способны передавать по латерали сжимающие напряжения со стороны висячего крыла. Непосредственно в основании висячего крыла осадки желоба сминаются в опрокинутые складки и появляются разрывы. Формирование изоклинально-чешуйчатая структура и тектонические меланжи(набор разнородных пород накапливающийся в основном в надвигах).
В висячем крыле тектонические деформации также достаточно интенсивны. Формируют различные взбросово-надвиговые деформации, сдвиги и более того проявляются процессы растяжения.
Магматизм и метаморфизм.
Магматизм. Это процесс наиболее ярко проявляется в зоне субдукции. В отличие от магматического процесса зоны спрединга, субдукция наиболее разнообразна и зависит от сочетания гораздо большего числа факторов.
В зонах Беньофа вулканы размещены на глубине от 80 до 350 км(их максимум на глубине 100-200 километров). Вследствие разогрева мантийных пород их упругие свойства резко понижаются – соответствует источнику упругих колебаний. Источник получил название асейсмичных пробелов. В свою очередь эти пробелы маркируют магмогенерирующие отрезки. Со временем эти отрезки могут варьироваться по простиранию вверх и вниз. Плавление вещества мантии происходит когда субдуцирующия литосфера достигает астеносферы. В формировании магм принимает участие вещество океанической литосферы; мантийные и коровые породы литосферы висячего крыла осадочной породы 1 слоя океанической коры, т.е. чехол; окружающая вода. Количество ок. вода понижает температуру кристаллизации породы и увеличивает процесс кристаллизации. Соответственно в таких условиях кристаллизуются не только базальты, но и андезиты. Существует латеральная геохимическая зональность по наклону зоны субдукции. Установлено, что по падению зоны Беньофа увеличивается содержание Sr, Rb, Ba и других литофильными элементами. Также увеличивается отношение K>Na, лёгких редких земель > тяжёлых. И в этом же направлении уменьшается соотношение железа к магнию.
С увеличением скорости конвергенции увеличивается количество базальтов. И уменьшается количество андезитов и щелочей(не строгая зависимость). В процессе эволюции зоны Беньофа зоны субдукции становится больше андезитов и меньше базальтов и увеличение щелочности. Несмотря на то, что магматизм является одним из особенных процессов зоны субдукции, почти 1/3 субдуцирующих границ лишены магматизма(Южная ветвь Андского типа).
Метаморфизм. Японцы выделили 2 пояса метаморфима.
Зона низких и умеренных давлений и высокой температуры. Породы представлены гнейсами и амфиболами. Находятся вблизи вулкана.
Выражается сочетанием следующих факторов: кинематического; динамического; геологического; физико-географического.
Выделяют 3 режима субдукции.
Режим субдукционной аккреции. Аккреция – наращивание. Край висячего крыла служит жестки упором, который задерживает и снимает осадки с субдуцирующей литосферы. Слои сминаются в складки ; появляются пологие разрывы, наклон в сторону субдукции. Т.о. аккреционная призма имеет сложную изоклинальную структуру и эта сруктура постепенно увеличивается в размере. При этом наиболее древние отложения оказываются в верхних частях призмы. В ходе своей эволюции аккреционная призма превращается в береговой хребет или невулканическую островную дугу. В структуре аккреционной призмы принимают участие осадки океанической коры и отложения глубоководных желоба(турбидиты). Широкий состав: несколько десятков километров, за исключением комплекса Мекран(здесь сотни км).
Режим тектонической эрозии. В процессе взаимодействия 2 литосферных плит происходит механическое воздействие субдуцирующей литосферы на висячее крыло. В отличие от режима тектонической аккреции свидетельств остаётся очень мало. Выделяют 2 механизма: базальный(в основании); фронтальный(сбоку).
Базальный: происходит воздействие на висячий блок снизу и в процессе эрозии уменьшается его мощность и блок опускается. Наиболее эффективно данный процесс протекает при условиях высокого сцепрления литосферных плит, скорость движения плит и от механических свойств взаимодействия плит. Благоприятна также расчленённый рельеф(горст- грабен) субдуцирующей литосферы. Если в пределах субдуцирующей литосферы будут большие мощности осадков, то возрастет поровое давление на контакте плит(коэффициент трения понизится) и будет происходить скольжение, что препятствует эрозии.
Фронтальный: давление сбоку. Для осуществления процесса эрозии рельеф субдуцирующей литосферы должен выть расчленённым, тогда продукты разрушения накапливаются в грабенах и погружаются в литосферной плитой в мантию.
В любом случае ни один из механизмов не представлен в чистом виде. Эффективность фронтального механизма зависит от механических свойств взаимодействующих блоков.
Нейтральный режим. Имеет подчиненное значение. Не сопровождается ни аккрецией ни эрозией. Пример: Гватемальский сегмент Центрально-Американской зоны субдукции: нет ни аккреции ни эрозии. Причём данный процесс является высоким значением порового давления на контакте плит. Предположено, что данный режим является переходным от аккреции к эрозии.
Обдукция.
Является чрезвычайно редким и кратковременным процессом и в настоящее время нигде е наблюдается. В процессе субдукции возникают условия, когда субдуцирующие литосферные плиты занимают высокое гипсометрическое положение по отношению к висячему крылу. Возникают условия для надвигания части литосферы на континентальные окраины.
Доказательством обдукции являются реликты древней океанической коры на континенте(особенно в горно-складчатых областях). Присутствует вся океаническая кора и несколько км пород верхней мантии. Для осуществления процесса обдукции океанической литосферы может обладать относительно низкой плотностью.
Процессы субдукции и обдукции всегда протекали одновременно, а обдукция возможна только при особых условиях(высокое гипсометрическое положение). В процессе обдукции происходит отслаивание верхней части литосферы, которая затем надвигается на континент.
Если сравнивать процессы субдукции и обдукции, то роль обдукции на конвергентных границах очень низкая. Т.е. если сравнивать объем вещества который происходит при субдукции и обдукции , от отношение 100000:1.
Коллизия.
Альпийско-Гималайский пояс. При коллизии происходит столкновение 2 мощных блоков а не происходит существование погруженной в мантию при их взаимодействии. Вместо существующего подвига образуется процесс сжатия, который порождает сложные структуры и горообразование. Блоки испытывающие горизонтальное смещение и дисгармоничной деформацией(многопорядковая складчатость). Т.о. происходит коллизия. Главный коллизионный пояс Среднеземноморско-Гималайский пояс. Существует 3 вида: столкновение 2 континентов; континент и островная дуга; 2 островные дуги(редко). Коллизии в абсолютном большинстве случаев предшествует субдукция. В процессе закрытия океана происходит, ранее ограниченным бассейном. Наиболее крупная коллизия произошла 50 млн лет назад, когда Индостан столкнулся с Евразией. В процессе этого образовались Гималаи. Коллизия предшествует рифтовым разломам. Современные примеры перехода субдукции в коллизию наблюдаются около острова Тимор(столкновение Австралийской с Евразийской плтой). При горообразовании формируются мощные молассовые толщи в межгорных прогибах и передовых прогибах.
Внутриплитные тектонические процессы.
Общие сведения. В пределах внутри плит преобладают вертикальные движения, которые наблюдаются повсеместно. Скорость как правило несколько мм в год. Горизонтальные движения связаны рифтовыми зонами континента. Было установлено, что внутри части плит испытывающих повсеместное напряжения- сжатия. Источник сжатия- коллизия и спрединг. На 1 взгляд внутренние части плит являются ассейсмичными. Но сейсмичные толчки происходят повсеместно, просто малой магнитуды. Но есть и 5-6 магнитудные(это 7 по Рихтеру). Высокие магнитуды приурочены к рифтовым зонам. Пример: Байкал до 10 баллов. Землетрясения приурочены к подвижкам вдоль разломов.
Внутренние части плит свойственен вулканизм. На континентах связанных с рифтовыми зонами(в Австралии действующих вулканов нет). Ещё более проявляются в океанах: Канарские острова, Гавайские острова, Галапагос, Таити. Источником внутриплитного вулканизма являются плюмы(горячие струи), которые поднимаются из глубин земли(главный источник граница мантии и коры).
Внутриплитные дислокации.
Трещиноватость свойственна абсолютно всем породам, независимо от состава, возраста и генезиса. В чистом виде, т.е. естественном(ненарушенное никакими процессами) наблюдается в осадочных частях платформ. Изучение с помощью измерения геологического комплекса и графики изображенной в виде блок и роз-диаграмм.
Линеаменты. Этот термин образовался в 1911 г. Сначала понимался как вытянутые в одном направлении элементы рельефа и структуры. в настоящее время понимаем зоны концентрации трещин, разрывов, даек магматических пород. Протяженность линеаментов может достигать многие сотни, тысячи километров, а распространение десятки километров.
Глубинные разломы. Автор учения академик Пейва в 1945г. Не все разломы относятся к категории глубинных. Глубинные разломы характеризуются следующими особенностями:
Типичная глубина разлома- сутура(шов)- это граница по которой происходит столкновение 2 блоков. К разряду глубинных разломов можно отнести континентальные рифтовые системы: они протяжённые, длительное существование, большая глубина заложения. Главное различие играет ключевую роль в размещении МПИ:
Первые глубинные разломы появились в AR2, PR1.
Кольцевые структуры. В последнее время интерес к ним возрос в связи с развитием космической геологии. Выделяют несколько генетических типов.
Метеоритные кратеры и астроблемы.
Астроблема- сильно изменённый метеоритный кратер. Возникают в результате падения относительно больших тел. При ударе образуется мощная взрывная волна. температура на момент падения достигает 2000 градусов, давление до 100 МПа. Большинство метеоритных структур расположены на территории Канады и Советского Союза. Размеры различных кратеров различны. Известно около 20 структур с диаметром около 20 километров. Попигайская астроблема, расположена на севере Анабарского щита. Метеоритный кратер представляет собой округлую структуру окружённую валом. Кратеры заполнены ударной брекчией. брекчии делятся на аутигенные- чужие, аллогенные брекчии. Аллогенная выносится на верх. Продукты метеоритных кратеров следущие: аллоигенная и аутигенная брекчия, импактиты. Конусы разрушения- структура метеоритных кратеров- обломки горных пород в виде острых конусов(от 1 до 10 метров). Достоверным доказательством импактного происхождения являются реликты вещества, обогащённость металлами платиновой группы, никелем, присутствие высокобарических минералов; конусы разрушения.
Океанические структуры: СОХи и абиссальные равнины.
Кратон 1921г – древний возраст пород и большая мощность на континентах, для океанов не может быть применён.
Трансформные разломы, внутриплитные возвышенности и хребты, микроконтиненты.
Внутренние области океанов.
СОХ представляет собой единую мировую систему общей протяжённостью > 60 тыс км. СОХи возвышаются над ложем океана на 1-3 кмлометра, ширина от 100 километров до 4000 километров(Восточно-Тихоокеанский). СОХ отвечает молодым океанам. В древних же океанах СОХи смещены к континентам, когда они столкнутся, начнётся коллизия. Выделяется 3 зоны: осевая, гребневая и фланговая.
Осевая зона представлена рифтовой долиной в низкоскоростных зонах. К центральной части рифтовых долин приурочены выходы гидротерм 350- 400 градусов. В зависимости от вещества, которое выходит из этих гидротерм- белые и чёрные курильщики. Сульфаты в белых курильщиках. Из чёрных- сульфиды. Гидротермы содержат растворённые газы, водород, диоксид углерода, метан. Эти гидротермы отлагают окислы, сульфиды и сульфаты ряда металлов – Zn, Cu- мощность несколько 10 метров.
Современная вулканическая деятельность СОХов отмечена к югу от Исландии. Осадочный слой отсутствует. Есть обломки магматических пород.
Гребневые зоны. Располагаются симметрично относительно СОХа и сменяют осевую зону. Чередование горстов и грабенов. Ширина первые сотни километров. В гребневых зонах появляется осадочный чехол, но развит только в грабенах. Мощность первые десятки метров. Максимальный возраст осадков - 10 млн лет.
Фланговые зоны- самые широкие зоны СОХов. Ширина многие сотни км, а на Восточно-Тихоокеанском поднятии первые тысячи. Развит повсеместно, мощность возрастает в сторону абиссальных равнин. Диапазон осадков имеет возраст 40 млн. лет. Фланговые зоны переходят в абиссальные равнины. Сейсмическая активность приурочена к осевым зонам СОХов. Активность на порядок меньше.
Трансформные разломы. Вввёл Уилсон. Пересекает СОХи на разном расстоянии. Трансформные разломы на первый взгляд напоминают сдвиги. Только на участке между 2 соседними сохами. За пределами этого участка оба крыла движутся в 1 сторону. Морфологически выражены уступами. Высотой до 1 километра и более. Глубина ущелий достигает 1.5 километров в гребневой зоне соха, во фланговой зоне до 0,5 километра. Если рассматривать оба крыла разлома, приподнятым является более молодой. Вдоль разломов обнаруживается проявление вулканической деятельности, гидротермы и протрузии пород мантии.
Различают по масштабу. Самые крупные из них являются магистральными или трансокеническими. Они пересекают не только СОХ, но так же весь океан и даже заходят в пределах смежных континентов. Протяжённость составляет тыс. км, расстояние между разломами порядка тыс. км. Есть во всех океанах. Тихий – Мендосино. Алтай – Азаро-Гибралтарский. Индийский – разлом Оуэн. СЛО – Шпицбергенский. Ущелья вдоль крупных разломов могут достигать большой глубины. Они имеют название внутриплитных или трансформных желобов(Романш желоб).
Существует большое количество мелких разломов:
Абиссальные равнины.
Преобладающим по площади элементом океана и занимают место между сохами и континентальными подножьями. Глубина океана – 4-6 километров. Абиссальные равнины сложены океанической корой стандартного типа(мощность 5-7 км). В ряде случаев мощность океанической коры увеличивается у подножья континентов за счёт увеличенной мощности первого слоя. Абиссальные равнины обладают либо плоским рельефом(Атлантический, Индийский океаны) или холмистый(Тихий). В пределах абиссальных равнин развиты многочисленные возвышенности и хребты. Вулканическое происхождение. некоторые выше уровня океана(вулкан Мануа-Лоа 4170 метров над уровнем океана). Особую разновидность подводных хребтов образуют гиоты- плосковершинные возвышенности представляющие собой потухшие вулканы, их вертушки срезаны и они погрузились ниже уровня океана. Находятся на глубине 2 километра. Абиссальные равнины разделяются на отдельные котловины, разделённые возвышенностями и хребтами. В основании имеют округло-овальнуюая форму, а поперечник 1000 километров.
Внутриплитные возвышенности и хребты.
3 разновидности этих структур по морфологии:
Резкое увеличение мощности во внутриплитных поднятиях. Причёи она может достигать и превышать 30 км. Увеличенная мощность имеет все 3 слоя(по мощности преобладает базальтовый). Их образование связано с внутриплитными вулканическими процессами и лишь немногие из них имеют тектоническое происхождение- блоковое(хребет Наско). Состоят из плюмов.
Микроконтинент - часть континента отколовшийся от континента из-за рифтинга и спрединга. Сложены типичной континентальной корой, но уменьшенной мощности(до 20-25 км). В основании микроконтиненты находятся ниже уровня океана(2-3 км). Фундамент имеет разный возраст от AR до MZ(редко, в основном PZ). Мощность осадочного чехла в пределах микроконтинентов повышенная по сравнению с абиссальными равнинами. Исключение Мадагаскар. Пример: Новая Зеландия, Сейшельские острова, Хребет Ломоносова.
Возраст и происхождение океанов.
Наиболее достоверно можно сказать о СЛО, Индийском и Атлантическим. образовались в результате распада Пангея 2. По данным радиологического датирования возраст океанической коры в наиболее древних сегментах составляет в Атлантическом и Тихом 165 млн. лет, Индийский 155 млн. лет, СЛО 100 млн. лет. Сложнее обстоит дело с определением Тихого океана. По данным определения абсолютного возраста офиолитов Северной Америки и Австралии, Тихий океан(включая его предшественник Панталасса) возраст относится к RF2(поздний) 1350 млн лет назад. Офиолиты- реликты древней океанической коры. Учитывая современные даны радиологии можно заключить, что мы имеем дело с обновлённой корой тихого океана. Древняя кора ушла в мантию(субдуцировала), а часть обдуцировала на континентальных окраинах и осталась в виде офиолитов.
Древние океаны: Япетус- существовал до девона на месте Северной Атлантики. Урало-Охотский(Палеоазиатский). Тетис(Средиземное море). Бореальный.
Доказательствами существования океана: офиолитовые комплексы, глубоководные формации с повышенным содержанием Cu, U- формации пассивных окраин, анализ донадвиговых структур.
В вопрос происхождения океана в настоящее время главная роль играет теория спрединга.
Закономерности:
Естественно есть исключения.
Переходные области занимают 20 %. Шельф, склон и подножье. Трансформные окраины. В активных всегда присутствует зона Беньофа(зоны субдукции). Пассивная: шельф, континентальное подножье, склон. Трансформная окраина- особая разновидность пассивной. Названия даются по типу коры. Занимают 20% площади современных океанов и играют особую роль в эволюции земной коры. Это области наибольшего накопления осадочных и вулканических формаций. Здесь происходит наиболее интересные деформации. Здесь континентальная кора превращается в субконтинентальную и океаническую и наоборот. Это основное место накопления углеводородов. Выделяют 3 типа: пассивные(внутриплитные), активные: трансформные и субконтинентальные. Иногда трансформные окраины выделяются в отдельный тип.
Пассивные. Зюс- 1885г. Он обратил внимание на то, сто обе окраины Атлантического океана являются таковыми. Основные особенности: внутриплитное положение, низкая сейсмическая и вулканическая активность, отсутствие зон Беньофа.
Характерны для молодых океанов + Антарктическая окраина Тихого океана. Образуются в результате распада Пангеи 2(180-200 млн лет). В строении пассивных окраин выделяется 3 главных элемента: шельф, континентальный склон, континентальное подножье.
Шельф- подводное продолжение прибрежной равнины. Для него характерен очень пологий наклон в сторону океана. Шельф обладает изменчивой шириной обычно она измеряется сотнями километров. 1300 километров у берегов России. Бровка шельфа на глубине 100-200 метров. У арктического побережья 350 метров. Поверхность шельфа носит аккумулятивный характер, абразия присутствует.
Континентальный склон. В отличие от шельфа он очень узкий длина до 200 градусов. средний уклон 4 градуса. глубина океана увеличивается от 200 метров до 1500 метров- 3500 метров. Подводный склон осложнён каньонами по которым материал шельфа попадает к основанию континентальных подножий.
Континентальное подножье. Ширина от сотен до первых тысяч километров. наклон подножья находится между шельфом и склоном. континентальное подножье переходит в абиссальные равнины. В среднем на глубине 5 километров. Континентальное подножье – область лавинной седиментации(мощность осадков достигает 10 км). В условиях аридного климата и при полном отсутствии поступления терригенного материала бровка шельфа становится благоприятным местом для роста барьерных рифов. Шельфы сложен типичной океанической корой уменьшенной мощности до 25-30 километров. Она осложнена разрывными нарушениями и дайками магматических пород. Континентальные склоны и внутренние части подножий сложены субокеанической корой. Граница между субокеаническим и океаническим типом проводится по средней части континентального подножья.
Выделяют 3 стадии в развитии пассивных окраин:
Активные окраины. Имеют более сложное строение и развитие чем пассивные. Главный элемент зоны субдукции. Для активных окраин свойственна высокая сейсмическая активность, магматические процессы, различные деформации в том числе складчато-надвиговые. Подразделяются на 2 типа: приконтинентальный(Востчно-Тихоокеанский) островодужный(Западно-тихоокеанский).
Приконтинентальный(Андский) имеет достаточно простое строение. Внутрений склон Пируанско-Чилийского жёлоба является одновременно узким шельфом и континентальным склоном. Ширина 200 километров. Континент приподнят- образуется аккреционные комплексы. Андский.
Островодужный тип активных окраин наиболее сложен. Включает в себя следующие элемты: краевой вал, глубоководный жёлоб, островная дуга, задуговой бассейн, собственно континентальная окраина.
Краевой вал- антиклинальный изгиб литосферы, находящийся перед конвергентной границей. Он не уравновешен изостатически, образуется за счёт сжатия перед началом субдукции. Высота от 200 метров до 1 километра.
Глубоководный желоб контакт 2 литосферных плит. V образная форма, субдуцирующее крыло более пологое 5-10%, противоположное более крутое >10%. Максимальная глубина > 11 километров(Марианский, Филипинский). В плане дугообразная форма, протяженность больше 1000 километров, ширина от 50 до 100 километров.
Острвные дуги. Подразделяются на континентальные и океанические. Континентальные дуги образуются как правило на типичной континентальной коре обычно на коре микроконтинентов. Курило -Камчатская часть. В основном кислые и средние породы.
Океанические островные дуги образуются на коре океанического типа. Часто на месте трансформных разломов. Пример: Тонго-Кермадек, Марианская, Алеутская, Южные Антилы. Магматические породы имеют основной уклон.
Задуговые бассейны. Расположены между островной дугой и континентом. Кора океанического или субокеанического типа, глубина превышает 4 километра, мощность осадочного чехла несколько больше чем в абиссальных равнинах океанов. Со стороны вулканической дуги распространены как вулканические так и осадочные формации, со стороны континентов только осадочные. Образовались за счёт локального спрединга.
В истории известны переходы 1 типа окраины к другой. Переход активных окраин в пассивные.
Трансформные окраины. Нет в чистом виде. Трансформные окраины встречаются очень редко, представляют собой смесь элементов разного типа окраин. Подразделяют на 2 подтипа: трансформные дивергентные и трансформные конвергентные.
Трансформные дивергентные- западное побережье Африки(Гвинейский залив). Построена следующим образом: узкий шельф, узкий и очень крутой континентальный склон, в основании склона располагается тектоническая граница континентальной и океанической коры. Переходный тип отсутствует. Континентальное подножье развито очень слабо. Характерны сбросы и сдвиги, т.е. транстензия.
Трансформные конвергентны границы представлены на западном побережье северной Америки в районе Канады и юго-востока Аляски. Похожи по строению на западное побережье Африки. Конвергентный характер имеет Западное побережье Америки.
Складчатые пояса.
Начало формирования поздний рифей. Протяженность составляет более 7000 км , ширина обычно более 1000 км. В настоящее время сущестыует 5 крупных подвижных поясов. Тихоокеанский, североатлантический, средиземноморский, урало-охотский, арктический. Складчатые пояса возникли либо на периферии океанов древних либо в их пределах. Урало-Охотский пояс- Палеоазиатский, Северо-Атлантический- Япетус, Арктический пояс- Бореальный океан, Средиземноморскй пояс – Тетис.
Истрия включает в себя заложение океана со всеми их структурами, закрытие океанов в процессе субдукции и горообразование при коллизии. Все процессы протекали разновременно в разных частях одного и того же пояса. Выделяются эпохи от зарождения океанов до горообразования- эпохи орогенеза.
Байкальское око в конце протерозоя начало палеозоя.
Калидонская конец силура начало девона.
Герцинская поздний палеозой ранний мезозой.
Тихоокеанский конец юры начало мела.
Альпийская с олигоцена, позднего палеоцена.
В пределах сохов не древнее олигоцена. Эти эпохи орогенеза завершают циклы протяжённостью 150-200 млн лет циклы Бертрана. Эпохи орогенеза проявляются в отдельных частях пояся, в целов подвижный пояс развивался в более чем 1 цикл бертрана. Общая продолжительность пояся составляет 500-600 млн. лет. Полный цикл эволюции подвижного пояса от раскрытия до закрытия океана с горообразованием получил название цикла Уилсона.
Цикл Уилсона включает циклы Бертрана.
Циклы представляют одно и то же, т.е. эпохи от раскрытия океанов до закрытия океанов. Цикл Бертрана имеет место в определённое место пояса, цикл Уилсона в пределах всего пояса.
Складчатые пояса делятся на 2 типа: межконтинентальные и окраинно-континентальные. Межконтинентальные возникли на месте древних океанов в результате распада Пангеи 1. Относительно все кроме Тихоокеанского. После окончания активного развития складчатые пояса подвергаются денудации, горный рельеф постепенно исчезает, орогеный режим сменяется платформенным. Отдельные части пояса перекрываются осадочным чехлом и превращаются в молодые платформы. Древняя часть пояса испытывает вторичное горообразование в условиях континента- относятся Алтай, Приполярный Урал, Тянь-Шань.
Отличается большой сложностью. Любой складчатый пояс представляет собой набор: обломков континентов и образовании внутриокеанических обстановок и переходных областей. Складчатые пояса подразделяются на складчатые области. Их разделяют срединные массивы- обломки Пангеи 1. Микроконтиненты- второе название срединных массивов. Передовые прогибы: внешние зоны, внутренние зоны. Это участки граничащие с континентальными платформами. В отдельном случае краевые прогибы могут отступать. В этом случае складчатая область надвинута непосредственно на платформу. На Урале к примеру отсутствуют: Полюдов кряж, Башкирский кратау. Иногда передовые прогибы отсутствуют в местах поднятия фундамента платформы. Пример: Б.Кавказ(Терско- Каспийский, Азово-Кубанский). Передовые прогибы подразделяют на системы впадин, за счет поперечных поднятий фундамента платформы. передовой прогиб образует в пределах проксимальных(ближних) частей, в зоне внутреннего шельфа. Образование прогибов происходит одновременно с началом роста (поднятия) смежного орогена. Первоначально прогибы представляли собой относительно глубокий бассейн с глинистым или глинисто-кремнистым формациями(Предуральский прогиб в ранней перми). В зависимости от климата далее накапливаются эвапориты(соли + карбонаты) Верхнекамское месторождение или угленосные формации – р-н Воркуты(кунгурский век).
На заключительной стадии, с усилием роста смежного орогена, прогибы заполняются молассами – P3, Предуральский прогиб.
Поперечный профиль ассиметричный. Крыло примыкающее к платформе – пологое до 3 градусов – это внешнее и простое по строению. А внутреннее крыло – крутое и интенсивно деформированное 20-25 градусов.
Внешние зоны. Характерным является то, что они располагаются на той же континентальной коре, что и смежная платформа. Фундамент платформы обычно ступенчато по системе сбросов погружен под внешние зоны. Осадочная формация внешней зоны образуется в обстановке внешнего шельфа и континентального склона. Комплекс внешней зоны представлен собой моновиргентную(наклонённую в 1 сторону) чешуйчато-надвиговую структуру надвинутую на платформу. Граница внешней и внутренней зоны проводится условно по 1 от платформы офеолитовому шву(сутура). В случае Урала граница проводится по главному Уральскому разлому. Т.е. по сути океаническая структура надвинута на континент по главному Уральскому разлому. Прослеживается по основным и ультра основным составу пород. Ширина внешних зон составляет 1 десятки, сотни километров. Самая широкая внешняя зона находится в пределах Верхояно-Чукотской системы(900 км). Отложения внешних зон представлены шельфовыми карбонатами, песчано-глинистыми формациями, кремнисто- глинистыми, иногда встречается флиш континентального склона и в зависимости от климата может накапливаться эвапориты. Общая мощность осадочного комплекса внешних зон более 10 км. Внешние зоны орогена представляют палеоконтинентальную древнюю часть.
Внутренние зоны орогена представляют собой палеоокеаническую часть(т.е. структуры древнего океана). Строение закономерно сложнее, чем внешние, оно более разнородно и своеобразно. Одним из элементов является офиолитовые комплексы. Кроме этого присутствует различные структуры океанов: обломки хребтов, островных дуг, микроконтиненты, структура окраинных морей, осадоно-океанические формации. Также присутствует магматические формации. Мощность осадочно-магматических формаций очень большая. В целом складчатые области имеют дивергентную(цветковую) структуру. Т.е. с одной стороны платформа, с другой океан.
1986г Джон Уилсон предложил схему ставдийного развития океанического бассейна(цикл Уилсона).
Этот цикл включает в себя 6 стадий:
Современным примером является:
Из всего цикла необязательным является 3 стадия.
Орогенная стадия: раннеорогенная; позднеорогенная.
К началу этой стадии завершается спрединг, океаническая кора полностью уходит в зону субдукции – обстановка сжатия. Сначала процесс сжатия начался во внутренней части орогена – происходит коллизия.
Раннеорогенная стадия. Рост орогенов происходит за счёт тектонического вспучивания за счёт тангенсального сжатия, магматизма и метаморфизма. Горный рельеф низкий – в смежных прогибах обломочный материал мелкий. Т.е. существуют сначала морские обстановки, затем лагунные. Т.о. формируется нижняя моласса.
Позднеорогенная подстадия. Темп роста ускоряется к началу данной подстадии, мощность коры вдвое больше чем на смежной платформе. Рост за счёт изостазии. Резкое увеличение земной коры обусловлено лавинная седиментация , вулканическая деятельность, регионального метаморфизма, гранитизацией. Обстановки сжатия охватывают и периферические части орогена. В пределах прогиба накапливается маласса в континентальных условиях большой мощности. Внутренние части орогена испытывают растяжения. Формируются эпиорогенные рифты. Относятся некоторые современные моря- Тиренское, полурифтовая система, вероятно Чёрное море. Тафроген - особая разновидность эпиорогенных рифтов. Складчато-надвиговые пластины надвигаются друг на друга за счёт растяженя. Затем релакс- откат. Пример: Челябинский грабен, Восточный склон Аппалачей и другие. Сложены континентальными образованиями- угли, красноцветы и т.д.
Платформы.
Представляют собой ядра континентов.Площадь миллионы километров. Средняя мощность коры на платформ 35- 45 километров. Мощность литосферы 150-200 километров и более в целом обладают изометричной, полигональной формой. Большая часть площади платформ покрыта осадочным практически неметаморфизованным чехлом. Исключение составляют передовые прогибы и впадины платформы – 10 км и более. В местах отсутствия чехла, на поверхность выходит фундамент AR-PR возраста, сложенный метаморфизованными породами. Характерен равнинный или плоскогорный рельеф. Отдельные части платформы покрыты мелким морем(Азовское, Белое, Балтийское). Для платформ в целом характерны низкие скорости движения коры, слабая сейсмичность, практически полное отсутствие вулканической деятельности. Большой вклад в изучение внесли: Карпинский, Павлов, Архангельский.
Древние платформы = кратоны AR- PR. Наиболее типичными являются древние платформы. Занимают 40 % площади континента. Северо-Американская, Восточно-Европейская, Китайско-Корейская, Южно-Американская, Африканская, Антарктическая, Австралийская, Индостанская, Южно-Китайская. По объёму в фундаменте преобладают архейские платформы; подчинённые – нижнепротерозойские. Преобладают гнейсы, граниты, метаморфические сланцы.
Молодые платформы занимают 5 % от площади континентов и располагаются на периферии континентов (Патагонская, Восточно-Австралийская), либо между двумя древними платформами(Западно-Сибирская). Фундамент представляет собой бывший ороген, имеет возраст поздний протерозой- палеозой(мезозой). Практически не метаморфизован. Отличается фундаментом от чехла. Связан с большей степенью дислокаций – складки фундамента. В зависимости от возраста завершения складчатости фундамент молодых платформ делят на: эпикаледонский, эпигерцинский, эпикимерийский, эпибайкальский. Примет: Западная Сибирь и Восточно-Австралийская являются частично эпикаледонскими и частично эпигерцинскими.
В общем виде состоит из 3 этажей: фундамент; авлакогенный комплекс; плитный комплекс(осадочный чехол).
Авлакогенный комплекс присутствует на ограниченной территории, в зонах развития палеорифтов.
Плитный комплекс наиболее развит на древних северных платформах.
Фундамент: образовался = AR-PR1. По данным геофизики фундамент имеет блоковое строение. Блоки разделяются крупными разломами. В пределах Балтийского и Украинского – 5 блоков. Иногда такие блоки, если они вытянуты в каком-то направлении, называются поясами. Например: Становой щит. В архейских породах фундамент выделял 2 крупные структурных элемента: гранит-зеленокаменные области(ГЗО); гранулито-гнейсовые пояса(ГГП).
ГЗО слагают блоки, ширина достигает сотни км. В их пределах развиты линейные зоны ЗКП. Сложены слабометаморфизованными породами, основного состава. Протяжённость ЗКП составляет многие сотни км, при ширине десятки, 1 сони км. ЗКП установлены на всех древних платформах, в поперечном профиле имеют синклинорную структуру, часто осложненную. Надвигами и складками. Мощность осадочных вулканических пород выполнения ЗКП достигает 15 км. Выделяют 3 части в его строении:
Абсолютное большинство ЗКП образовались в архее(3,5-2,5 млрд лет). Развитие ЗКП заканчивается складчато-надвиговыми деформациями.
ГГП разделяют ЗО и окаймляют их. Проявляются в архее и развиваются в раннем протерозое, но сложены в основном архейскими породами. Характерно: высокая степень метаморфизма(до гранулитовой фации); сложная складчатость; надвиговые дислокации; ГГП полого надвинуты на ГЗО. Наиболее представительными ГГП являются: Становой, Лапландко-Беломорский. ГГП развиваются только в раннем протерозое. Это прототипы подвижных поясов. В раннем протерозое получили названии протогеосинклинали. Их длина составляет многие сотни, 1 тысячи км; ширина 1 сотни км. Пример: Курско-Криворожская протогеосинклинальная зона. По строению протогеосинклинали ни чуть не отличаются от современных складчатых поясов. Различие между синклиналями и протогеосинклиналями выражается в масштабе. Ранее океаны были много меньше по размерам- не большой размер имели и протогеосинклинали.
В свою очередь гранит-зеленокаменные области могли называться протоплатформами. Представляли собой часть суперконтинента Пангея 0. В пределах ГЗО выделяли слабометаморфизованный осадочный чехол и другие особенности свойственные современным платформам. Различия между современными платформами и протоплатформами заключается в размере и величине теплового потока. Структура протоплатформ осложнена рифтовыми прогибами, которые называются протоавлакогены. Они сложены либо осадочными, либо вулканическими формациями(Балтийский, Украинский щиты).
Структурные элементы осадочного чехла платформ. Строение авлакогенов.
Самые крупные: щиты и плиты. Щит- область, где фундамент платформы выходит на поверхность, т.е. не перекрыт осадочным чехлом. Занимает большие территории: Канадский, Балтийский. Идёт устойчивая тенденция к поднятию, на протяжении всей истории. Временами щиты покрывались очень мелким морем. Пример: балтийский щит покрывался морем в кембрии - силуре. Участки выхода фундамента, которые на значительной территории перекрыты осадочным чехлом называются массивами. Пример: Анабарский, Украинский. На платформе южного ряда фундамент на значительной территории обнажен.
Плита в её пределах выделяют 2 структуры первого порядка(относится осадочный чехол): антеклиза и синеклиза. Антеклизы – крупные пологие погребённые поднятия фундамента. Размер состовляет многие сотни км. Глубина залегания фундамента в их пределах не более 2-3 км. Мощность чехла 2-3 км в сводовых частях. Разрез осадочного чехла сложен мелководно-морскими и континентальными образованиями, есть часты перерывы в осадконакоплении. Структура поверхности фундамента и характер движения поверхности фундамента определяет структура осадочного чехла. Пример: Волго-Уральская антеклиза. Очень часто осложнена структурами более мелкого порядка: сводами- отдельными вершинами антеклиз. Пример: Пермский свод(фундамент на глубине 3 км) г. Очёр – 9 км, г. Чайковский – 11 км.
Синеклизы – крупные пологие впадины фундамента. Фундамент залегает в среднем на глубине 3-5 км. Осадочный чехол более глубоководный(т.е. больше карбонатных осадков), перерывы в осадконакопелени редки. Углы наклона синеклиз и антеклиз менее 1 градуса. Пример: Московская. На платформе южного ряда в ряде случаев осадочный чехол развит не повсеместно и представляет собой отдельно изолированные синеклизы. Существует 2 особых типа синеклиз: с резко увеличенной мощностью осадочного чехла(15-20 км) пример Прикаспийска(отсутствует гранито-гнейсовый слой); трапповые(породы основного состава) пример Тунгусская синеклиза Сибирской платформы. в рельефе часто выражены плоскогорьями(плато Путорано, плато Декан в Индостане, Карру в Африке).
Авлакоген – термин ввёл Шатский. Присутствует на всех древних платформах. Это погребённые континентальные палеорифты. Глубина залегания фундамента может превышать 10-15 км. В районе Уфы мощность авлакогенного комплекса достигает 12 км + осадочный чехол(глубина 15 км - фундамент). Очень часто синеклизы образуются над авлакогенами. Правило Шатского: под каждой синеклизой вероятно находится авлакоген. 1 вариант: образование синеклиз за счёт эволюции авлакогенов. Далеко не все авлакогены превратились в синеклизы. 2 вариант: отдельные авлакогены подверглись сжатию и превратились в складчатые зоны- интракратонные или внутриплатформенные. Пример: Сахалинский Атлас, Пальмериды. 3 вариант: превратились в валы или системы валов. Пример: Казанско-Каженский авлакоген.
Когда авлакогены превращаются в валы- это процесс тектонической инверсии.
Кроме структур высшего порядка(синеклизы, антеклизы, авлакогены) выделяют более мелкие: своды, впадины, прогибы. Ещё более мелкие- валы. И самые мелкие локальные поднятия.
Стадии развития платформ.
3 стадии:
Осадочные формации плитного чехла.
Осадочные формации платформ характеризуются слабым развитием или отсутствием глубоководных осадков и грубообломочных. Обычно глубоководный бассейн в пределах платформ не превышает 50 метров и очень редко достигает 100 метров. Если осадконакопление происходит на платформе, то на прямую зависит от климата. Осадочный чехол построен циклически. В каждом цикле выделяют 4 стадии(циклы Бубнова).
В стадию трансгрессии образуются лагунные формации – угли(гумидный); гипсы, соли(аридный). Когда трансгрессия увеличивает лагунную формацию сменяется мелководный- терригенным(гумидный – кварцевые песчаники и в них часто присутствует фосфориты и глауконит; в аридном – пестроцвет песчанно-глинистая, часто с гипсом).
В стадию инундации преобладает карбонатные формации. В гумидном климате – мергели, известняки: в аридном – резкое преобладание доломитов.
В стадию регрессии происходит отступление моря. Преобладают терригенные формации.
В стадию инверсии – суша, где присутствуют серо-, красно-, пестроцветные формации.
Плитная стадия на платформе длится обычно 500-600 млн лет. Плитный чехол подвергается многочисленным деформациям. Наиболее интенсивно осадочный чехол деформируется в области смежного орогена.
Правило Карпинского: наибольшее погружение на каждом тектоническом этапе испытывают области расположенные в непосредственной близости от активного орогена. И эта область параллельна этому орогену. Пример: Предуральский передовой прогиб в Герцинскую эпоху.
Платформенный магматизм.
Платформы состоят не более 10 % от общего количества магматических пород на континенте. Преобладает 2 формации: трапповая, щелочно-базальтовая.
Трапповые формации занимают большие пощади, которые иногда превышают 1 млн. км в квадрате. Состоят из интрузивных и эффузивных частей. Интрузивные состоят из силлов, даек, долеритов(жильные аналоги гранитов + базальтов). Эффузивная – базальтами. С интрузивной связано медно-никелиевы месторождение(Норильск). Плато Декан – Индостан, Плато Карру – южная Африка.
Щёлочно-базальтовая. Интрузивная часть представлена кольцевыми плутонами у/о щелочными породами – нефелиновые сиениты, щелочные граниты, карбонатиды. Эффузивные части представлены трахибазальтами(переход от среднего до основного), вплоть до фонолитов. В пределах Балтийского щита и Тунгусской синеклизы. Разновидности этой формации являются кимберлитовая- самая глубокая 150-200 км. Приурочена к сутурам.
Внутриконтинентальный орогенез.
К внутриконтинентальным орогенам относят такие сооружения, которые образуются на удалении от границ литологических плит во внутриплитной обстановки.
Не проходят океаническую стадию и до момента образования данные участки развиваются в спокойном тектоническом режиме , с нормальной мощностью континентальной коры.
Такие орогены называются вторичными или эпиплатформенными. Орогены прошедшие океаническую стадию называются первичными или эпигеосинклинальными.
Самым крупным поясом континентального орогенеза явл. Ценрально-Азиатский пояс. Он включает в себя Тянь-Шань , Памир, Кунь-Лунь, Алтай , Саяны, Прибайкалье, Забайкалье, Становый хр. По своим размерам многие сопоставимы с первичными.
По своему положению Центрально-Азиатский пояс с севера примыкает к Альпийско-Гималайскому орогенов. Есть данные, что началось формирование одновременно: -общая история формирования- это коллизия Индостана и Евразии (=50 млн. лет назад).
Внешне первичные и вторичные орогены мало , чем отличаются. Межгорные впадины Центрально-Азиатского пояса: Фергана, Джунгарская, Иссык-Куль. Перспективны на нефть и газ. Пояс отделён от смежных платформ передовыми прогибами- Яркендский. Передовые прогибы вторичных орогенов той же малассой, но там почти отсутствуют морские разности.
Кроме Центрально-Азиатского пояса есть большое количество других поясов непосредственно связанных с первичными орогенами. Вторичные пояса , которые находятся в непосредственной близости от первичных называются периколлизионными. ПРИМЕР: Плато Колорадо, Восточные Скалистые горы, Кордильеры, Центральные Анды.
Альпийско-Гималайский: Горный Крым, большой Балкан, Юрские горы. Урал: Гряды Чернышевского, Сорокина, Чернова.
Кроме того есть область вторичных орогенов, которые располагаются на удалении от первичных-телеколлизионные. Мангышлак, Сирийские Пальмериды, Сахарский Атлас.
Есть ещё 2 причины. 2-я связана с тем, что в рифтовой впадине есть астеновый диапир. Плечи рифта испытывают поднятие. Их называют Гаты(Индостан)
3-я причина - плюм-тектоника Плато Путорано образовалось за счёт подъема плюмов. Вторичными орогенами связаны проявление магматической деятельности. В основном это граниты и базальты. Связн. МПИ цинк, молибден, Pb, вольфрам. Межгорные впадины вторичных орогенов часто содержат залежи нефти и газа.