Анализ мощностей.

Проводится на основе составления карт линий равных мощностей, или изопах.

Отличие от метода анализа фаций: не только качественая, но и количественная оценка вертикальных движений. В мелководных, эпиконтинентальных морях и на шельфах подводных окраин континентов мощность осадков соответствует размеру тектонического погружения дна бассейнов. Объясняется это деятельностью волн, которая препятствует накоплению осадков выше определенного уровня — профиля равновесия.

Условия:

Компенсированного погружения - харктерная однородность состава осадков: песчаники, глина. Можно определить глубину опускания = мощность осадков + глубна бассейна (определяется по слоистости и другим текстурным признакам, по фауне мелководной и глубоководной, по детриту.

Недокомпенсированного погружения – глубина бссейнов важна, но очень неопределённа. (глубина карбонатной компенсации, текстурные признаки карбонатов – обломочные – риф, пилтоморфные – глубже)

Перекомпенсироанного погружения – соли большой мощности от более тонких к грубым вверх по разрезу. Глубину не измерить

Определенные трудности при применении анализа мощностей создают их вторичные изменения, связанные с разными причинами:

1) уплотнением осадков под влиянием веса вышележащих отложений;

2) изменением мощности при складкообразовании;

3) последующим размывом отложений.

18. Анализ фаций при изучении горизонтальных движений. Палинспатические реконструкции.

Карты фаций могут использоваться для:

* Определения величи­ны горизонтальных смещений по сдвигам. Эта величина соответствует расстоянию между однотипными фациальными зонами, ныне разобщенными данным сдвигом.— Сан-Андреас в Калифорнии — для этой же цели использовано взаимное расположение миоценовых конгло­мератов и гранитного массива, служившего источником материала для их образования.

* Определения смещений по круп­ным надвигам — шаръяжам.

В горных сооружениях шарьяжного строения, т. е. представляющих нагромождение надвинутых друг на друга тектонических пластин, для восстановления первичного расположения осадков в бассейне необходимо провести восстановление перфоначальной ситуации по методам:

Метод сбалансированных разрезов (упрощённая картинка – строится по скважинным данным, затем растягивается

Метод аппликаций (была структура, поном фигурки раздвинули чтоб получить фациальные ряды)

Метод сдвижек (начиная с автохтона начинаем сдвигать)

Более точные – методы палеомагнитных реконструций

По фациям – совмещение континнтов

Палинспастические реконструкции усложняются, если кроме перемещений по надвигам регион испытал и пере­мещение по сдвигам, т. е. отдельные пластины перемещались не парал­лельно друг другу. В подобной ситуации пластины следует перемещать в направлениях, обратных предполагаемым смещениям, до совпадения геологических границ в пределах смежных пластин .

20. Объемный метод изучения тектонических движений, его возможности.

В дополнение к анализу фаций и мощностей А. Б. Ронов разработал объемный метод изучения вертикальных движений.

По этим пикам чувак разделил типы складчатости

Фишка: имеем дело не с мощностью, а с обьёмом!

Для чего нужен метод?

1) подсчет суммарных объемов отложений (по картам мощностей);

2) измерение относительных объемов различных типов отложений (по картам фаций/литофаций и мощностей);

3) определение среднего размера погружения и средней мощности отложений;

4) определение средней скорости погружений (частное от деления среднего размера погружения на абсолютную продолжительность соответствующего интервала времени);

5) определение средней интенсивности вулканизма (частное от деления объема вулканогенных пород на произведение площади и времени их накопления);

6) определение размера и средней скорости поднятия по объему снесенного с него обломочного материала, переотложенного в сопряженных прогибах (цифры получаются несколько заниженные, так как учитывается лишь та часть поднятия, которая компенсирована денудационным сре­зом, и игнорируется вынос растворимых компонентов в океан);

7) определение так называемого коэффициента поднятия (отношение общего объема обломочных пород к общему объему всех отложений).

21. Анализ перерывов и несогласий в тектонике.

Палеогеологические карты:

* Составляются для региональных несогласий, отвечающих переломным эпохам тектонической истории.

* В основном по данным бурения

* Поверхность как-бы приводится в горизонтальное положение, снимается эффект последующих деформаций.

* Бонусные модификации: Карты трансгрессий – отражают возраст базальных отложений послеперерывного комлекса. Карты контакта – вынесены стратиграфические одразделения как послеперерывной, тк и доперерывной серии.

Трековая термохронология: - Для количественной оценки процессов тектонической или эрозионной денудации, а также при изучении других тектонических обстановок, выводящих на поверхность глубинные комплексы ГП.

Основан на подсчете плотности треков (следов) от прохождения осколков спонтанного деления ядер урана, нака­пливающихся в минерале в ходе геологической истории.

Количество треков пропорционально времени.

Форми­рование треков начинается при определенной температуре, называемой блокирующей или замыкающей. Ниже этой температуры в кристалле на­чинают работать «трековые часы», плотность треков увеличивается с те­чением времени, а их длина остается постоянной — около 16 микрон.

Таким образом трековое датирование позволяет проследить термальную историю еди­ничного минерального зерна и горной породы.

Современные исследования, использующие трековое датирование, направлены на изучение эксгумации тех или иных комплексов в склад­чатых поясах, реконструкцию источников сноса терригенного материа­ла, установление термальной истории осадочных бассейнов и датирова­ние фаунистически бедных разрезов.

Трековый возраст отражает время остывания минерала ниже опре­деленного порога или температуры закрытия. Трековые возрасты соответствуют времени формирования для быстро остывших вулканических пород (возраст извержения) или отражают время осты­вания пород, медленно поднимающихся с глубин в результате эксгумационных процессов (возраст эксгумации).

23. Палеомагнитные методы изучения тектонических движений. Выявление ороклинальных изгибов.

Обнаружено, что горные породы, как осадочные, так и магматические, если они не подвергались интенсивным механическим или тепловым воздействиям, сохраняют «память» о магнитном поле, в котором они образовались - остаточная намагниченность.

Объяснение: ферромагнитные минералы, входящие в состав пород, в момент осаждения осадка или кристаллизации магмы приобретают ориентировку, отвечающую ориентировке магнитного поля, в котором протекал процесс осадконакопления или магматизма. Эта ориентировка сохраняется до точки Кюри (около 400 градусов) Ориентировка: магнитное склонение направлено на северный магнитный полюс, а наклонение зависит от широты: чем она выше, тем наклонение больше.

Померив,сделали вывод, что магнитные полюса в геологическом прошлом занимали иное положение, чем в настоящее время. Но Выяснилось, что движутся не магнитные полюса, а материки.

Палеомагнитные определения дают два параметра — направление на полюс (по магнитному склонению) и палеошироту (по магнитному наклонению); их сочетание позволяет вычислить положение полюса. Для получения достоверных результатов необходимо взять образцы из разных участков и сделать по ним замеры, указывающие на положение палеополюса. Точность метода – дерьмо (500км)

для последних 170 млн лет более точный палеомагнитный метод, основанным на использовании линейных магнитных аномалий, развитых в океанах и обязанных своим происхождением спредингу в условиях периодических инверсий геомагнитного поля. Эти аномалии, могут рассматриваться как изохроны. Если взять пару таких аномалий — изохрон, симметрично расположенных относительно современной оси спрединга, то всю полосу океанской коры между этими аномалиями можно считать образовавшейся в более позднее геологическое время. Следо­вательно, если картографически совместить эти сопряженные аномалии, континенты сблизятся и займут то положение, которое они занимали во время образования данных аномалий.

24. Метод совмещения траекторий кажущейся миграции геомагнитного полюса при палинспастических реконструкциях.

Выяснилось, что движутся не магнитные полюса, а материки. Полученные для каждого материка кривые, соединяющие последова­тельность положения полюсов, установленных для отдельных геологи­ческих эпох и веков, представляют собой кривые не истинной, а кажу­щейся миграции полюсов. Это не означает, что не существует истинной миграции магнитных полюсов, — сравнение ре­конструкций движений плит по палеомагнитным данным и по горячим точкам обнаруживает расхождение, позво­лившее определить инстинную миграцию полюсов, но она происходит в небольших пределах.

25. Региональные сдвиги, их выявление, определение направления, амплитуды.

региональные сдвиги – приурочены главным образом к трансформным границам больших и малых литосферных плит и к об­ластям межконтинентальной коллизии.

Сан-Андреас в Калифор­нии — трансформная граница Тихоокеанской и Северо-Американской плит – 1300км правосторонний сдвиг. Сейсмичен до глубин 20-25км. Смещение - 5 см/год.

Альпийский сдвиг Новой Зеландии - на границе Тихоокеанской и Австралийской литосферных плит, где правосторон­нее смещение уже составило 450 км. зона пониженных скоростей сейсмических волн, а вокруг ее нижнего отрезка обнаруже­на область повышенной электрической проводимости.

Трансформный разлом Королевы Шарлотты - по границе литосферных плит вдоль североамери­канского побережья сопро­вождается целой системой параллельных ему активных правосторонних сдвигов в Кордильерах.

Вязкие сдвиги - в областях, затрону­тых региональным метаморфизмом. Характеризуются боль­шой шириной (километры) затронутой ими зоны, отсутствием единой плоскости разлома, а также брекчий трения. Иногда вдоль таких сдвигов по­являются гранитные тела.

В океане трансформные границы плит - фрагментами, чередуясь с рифтогенными отрезками, но главные из трансформных раз­ломов продолжаются как внутриплитные нарушения на сотни и тысячи километров.

Разломы зон океанского рифтогенеза представлены системами параллельных сбросов, ограничиваю­щих рифтовые долины.

Информация о разломах:

Сейсмические методы: решение фо­кального механизма сейсмических очагов, наземная и космическая геодезия, в том числе GPS.
26. Делимость современной литосферы на плиты и микроплиты. Границы литосферных плит.

Основные положения тектоники литосферных плит:

1. Разделение верхней части твердой Земли на жесткую и хрупкую литосферу и более пластичную и подвижную астеносферу.

2. Литосфера подразделена на ограниченное число тектонически обособленных плит — в настоящее время семь крупных и несколько малых. Основание для их выделения и проведения границ - размещение очагов землетрясений.

3. Характер их взаим­ных перемещений. Различают три рода границ:

1) дивергентные границы, вдоль которых происходит раздвижение плит, — спрединг;

2) конвергентные границы, на которых идет сближение плит –субдукция и коллизия;

3) трансформные границы, вдоль которых происходит горизонтальное скольжение одной плиты относительно другой по плоскости вертикального трансформного разлома. Все границы плит на поверхности Земли сочленяются друг с другом. Особый интерес представляют тройные сочленения.

4.Гори­зонтальное движение плит может быть описано законами сферической геометрии — теоремой Эйлера.

5.Площадь поглощаемой в зонах субдукции океанской коры равна площади коры, нарож­дающейся в зонах спрединга.

6. Основная причи­на движения плит - мантийная конвекция Спо­соб ее воздействия на литосферные плиты: эти плиты, находящиеся в вязком сцеплении с астеносферой, увлекаются течением к зонам субдукции

27. Современные зоны рифтогенеза.

На дивергентных границах раз­вивается рифтогенез.

Большинство современных рифтовых зон связаны, в глобальную систему. Большая часть рифтов - в океанах, где выражена срединно-океанскими хребтами. Эти хребты продолжают один другой.

Тройные сочленения: на соединениях Чилийского и Галапагосского хребтов с Восточно-Тихоокеанским, на юге Атлантического океана и в централь­ной части Индийского.

Пересекая границу с пассивными континенталь­ными окраинами, океанские рифты продолжаются континентальными: к югу от тройного сочленения Аденского и Красноморского океанских рифтов с рифтом долины Афар: вдоль нее с севера на юг океанская кора выклинивается и начинается континенталь­ная Восточно-Африканская зона. В Арктическом бассейне хребет Гаккеля.

Там, где срединно-океанские хребты подходят к активной континен­тальной окраине, они могут поглощаться в зоне субдукции: у Андской окраины заканчиваются Галапагосский и Чилийский хребты.

Отмирание рифтовых зон по простиранию носит характер постепенно­го затухания или бывает приурочено к трансформному разлому, как, напри­мер, на окончании хребтов Хуан-де-Фука и Американо-Антарктического. Для Красноморского рифта окончанием служит сдвиг Мертвого моря.

Общее расположение: Почти полное кольцо вокруг Южного полюса на широтах 40-60° , меридианально отделяются три затухающих к северу поя­са: Восточно-Тихоокеанский, Атлантический и Индоокеанский. Отрицательные аномалии скоростей и повышенное зату­хание сейсмических волн объясняют восходящим током разогретого вещества мантии.

Особенности:

* Крупномасштабные удлинённые впадины с осевой долиной, огриченные листрическими сбросами, грабенами, раздвигами.

* Впадины соединяются через горсты или диагональные сдвиги

* Рифты экстемального растяжения – правинция рифтов и бассейнов.

* Типы: Щелевидные, Экстремального растяжения, Пулл-апарт

28. Современные рифты – континентальные и океанские: Рельеф, тектоника, сейсмичность, тепловой поток, вулканизм, движения

Континентальные рифты.

Активным рифтовым зонам континентов свойственны расчлененный рельеф, сейсмичность и вулканизм, которые отчетливо контролируются крупными разломами, преимущественно сбросами. Главный современ­ный пояс континентального рифтогенеза, протянувшийся почти мери­дионально более чем на 3 тыс. км через всю Восточную Африку, так и был назван поясом Великих африканских разломов. озера Танганьика, Ньяса и др.

Рельеф, структура и осадочные формации. Центральное положение в рифтовой зоне обычно занимает долина шириной 40-50 км. Текто­нические блоки на обрамлении рифта бывают приподняты до отметок 3000-3500 м,. В области Бассейнов и Хребтов Северной Америки растяжение земной коры распределилось по обширной (почти 1000 км) площади, где образовались многочисленные сравнительно мел­кие грабены, разделенные горстами, что создает сложный тектонический рельеф.

В случае формирования пологих вязких сбросов по ним на глубине развивается динамотермальный метаморфизм, соответствующие поро­ды в дальнейшем обнажаются на поверхности.

Геофизические характеристики. По геофизическим данным, мощ­ность коры под континентальными рифтами уменьшается и происходит соответствующий подъем поверхности Мохоровичича, которая находит­ся там в зеркальном соответствии с наземным рельефом. В мантийном выступе под рифтом породы разуплотнены.

Океанский рифтогенез.

Океанский рифтогенез, основу которого составляет раздвиг посред­ством магматического расклинивания, может, таким образом, развивать­ся как прямое продолжение континентального. Вместе с тем многие со­временные рифтовые зоны Тихого и Индийского океанов изначально закладывались на океанской литосфере в связи с перестройками движе­ния плит и их дроблением.

Спрединг в подводных срединно-океанских хребтах. франко-американская программа FAMOUS, по которой в 1974-1975 гг. были закартированы участки Срединно-Атлантического хребта к юго-западу от Азорских островов, расположенные в рифтовой долине.

К вулканическим зонам срединно-океанских хребтов приурочены выходы высокотемпературных гидротерм, особенно многочисленные при высоких скоростях спрединга. С ними связаны медно-цинковые колчеданные руды, железомарганцевые металлоносные осадки, а также зеленокаменное изменение базальтов.

Формирование океанской коры в зонах спрединга. Образование II слоя океанской коры с базальтовой верхней частью и комплексом параллельных долеритовых даек внизу уже рассмотрено выше как результат последовательного гид­равлического расклинивания.

В условиях высокоскоростного спрединга на Восточно-Тихооке­анском поднятии в кровлю магматических очагов вне­дряются штокообразные тела массивных габбро-диабазов и микрогаб­бро, которые прорывают комплекс параллельных даек и, в свою очередь, могут пересекаться более поздними лайковыми комплексами.

В условиях низкоскоростного спрединга Срединно-Атлантического хребта на 35° с. ш. сейсмическая томография обнаружила другую пита­ющую систему базальтовых излияний.

Магматизм:

1. Нехарактерен для мощной литосферы вне горячих точек на начальном этапе (Байкал)

2. Кольцевые штоковые интрузи ультра-основного состава в бортовых частях.

3. Повышенная щёлочность.

4. Сначала кислые, потом основные породы.

5. Взрывной характер (насыщен водой – для кислых)

6. Трапповый магматизм, базальтовый состав – предрифтовая стадия (Эфиопское плато)

Метаморфизм:

1. Динамометаморфизм – в ассиметричных системах.

2. Обычный, глубинный

Сейсмичность:

Активная вдоль бортов (4-5 баллов). Глубина эпицентра – 35 км. Частые землетрясения

Тепловой поток:

Резко повышен (особенно в экстремальных зонах), изменяет войства литосферы.

30. Происхождение рифтовых зон: пассивный и активный механизм заложения.

Геолого-геофизические данные о строении и современной активно­сти континентальных и океанских рифтов обнаруживают проявление двух главных механизмов рифтогенеза: деформационного, при котором растяжение реализуется разрывными и вязкими деформациями коры в сравнительно узкой полосе с уменьшением ее мощности и образовани­ем «шейки» и механизма гидравлического расклинивания, при котором активная роль принадлежит базальтовой магме, раздвига­ющей породы земной коры в направлении растягивающих напряжений.

Деформационный рифтогенез. Растяжение в рифтах происходит посредством сбросовых смещений. При этом по мере растяжения сбросы изгибаются и выполаживаются в своей нижней части, становятся листрическими. + локальное утонение литосферы под действием растягивающих напряже­ний с образованием симметрично построенной рифтовой зоны.

Б. Вернике (1981) предложил модель, учитывающую асимметрию многих рифтов. Два механизма деформационного рифтогенеза, соот­ветствующие двум разным геологическим типам рифтов (симметрич­ному и асимметричному), сходны в основах построения моделей, они совместимы и могут действовать рядом в единой зоне растяжения лито­сферы.

Механизм гидравлического расклинивания. При наличии на глуби­не очагов базальтовой магмы - иной механизм рифтогенеза. Быстрый подъем базальтовой магмы к поверх­ности, его обеспечивает расклинивающий эффект, который оказывает магма на породы земной коры. Характерны особенности линейных даек. Как пра­вило, они внедрены по вертикальным трещинам

Гидравлическим разрывом (гидроразрывом) называют процесс об­разования и распространения трещин в горных породах под давлением жидкости, в том числе магматического расплава. Для развития гидроразрыва достаточно, чтобы давление жидкости лишь незначительно превышало минимальное сжимающее напряже­ние в породе.

Таким образом, при наличии на глубине резервуара жидкой магмы возникают условия для разрастания слоев земной коры под действием множества параллельных гидроразрывов, в каждом из которых нагне­тание расплава приводит к раздвигу вмещающих пород.

Оба механизма рифтогенеза — деформационный и гидравлический — участвуют в формировании как континентальных, так и океанских рифтов, но в первом случае доминирует деформационный, во втором — гидрав­лический механизм. Возможно поочередное или совместное (на разных уровнях) проявление обоих механизмов в одной рифтовой зоне.

31. Асимметричные хребты.

Ведущая роль отводится крупному пологому (10-20°) вязкому сбросу, смещающему всю литосферу и контролирующему динамотермальный метаморфизм: соответствующие метаморфические комплексы обнажаются при дальнейшем сбросовом смещении или выступают на по­верхности в куполообразных структурах — так называемых метаморфи­ческих ядрах. По мере растяжения висячее крыло осложняется ступенча­той системой листрических сбросов, в то время как на другом крыле все больше обнажается пологая зона главного сброса с ее метаморфитами. Здесь утонение литосферы определяется рассекающим ее пологим сбросом, и оно получается максимальным не под осевой частью рифта, а под висячим крылом. Кроме того, оно проис­ходит здесь за счет смещения в сторону тяжелой мантийной части разре­за, поэтому средняя плотность самой утоненной литосферы получается низкой. Эта легкая литосфера изостатически поднимается, под ней при­ближается к поверхности астеносферный выступ, а над ним, на припод­нятом висячем крыле рифта, проявляется вулканизм. Подобная асиммет­рия хорошо известна в Восточно-Африканском поясе, вдоль которого чередуются рифты с относительно приподнятым западным и восточным крылом. В дальнейшем термально-обусловленные опускания несколько сглаживают изначальный тектонический рельеф, так как они определя­ются утонением литосферы и поэтому максимальны под приподнятым крылом рифта.

29. Глубинное строение рифтовых зон на континентах и океанах

Быстрые :

Наличие магматических камер, линзы под неовулканической зоной, м= 200 м, период излияния 100тни лет – щитовые вулканы –покровные лавы

Трубовые лавы

Канатные лавы

Лопостные – по неровным поверхностям, уступам

Захороняется вода-пар-пустотелые колонны

ЛАВЫ ПОРФИРОВЫЕ-не успевают дифференцироваться

Гидротермы

Чётко выражена морфология осевого гребня
54. Изменение мощности, строения, по мере удаления от оси спрединга.

- увеличение мощности осадочного слоя от оси срединных хребтов к бортам бассейна,

- увеличе­ние стратиграфической амплитуды этого слоя в том же направлении за счет появления в его основании все более древних осадков, возрастание глубоководности осадков вверх по разрезу, обусловленное смещением любого участка дна в спрединговом бассейне от гребня к подножию сре-динно-океанского хребта,

- присутствие в основании осадочного слоя ме­таллоносных осадков на значительном удалении от осей хребтов, где они должны были образоваться, и ряд геофизических признаков

34. Зоны трансформных разломов.

Сегментация зон спрединга, трансформные разломы. Рифтовые зоны океана разбиты многочисленными поперечными разломами. Поперечные нарушения между сегментами принадлежат категории трансформных разломов — особого кинематического типа раз­рывов со сдвиговым смещением, которые переносят, трансформируют горизонтальное движение литосферы от одной активной границы (дивер­гентной или конвергентной) к другой. Трансформные раз­ломы рифтовых зон соответствуют типу «хребет — хребет», т. е. снимают горизонтальные напряжения между двумя отрезками рифтовой зоны. На некоторых отрезках Срединно-Атлантического хребта они следуют через каждые 100-50 км и даже чаще.

Причины накопления напряжений между сегментами срединно-океанского хребта связаны с неравномерностью спрединга. Вдоль хребта меняется его скорость, симметричный спрединг может соседствовать с асимметричным.

Во всех случаях такие трансформные разломы вторичны по отно­шению к рифтогенному раздвигу, и это определяет свойственное им на­правление горизонтальных перемещений. Например, сочленение двух сегментов Срединно-Атлантического хребта по трансформному разлому Чарли — Гиббс имеет вид левостороннего сдвига, в то время как реальное смещение на активном отрезке между раскрывающимися рифтовыми долинами правостороннее.

Если в ходе спрединга происходит незначительная переориентиров­ка движения расходящихся литосферных плит, т. е. угол между направ­лением их раздвига и простиранием рифтов отклоняется от прямого, то появляется компонента движения, перпендикулярная трансформному разлому. В зависимости от геометрических соотношений это порождает в зоне разлома или сжатие, или растяжение («транспрессию» или «транстенсию»). В первом случае нарушается свободное скольжение, наблюдаются деформации сжатия и поднятие, выраженное в подводном рельефе. Во втором случае происходит раздвиг, образование расщелин с крутыми обрывистыми склонами, с поднятыми из глубины тектониче­скими клиньями серпентинизированных перидотитов мантии и с повы­шенным тепловым потоком. Ярким примером служит расщелина вдоль разлома Романш в Экваториальной Атлантике.

Широко известен и детально изучен разлом Сан-Андреас в Калифорнии — континентальный отрезок трансформной границы Тихоокеанской и Северо-Американской литосферных плит со смещением типа «хребет —хре­бет» между спрединговыми системами хребта Горда и Калифорнийского залива. На канадском отрезке границей тех же двух плит служит разлом Королевы Шарлотты — трансформная система типа «хре­бет — дуга». Алеутская зона субдукции демонстрирует другой случай, когда определяющую роль играет кривизна дуги в сочета­нии с направлением субдукции: вдоль дуги с востока на запад субдукция становится все более косоориентированной и, наконец, у Командорских островов переходит в трансформное смещение

35. Система линейных магнитных аномалий.

Линейные магнитные аномалии и определение скорости спрединга. Еще в 60-х гг. прошлого века изучение характерных для океанской коры линейных магнитных аномалий (с чередованием прямой и обратной полярности) обнаружило ряд закономерностей:

1. линейные аномалии следуют параллельно сейсмически и магматически активной оси рифтовых зон океана и размещаются симметрично

2. в любой активной рифтовой зоне Мирового океана опознается одна
и та же последовательность аномалий, повторяются характерные осо­бенности каждой аномалии. Поэтому были приняты порядковые номера

3. расстояние между одноименными аномалиями в разных рифтовых зо­нах может быть различным. Оно не остается постоянным и при просле­живании вдоль одной и той же протяженной зоны;

4. в некоторых случаях симметрия системы линейных аномалий относительно рифтовой оси нарушается тем, что по одну сторону аномалии размещаются сжато, по другую — разреженно.

При кристаллизации базальтовой магмы в зоне раздвига термоостаточ­ная намагниченность фиксирует в горных породах геомагнитные харак­теристики. По мере своего формирования океанская кора отодвигается от оси спрединга и, подобно магнитной ленте, записывает вариации гео­магнитного поля, в том числе инверсии его полярности. Поскольку на­ращивание происходит по обе стороны от оси спрединга, образуются две дублирующие одна другую магнитные записи. Расстояние между одно­именными аномалиями на разных пересечениях варьирует в зависимо­сти от скорости спрединга. По этой же причине оно может различаться и на едином пересечении, если в одну сторону спрединг развивается бы­стрее, чем в другую.

И можно определять скоро­сти спрединга по расстоянию между аномалиями при условии датирова­ния этих аномалий. Были использованы успехи магнитостратиграфии вулканических и осадочных пород континентов, поскольку и спрединг, и напластование слоистых толщ дают запись одних и тех же вариаций гео­магнитного поля, хотя и развернутую в первом случае по горизонтали, а во втором — по вертикали.

В 1966 г. появилась магнитохронологической шкала А. Кокса (4,5 млн лет. ). Скорости спрединга варьируют от долей сантиметра до 15-18 см/год.

Максимальные значения установлены на Восточно-Тихоокеанском поднятии от 13 до 23° ю. ш. Полная скорость раздвига литосферных плит на дивергентной границе вдвое больше скорости спрединга. (т.к. движение в разные стороны). По мере уточнения датировки линей­ных аномалий дна выявляются все более подробные сведения о том, как изменялась во времени скорость спрединга на том или ином отрезке срединно-океанского хребта.

Линейные магнитные аномалии — это изохроны океанской коры, что полностью подтвердилось при глубо­ководном бурении.

43. Сейсмофокальные зоны беньофа. Их глубинность, профили, строения, напряжения в очагах.

Яркое проявление современной субдукции - сейсмофокальные зоны — совокупность сейсмических очагов, наклонно уходящих на глубину. Сейсмические очаги приуро­чены к субдуцирующему литосферному слэбу и вместе с ним проника­ют в астеносферу, иногда полностью пересекая ее. В 1949-1955 гг. X. Беньоф из Калифорнийского технологического института обобщающие работы о сейсмофокальных зонах. Поэтому их назвали в его честь.

Глубинность зон Беньофа. Сравнивая размещение очагов землетря­сений с результатами сейсмической томографии для той же зоны суб­дукции, можно убедиться, что погружение литосферы сначала, до какой-то определенной глубины, порождает очаги упругих колебаний, а далее продолжается как асейсмичный процесс. Это определяется снижением упругих свойств субдуцирующей литосферы по мере ее разогрева. Глубинность зон Беньофа зависит глав­ным образом от зрелости субдуцирующей океанской литосферы, которая с возрастом наращивала свою мощность и охлаждалась.

Второй важный регулятор глубинности зон Беньофа — скорость субдукции. При высоких скоростях (9-10,5 см/год) даже литосфера с возрастом 80-40 млн лет сохраняет свои упругие свойства до глубин около 600 км.

Пример: глубинность одной из наиболее про­тяженных сейсмофокальных зон, Андской, убывает от 600 км в ее цен­тральной части до 150-100 км на флангах. Изменения происходят дис­кретно в соответствии с сегментацией этой зоны субдукции.

Вертикальное распределение сейсмических очагов в зонах Беньофа крайне неравномерно. Их количество максимально в верхах зоны, убы­вает по экспоненте до глубин 250-300 км, а затем возрастает, давая пик в интервале от 450 до 600 км.

Направление наклона зон Беньофа. Следуя за слабом, все зоны Беньофа ориентированы наклонно. В окраинно-материковых системах, в том числе и в сложно построенных системах японского типа, слэб всегда погружается в сторону континента, поскольку субдуцирует имен­но океанская литосфера. Здесь при конвергентном взаимодействии двух плит океанской литосферы погружается та, которая древнее, а следо­вательно, толще и тяжелее. Соответствующая зона Беньофа наклонена, таким образом, под более молодую океанскую литосферу, где бы она ни находилась.

Профиль зон Беньофа. Наклон каждой сейсмофокалькой зоны меня­ется с глубиной в соответствии с конфигурацией слэба, прослеживаемо­го сейсмической томографией. Небольшие углы наклона у поверхности (35-10°) с глубиной увеличиваются: сначала очень незначительно, затем обычно следует отчетливый перегиб, за которым возможно и дальнейшее постепенное нарастание наклона, вплоть до почти вертикального. Причиной неравномерного нарастания крутизны уходящего в мантию слэба (и сейсмофокальной зоны) и соответствующих перегибов его профиля считают уплотнение пород субдуцирующей литосферы вследствие фазового перехода минералов.

Распределение зон беньофа.

· Близ поверхности — под глубоководным желобом, а нередко и на его океанском обрамлении — очаги размещаются внутри литосферы, главным образом в ее верхах (растяжение).

· Ниже, на глубине до 15 км, субдукция может быть асейсмична.

· Далее - несколькоо десятков километров - максимальная сейсмическая активность, приуроченная к контакту взаимодействующих при субдукции литосферных плит, преобладают очаги типа пологих надвигов.

· Глубже, где субдуцирующая плита выходит из соприкосновения с висячим литосферным крылом, а затем погружается в астеносферу, все очаги снова находятся внутри слэба.

· Наконец, еще глубже зона Беньофа продолжается цепочкой очагов в верхней части литосферы, образующихся при сжатии по наклону слэба.

Сейсмичность над зонами Беньофа определяется главным образом мощностью литосферы в висячем крыле, а также распределением и ин­тенсивностью проходящего сквозь нее теплового потока. В островных дугах сейсмичность над зоной Беньофа, начинаясь у же­лоба, прослеживается по латерали на 500 км и более. Это преимущественно малоглубинные очаги.

Закономерное распределение сейсмических очагов, японская зона субдукции

39. Глубинное строение зон субдукции.

Субдукция - процесс, при котором на конвергентной границе сходятся континентальная и океанская ли­тосфера или океанская с океанской. При их встречном движении более тяжелая литосферная плита (всегда океанская) уходит под другую, а за­тем погружается в мантию.

К кон­цу 50-х гг. Г. Штилле высказал мысль, что образование глубоководных желобов, сопутствующих им отрицательных гравианомалий и уходящих в мантию сейсмофокальных зон сопряжено с наклонным пододвигани-ем океанской земной коры; на определенной глубине она подвергается плавлению, порождая вулканические цепи, протянувшиеся параллельно желобу.

По характеру взаимодействующих участков литосферы зоны субдук­ции делятся на 2 типа: окраинно-материковые зонами (андского, зондского и японского типа) и океанские зоны (марианского типа). Первые формируются там, где океанская литосфера субдуцирует под континент, вторые — при взаимодействии двух участков океанской литосферы.

Строение и субдукционный режим окраинно-материковых зон раз­нообразны. Для наиболее протяженной из них Андской (около 8 тыс. км) характерны пологая субдукция молодой океанской литосферы, господство сжимающих напряжений и горообра­зование на континентальном крыле.

Зондскую дугу отлича­ет отсутствие таких напряжений, что делает возможным утонение кон­тинентальной коры, поверхность которой находится в основном ниже уровня океана; под нее субдуцирует более древняя океанская литосфера, уходящая на глубину под более крутым углом.

Разновидностью окраинно-материковых можно считать и зоны суб­дукции японского типа, представление о которых дает пересечение, про­ходящее через Японский желоб — Хонсю — Японское море. Характерно наличие краевого морского бассейна с участками новообра­зованной коры океанского или субокеанского типа. Геолого-геофизиче­ские и палеомагнитные данные позволяют проследить раскрытие краево­го Японского моря по мере того, как от азиатской окраины отчленялась полоса континентальной литосферы. Постепенно изгибаясь, она пре­вратилась в Японскую островную дугу.

При образовании зон субдукции океанского (марианского) типа бо­лее древняя (и поэтому более мощная и тяжелая) океанская литосфера субдуцирует под более молодую, на краю которой образуется островная дуга. Пример: система южных Антил.

44,. Гравиметрические и магнитные аномалии над зонами субдукции, распределение теплового потока.

Гравиметрия: резкие аномалии силы тяжести, вытянутые вдоль зоны субдукции, при ее пересечении сменяются в закономерной последовательности. Перед глубоководным желобом в океане обычно прослеживается положительная аномалия до 40-60 мГл, приуроченная к краевому валу. Она обусловлена упругим антиклинальным изгибом океанской литосферы у начала зоны субдук­ции. Далее следует интенсивная отрицательная аномалия (120-200, до 300 мГл), которая протягивается над глубоководным желобом, будучи смещена на несколько километров в сторону его островодужного борта. Эта аномалия коррелирует с тектони­ческим рельефом литосферы, а также во многих случаях с наращивани­ем мощности осадочного комплекса. По другую сторону глубоководного желоба над висячим крылом зоны субдукции наблюдается высокая по­ложительная аномалия (100-300 мГл). Сопоставление наблюденных значений силы тяжести с расчетными подтверждает, что этот гравита­ционный максимум может быть обусловлен наклонной субдукцией в астеносферу более плотных пород относительно холодной литосферы. В островодужных системах на продолжении гравитационного профиля обычно следуют небольшие положительные аномалии над бассейном краевого моря.

Геотермические наблюдения обнаруживают снижение теплового по­тока по мере погружения относительно холодной литосферы под остро-водужный (или континентальный) борт глубоководного желоба. Одна­ко дальше, с приближением к поясу активных вулканов, тепловой поток резко возрастает.

45. Магматизм зон субдукции, закономерности его размещения.

Размещение: Пространственная взаимосвязь мощных поясов современного вулканизма с глубоководными желобами, зонами Беньофа и другими проявлениями субдукции вполне отчетлива. На примере вулканов Японии установили, что цепи активных вулканов разме­щаются над среднеглубинной частью сейсмофокальной зоны. В дальнейшем стало ясно, что это закономерность, которая прослеживается во всех зонах субдукции. Глубина залегания наклонной сейсмофокальной зоны под вулканами варьирует от 60 до 350 км, но максимум магматической активности на­блюдается над интервалом 100-200 км. Удаленность вулканов от желоба находится в обратной зависимости от наклона сейсмофокальной зоны. Чем больше угол наклона, тем ближе к желобу проявляется вулканизм, такая закономерность выдерживает­ся глобально. Линияя, ограничивающая вулканический пояс со стороны желоба называется вулканическим фронтом – 120-250 км от глубоководного желоба. С противо­положной стороны граница вулканических поясов не столь резкая. Общая ширина субдукционных вул­канических поясов от нескольких десятков километров до 175-200 км, местами даже несколько больше.

Глубинные корни: Поскольку на соответствующих глубинах слэб движется сре­ди астеносферного вещества и сейсмические очаги находятся внутри него, уменьшение сейсмичности под вулканами скорее всего означает снижение упругих свойств погружающейся литосферы при отделении флюидов или даже частичном плавлении. Этот магмогенерирующий от­резок зоны субдукции - область, где процессы магмогенеза только начинаются, чтобы продолжиться над субдуцирующей плитой в мантийном клине и земной коре вплоть до близповерхностных магмати­ческих камер в фундаменте вулканов. Глубинные корни вулканическо­го пояса, отмеченные снижением скоростных и упругих характеристик пород, отчетливо прослеживаются сейсмической томографией — вплоть до поверхности слэба.

Специфика состава магм над зонами субдукции.

На состав вулканитов влияют:

* глубина залегания зоны Беньофа,

* строение висячего крыла зоны субдукции,

* скорость субдукции,

* эволюция зоны субдукции

Латеральная: калий, рубидий стронций вглубину субдукции увеличивается, убывает Fe/Mg

В направлении т жёлоба толеитовая (толеитовый базальт, железистый дацит) сменяется известково щелочной (глинозёмный базальт-риолит), в тылу дуги – шошонитовой (шошонитовый базальт-трахит)

РУДА: Au, Cr, Ni,Cu- Zn? Pb, Mo – под дугой Sn-Wo-U
46. Связь глубинных зон субдукции с их вулканическими поясами по данным геофизики.

Глубинные корни вулканическо­го пояса, отмеченные снижением скоростных и упругих характеристик пород, отчетливо прослеживаются сейсмической томографией — вплоть до поверхности слэба. Те же объе­мы пород метод обменных волн характеризует как область «отсутствия обменов», т. е. повышенной однородности среды. В частности, под вул­канами о. Кунашир (Курильская гряда) такие области прослежены на­чиная от глубин 120-100 км. Под Авачинской группой вулканов на Кам­чатке С. А. Федотов и А. И. Фарберов описали «область сейсмического молчания» (до 40 км в поперечнике), окруженную «сейсмоактивной ру­башкой» слабых вулканических землетрясений. Указанные отклонения физических характеристик согласуются с представлением петрологов о том, что в породах мантийного клина (над магмогенерирующим отрез­ком зоны субдукции) происходит частичное плавление, отжим жидкой фазы из межзернового пространства и ее перемещение вверх.

На глубине 60-30 км появляются линзовидные магматические оча­ги, происходят обособление и накопление расплава, что создает новые возможности его эволюции. Такие очаги, экранирующие прохождение поперечных волн, обнаружены методом сейсмического просвечивания на Камчат­ке. Очаги меньших размеров размещаются выше — это промежуточные очаги и близповерхностные очаги, находящиеся непосредственно в фундаменте вулканических построек, где завершаются становление и фракционирование магматических расплавов. Эти близповерхностные камеры хорошо известны как по данным сейсмической томографии, так и по результатам гравиметрии и магнитометрии. Все эти методы дали близкий результат при оконтуривании очага под Авачинским вулканом, где он находится на глубине 2-5 км. Таким образом, в островных дугах и на активных континентальных окраинах прослеживается непрерывная связь между действующими вулканами и уходящей под них зоной суб­дукции.

48. Субдукционная аккреция и субдукционная эрозия, их геологическое выражение.

Тектонический эффект взаимодействия литосферных плит в разных зонах субдукции, а нередко и на соседних сегментах одной и той же зоны различается. В зависимости от этого можно различать режим субдукционной аккреции, режим субдукционной (тектонической) эрозии, а также нейтральный ре­жим.

Аккреция. край надвигающейся литосферной плиты служит жестким упором, который задерживает и снимает нелитифи-цированные осадки с пододвигающейся океанской литосферы. Слои сминаются в складки, смещаются пологими разрывами, наклоненными в направлении субдукции. Образуется и все увеличивается в размерах аккреционная призма, имеющая сложную изоклинально-чешуйчатую внутреннюю структуру и наращивающая континентальную окраину или островную дугу. При этом проис­ходит последовательное пододвигание все новых клиньев осадочного материала, которые подпирают и приподнимают более древнюю часть призмы. Поэтому вверх по склону желоба и далее наклон слоев и над-виговых поверхностей становится круче, появляются все более древние элементы аккреционной призмы. Субдукционная аккреция происходит как за счет чехла океанской коры, так и за счет отложений глубоководного желоба (главным образом турби-дитов). В большинстве случаев ширина аккреционной призмы не превыша­ет нескольких десятков километров, но в наиболее мощных комплексах, таких как Мекран в Аравийском море, она измеряется сотнями километров.

Существует и другой механизм наращивания островодужной или континентальной окраины. Часть того осадочного материала, который уходит на глубину с океанской плитой, тоже задерживается, отделяясь от нее и подслаиваясь снизу к висячему крылу зоны субдукции Образующаяся при этом чешуйчатая структура с многократным повторением одних и тех же фрагментов стратиграфического разреза была детально изучена в мело­вом аккреционном поясе Симанто (Япония).

Эрозия. Режим субдукционной эрозии выражается срезанием висячего кры­ла под действием пододвигающейся литосферной плиты, уносящей про­дукты разрушения на глубину. Наряду с субдукционной аккрецией это один из двух главных тектонических режимов субдукции.

Важным источником информации служат сейсмические профили. В 1986 была проведена интерпретация соотношений, выявленных профилированием под островодужным склоном Японского желоба. 1й признак эрозии: Здесь современной аккреционной призмы нет. О тектонической эро­зии свидетельствует строение висячего (островодужного) крыла. Это на­клоненная от желоба слоистая серия мелового возраста, которая среза­ется на глубине пологой поверхностью тектонического контакта: эрозия висячего крыла происходит снизу. Следствием такой эрозии считают установленное по колонкам буровых скважин опускание островодужного склона.

При длительном развитии субдукционная эрозия срезает ближай­шие к глубоководному желобу элементы островной дуги или активной окраины континента, при этом от­мирающие вулканические пояса смещаются все ближе к конвергентной границе. 2й признак эрозии - длительное опускание висячего крыла до глубин в несколько тысяч метров по мере его срезания погружающимся слэбом. Для Японии с начала миоцена – 3 км.

2 механизма эрозии:

Базальная эрозия предполагает механическое воздействие погружа­ющейся плиты на нижнюю поверхность висячего крыла зоны субдук-ции (см. рис. 6.27, А). Происходит эрозия этого крыла снизу, что ведет к уменьшению его толщины и соответствующему опусканию.

Фронтальная эрозия — срезание субдуцирующей плитой переднего края висячего крыла, захват и вовлечение в субдукцию слагающих этот край пород. Она особенно заметна там, где на погружающейся плите при ее изгибе образуется расчлененный тектонический рельеф — система грабенов и горстов.

Нейтральный режим субдукции — режим, при котором субдукция не сопровождается ни аккрецией, ни тектонической эрозией, это редкое явление

49. Выявление и реконструкция древних зон субдукции.

Наличие древних зон субдукции можно определить по наличию аккреционной призмы.

Также зоны субдукции обладают специфическим вулканизмом. Важная черта магмообразования при субдукции - перемещение вещества океанской коры, в том числе ее осадочного чехла, глубоко в мантию, что придает соответствующие гео­химические особенности мантийным магмам. Кроме того, большое коли­чество воды, которое привносится при этом, коренным образом меняет условия частичного плавления перидотитов над зоной субдукции. Судя по лабораторным экспериментам, из «обводненной» мантии возможно прямое отделение не только базальтового, но и андезитового расплавов.

Над зонами субдукции – аномальные афеолиты.

Афеолиты:

* Ультра-основные серпентиниты

* Основные габбро

* Дайки долеритов и базальтов

* Иногда рядом находят радиоляриты, глубоководные известняки и пелагические глины (самые глубоководные).

Аномальность их над зонами субдукции –

Характерна осадочная формация задуговых бассейнов – с одной стороны вулканический пепел с магматического пояса а с другой – терригенные континентальные осадки с континента. Мощность пелагитовых глин здесь гораздо больше, чем в океане.

Можно оределить направление субдукции по голубосланцевым и зеленосланцевым формациям. Голубосланцевые образуются в условиях более низких температур и высоких давлений.

50. Латеральная миграция вулканизма..

51. Обдукция океанической литосферы и её предполагаемые механизмы.

Нормальное взаимодействие континентальной и океанской литосфер на конвергентных границах выражается субдукцией. Только местами и на короткое время появляется такое сочетание тектонических условий, при котором океанская литосфера бывает поднята и надвинута на конти­нентальную окраину. В настоящее время этот процесс, по-видимому, нигде не про­исходит, но сравнительно недавний эпизод (конца миоцена — плиоцена) установлен на сочленении Чилийского спредингового хребта с Андской активной окраиной. К момен­ту надвигания это была сравнительно молодая, средней мощности и еще мало охлажденная литосфера с относительно низкой средней плотнос­тью и поэтому, в соответствии с изостазией, высоким гипсометрическим положением – необходимое условие обдукции.

Обдукция, как правило, сопровождается динамотермальным мета­морфическим воздействием горячих перидотитов, слагающих низы ли-тосферной пластины, на породы автохтона.

Механизмы обдукции:

Обдукция на краю океанского бассейна происходит как у актив­ных, так и у пассивных его окраин. Это модель обдукции при столкновении спредингового хребта с активной континентальной окраиной. Если хребет про­стирается приблизительно параллельно окраине, то в ходе субдукции континентальная плита перекроет ближайшее его крыло и придет в со­прикосновение с поднятым краем другого крыла, которое в результате может оказаться надвинутым. Пример – поглощение Чилийского спредингового хребта.

Обдукция при замыкании бассейнов океанского типа. Геологиче­ские условия нахождения многих обдуцированных фрагментов океан­ской литосферы вблизи глубинных офиолитовых швов Средиземно­морско-Гималайского и других складчатых поясов позволяют связать их происхождение с замыканием малых океанских бассейнов, подобных Красному морю. Если раскры­тие таких бассейнов непосредственно сменяется их сжатием, то высокий тепловой поток благоприятствует отслаиванию литосферных пластин. Высокое гипсометрическое положение молодой океан­ской литосферы и погруженные под уровень моря плечи утоненной континентальной коры на краях таких спрединговых бассейнов способ­ствуют обдукции. При полном смыкании континентального обрамления структурный шов воздымается, а на дне смежных эпиконтинентальных бассейнов появляется уклон, обеспечивающий дальнейшее гравитаци­онное перемещение обдуцированных пластин океанской литосферы, со­провождаемое формированием олистостром.

52. Области коллизии континентальной литосферы: рельеф, структура, движения, вулканизм, глубинная характеристика.

Если к конвергентной границе с обеих сторон подходит континенталь­ная литосфера, то относительно легкие сиалические породы не погру­жаются в мантию, а вступают в активное механическое взаимодействие. Интенсивное сжатие порождает сложные структуры, утолщение коры и горообразование. При этом может проявиться внутренняя тектоническая расслоенность литосферы, когда она делится на пластины, испытывающие горизонтальное смещение и дисгармоничные деформации. , на конвергентной границе вместо субдукции развивается коллизия, т. е. столкновение ли-тосферных плит — геодинамический режим, который в настоящее время проявляется главным образом вдоль Средиземноморско-Гималайского складчатого пояса протяженностью в тысячи километров. Коллизия, связанные с ней движения и деформации максимальны на тех отрезках этого пояса, где южной окраине Евразии противостоят выступы континентальных плит Индостана и Аравии. В этих местах формируются пережимы (скручивания) складчатого пояса.

Грандиозное сооружение Гималаев и Тибета дает представление о бо­лее зрелой и все еще весьма активной фазе коллизионного взаимодей­ствия крупных континентальных единиц. Оно началось в палеогене 50-70 млн лет назад, когда океанская литосфера, отделявшая субкон­тинент Индостана от Евразийской окраины, полностью под нее субду-цировала. Наклон зоны субдукции предопределил южную вергентность складчатости и надвигов коллизионного этапа. Встречное движение Индостана и Евразии, скорость которого до на­чала коллизии достигала 15-20 см/год, продолжалось и в дальнейшем. Сначала (до олигоцена) оно про­исходило со скоростью около 10 см/год, позже — 5 см/год и менее, а сум­марное сближение после начала коллизии превышает 2000 км.

Горообразование при коллизии сопровождается накоплением мощ­ных моласс в передовых и межгорных прогибах.

Продольное перемещение горных масс коллизионного пояса. При конвергенции неоднородных по своему строению литосферных плит, со­стоящих из континентальных и океанских частей, а также там, где конти­нентальная окраина взаимодействует с несколькими разными плитами и микроплитами, наблюдаются переходы по простиранию от зон коллизии к зонам субдукции или наоборот. Примером может служить рассмотрен­ное выше продолжение Тиморской коллизионной системы Зондской субдукционной. Свойственный Среди­земноморско-Гималайскому поясу сложный структурный рисунок объясняют неправильными очертаниями и взаимным геометрическим несоответствием формиру­ющих этот пояс континентальных окраин: Евразийской, с одной сторо­ны, Африкано-Аравийской и Индостанской — с другой.

Наиболее выразительны соотношения на сочленении коллизионного Анатолийско-Кавказского и субдукционного Эгейско-Кипрского сег­ментов, поскольку интенсивное сжатие складчатого пояса перед фрон­том Аравийского индентора соседствует там с не менее интенсивным и устойчивым растяжением над зоной субдукции.

Коллизионные деформации на удалении от конвергентной гра­ницы. При благоприятных геологических условиях коллизионные деформации проявляются не только в зоне конвергентного взаимо­действия литосферных плит, но и на удалении от нее. Так, под давле­нием со стороны коллизионного орогена Альп платформенный чехол форланда был сорван по пластичным породам соленосного триаса, смещен и деформирован с образованием в 50-150 км к северо-запа­ду складчатой системы Юрских гор.

Гораздо дальше, на тысячи километров, распространяется влияние самого большого из современных коллизионных орогенов — Гималайско-Тибетского.

Коллапс коллизионных орогенов. В развитии коллизионных горных сооружений вслед за этапом сжатия, утолщения и изостатического поднятия земной коры закономерно следует этап ее растяжения, уто­нения и соответствующего опускания (орогенный коллапс). В Альпах, где современное растяжение проявляется сейсмоло­гически, обнаружено, что в центральных зонах орогена оно началось еще 20 млн лет назад и длительное время сосуществовало со складчато-надвиговыми деформациями сжатия на периферии горного сооружения.

53. Горячие точки и мантийные плюмы

В 1970х годах Дж. Вилсон и Дж. Морган предложили гипотезу «горячих точек» и «мантийных струй (плюмов)». Основание - наблюдения на Гавайском и Императорском хребтах в Тихом океане. Первый из них представляет собой цепь островов с потухшими вулканами, заканчивающуюся на юго-востоке действующими вулкана­ми островов Гавайи. В начале она сочленяется с цепью подводных вулканических возвышенно­стей, известных как Императорский хребет. Таким образом, видим картину закономерной миграции во времени и в пространстве вулканических центров. Эту картину Вилсон и Морган объяснили тем, что под о. Гавайи в настоящее время действует горячая мантийная струя, которая пробивает астеносферу и литосферу и занимает стационарное положение. Тихоокеанская плита двигалась над этой горячей точкой сначала в северо-западном (Импе­раторский хребет), а затем, с 42 млн лет, в западо-северо-западном на­правлении, в то время как горячая струя ее «прошивала» и создавала все новые вулканы.

Насчитывается около 40 горячих точек в океанах и на континентах, и почти со всеми связаны проявления вулканической деятельности. Ха­рактерна щелочно-базальтовая магма, происходящая из недеплетированной мантии, что указывает на глубинное положение «корней» горя­чих точек. Если исходить из их стационарности, то можно определять не относительные, а «абсолютные» движения литосферных плит, измеряе­мые по отношению к заякоренным в мантии горячим точкам.

Также существует понятие суперплюмов, с которым связывают процессы дробления и распада суперконтинентов.

Асейсмичные хребты в океанах, их главные типы и происхождение.

Типы:

1. Гавайский – образовался при прохождении тихоокеанской плиты над очагом на глубине 17 км

2. Исландско-Форрерский подводный порог. – очень сильное утолщение океанической коры – до 40 км

но нет нормальной океанической коры, в момент спрединга над мантийной струёй формируется мощная океаническая кора.
38. Горизонтальные движения относительные и абсолютные, определение их направления и скорости.

Насчитывается около 40 горячих точек в океанах и на континентах, и почти со всеми связаны проявления вулканической деятельности. Ха­рактерна щелочно-базальтовая магма, происходящая из мантии, что указывает на глубинное положение «корней» горя­чих точек.

1й способ определения абсолютных движений: Если исходить из их стационарности, то можно определять не относительные, а «абсолютные» движения литосферных плит, измеряе­мые по отношению к заякоренным в мантии горячим точкам. Пример: Гавайский и императорский вулканические хребты, где начиная от Гавайских к возраст потухших вулканов закономерно возрас­тает до эоценового (42 млн лет) на северо-западной оконечности цепи. Здесь она сочленяется с цепью подводных вулканических возвышенно­стей - Императорским хребтом. Простирание этого хребта не ЗСЗ—ВЮВ как Гавайского, а СЗ—ЮВ; возраст вулканических по­строек возрастает от эоценового до позднемелового (78 млн лет). Таким образом, перед нами картина закономерной миграции во времени и в пространстве вулканических центров.

2й способ определения абсолютных движений - используя так называемую безмоментную систему отсчета. Она основана на том, что каждая из существующих в данное время плит сообщает мезосфере вращательный момент, который можно вычислить, зная границы плит и их угловую скорость. Затем надо найти такую систему, в которой сум­марный момент, сообщаемый мезосфере всеми плитами, равен нулю. Сравнение полученных результатов с данными по горячим точкам по­казывает довольно хорошее, но все же неполное соответствие. Послед­нее указывает на то, что горячие точки испытывают относительно друг друга некоторые перемещения, но они незначительны по сравнению с движениями самих литосферных плит. Недавно благодаря специальной программе палеомагнитного опробования вулканитов Императорского хребта было доказано и измерено меридиональное смещение формиро­вавшей его мантийной струи.

55. Пассивные континентальные окраины, характерные ряды осадочных формаций, магматические образований.

Особенности ПО:

Ø их внутриплитное положение

Ø низкую сейсмическую и вулканическую активность

Ø отсутствием глубинных сейсмофокальных зон.

ПО характерны для молодых океанов:

Ø Атлантического (кроме двух участков против Антильской и Южно-Сандвичевой вулк. дуг)

Ø Индийского (кроме обрамления Зондской дуги и окраины Макрана)

Ø Северного Ледовитого

Ø антарктической окраины Тихого океана.

Образовались в процессе раскола суперконтинента Пангея (200 млн лет назад).

Строение типичных ПО:

1) шельф

2) континентальный склон

3) континентальное подножие

Шельф - подводное продолжение прибрежной равнины материка

Обладает: пологим наклоном в сторону моря, изменчивой шириной (сотни км). Бровка (внешний край шельфа) лежит в среднем на глубине 100 м (до 350 м у берегов Антарктиды).

Поверхность шельфа - аккумулятивная, реже абразионная равнина, шельф является зоной активного воздействия волн.

Континентальныйсклон - узкая полоса дна шириной < 200 км.

Хар-ся: крутым уклоном, в среднем около 4° ( иногда 35-90°). Глубина океана увеличивается от 100-200 до 1500-3500 м.

Границы с шельфом и континентальным подножием выражены в рельефе дна резкими перегибами.

Континентальноеподножие хар-ся значительной шириной – 100n-1000n км (Индийский океан).

Полого наклонено в сторону абиссальной равнины (переход на глубине 5 км).

Сложено мощной толщей осадков (15 км) – в результате лавинной седиментации

Часто представляет собой слившиеся конусы выноса подводных каньонов и долин, прорезающих континентальный склон (и частично само подножие) - продолжение речных долин суши (Индийский океан — в Бенгальском заливе на продолжении дельты Ганга, Атлантический – реки Амазонки, Нигер и Конго). В составе осадков значительную роль играют турбидиты — продукт отложения из мутьевых потоков и контуриты, отложенные придонными продольными течениями.

Ещё есть Краевыеплато - опущенные на глубину 2-3 км периферические участки шельфа (ступени), отделенные от шельфа либо уступом типа континентального склона, либо трогом рифтового происхождения. (Сан-Паулу напротив Бразилии, Фолклендское у Аргентины в Атлантике). Ширина плато 100n км.

Стадии развития ПО:

Предрифтовая: будущая ПО может испытать некоторое поднятие, но оно не всегда ведет к размыву накопившегося ранее платформенного осадочного чехла. Отложения этого чехла рассматриваться как предрифтовые.

Рифтовая: на рифтовой стадии континентальная кора подвергается дроблению, с образованием клавиатуры грабенов и горстов, внедрением даек, излияниями базальтов, утонением кристаллической коры. В итоге нормальная континентальная кора замещается корой переходного типа — субокеанской.

Послерифтовая или спрединговую: переход от рифтовой стадии к послерифтовой — раскол континентальной коры, раздвиг с началом спрединга и новообразования океанской коры.

На более поздней фазе раскрытия молодой океанский бассейн расширяется.

Шельфы и краевые плато подстилаются той же консолидированной континентальной корой, что и прилегающая часть материка, но эта кора утонена до 25-30 км, разбита разломами и пронизана дайками основных пород. Ее верхняя часть - чередование горстов и грабенов, разделённых листрическими сбросами, выполаживающимися с глубиной в сторону океана, а в средней части коры или на границе Мохо

сливающимися в единую поверхность срыва. Грабены выполнены континентальными обломочными осадками, во влажном климате угленосными, в аридном красноцветными, нередко прослоенными покровами толеитовых базальтов - всё это отложения РИФТОВОЙ СТАДИИ.

Ее несогласно перекрывает плащ ПОСЛЕРИФТОВЫХ ОСАДКОВ, в аридном климате начинающийся эвапоритами, которые затем сменяются нормально-морскими отложениями. Все эти отложения плавно увеличивают свою мощность к бровке шельфа, затем этот материал сбрасывается за пределы шельфа и последовательно его наращивает, выдв