Головна

Аналіз потужностей.

  1.  ABC-XYZ аналіз
  2.  Finance, бета-аналіз брендів)
  3.  GAP-аналіз у розробці стратегії організації.
  4.  Gt; Йде аналіз голосу.
  5.  II Аналіз внутрішнього середовища
  6.  II етап роботи над твором: Аналіз
  7.  II. Аналіз основних груп джерел вивчення теми.

Проводиться на основі складання карт ліній рівних потужностей, або Ізопен.

Відмінність від методу аналізу фацій: не тільки якісна, але і кількісна оцінка вертикальних рухів. У мілководних, епіконтінентальних морях і на шельфах підводних околиць континентів потужність опадів відповідає розміру тектонічного занурення дна басейнів. Пояснюється це діяльністю хвиль, яка перешкоджає накопиченню опадів вище певного рівня - профілю рівноваги.

умови:

Компенсованого занурення - харктерная однорідність складу опадів: пісковики, глина. Можна визначити глибину опускання = потужність опадів + глубна басейну (визначається по шаруватості і іншим текстурованим ознаками, по фауні мілководній і глибоководної, по детриту.

Недокомпенсірованного занурення - глибина бссейнов важлива, але дуже невизначена. (Глибина карбонатної компенсації, текстурні ознаки карбонатів - уламкові - риф, пілтоморфние - глибше)

Перекомпенсіроанного занурення - солі великої потужності від більш тонких до грубих вгору по розрізу. Глибину не виміряти

Певні труднощі при застосуванні аналізу потужностей створюють їх вторинні зміни, пов'язані з різними причинами:

1) ущільненням опадів під впливом ваги верхніх відкладень;

2) зміною потужності при складкообразования;

3) наступним розмивом відкладень.


18. Аналіз фацій при вивченні горизонтальних рухів. Палінспатіческіе реконструкції.

Карти фацій можуть використовуватися для:

 * Визначення величини горизонтальних зсувів по змінам. Ця величина відповідає відстані між однотипними фаціальними зонами, нині роз'єднаними даними сдвігом.- Сан-Андреас в Каліфорнії - для цієї ж мети використано взаємне розташування міоценових конгломератів і гранітного масиву, який служив джерелом матеріалу для їх освіти.

 * Визначення зсувів по великим надвігам - шар'яжам.

У гірських спорудах шарьяжного будови, т. Е. Що представляють нагромадження насунутих один на одного тектонічних пластин, для відновлення первинного розташування опадів в басейні необхідно провести відновлення перфоначальной ситуації за методами:

Метод збалансованих розрізів (спрощена картинка - будується по свердловинним даними, потім розтягується

Метод аплікацій (була структура, поном фігурки розсунули щоб отримати фаціальні ряди)

Метод сдвіжек (починаючи з автохтона починаємо зрушувати)

Точніші - методи палеомагнітних реконструція

За фациям - поєднання контіннтов

Палінспастіческіе реконструкції ускладнюються, якщо крім переміщень по надвігам регіон зазнав і переміщення по змінам, т. Е. Окремі пластини переміщалися не паралельно один одному. У подібній ситуації пластини слід переміщати в напрямках, зворотних передбачуваним зсувам, до збігу геологічних кордонів в межах суміжних пластин.


20. Об'ємний метод вивчення тектонічних рухів, його можливості.

На додаток до аналізу фацій і потужностей А. Б. Ронов розробив об'ємний метод вивчення вертикальних рухів.

 За цим піках чувак розділив типи складчастості

Фішка: маємо справу не з потужністю, а з обьемом!

Для чого потрібен метод?

1) підрахунок сумарних обсягів відкладень (За картками потужностей);

2) вимір відносних обсягів різних типів відкладень (За картками фацій / літофацій і потужностей);

3) визначення середнього розміру занурення і середньої потужності відкладень;

4) визначення середньої швидкості занурень (Частка від ділення середнього розміру занурення на абсолютну тривалість відповідного інтервалу часу);

5) визначення середньої інтенсивності вулканізму (Частка від ділення обсягу вулканогенних порід на добуток площі і часу їх накопичення);

6) визначення розміру і середньої швидкості підняття за обсягом знесеного з нього уламкового матеріалу, переотложенного в сполучених прогибах (цифри виходять кілька занижені, оскільки враховується лише та частина підняття, яка компенсована денудаційними зрізом, і ігнорується винос розчинних компонентів в океан);

7) визначення так званого коефіцієнта підняття (Відношення загального обсягу уламкових порід до загального обсягу всіх відкладень).


21. Аналіз перерв і незгод в тектоніці.

Палеогеологіческіе карти:

 * Складаються для регіональних розбіжностей, що відповідають переломним епохам тектонічної історії.

 * В основному за даними буріння

 * Поверхня ніби наводиться в горизонтальне положення, знімається ефект наступних деформацій.

 * Бонусні модифікації: карти трансгрессий - Відображають вік базальних відкладень послепереривного комлексу. карти контакту - Винесені стратиграфические одразделенія як послепереривной, тк і допереривной серії.

Трекові термохронологія: - Для кількісної оцінки процесів тектонічної або ерозійної денудації, а також при вивченні інших тектонічних обстановок, які виводять на поверхню глибинні комплекси ДП.

Заснований на підрахунку щільності треків (слідів) від проходження осколків спонтанного ділення ядер урану, що накопичуються в мінералі в ході геологічної історії.

Кількість треків пропорційно часу.

Формування треків починається при певній температурі, званої блокує або замикає. Нижче цієї температури в кристалі починають працювати «трекові годинник», щільність треків збільшується з плином часу, а їх довжина залишається постійною - близько 16 мікрон.

Таким чином трекові датування дозволяє простежити термальну історію одиничного мінерального зерна і гірської породи.

Сучасні дослідження, що використовують трекові датування, спрямовані на вивчення ексгумації тих чи інших комплексів в складчастих поясах, реконструкцію джерел зносу теригенно матеріалу, встановлення термальною історії осадових басейнів і датування фауністично бідних розрізів.

Трековий вік відображає час охолодження мінералу нижче певного порогу або температури закриття. Трекові віки відповідають часу формування для швидко охололи вулканічних порід (вік виверження) або відображають час охолодження порід, повільно піднімаються з глибин в результаті ексгумаційних процесів (вік ексгумації).


23. Палеомагнітні методи вивчення тектонічних рухів. Виявлення ороклінальних вигинів.

Виявлено, що гірські породи, як осадові, так і магматичні, якщо вони не піддавалися інтенсивним механічним або тепловим впливам, зберігають «пам'ять» про магнітне поле, В якому вони утворилися - залишкова намагніченість.

Пояснення: феромагнітні мінерали, що входять до складу порід, в момент осадження осаду або кристалізації магми набувають орієнтування, що відповідає орієнтуванні магнітного поля, в якому протікав процес накопичення опадів або магматизму. Це орієнтування зберігається до точки Кюрі (близько 400 градусів) Орієнтування: магнітне схилення направлено на північний магнітний полюс, а нахил залежить від широти: чим вона вища, тим нахил більше.

Помірявши, зробили висновок, що магнітні полюси в геологічному минулому займали інше положення, ніж в даний час. Але З'ясувалося, що рухаються не магнітні полюси, а материки.

Палеомагнітні визначення дають два параметра - напрямок на полюс (по магнітному відміні) і палеошіроту (по магнітному нахиленню); їх поєднання дозволяє обчислити положення полюса. Для отримання достовірних результатів необхідно взяти зразки з різних ділянок і зробити по ним виміри, які вказують на стан палеополюса. Точність методу - лайно (500км)

для останніх 170 млн років більш точний палеомагнітний метод, Заснованим на використанні лінійних магнітних аномалій, розвинених в океанах і зобов'язаних своїм походженням спредингом в умовах періодичних інверсій геомагнітного поля. Ці аномалії, можуть розглядатися як ізохрони. Якщо взяти пару таких аномалій - ізохрон, симетрично розташованих відносно сучасної осі спрединга, то всю смугу океанської кори між цими аномаліями можна вважати утворилася в більш пізній геологічне час. Отже, якщо картографічно поєднати ці пов'язані аномалії, континенти зблизяться і займуть то становище, яке вони займали під час освіти даних аномалій.


24. Метод суміщення траєкторій уявній міграції геомагнітного полюса при палінспастіческіх реконструкціях.

З'ясувалося, що рухаються не магнітні полюси, а материки. Отримані для кожного материка криві, що з'єднують послідовність положення полюсів, встановлених для окремих геологічних епох і століть, є криві не щирою, а уявній міграції полюсів. Це не означає, що не існує справжньої міграції магнітних полюсів, - порівняння реконструкцій рухів плит по палеомагнітним даними і по гарячих точках виявляє розбіжність, що дозволило визначити інстіннимі міграцію полюсів, але вона відбувається в невеликих межах.


25. Регіональні зрушення, їх виявлення, визначення напрямку, амплітуди.

 
 

регіональні зрушення - Приурочені головним чином до Трансформаційний кордонів великих і малих літосферних плит і до областям міжконтинентальної колізії.

Сан-Андреас в Каліфорнії - трансформного межа Тихоокеанської і Північно-Американської плит - 1300км правобічний зсув. Сейсміч до глибин 20-25км. Зсув - 5 см / рік.

Альпійський зрушення Нової Зеландії - на кордоні Тихоокеанської і Австралійської літосферних плит, де правосторонній зсув вже склало 450 км. зона знижених швидкостей сейсмічних хвиль, а навколо її нижнього відрізка виявлено ділянку підвищеної електричної провідності.

Трансформний розлом Королеви Шарлотти - по межі літосферних плит уздовж північноамериканського узбережжя супроводжується цілою системою паралельних йому активних правобічних зрушень в Кордильєрах.

в'язкі зрушення - В областях, порушених регіональним метаморфізмом. Характеризуються великою шириною (кілометри) порушеної ними зони, відсутністю єдиної площини розлому, а також брекчий тертя. Іноді уздовж таких зрушень з'являються гранітні тіла.

В океані Трансформаційний кордону плит - фрагментами, чергуючись з рифтогенних відрізками, але головні з Трансформаційний розломів тривають як внутріплітнимі порушення на сотні і тисячі кілометрів.

Розломи зон океанського рифтогенеза представлені системами паралельних скидів, що обмежують рифтові долини.

Інформація про розломи:

Сейсмічні методи: рішення фокального механізму сейсмічних вогнищ, наземна і космічна геодезія, в тому числі GPS.
 26. Подільність сучасної літосфери на плити і мікропліти. Межі літосферних плит.

Основні положення тектоніки літосферних плит:

1. Поділ верхній частині твердої Землі на жорстку і тендітну літосферу і більш пластичну і рухливу астеносферу.

2. Літосфера подразделена на обмежене число тектонічно відокремлених плит - В даний час сім великих і кілька малих. Підстава для їх виділення і проведення кордонів - розміщення вогнищ землетрусів.

3. Характер їх взаємних переміщень. Розрізняють три роду меж:

1) дівергентние кордону, уздовж яких відбувається розсування плит, - спрединг;

2) конвергентні кордону, на яких йде зближення плит -субдукция и колізія;

3) Трансформаційний кордону, уздовж яких відбувається горизонтальне ковзання однієї плити відносно іншої по площині вертикального Трансформаційний розлому. Все кордону плит на поверхні Землі сочленяются один з одним. Особливий інтерес представляють потрійні зчленування.

4. Горизонтальне рух плит може бути описано законами сферичної геометрії - теоремою Ейлера.

5. Площа що поглинається в зонах субдукції океанської кори дорівнює площі кори, що народжується в зонах спрединга.

6. Основна причина руху плит - мантийная конвекція Спосіб її впливу на літосферні плити: ці плити, що знаходяться в в'язкому зчепленні з астеносферой, захоплюються течією до зон субдукції


27. Сучасні зони рифтогенеза.

На дівергентних межах розвивається ріфтогенез.

Більшість сучасних рифтових зон пов'язані, в глобальну систему. Велика частина Рифт - в океанах, де виражена серединно-океанськими хребтами. Ці хребти продовжують один інший.

потрійні зчленування: На з'єднаннях Чилійського і Галапагосского хребтів з Східно-Тихоокеанським, на півдні Атлантичного океану і в центральній частині Індійського.

Перетинаючи кордон з пасивними континентальними околицями, океанські Рифт тривають континентальними: На південь від потрійного зчленування Аденської і красноморских океанських Рифт з рифтом долини Афар: уздовж неї з півночі на південь океанська кора виклінівается і починається континентальна Східно-Африканська зона. У Арктичному басейні хребет Гаккеля.

Там, де серединно-океанські хребти підходять до активної континентальної околиці, вони можуть поглинатися в зоні субдукції: У Андской околиці закінчуються Галапагоський і Чилійський хребти.

Відмирання рифтових зон по простяганню носить характер поступового загасання або буває приурочено до Трансформний розлом, як, наприклад, на закінчення хребтів Хуан-де-Фука і Американо-Антарктичного. Для красноморских рифту закінченням служить зсув Мертвого моря.

Загальне розташування: Майже повне кільце навколо Південного полюса на широтах 40-60 °, мерідіанально відокремлюються три згасаючих на північ пояса: Східно-Тихоокеанський, Атлантичний и Індоокеанскій. Негативні аномалії швидкостей і підвищений затухання сейсмічних хвиль пояснюють висхідним струмом розігрітого речовини мантії.

особливості:

 * Великомасштабні подовжені западини з осьової долиною, огріченние лістріческіх скидами, грабенамі, розсуваючи.

 * Западини з'єднуються через жменю або діагональні зрушення

 * Ріфти екстремальних розтягування - правінція Рифт і басейнів.

 * Типи: Щілиноподібні, Екстремального розтягування, Пулл-Апарт


28. Сучасні Рифт - континентальні і океанські: Рельєф, тектоніка, сейсмічність, тепловий потік, вулканізм, руху

Континентальні Рифт.

Активним рифтових зонах континентів властиві розчленований рельєф, сейсмічність і вулканізм, які чітко контролюються великими розломами, переважно скидами. Головний сучасний пояс континентального рифтогенеза, що простягнувся майже меридионально більш ніж на 3 тис. Км через всю Східну Африку, так і був названий поясом Великих африканських розломів. озера Танганьїка, Ньяса і ін.

Рельєф, структура і осадові формації. Центральне положення в рифтової зоні зазвичай займає долина шириною 40-50 км. Тектонічні блоки на обрамленні рифту бувають підняті до відміток 3000-3500 м ,. В області Басейнів і Хребтів Північної Америки розтягнення земної кори розподілилося по великій (майже 1000 км) площі, де утворилися численні порівняно дрібні грабени, розділені горстами, що створює складний тектонічний рельєф.

У разі формування пологих вузьких скидів по ним на глибині розвивається динамотермального метаморфизм, відповідні породи надалі оголюються на поверхні.

Геофізичні характеристики. За геофізичними даними, потужність кори під континентальними Рифт зменшується і відбувається відповідний підйом поверхні Мохоровичича, яка знаходиться там в дзеркальному відповідно до наземним рельєфом. У мантійному виступі під рифтом породи разуплотнени.

Океанський ріфтогенез.

Океанський ріфтогенез, основу якого складає раздвиг допомогою магматичного расклинивания, може, таким чином, розвиватися як пряме продовження континентального. Разом з тим багато сучасних рифтові зони Тихого і Індійського океанів спочатку закладалися на океанської літосфері в зв'язку з перебудовами руху плит і їх дробленням.

Спрединг в підводних серединно-океанських хребтах. франко-американська програма FAMOUS, по якій в 1974-1975 рр. були закартировано ділянки Серединно-Атлантичного хребта на північний захід від Азорських островів, розташовані в рифтової долини.

До вулканічним зонам серединно-океанських хребтів приурочені виходи високотемпературних гидротерм, особливо численні при високих швидкостях спрединга. З ними пов'язані мідно-цинкові колчеданні руди, залізомарганцевих металоносні опади, а також зеленокаменного зміна базальтів.

Формування океанської кори в зонах спрединга. Освіта II шару океанської кори з базальтової верхньою частиною і комплексом паралельних долеритових ДАЕК внизу вже розглянуто вище як результат послідовного гідравлічного расклинивания.

В умовах високошвидкісного спрединга на Східно-Тихоокеанському піднятті в покрівлю магматичних вогнищ впроваджуються штокообразние тіла масивних габро-діабазів і мікрогаббро, які проривають комплекс паралельних ДАЕК і, в свою чергу, можуть перетинатися пізнішими лайковими комплексами.

В умовах низької спрединга Серединно-Атлантичного хребта на 35 ° с. ш. сейсмічна томографія виявила іншу живильну систему базальтових виливів.

магматизм:

1. нехарактерний для потужної літосфери поза гарячих точок на початковому етапі (Байкал)

2. Кільцеві штокові інтрузіях ультра-основного складу в бортових частинах.

3. Підвищена лужність.

4. Спочатку кислі, потім основні породи.

5. Вибуховий характер (насичений водою - для кислих)

6. трапу магматизму, базальтовий склад - предріфтовая стадія (Ефіопське плато)

метаморфізм:

1. дінамометаморфізм - в асиметричних системах.

2. Звичайний, глибинний

сейсмічність:

Активна уздовж бортів (4-5 балів). Глибина епіцентру - 35 км. часті землетруси

Тепловий потік:

Різко підвищений (особливо в екстремальних зонах), змінює войства літосфери.


30. Походження рифтових зон: пасивний і активний механізм закладення.

Геолого-геофізичні дані про будову і сучасної активності континентальних і океанських Рифт виявляють прояв двох головних механізмів рифтогенеза: деформаційного, при якому розтягнення реалізується розривними і в'язкими деформаціями кори в порівняно вузькій смузі зі зменшенням її потужності і утворенням «шийки» і механізму гідравлічного расклинивания, при якому активна роль належить базальтової магми, що розсовує породи земної кори в напрямку напруг, що розтягують.

Деформаційний ріфтогенез. Розтягування в Рифт відбувається за допомогою скидних зсувів. При цьому в міру розтягування скиди згинаються і виполажіваются в своїй нижній частині, стають лістріческіх. + Локальне утонение літосфери під дією напруг, що розтягують з утворенням симетрично побудованої рифтової зони.

Б. Верніке (1981) запропонував модель, що враховує асиметрію багатьох Рифт. Два механізму деформаційного рифтогенеза, що відповідають двом різним геологічним типам Рифт (симетричного і асиметричного), подібні в основах побудови моделей, вони сумісні і можуть діяти поряд в єдиній зоні розтягування літосфери.

Механізм гідравлічного расклинивания. При наявності на глибині вогнищ базальтової магми - інший механізм рифтогенеза. Швидкий підйом базальтової магми до поверхні, його забезпечує розклинюючий ефект, який чинить магма на породи земної кори. Характерні особливості лінійних ДАЕК. Як правило, вони впроваджені по вертикальних тріщин

Гідравлічним розривом (гідророзривом) називають процес утворення і поширення тріщин в гірських породах під тиском рідини, в тому числі магматичного розплаву. Для розвитку гідророзриву досить, щоб тиск рідини лише незначно перевищувало мінімальне стискуюче напруга в породі.

Таким чином, при наявності на глибині резервуара рідкої магми виникають умови для розростання шарів земної кори під дією безлічі паралельних гідророзривів, в кожному з яких нагнітання розплаву призводить до розсуваючи вміщають порід.

Обидва механізму рифтогенеза - деформаційний і гідравлічний - беруть участь у формуванні як континентальних, так і океанських Рифт, але в першому випадку домінує деформаційний, у другому - гідравлічний механізм. Можливо почергове або спільне (на різних рівнях) прояв обох механізмів в одній рифтової зоні.


31. Асиметричні хребти.

Провідна роль відводиться великому пологому (10-20 °) грузлому скидання, Зміщується всю літосферу і контролюючому динамотермального метаморфизм: відповідні метаморфічні комплекси оголюються при подальшому сбросовом зміщенні або виступають на поверхні в куполоподібних структурах - так званих метаморфических ядрах. У міру розтягування висячий крило ускладнюється ступінчастою системою лістріческіх скидів, в той час як на іншому крилі все більше оголюється полога зона головного скидання з її метаморфіти. Тут утонение літосфери визначається рассекающим її пологим скиданням, і воно виходить максимальним не під осьової частиною рифту, а під висячим крилом. Крім того, воно відбувається тут за рахунок зміщення в бік важкої мантийной частини розрізу, тому середня щільність самої стоншення літосфери виходить низькою. ця легка літосфера изостатически піднімається, Під неї наближається до поверхні астеносферних виступ, а над ним, на піднесеному висячому крилі рифту, проявляється вулканізм. Така асиметрія добре відома в Східно-Африканському поясі, уздовж якого чергуються Рифт з відносно піднесеним західним і східним крилом. Надалі термально-обумовлені опускання кілька згладжують початковий тектонічний рельєф, так як вони визначаються утонением літосфери і тому максимальні під піднятим крилом рифту.


29. Глибинне будова рифтових зон на континентах і океанах

 
 

 33, високо і низькошвидкісні зони спрединга.


Швидкі:

Наявність магматичних камер, лінзи під неовулканіческой зоною, м = 200 м, період виливу 100тні років - щитові вулкани -покровние лави

Трубовие лави

канатні лави

Лопостние - по нерівних поверхнях, уступах

Захороняется вода-пар-пустотілі колони

Лави Порфирова-не встигають диференціюватися

гідротерми

Чітко виражена морфологія осьового гребеня
 54. Зміна потужності, будови, в міру віддалення від осі спрединга.

- Збільшення потужності осадового шару від осі серединних хребтів до бортів басейну,

- Збільшення стратиграфической амплітуди цього шару в тому ж напрямку за рахунок появи в його підставі все більш древніх опадів, зростання глибоководного опадів вгору по розрізу, обумовлене зміщенням будь-якої ділянки дна в спредінгових басейні від гребеня до підніжжя се-дінно-океанського хребта,

- Присутність в підставі осадового шару металоносних опадів на значній відстані від осей хребтів, де вони повинні були утворитися, і ряд геофізичних ознак


34. Зони Трансформаційний розломів.

Сегментація зон спрединга, Трансформаційний розломи. Рифтові зони океану розбиті численними поперечними розломами. Поперечні порушення між сегментами належать категорії Трансформаційний розломів - особливого кінематичного типу розривів зі зсувними зміщенням, які переносять, трансформують горизонтальне рух літосфери від однієї активної кордону (дивергентной або конвергентної) до іншої. Трансформаційний розломи рифтових зон відповідають типу «хребет - хребет», т. Е. Знімають горизонтальні напруги між двома відрізками рифтової зони. На деяких відрізках Серединно-Атлантичного хребта вони слідують через кожні 100-50 км і навіть частіше.

Причини накопичення напружень між сегментами серединно-океанського хребта пов'язані з нерівномірністю спрединга. Уздовж хребта змінюється його швидкість, симетричний спрединг може бути сусідами з асиметричним.

У всіх випадках такі Трансформаційний розломи вторинні по відношенню до рифтогенних розсуваючи, і це визначає властиве їм напрямок горизонтальних переміщень. Наприклад, зчленування двох сегментів Серединно-Атлантичного хребта по Трансформний розлом Чарлі - Гіббс має вигляд лівостороннього зсуву, в той час як реальне зміщення на активному відрізку між розкриваються рифтовими долинами правосторонній.

Якщо в ході спрединга відбувається незначна переорієнтування руху розходяться літосферних плит, т. Е. Кут між напрямком їх розсовуючи і простягання Рифт відхиляється від прямого, то з'являється компонента руху, перпендикулярна Трансформний розлом. Залежно від геометричних співвідношень це породжує в зоні розлому або стиснення, або розтягнення («Транспрес» або «транстенсію»). У першому випадку порушується вільне ковзання, спостерігаються деформації стиснення і підняття, виражене в підводному рельєфі. У другому випадку відбувається раздвиг, освіту ущелин з крутими обривистими схилами, з піднятими з глибини тектонічними клинами серпентінізірованних перідотітов мантії і з підвищеним тепловим потоком. Яскравим прикладом служить ущелина уздовж розлому Романш в Екваторіальній Атлантиці.

Широко відомий і детально вивчений розлом Сан-Андреас в Каліфорнії - континентальний відрізок трансформного кордону Тихоокеанської і Північно-Американської літосферних плит зі зміщенням типу «хребет -хребет» між спредінгових системами хребта Горда і Каліфорнійського затоки. На канадському відрізку кордоном тих же двох плит служить розлам Королеви Шарлотти - трансформного система типу «хребет - дуга». Алеутская субдукція демонструє інший випадок, коли визначальну роль відіграє кривизна дуги в поєднанні з напрямком субдукції: уздовж дуги зі сходу на захід субдукция стає все більш косооріентірованной і, нарешті, у Командорських островів переходить в трансформного зміщення


35. Система лінійних магнітних аномалій.

Лінійні магнітні аномалії і визначення швидкості спрединга. Ще в 60-х рр. минулого століття вивчення характерних для океанської кори лінійних магнітних аномалій (з чергуванням прямий і зворотній полярності) виявило ряд закономірностей:

1. лінійні аномалії слідують паралельно сейсмічно і магматичних активної осі рифтових зон океану і розміщуються симетрично

2. в будь-якої активної рифтової зоні Світового океану розпізнається одна
 і та ж послідовність аномалій, повторюються характерні особливості кожної аномалії. Тому було прийнято порядкові номери

3. відстань між однойменними аномаліями в різних рифтових зонах може бути різним. Воно не залишається постійним і при прослеживании уздовж однієї і тієї ж протяжної зони;

4. в деяких випадках симетрія системи лінійних аномалій щодо рифтової осі порушується тим, що по одну сторону аномалії розміщуються стисло, по іншу - разреженно.

При кристалізації базальтової магми в зоні розсовуючи термоостаточной намагніченість фіксує в гірських породах геомагнітні характеристики. У міру свого формування океанська кора відсувається від осі спрединга і, подібно магнітній стрічці, записує варіації геомагнітного поля, в тому числі інверсії його полярності. Оскільки нарощування відбувається по обидва боки від осі спрединга, утворюються дві дублюючі одна одну магнітні записи. Відстань між однойменними аномаліями на різних перетинах варіює залежно від швидкості спрединга. З цієї ж причини воно може відрізнятися і на єдиному перетині, якщо в одну сторону спрединг розвивається швидше, ніж в іншу.

І можна визначати швидкості спрединга по відстані між аномаліями за умови датування цих аномалій. Були використані успіхи магнітостратіграфіі вулканічних і осадових порід континентів, оскільки і спрединг, і нашарування шаруватих товщ дають запис одних і тих же варіацій геомагнітного поля, хоча і розгорнуту в першому випадку по горизонталі, а в другому - по вертикалі.

У 1966 р з'явилася магнітохронологіческой шкала А. Кокса (4,5 млн років.). Швидкості спрединга варіюють від часток сантиметра до 15-18 см / рік.

Максимальні значення встановлені на Східно-Тихоокеанському піднятті від 13 до 23 ° ю. ш. Повна швидкість розсовуючи літосферних плит на дивергентной кордоні вдвічі більше швидкості спрединга. (Т. К. Рух в різні боки). У міру уточнення датування лінійних аномалій дна виявляються все більш докладні відомості про те, як змінювалася в часі швидкість спрединга на тому чи іншому відрізку серединно-океанського хребта.

Лінійні магнітні аномалії - це ізохрони океанської кори, що повністю підтвердилося при глибоководному бурінні.


43. сейсмофокальной зони Беньофа. Їх глибинність, профілі, будови, напруги в осередках.

Яскравий прояв сучасної субдукції - сейсмофокальной зони - сукупність сейсмічних вогнищ, похило йдуть на глибину. Сейсмічні осередки приурочені до субдуцірует літосферних слябів і разом з ним проникають в астеносферу, іноді повністю перетинаючи її. У 1949-1955 рр. X. Беньофа з Каліфорнійського технологічного інституту узагальнюючі роботи про сейсмофокальной зонах. Тому їх назвали в його честь.

Глибинність зон Беньофа. Порівнюючи розміщення вогнищ землетрусів з результатами сейсмічної томографії для тієї ж зони субдукції, можна переконатися, що занурення літосфери спочатку, до якоїсь певної глибини, породжує осередки пружних коливань, а далі продовжується як асейсмічнимі процес. Це визначається зниженням пружних властивостей субдуцірует літосфери в міру її розігріву. Глибинність зон Беньофа залежить головним чином від зрілості субдуцірует океанської літосфери, яка з віком нарощувала свою потужність і охолоджувалася.

Другий важливий регулятор глубинности зон Беньофа - швидкість субдукції. При високих швидкостях (9-10,5 см / рік) навіть літосфера з віком 80-40 млн років зберігає свої пружні властивості до глибин близько 600 км.

Приклад: глибинність однією з найбільш протяжних сейсмофокальной зон, Андской, убуває від 600 км в її центральній частині до 150-100 км на флангах. Зміни відбуваються дискретно відповідно до сегментацією цієї зони субдукції.

Вертикальний розподіл сейсмічних вогнищ в зонах Беньофа вкрай нерівномірно. Їх кількість максимально в верхах зони, зменшується по експоненті до глибин 250-300 км, а потім зростає, даючи пік в інтервалі від 450 до 600 км.

Напрямок нахилу зон Беньофа. Слідуючи за слабкому, все зони Беньофа орієнтовані похило. У кінцево-материкових системах, в тому числі і в складно побудованих системах японського типу, слябів завжди занурюється в бік континенту, оскільки субдуцірует саме океанська літосфера. Тут при конвергентном взаємодії двох плит океанської літосфери занурюється та, яка древнє, а отже, товще і важче. Відповідна зона Беньофа нахилена, таким чином, під молодшу океанську літосферу, де б вона не знаходилася.

Профіль зон Беньофа. Нахил кожної сейсмофокалькой зони змінюється з глибиною відповідно до конфігурації слябів, прослеживаемого сейсмічної томографією. Невеликі кути нахилу у поверхні (35-10 °) з глибиною збільшуються: спочатку дуже незначно, потім звичайно треба виразний перегин, за яким можливо і подальше поступове наростання нахилу, аж до майже вертикального. Причиною нерівномірного наростання крутості минає в мантію слябів (і сейсмофокальной зони) і відповідних перегинів його профілю вважають ущільнення порід субдуцірует літосфери внаслідок фазового переходу мінералів.

Розподіл зон Беньофа.

- поблизу поверхні - Під глибоководним жолобом, а нерідко і на його океанському обрамленні - осередки розміщуються всередині літосфери, головним чином в її верхах (розтягнення).

- Нижче, на глибині до 15 км, Субдукция може бути асейсмічнимі.

- Далі - несколькоо десятків кілометрів - Максимальна сейсмічна активність, приурочена до контакту взаємодіючих при субдукції літосферних плит, переважають осередки типу пологих насувів.

- Глибше, де субдуцірует плита виходить з дотику з висячим літосферних крилом, А потім занурюється в астеносферу, всі вогнища знову знаходяться всередині слябів.

- Нарешті, ще глибше зона Беньофа триває ланцюжком вогнищ у верхній частині літосфери, що утворюються при стисненні по нахилу слябів.

Сейсмічність над зонами Беньофа визначається головним чином потужністю літосфери у висячому крилі, а також розподілом і інтенсивністю проходить крізь неї теплового потоку. В острівних дугах сейсмічність над зоною Беньофа, починаючись у жолоби, простежується по латералі на 500 км і більше. Це переважно малоглубінних вогнища.

Закономірне розподіл сейсмічних вогнищ, японська субдукція


39. Глибинне будова зон субдукції.

Субдукції - процес, при якому на конвергентної кордоні сходяться континентальна і океанська літосфера або океанська з океанської. При їхньому зустрічному русі важча плита літосфери (завжди океанська) йде під іншу, а потім занурюється в мантію.

До кінця 50-х рр. Г. Штілле висловив думку, що освіта глибоководних жолобів, супутніх їм негативних гравіаномалій і йдуть в мантію сейсмофокальной зон пов'язане з похилим підсовування третьому океанської земної кори; на певній глибині вона піддається плавлення, породжуючи вулканічні ланцюга, що простягнулися паралельно жолобу.

За характером взаємодіючих ділянок літосфери зони субдукції діляться на 2 типу: кінцево-материкові зонами (андского, Зондського і японського типу) і океанські зони (Маріанського типу). Перші формуються там, де океанська літосфера субдуцірует під континент, другі - при взаємодії двох ділянок океанської літосфери.

 Будова і субдукціонним режим кінцево-материкових зон різноманітні. Для найбільш протяжної з них Андской (близько 8 тис. Км) характерні полога субдукция молодий океанській літосфери, панування стискають напруг і горотворення на континентальному крилі.

Зондськими дугу відрізняє відсутність таких напружень, що робить можливим утонение континентальної кори, поверхня якої знаходиться в основному нижче рівня океану; під неї субдуцірует давніша океанська літосфера, що йде на глибину під більш крутим кутом.

Різновидом кінцево-материкових можна вважати і зони субдукції японського типу, уявлення про яких дає перетин, що проходить через Японський жолоб - Хонсю - Японське море. Характерно наявність крайового морського басейну з ділянками новоствореної кори океанського або субокеанского типу. Геолого-геофізичні та палеомагнітні дані дозволяють простежити розкриття крайового Японського моря в міру того, як від азіатської околиці відчленовують смуга континентальної літосфери. Поступово згинаючись, вона перетворилася в Японську острівну дугу.

При утворенні зон субдукції океанського (Маріанського) типу давніша (і тому більш потужна і важка) океанська літосфера субдуцірует під молодшу, на краю якої утворюється острівна дуга. Приклад: система південних Антил.


44 ,. Гравіметричні і магнітні аномалії над зонами субдукції, розподіл теплового потоку.

Гравіметрія: різкі аномалії сили тяжіння, витягнуті уздовж зони субдукції, при її перетині змінюються в закономірною послідовності. Перед глибоководним жолобом в океані зазвичай простежується позитивна аномалія до 40-60 МГЛ, приурочена до крайового валу. Вона обумовлена ??пружним антиклінальними вигином океанської літосфери у початку зони субдукції. Далі слід інтенсивна негативна аномалія (120-200, до 300 МГЛ), яка простягається над глибоководним жолобом, будучи зміщена на кілька кілометрів у бік його островодужного борту. Ця аномалія корелює з тектонічним рельєфом літосфери, а також у багатьох випадках з нарощуванням потужності осадового комплексу. По інший бік глибоководного жолоба над висячим крилом зони субдукції спостерігається висока позитивна аномалія (100-300 МГЛ). Зіставлення спостережених значень сили тяжіння з розрахунковими підтверджує, що цей гравітаційний максимум може бути обумовлений похилій субдукцией в астеносферу більш щільних порід щодо холодної літосфери. У островодужних системах на продовженні гравітаційного профілю зазвичай йдуть невеликі позитивні аномалії над басейном крайового моря.

Геотермические спостереження виявляють зниження теплового потоку у міру занурення щодо холодної літосфери під гостро-водужний (або континентальний) борт глибоководного жолоба. Однак далі, з наближенням до поясу активних вулканів, тепловий потік різко зростає.


45. Магматизм зон субдукції, закономірності його розміщення.

Розміщення: Просторова взаємозв'язок потужних поясів сучасного вулканізму з глибоководними жолобами, зонами Беньофа і іншими проявами субдукції цілком виразна. На прикладі вулканів Японії встановили, що ланцюга активних вулканів розміщуються над середньоглибинні частиною сейсмофокальной зони. Надалі стало ясно, що це закономірність, яка простежується у всіх зонах субдукції. Глибина залягання похилій сейсмофокальной зони під вулканами варіює від 60 до 350 км, але максимум магматичної активності спостерігається над інтервалом 100-200 км. Відстань вулканів від жолоба знаходиться в зворотній залежності від нахилу сейсмофокальной зони. Чим більше кут нахилу, тим ближче до жолобу проявляється вулканізм, така закономірність витримується глобально. Лініяя, що обмежує вулканічний пояс з боку жолоби називається вулканічним фронтом - 120-250 км від глибоководного жолоба. З протилежного боку межа вулканічних поясів не настільки різка. Загальна ширина субдукційних вулканічних поясів від декількох десятків кілометрів до 175-200 км, місцями навіть дещо більше.

Глибинні корені: Оскільки на відповідних глибинах слябів рухається серед астеносферних речовини і сейсмічні осередки знаходяться всередині нього, зменшення сейсмічності під вулканами швидше за все означає зниження пружних властивостей занурюється літосфери при відділенні флюїдів або навіть часткове плавлення. Цей магмогенерірующій відрізок зони субдукції - область, де процеси магмогенеза тільки починаються, щоб продовжитися над субдуцірует плитою в мантійному клині і земній корі аж до блізповерхностних магматичних камер в фундаменті вулканів. Глибинне коріння вулканічного пояса, відмічені зниженням швидкісних і пружних характеристик порід, чітко простежуються сейсмічної томографією - аж до поверхні слябів.

Специфіка складу магми над зонами субдукції.

На склад вулканітів впливають:

 * Глибина залягання зони Беньофа,

 * Будова висячого крила зони субдукції,

 * Швидкість субдукції,

 * Еволюція зони субдукції

   Банінітовая (андезит)  толеітових  Изв-лужна  лужна
 Андский мало  Андезит-Ріол мало
 японський мало  середньо  андезит мало
 Маріанський  Анд-баз  Анд-баз   Край м \ у вулка і задуг

Латеральна: калій, рубідій стронцій вглибині субдукції збільшується, зменшується Fe / Mg

У напрямку т жолоба толеітових (толеітових базальт, залозистий дацит) змінюється вапняно лужної (глиноземний базальт-риолит), в тилу дуги - шошонітовой (шошонітовий базальт-трахіт)

РУДА: Au, Cr, Ni, Cu- Zn? Pb, Mo - під дугою Sn-Wo-U
 46. ??Зв'язок глибинних зон субдукції з їх вулканічними поясами за даними геофізики.

Глибинне коріння вулканічного пояса, відмічені зниженням швидкісних і пружних характеристик порід, чітко простежуються сейсмічної томографією - аж до поверхні слябів. Ті ж обсяги порід метод обмінних хвиль характеризує як область «відсутності обмінів», т. Е. Підвищеної однорідності середовища. Зокрема, під вулканами о. Кунашир (Курильська гряда) такі області простежено починаючи від глибин 120-100 км. Під Авачинської групою вулканів на Камчатці С. А. Федотов і А. І. Фарберов описали «область сейсмічного мовчання» (до 40 км в поперечнику), оточену «сейсмоактивної сорочкою» слабких вулканічних землетрусів. Зазначені відхилення фізичних характеристик узгоджуються з поданням петрологію про те, що в породах мантійного клину (над магмогенерірующім відрізком зони субдукції) відбувається часткове плавлення, віджимання рідкої фази з межзернового простору і її переміщення вгору.

На глибині 60-30 км з'являються лінзовидні магматичні вогнища, відбуваються відокремлення і накопичення розплаву, що створює нові можливості його еволюції. Такі осередки, екранують проходження поперечних хвиль, виявлені методом сейсмічного просвічування на Камчатці. Вогнища менших розмірів розміщуються вище - це проміжні осередки і блізповерхностние осередки, що знаходяться безпосередньо в фундаменті вулканічних будівель, де завершуються становлення і фракціонування магматичних розплавів. Ці блізповерхностние камери добре відомі як за даними сейсмічної томографії, так і за результатами гравіметрії і магнітометри. Всі ці методи дали близький результат при оконтурюванні вогнища під Авачинську вулканом, де він знаходиться на глибині 2-5 км. Таким чином, в острівних дугах і на активних континентальних околицях простежується безперервний зв'язок між діючими вулканами і йде під них зоною субдукції.


48. субдукціонним аккреция і субдукціонним ерозія, їх геологічне вираз.

Тектонічний ефект взаємодії літосферних плит в різних зонах субдукції, а нерідко і на сусідніх сегментах однієї і тієї ж зони різниться. Залежно від цього можна розрізняти режим субдукціонним акреції, режим субдукціонним (тектонічної) ерозії, а також нейтральний режим.

Акреція. край насувається плит літосфери служить жорстким упором, який затримує і знімає нелітіфі-ства опади з підсувається океанської літосфери. Шари мнуть в складки, зміщуються пологими розривами, нахиленими в напрямку субдукції. Утворюється і все збільшується в розмірах акреційна призма, що має складну ізоклінальних-лускату внутрішню структуру і нарощує континентальну околицю або острівну дугу. При цьому відбувається послідовне підсовування все нових клинів осадового матеріалу, які підпирають і піднімають більш давню частину призми. Тому вгору по схилу жолоба і далі нахил шарів і над-вігів поверхонь стає крутіше, з'являються все більш древні елементи аккреционного призми. Субдукціонним аккреция відбувається як за рахунок чохла океанської кори, так і за рахунок відкладень глибоководного жолоба (головним чином турбо-дітов). У більшості випадків ширина аккреционного призми не перевищує декількох десятків кілометрів, але в найбільш потужних комплексах, таких як Мекран в Аравійському морі, вона вимірюється сотнями кілометрів.

 Існує й інший механізм нарощування островодужной або континентальної окраїни. Частина того осадового матеріалу, який йде на глибину з океанської плитою, теж затримується, відділяючись від неї і подслаіваясь знизу до висячого крила зони субдукції, що утворюється при цьому луската структура з багаторазовим повторенням одних і тих же фрагментів стратиграфического розрізу була детально вивчена в крейдяному аккреційному поясі Шіманто (Японія).


 Ерозія. Режим субдукціонним ерозії виражається зрізанням висячого крила під дією підсувається літосферних плити, яка забирає продукти руйнування на глибину. Поряд з субдукціонним аккрецией це один з двох головних тектонічних режимів субдукції.

 Важливим джерелом інформації служать сейсмічні профілі. У 1986 була проведена інтерпретація співвідношень, виявлених профілюванням під островодужной схилом Японського жолоба. 1й ознака ерозії: Тут сучасної аккреционного призми немає. Про тектонічної ерозії свідчить будова висячого (островодужного) крила. Це нахилена від жолоба шарувата серія крейдяного віку, яка зрізається на глибині пологої поверхнею тектонічного контакту: ерозія висячого крила відбувається знизу. Наслідком такої ерозії вважають встановлене по колонках свердловин опускання островодужного схилу.

При тривалому розвитку субдукціонним ерозія зрізає найближчі до глибоководного жолобу елементи острівної дуги або активної окраїни континенту, при цьому відмирають вулканічні пояси зміщуються все ближче до конвергентної кордоні. 2й ознака ерозії - тривале опускання висячого крила до глибин в кілька тисяч метрів у міру його зрізання занурюється слябів. Для Японії з початку міоцену - 3 км.

2 механізму ерозії:

Базальна ерозія передбачає механічний вплив занурюється плити на нижню поверхню висячого крила зони субдук-ції (див. Рис. 6.27, А). Відбувається ерозія цього крила знизу, що веде до зменшення його товщини і відповідного опускання.

Фронтальна ерозія - зрізання субдуцірует плитою переднього краю висячого крила, захоплення і залучення в субдукції складають цей край порід. Вона особливо помітна там, де на занурюється плиті при її вигині утворюється розчленований тектонічний рельєф - система грабенів і жменю.

Нейтральний режим субдукції - режим, при якому субдукция не супроводжується ні аккрецией, ні тектонічної ерозією, це рідкісне явище


49. Виявлення та реконструкція стародавніх зон субдукції.

Наявність древніх зон субдукції можна визначити за наявністю аккреционного призми.

Також зони субдукції мають специфічний вулканізмом. Важлива риса магмообразованія при субдукції - переміщення речовини океанської кори, в тому числі її осадового чохла, глибоко в мантію, що надає відповідні геохімічні особливості мантійних магми. Крім того, велика кількість води, яка привноситься при цьому, докорінно змінює умови часткового плавлення перідотітов над зоною субдукції. Судячи з лабораторним експериментам, з «обводненной» мантії можливо пряме відділення не тільки базальтового, але і андезітового розплавів.

Над зонами субдукції - аномальні афеоліти.

Афеоліти:

 * Ультра-основні серпентиніти

 * Основні габро

 * Дайки долерітов і базальтів

 * Іноді поруч знаходять радіолярити, глибоководні вапняки і пелагічні глини (самі глибоководні).

Аномальність їх над зонами субдукції -

Характерна осадова формація задугових басейнів - з одного боку вулканічний попіл з магматичного поясу а з іншого - теригенні континентальні опади з континенту. Потужність пелагітових глин тут набагато більше, ніж в океані.

Можна оределіть напрямок субдукції по голубосланцевим і зеленосланцевой формаціям. Голубосланцевие утворюються в умовах більш низьких температур і високого тиску.


50. Латеральна міграція вулканізму ..


 51. обдукція океанічної літосфери і її передбачувані механізми.

Нормальну взаємодію континентальної і океанської літосфери на конвергентних межах виражається субдукцией. Тільки місцями і на короткий час з'являється таке поєднання тектонічних умов, при якому океанська літосфера буває піднята і насунута на континентальну околицю. В даний час цей процес, очевидно, ніде не відбувається, але порівняно недавній епізод (кінця міоцену - пліоцену) встановлено на зчленуванні Чилійського спредінгових хребта з Андской активної околицею. До моменту насування це була порівняно молода, середньої потужності і ще мало охолоджена літосфера з відносно низькою середньою щільністю і тому, відповідно до ізостазією, високим гіпсометричним становищем - Необхідна умова обдукція.

Обдукція, як правило, супроводжується динамотермального метаморфическим впливом гарячих перідотітов, що складають низи ли-тосферной пластини, на породи автохтона.

Механізми обдукція:

Обдукція на краю океанського басейну відбувається як у активних, так і у пасивних його околиць. Це модель обдукція при зіткненні спредінгових хребта з активною континентальної околицею. Якщо хребет простягається приблизно паралельно околиці, то в ході субдукції континентальна плита перекриє найближчим його крило і прийде в зіткнення з піднятим краєм іншого крила, яке в результаті може виявитися насунутим. Приклад - поглинання Чилійського спредінгових хребта.

Обдукція при замиканні басейнів океанського типу. Геологічні умови перебування багатьох обдуцірованних фрагментів океанської літосфери поблизу глибинних офіолітових швів Середземноморським-Гімалайського і інших складчастих поясів дозволяють зв'язати їх походження з замиканням малих океанських басейнів, подібних Червоного моря. Якщо розкриття таких басейнів безпосередньо змінюється їх стисненням, то високий тепловий потік сприяє відшарування літосферних плит. Висока гіпсометричне положення молодої океанської літосфери і занурені під рівень моря плечі стоншення континентальної кори на краях таких спредінгових басейнів сприяють обдукція. При повному змиканні континентального обрамлення структурний шов підіймаються, а на дні суміжних епіконтінентальних басейнів з'являється ухил, що забезпечує подальше гравітаційне переміщення обдуцірованних пластин океанської літосфери, супроводжуване формуванням олістостром.


52. Області колізії континентальної літосфери: рельєф, структура, руху, вулканізм, глибинна характеристика.

Якщо до конвергентної кордоні з обох сторін підходить континентальна літосфера, то відносно легкі сиалического породи не занурюються в мантію, а вступають в активну механічне взаємодія. Інтенсивне стиснення породжує складні структури, потовщення кори і горотворення. При цьому може виявитися внутрішня тектонічна розшарування літосфери, коли вона ділиться на пластини, які відчувають горизонтальне зміщення і дисгармонійні деформації. , На конвергентної кордоні замість субдукції розвивається колізія, т. Е. Зіткнення ли-тосферних плит - геодинамічний режим, який в даний час проявляється головним чином уздовж Середземноморським-Гімалайського складчастого поясу протяжністю в тисячі кілометрів. Колізія, пов'язані з нею руху і деформації максимальні на тих відрізках цього пояса, де південній околиці Євразії протистоять виступи континентальних плит Індостану і Аравії. У цих місцях формуються перетискання (скручування) складчастого пояса.

Грандіозна споруда Гімалаїв і Тибету дає уявлення про більш зрілою і все ще досить активній фазі колізійного взаємодії великих континентальних одиниць. Воно почалося в палеогені 50-70 млн років тому, коли океанська літосфера, що відділяла субконтинент Індостану від Євразійської околиці, повністю під неї СУБД-ства. Нахил зони субдукції визначив південну вергентность складчастості і насувів колізійного етапу. Зустрічний рух Індостану і Євразії, швидкість якого до початку колізії досягала 15-20 см / рік, тривало і надалі. Спочатку (до олігоцену) воно відбувалося зі швидкістю близько 10 см / рік, пізніше - 5 см / рік і менше, а сумарне зближення після початку колізії перевищує 2000 км.

Горотворення при колізії супроводжується накопиченням потужних моласс в передових і міжгірських прогину.

Поздовжнє переміщення гірських мас колізійного пояса. При конвергенції неоднорідних за своєю будовою літосферних плит, що складаються з континентальних і океанських частин, а також там, де континентальна окраїна взаємодіє з кількома різними плитами і мікропліти, спостерігаються переходи по простяганню від зон колізії до зон субдукції або навпаки. Прикладом може служити розглянуте вище продовження Тиморське колізійної системи Зондської субдукціонним. Властивий Середземноморським-Гімалайського поясу складний структурний малюнок пояснюють неправильними обрисами і взаємним геометричним невідповідністю формують цей пояс континентальних околиць: Євразійської, з одного боку, Афрікано-Аравійської і Індостанської - з іншого.

Найбільш виразні співвідношення на зчленуванні колізійного Анатолійського-Кавказького і субдукціонного Егейському-Кіпрського сегментів, оскільки інтенсивне стиснення складчастого пояса перед фронтом Аравійського индентора сусідить там з не менш інтенсивним і стійким розтягненням над зоною субдукції.

Колізійні деформації на видаленні від конвергентної кордону. При сприятливих геологічних умовах колізійні деформації проявляються не тільки в зоні конвергентного взаємодії літосферних плит, а й на видаленні від неї. Так, під тиском з боку колізійного орогена Альп платформний чохол форландами був зірваний по пластичним породам соленосного тріасу, зміщений і деформований з утворенням в 50-150 км на північний захід складчастої системи Юрських гір.

Набагато далі, на тисячі кілометрів, поширюється вплив найбільшого з сучасних колізійних орогенов - гімалайські-Тибетського.

Колапс колізійних орогенов. У розвитку колізійних гірських споруд слідом за етапом стиснення, потовщення і ізостатичного підняття земної кори закономірно випливає етап її розтягування, стоншування і відповідного опускання (орогенний колапс). В Альпах, де сучасне розтягнення проявляється сейсмологічних, виявлено, що в центральних зонах орогена воно почалося ще 20 млн років тому і тривалий час співіснувало зі тваринний надвіговимі деформаціями стиснення на периферії гірської споруди.


53. Гарячі точки і плюм

У 1970х роках Дж. Вілсон і Дж. Морган запропонували гіпотезу «Гарячих точок» и «Мантійних струменів (плюмов)». Підстава - спостереження на Гавайському і Імператорському хребтах в Тихому океані. Перший з них являє собою ланцюг островів з вимерлими вулканами, що закінчується на південному сході діючими вулканами гавайських островів. На початку вона зчленовується з ланцюгом підводних вулканічних пагорбів, відомих як Імператорський хребет. Таким чином, бачимо картину закономірною міграції в часі і в просторі вулканічних центрів. Цю картину Вілсон і Морган пояснили тим, що під о. Гаваї в даний час діє гаряча мантийная струмінь, яка пробиває астеносферу і літосферу і займає стаціонарне положення. Тихоокеанська плита рухалася над цією гарячою точкою спочатку в північно-західному (Імператорський хребет), а потім, з 42 млн років, в захід-північно-західному напрямку, в той час як гарячий струмінь її «прошивала» і створювала всі нові вулкани.

Налічується близько 40 гарячих точок в океанах і на континентах, і майже з усіма пов'язані прояви вулканічної діяльності. Характерна лужно-базальтова магма, яка відбувається з недеплетірованной мантії, що вказує на глибинне положення «коренів» гарячих точок. Якщо виходити з їх стаціонарності, то можна визначатимуть не відносні, а «абсолютні» руху літосферних плит, вимірювані по відношенню до заякоренних в мантії гарячих точках.

Також існує поняття суперплюми, з яким пов'язують процеси дроблення і розпаду суперконтинентів.

Асейсмічнимі хребти в океанах, їх основні типи та походження.

типи:

1. Гавайський - утворився при проходженні тихоокеанської плити над вогнищем на глибині 17 км

2. ісландського-Форрерскій підводний поріг. - Дуже сильне потовщення океанічної кори - до 40 км

але немає нормальної океанічної кори, в момент спрединга над мантийной струменем формується потужна океанічна кора.
 38. Горизонтальні руху відносні і абсолютні, визначення їх напрямку і швидкості.

Налічується близько 40 гарячих точок в океанах і на континентах, і майже з усіма пов'язані прояви вулканічної діяльності. Характерна лужно-базальтова магма, яка відбувається з мантії, що вказує на глибинне положення «коренів» гарячих точок.

1й спосіб визначення абсолютних рухів: Якщо виходити з їх стаціонарності, то можна визначатимуть не відносні, а «абсолютні» руху літосферних плит, вимірювані по відношенню до заякоренних в мантії гарячих точках. Приклад: Гавайський і імператорський вулканічні хребти, де починаючи від Гавайських до вік вимерлих вулканів закономірно зростає до еоценового (42 млн років) на північно-західному краю ланцюга. Тут вона зчленовується з ланцюгом підводних вулканічних пагорбів - Імператорським хребтом. Простягання цього хребта НЕ Пд-ПС як Гавайського, а СЗ-ЮВ; вік вулканічних будівель зростає від еоценового до позднемелового (78 млн років). Таким чином, перед нами картина закономірною міграції в часі і в просторі вулканічних центрів.

2й спосіб визначення абсолютних рухів - використовуючи так звану безмоментного систему відліку. Вона заснована на тому, що кожна з існуючих в даний час плит повідомляє мезосфері обертальний момент, який можна обчислити, знаючи кордону плит і їх кутову швидкість. Потім треба знайти таку систему, в якій сумарний момент, який посилає мезосфері усіма плитами, дорівнює нулю. Порівняння отриманих результатів з даними по гарячих точках показує досить гарне, але все ж неповна відповідність. Останнє вказує на те, що гарячі точки відчувають відносно один одного деякі переміщення, але вони незначні в порівнянні з рухами самих літосферних плит. Нещодавно завдяки спеціальній програмі палеомагнітного випробування вулканітів Імператорського хребта було доведено і виміряно меридиональное зміщення формувала його мантийной струменя.


55. Пасивні континентальні околиці, характерні ряди осадових формацій, магматичні утворень.

Особливості ПО:

O їх внутріплітнимі положення

O низьку сейсмічну і вулканічну активність

O відсутністю глибинних сейсмофокальной зон.

ПО характерні для молодих океанів:

O Атлантичного (крім двох ділянок проти Антильской і Південно-Сандвічеві вулка. Дуг)

O Індійського (крім обрамлення Зондської дуги і околиці Макрана)

O Північного Льодовитого

O антарктичної околиці Тихого океану.

Утворилися в процесі розколу суперконтиненту Пангея (200 млн років тому).

Будова типових ПО:

1) шельф

2) континентальний схил

3) континентальне підніжжя

шельф - підводне продовження прибережної рівнини материка

Володіє: пологим нахилом в сторону моря, мінливої ??шириною (сотні км). Бровка (зовнішній край шельфу) лежить в середньому на глибині 100 м (до 350 м біля берегів Антарктиди).

Поверхня шельфу - акумулятивна, рідше абразіонними рівнина, шельф є зоною активного впливу хвиль.

континентальний схил - вузька смуга дна шириною <200 км.

хар-ся: крутим ухилом, в середньому близько 4 ° (іноді 35-90 °). Глибина океану збільшується від 100-200 до 1500-3500 м.

Кордони з шельфом і континентальним підніжжям виражені в рельєфі дна різкими перегинами.

континентальна підніжжя хар-ся значною шириною - 100n-1000n км (Індійський океан).

Полого нахилене в бік абісальної рівнини (перехід на глибині 5 км).

Складено потужною товщею опадів (15 км) - в результаті лавинної седиментації

Часто є злилися конуси виносу підводних каньйонів і долин, що прорізають континентальний схил (і частково саме підніжжя) - продовження річкових долин суші (Індійський океан - в Бенгальській затоці на продовженні дельти Гангу, Атлантичний - річки Амазонки, Нігер і Конго). У складі опадів значну роль відіграють турбідіти - продукт відкладення з каламутних потоків і контуріти, відкладені придонними поздовжніми течіями.

Ще є крайові плато - опущені на глибину 2-3 км периферичні ділянки шельфу (ступені), відокремлені від шельфу або уступом типу континентального схилу, або чіпаючи рифтової походження. (Сан-Паулу навпаки Бразилії, Фолклендські у Аргентини в Атлантиці). Ширина плато 100n км.

Стадії розвитку ПО:

Предріфтовая: майбутня ПО може зазнати деякий підняття, але воно не завжди веде до розмиву накопичився раніше платформенного осадового чохла. Відкладення цього чохла розглядатися як предріфтовие.

Рифтовая: на рифтової стадії континентальна кора піддається дробленню, з утворенням клавіатури грабенов і жменю, впровадженням ДАЕК, виливами базальтів, утонением кристалічної кори. В результаті нормальна континентальна кора заміщається корою перехідного типу - субокеанской.

Послеріфтовая або спредінгових: перехід від рифтової стадії до послеріфтовой - розкол континентальної кори, раздвиг з початком спрединга і новоутворення океанської кори.

На більш пізній фазі розкриття молодий океанський басейн розширюється.

Шельфи і крайові плато подстилаются тієї ж консолідованої континентальної корою, що і прилегла частина материка, але ця кора потонемо до 25-30 км, розбита розломами і пронизана дайками основних порід. Її верхня частина - чергування жменю і грабенів, розділених лістріческіх скидами, виполажівают з глибиною в бік океану, а в середній частині кори або на кордоні Мохо

зливаються в єдину поверхню зриву. Грабени виконані континентальними уламковими опадами, у вологому кліматі вугленосними, в арідном червоноколірними, нерідко прослоенний покровами толеітових базальтів - все це відкладення рифтовой стадії.

Її незгодна перекриває плащ ПОСЛЕРІФТОВИХ ОСАДУ, в аридної кліматі починається евапоритами, які потім змінюються нормально-морськими відкладеннями. Всі ці відкладення

 Методи точних датувань. |  Внутрішня будова колізійних

© 2016-2022  um.co.ua - учбові матеріали та реферати