1.Геотект – наука о внутр стр Земли, истории формир геострукт ЗК, источниках энергии и типах тектон движ. Геодин – раздел геотект, исследующ. сил которые порождают процессы, изменяющие состав и строение оболочек Земли (тектонич-е, сейсмич-е, магм-е, метам-е). Она использует данные геологии, геофиз, геохим и является синтезирующ наукой. Ее методы- математ-е и физич-е моделир-е. Металлог. - учение о генезисе МПИ, о закономерн их формир и размещ в пространстве и времени, о связи с региональн петрографич и тектонич особенни строения ЗК.
2. Разделы: 1)Морфол геотект (структ геол) включает выдел основных типов тект дислок мелкого и среднего м-ба размером до 10-ов -100-н км: антикл, синкл, сбросы и флексуры. 2)регион геот. занимается выдел и характер типов тектон структур на площади того или иного региона, континента, океана, всей З. 3)историч геотект. - ее задача состоит в выдел основных этапов и стадии развития структуры литосф как в глобальном, так и в регион м-бе. Выделяют неотектонику- рассматривает олигоцен-четвертичный этап развития литосф; аутотектоника- изучает современные движения. 4)включает рассмотрение закономерн проявл тект-х движ и деформ, особенн развития и условий формир крупных структ элементов литосферы, а также более мелких тектон дислок -складчатости, разр наруш: эксперим тектоника- физич-е моделир-е тектонич-х структ, тектонофизика- физическое и математ-е моделир-е, тектонич-я картография.
3. Отрасли знаний: 1)геофизика позвол получить объемное представл о строении ЗК и литосферы. Методы: ведущие- сейсмические; магнитом, гравим, геотермия, магнитотеллурич зондир. 2)геохим: петрохим, изотопн геохим. Связь с петрологией, седиментол и литол получили отраж в учении о формац и литодинам компл-х. 3)геоморфология и палеогеография.
4.Прикл значение: 1)поиск МПИ. Значит роль играет составление тектон карт, являющихся обычно основой для прогноза распростр еще не открытых залежей. 2) данные изучения новейших и соврем движений и сейсмичности подлежат учету при строит крупных сооруж, в особенности АЭС и ГЭС. 3)данные неотект имеют первостеп значение при оценке сейсмич опасности, при составлении карт сейсмич районир и прогноза землетр (сейсмотектоника).
5.Этапы развития: 1) вторая полов XVII-первая пол XVIII в. -первые предст о подвижн ЗК и связанн с ней измен поверхн возникли у древних греков и римлян. Возникли 2 направления в объясн тект движений- нептунистич, придававшее главную роль экзог процессам, в первую очередь растворяющему действию воды, и плутонич, считавшее первоисточн движ действие внутр сил З, в особенности подъем магм расплавов. В 1669 г. Стенон сформул основы тект: 1.осад породы первон накапл гориз слоями; их наклонное или изогнутое залег явл результ послед наруш; 2.если на накл слое залегает слой гориз это значит, что накл первого слоя произошел до отлож второго; 3.горы не представляют постоянн величины. 2) вторая пол XVIII в.-первая четв XIX в. -возникает научная геология. Основоположн -Вернер. Ломоносов признавал ведущую роль в образ гор за эндог проц, подчеркивал сопряженн поднятий и опусканий. Хаттон считал главным типом движ ЗК вертик движения. Ч. Лайель «Основы геологии» (1830). 3) вторая пол XIX в. -отказ от гипотезы поднятия и замена ее гип контракции (Эли де Бомон), основыв на представл об охлажд З. Гипотеза контракции лучше объясняла происх складч систем. Учение о геосинклиналях зародилось в Америке (Холл; Дэн). Геолог Э. Ог противопост геосинкл устойчивые контин площади, получившие название платформ. Решающий вклад в развитие учения о платф был внесен Карпинским и Павловым. Завершением этапа явилось создание Э. Зюссом труда «Лик Земли», в котором на основе гипотезы контракции было дано описание тектон строения всей пов З. 4) первая половина XX в. -вместо контракц гипотезы был выдвинут ряд других- подкоровых течений, пульсирующей, расширяющейся Земли. Наиболее отличной от всех этих гипотез явилась гипотеза перемещ матер (Tейлор; Вегенер), положившая начало мобилизму, допускающему крупные гориз перемещ континент масс, в противопол фиксизму, На этом этапе продолжали разраб учение о геосинкл и платф (Архангельский, Шатский, Пейве, Яншин, Богданов, Штилле). В России обособилась неотектоника (Обручев), началось изучение соврем движ (Meщеряков). 5) с 60-х годов XX в. установлено отличие океанской коры от континентальной, открыты системы СОХ. Геофизики подтвердили существ астеносферы. Все открытия показали недостат фикс концепций, и обусловили возврат к мобилизму в новой форме, получившей название тектоники плит (1962-1968).
6. Тектон движ -это перемещ ЗК определ терр, приводящие к деформ геол тел. Классифф: 1)по времени проявления: современные, молодые, плейстоцен, кайноз и весьма древние. 2)по скорости структурообраз-я: 1.медленные (несколько мм/год), 2.быстрые (провалы и вспучивания земной пов-ти за короткое время на 10-100-ни м), 3.катастрофич с почти мгновенным преобраз рельефа и появл складок или разрывн наруш. 3)по направл движений: 1.вертик, 2.гориз, 3.косонаправл. 4)по периодичн: 1.обратимые (колебательные), 2.необратимые (восходящ и нисходящ). 5)по геолог результатам: 1.пликативные, 2.дизъюнктивные, 3. инъективные.
9. Методы изуч-я соврем-х тект. движ: 1) Метод определ-я хар-ра смещений в очагах землетр- используют данные регистрации землетр на нескольк сейсмостанц, находящ-ся на разных азимут направл-х. Использ стереограммы, очаг земл помещ в центр, а проходящие ч/з него плоскости разгранич-т области волн сжатия и растяж. По ним определ полож главн осей напряж в очаге. Их ориентир-ка позвол распознать хар-р смещения(сдвиг, сброс). 2) Метод геологич-х индикаторов. 1.анализ ориентир сопряж-х сколовых трещин(Гзовский). Ось сжатия опред-ся по биссектр острого угла м/у сколовыми трещ, ось растяж- по бисс тупого угла. 2.кинематич-й метод- использ-ся вектора перемещ штрихов и борозд на зеркалах скольж в г.п. 3.структурно-парагенетич, использует 2 катег индикаторов тектон напряж: а)минерализ-е жилы, дайки - позвол-ют находить ось растяж; б)плоскости рассланц-я, кливажа, скол. трещ.- определ ось сжатия. 3) Метод напряженного сост-я пород в скв. и горн выработках.
10. Методы изучения неотектон движения, (нач 40 млн. лет назад), привели к созданию соврем облика З. 1)Геоморфол методы: 1. Орографич - заключ в анализе высотн отметок, наклонов рельефа и общего морфологич облика. Основ на представл о прямом соответст форм рельефа с проявл тектонич проц: горный рельеф - интенс тект движ, равнинный - результат слаб проявл. 2. Батиметрич - устанавл связь м/у рельефом дна акваторий и тектон движ. Разнонаправл тект движ создают неровности дна. Большое значение приобр методы повторных промеров, эхолотирования и сейсмоакуст. 3. Морфометрич - основ на анализе топограф карт разных м-бов, данных аэро- и космосъёмок, полевых наземных и аэровиз исслед форм рельефа. 4. Морфографич - основным объектом явл очертания гидрографич сети, озёр, береговых линий басс, водоразд, естеств границы растит, почв. Лучшим индик проявл нов тектон движ явл рисунок гидрограф сети: дендровидный - образ в условиях однородного геол субстрата; паралл-й - распр на молодых наклонных равнинах; решетчатый - обусловлен трещинно-разрывной тектоникой и ундуляц осей складок; радиальный –характерен для куполовидн или брахиантикл поднятий; перистый наблюдается в пределах межгорных и передовых прогибов. 2)Структурно-геоморфол методы: 1. Анализ поймы позвол установить соврем и молодые (голоценовые) движ. Широкое развитие высоких пойменных уровней и узкие молодые поймы указыв на новейшее поднятие, также указывают меандрич и протоковые типы стариц, реликтовые русловые формы, древние береговые валы. 2. Изучение террас даёт инф об изменении полож базиса эрозии, тект движ и изм климата. 3. Изуч дельт. Геоморф признаки новейших поднятий:а)резкие изгибы и повороты дельтовых рукавов; б)увеличение глубины эроз вреза дельтовых русел; в)миграция и отмирание дельтовых разливов с образованием осушенных участков. 4. Изуч морских побереж и шельфа. Затопление устьев рек свидет об опуск побережья. 5. Изуч пенеплена. 6. Метод сравнительной тектоники представляет разновидность общенаучного сравнительно-историч метода. 7. Дополнит методы: изуч положения соврем снеговой линии и древних оледенений; изуч следов древнего карста; изучение древней кор выветривания. 3)Аэро- и космич, геодезические методы: 1. метод повторного нивелир. (вертик-е колебания) 2. метод повторных триангуляций (гориз-е колебания).3. метод трилатерации - измеряется длина всех сторон треугольника.4 .дешефрир-е снимков.
11.12.Методы изучения палеотект движ: 1)Анализ фаций. ФАЦИЯ-типы осадочных пород, возникших в определенных физико-географических условиях. 1. Фациальный анализ - это комплексные иссл с целью опред фаций прошлого; он слагается из биофац и литофац анализов. 2. Биофациальный анализ заключается в определении фаций на основе изучения орг остатков и следов жизнед орган. Возможно восстановл солености, глуб басс, t, газового режима, характера движ воды и грунта. 3. Литофац анализ - изучение слоистости, текстур поверхностей(знаки ряби, механоглифы, биоглифы, обломки). Фации по месту образования: 1.Морские: Литорали (0–10 м); Неритовой зоны (до 200 м); Батиальной зоны (200–3000 м); Абиссальной зоны (3000 м). 2.Переходные: Фации дельт; Фации соленых лагун; Фации опресненных лагун и заливов. 3.Континентальные: Субакватические фации; Конусов выноса предгорий; Речные фации; Озерные; Болотные. Субаэральные фации: Гляциальные; Флювиогляциальные. 2)Анализ перерывов и несогласий. Типы несогл:1. Стратиграф -е характеризуется паралл залег слоев над поверхн перерыва и под ней. 2. Географическое обусловлено непараллельностью контуров древних и молодых морей. 3. Угловое - в наклоне выше и ниже лежащих гориз устанавл заметная разница. 3)Анализ фаций и мощностей отлож: 1. Анализ фаций стратигр разреза -прослеживая последовательный ход фац-х изменений в разрезе, можно получить представл о ходе колеб движ. 2. Анализ мощностей отложений. Кривые, построенные с учетом мощн осадков, называют эпейрогенич-ми. 4)Анализ формаций. ФОРМАЦИЯ - закономерное и устойчивое сочетание определенных генет типов г.п., связанных общностью условий образ и возникающ на опред-х стадиях развития основн структ элем-в ЗК.
13.Графические способы выражения результ анализа: 1)Анализ фаций стратиграф разреза. Изменение фациальных условий по разрезу изображается при постр палеогеогр кривой (Леонов). Для ее построения в системе коорд по абсциссе отклад геолог время (периоды, эпохи, века). Продолжит геохрон-их единиц приним либо условно одинаковой, либо показывается в годах. По ординате показывают основные интервалы глубин осадконак, их отмечают относительно уровня моря, положение которого приним условно постоянным. Отметив на графике положение каждой фации разреза относ-но ее возраста и глубины отлож, соединяют затем их кривой, которая покажет последов-ю смену обстановок осадконак и колеб-ых движений ЗК. Несогл и перер показывают положением кривой выше уровня моря. 2)Анализ мощн отлож. Более точным показателем тект-х движ являются мощности осадков, которые позвол установить по скорости осадконак темп и скорость колеб-х движений. Кривые, построенные с учетом мощн осадков, называют эпейрогенич-ми. Их строят в сочетании с палеогеогр кривыми. На оси ординат от положения палеогеогр кривой отклад-т мощн осадков для каждого возрастного периода с наращив сумм мощности осадков. Для тех отрезков геол времени, для которых нет осадков, кривая прерыв гориз пунктиром. Суммируя данные глуб басс и мощн осадков, получаем кривую прогиб ложа басс. Для более тщательного анализа палеотект движений на какой-то определенной терр можно построить карты равных мощн одновозрастных отложений (карты изопахит), по которым легко выявить области поднятий и прогибаний, а с учетом карты фаций определить компенсир и некомпенсир прогибы.
14. Источники тект. движений. обусловл механической, кинетической энергией, основная её часть является продуктом преобраз тепл энергии, генерируемой планетой. Свидетельством генерации тепла явл увелич t с глубиной и наличие постоянн теплового потока, проходящ ч/з земную пов-ть и рассеив-го в атмосф. Соврем тепл поток (4,2-4,3)*1013 Вт. На природу внутр энергии З сущ различные точки зрения. До начала XX в. она считалась остаточн от первонач огненно-жидкого сост планеты, что исходило из концепц "горячей" космогонии. Открытие в 1896 г. явления радиоактивн привело к тому, что до 1980-1990-х гг. основн источн тепл энергии З стали считать радиогенное тепло. В 1970-х гг. появил работы Монина, Сорохтина, в которых доказыв, что сущ более мощный источн разогрева З-тепло гравитац дифференц вещ-ва на силик-ю и металлизир-ю часть на границе мантии и ядра, также дифф-я проходила на границе нижней и верхн мантии, астеносф и литосф. Стали учитывать энергию гравитац-го взаимод З с Луной и Солнцем- она приводит к образ-ю гравитац-й складч-ти и гравит-х шарьяжей. В 1990-2000-х гг. был предложен источник - тепло трения, выделяющееся за счёт дифференц перемещ внутр ядра во внешнем ядре. Также на тектон-е движения влияют метеоритные бомбардировки.
15. Вопросы 16+24.
16. Внутр строение Земли: 1)ЗК, мощн меняется от 0 до 70км. Сфера ЗК небольшая, на ее долю приходится около 0,5% общей массы планеты. 2) Слой Мохо, в котором скорость распростр сейсм волн скачкообразно увеличивается. 3)На долю Мантии приходится около 67% общей массы планеты. Твердый слой верхней мантии совместно с ЗК называют литосферой. Под ней отмечен слой, где наблюдается уменьшение скорости распростр сейсм волн, этот слой, менее вязкий и более пластичный по отношению к выше и ниже лежащим слоям, называют астеносферой. 4)В нижней мантии на глуб 2900 км отмечается скачок в скорости продольн волн, в плотности, а поперечные волны здесь исчезают, что указывает на смену вещ состава пород. Это внешняя граница ядра Земли. 5)Земное ядро разделяется на 2 отдельные области: жидкую (внешнее) и твердую (внутреннее), переход между ними лежит на глубине 5156 км. Внешнее ядро представл собой вращающиеся потоки расплавл Fe и Ni, хорошо проводящие электричество. Внутреннее ядро помимо Fe-Ni сплавов содержит Si,S,O. Образование геосфер: Земля вместе с Солнцем и другими планетами образ из газопыл облака. Формирование З путём аккреции составивших её частиц (планетозималей) должно было протекать в течение сотен млн. лет. Наиб вероятной остается точка зрения – первоначально образовал лишь внутреннее ядро, а внешнее возникло позже, в ходе глубинной дифф-ции мантийного материала на Fe с примесью Ni, стекающее в ядро, и силикаты, поднимающ в мантию. Разогрев З на самой ранней стадии её развития мог вызвать плавл не только внешнего ядра, но и более поверхн частей планеты, вплоть до возникнов «магматического океана». По другой версии поверхн часть твёрдой З не была расплавлена, но расплавленн зона возникла на небольшой глубине и она являлась прототипом астеносферы. Важным фактором развития Земли на этом этапе принимается метеоритная бомбардир, спровоцир разогрев и базальтовый вулканизм. На этом этапе началось расслоение З на оболочки – ядро (внутреннее и, возможно, внешнее), мантию, кору и атмосферу. Раннеарх этап (4,0-3,5 млрд.л.н)-этап формир протоконтинент коры гидросферы и биосферы. Средне- и позднеарх этап (3,5-2,5 млрд.л.н)-возникн континент коры и становл первой Пангеи. Раннепротер этап (2,5-1,7 млрд.л.н)-распад Пангеи, обособление платформ и подвижных поясов и дальнейшее разрастание континент коры. Развитие большей части этих структур закончилось к концу этапа, что привело к сращиванию ранее разделённых контин-х блоков, к наращиванию континент коры и тем самым к восстановл единства Пангеи. Для данного этапа развития возможно применение модели «тектоники малых плит». Среднепротер этап (1,7-1,0 млрд.л.н) – частичный распад и восстановление единства Пангеи. Позднепротер-раннепалеоз этап (1,0-0,4 млрд.л.н) – деструкция протерозойской Пангеи, заложение и начало развития подвижных поясов неогея. Позднепалеоз-раннемез этап (0,4-0,2 млрд.л.н) – возрождение Пангеи. На этом этапе происх воссоединение распавшихся структур в Лавруссию и объединение её с Сибирью в суперконт Лавразия, а затем к смыканию Лавразии с Гондваной за счёт западной части океана Тетис. Позднемезоз-кайноз этап (0,2-0 млрд.л.н) – распад Пангеи и образование молодых океанов, формирование современной структуры и рельефа Земли.
17. Методы изучения глубинн строения З. 1)Геол. наблюдения- это выходы в ядерных частях антиклинорных систем, в океане с помощью драгирования, изучают ксенолиты в кимберл трубках(алмаз, коэсит, стуловерит, h формир-я 150км). 2)Из геофиз-х методов использ в основном сейсмич-е: для изуч осад-го чехла- сейсмостратигр, для более глубоких горизонтов- сейсмозондирование. Методы: 1.отраженных и преломленных волн- с его помощью создана 3-хслойная модель З. 2.магнито-теллурич-е зондирование- учитывает скорости волн и электропроводн вещ-ва(фиксируют волноводы). 3.сейсмотомография с компьют-м анализом прохождения сейсмич волн(этим методом расчленена мантия на слои Д1, Д2, Е1, Е2 и установл однородность границ м/у ядром и мантией, дает обоснование теории плюмов).
18. Типы ЗК: 1. В составе контин -й коры выделяют: 1)маломощн. осадочн. 2)гранито-метаморф-й, 3)базитовый, сост-й из базальтов, габбро и амфиболитов. S 41%, h= 40 км, max h =80 км. Темп-ра в основании коры – 500-6000С. Породный состав З.К.: гранитоиды и гнейсы – 38, габбро – 50, осадочные породы – 9, остальные – 3. 2.Океаническая кора слагает 56% поверх З, охватывая океаническое ложе и срединно-океан хребты. Океаническая кора состоит из базальтов и осадочн слоя. Она образуется в срединно-океан хребтах, расходится от них и поглощ в мантию в зонах субдукции. 3.субокеанская кора-развита вдоль контин склонов и подножий, подстилает дно котловин некоторых окраинных и внутренних морей. Она представляет собой утоненную до 15-20 км, пронизанную дайками и силлами магмат пород континент кору. 4.субконтинентальная образуется в том случае, когда океанская кора в вулканических дугах, превращается в континент-ю, но еще обладает пониженной, > 25 км, мощностью и более низкой степенью консолидированности, что отражается в пониж скоростях сейсмич волн — не более 5,0-5,5 км/с в низах коры. Граница между корой и мантией, выраженная скачком скоростей продольных волн от 7,5—7,7 до 7,9—8,2 км/с, назыв-ся границей Мохо. На глубине около 400 км начинается быстрое возраст скорости сейсм волн -это слой Голицына, граница м/у верхней и нижней мантией. На границе мантии и ядра выделяют переходный слой с индексом D" характеризующийвыступы и впадины м/у ядром и мантией с амплитудой до 56 км. Граница Конрада - м/у гранитовым и базальтовым слоями.
19. Строение верхней мантии. Верхн мантия- геосфера, располож м/у ЗК и нижней мантией. Отделена от коры поверхностью Мохо, находящейся под материками на глубине 20-80 км, под океанами — 11-15 км. Нижняя граница нечёткая на глубине около 900 км. Верхний слой верхней мантии — субстрат (вместе с корой составляет литосферу), под ним залегает астеносфера. Нижняя часть верхней мантии (глубже 400 км, слой Голицына) характеризуется сильным возраст скорости сейсм волн с глубиной. Верхняя мантия сложена у/о породами, обогащенными Fe и Мg, но обеденными кремнеземом. Основными минералами являются оливин и пирокс. По мере увелич глубины, твердое вещество мантии скачкообразно, претерпевает структурные преобраз, сменяясь все более плотными модификац минералов и при этом не происходит изменение хим состава вещества.
20.Литосфера -твёрдая оболочка Земли. Состоит из земной коры и верхней части мантии, до астеносферы, где скорости сейсм волн понижаются, свидетельствуя об изменении пластичн пород. В строении литосферы выделяют подвижные области (складчатые пояса) и стабильн платф. Литосфера под континентами состоит из осад, гранитн и базальт слоев общей мощностью до 80 км. Литосфера под океанами претерпела множество этапов частичного плавления в результате образования океанической коры, она сильно обеднена легкоплавкими редкими элементами, в основном состоит из дунитов и гарцбургитов, её толщина составляет 5-10 км, а гранитный слой полностью отсутствует. Литосфера имеет слоисто-глыбовое строение и состоит из структурных элем 2-х разных типов: изометричные блоки (или плиты) и разделяющие их подвижные пояса. Наиболее крупные из блоков имеют континентальные или субконтинентальные м-бы, а подвижные пояса того же масштаба соответствуют геосинклиналям, орогенам (складчатым или глыбовым горным сооружениям), зонам складко- и горообразования, рифтовым зонам океанов (срединно-океанических хребтов) и континентов. Блоки или плиты испытывают перемещения относительно друг друга, реализуемые в пределах разделяющих их подвижных поясов в форме либо растяжения и раздвига (рифтовые зоны посредине океанов и континентов), либо сжатия (орогены на границе контин и океанов и между континентами). Кроме того, как океаны, так и контин и разделяющие их подвижн пояса пересечены в поперечном или косопоперечном к их контурам направлении многочисленными разломами, вдоль которых происходят сдвиговые перемещения; в океанах такие разломы назыв-ся трансформными. +Вопрос 25.
21. Астеносфера -верхний пластичный слой верхней мантии. Кровля лежит на глубинах 80-100 км (под материками) и 50-70 км (под океанами). Подошва астеносферы — на глубине 250-300 км, нерезкая. Выделяется как слой пониженной скорости поперечных сейсмических волн и повышенной электропров. Астеносфера находится в состоянии гидростатического равновесия, поскольку способна к медленному течению из областей высокого давления в области пониженного давления, выравнивая его таким образом. Все эти особенности астеносферы характеризуют ее как оболочку пониженной по сравнению с литосферой вязкости. Такое свойство астеносферы объясняют частично расплавленным состоянием слагающего ее вещества. Образующаяся в астеносфере магма имеет базальтовый состав. Астеносф является главным источником магмат деятельности на З. Астеносфере принадлежит также ведущая роль в движениях литосферы. Течение астеносферн вещ-ва увлекает за собой литосф плиты и вызывает их горизонт перемещ. Подъем поверхности астеносферы приводит к подъему литосферы, а в предельном случае-к разрыву ее сплошности, образованию раздвига и опусканию. К последнему ведет также отток астеносферы.
22. Вопросы 20+21. Тектоносфера – совокупность верхних оболочек Земли, включает земную кору и верхнюю мантию (как литосферную, таки астеносферную ее части). Нижняя граница тектоносферы определяется наличием переходного слоя (слой Голицына), сменяющегося на глубине около 670 км нижней мантией. Понятие «тектоносфера» можно определить и как совокупность литосферы и астеносферы. Литосфера – земная твердь, включает земную кору и подстилающую ее прочно с ней связанную (находится в твердом состоянии) верхнюю литосферную часть верхней мантии, астеносфера – нижняя «астеносферная» часть верхней мантии -слой пониженной вязкости, находящийся в частично расплавленном состоянии и способный к медленному течению. В геодинамических процессах глобального масштаба литосфера является относительно пассивным, а астеносфера – активным элементом. Их взаимодействием определяется тектоническая и магматическая жизнь земной коры.
23. Нижняя мантия (ниже 660-670 до границы ядра 2900км). По вертикали неоднородна и в ней выделены несколько слоев: 1.верхняя часть(до глуб 1000км). 2)средняя часть (1700-1900км). 3)нижняя часть(толщина 200-300км)- прослеж-ся над поверхн ядра, его индекс D``. Его особенн- изменчивая мощн, реологич особ-ти. Он рассматрив-ся как базальный уровень, до которого погруж-ся океанская литосф и от которого поднимаются плюмы. Установлено, что нижняя мантия, состоит из плотноупакованных минералов типа шпинели, гранатов, периклаза, корунда Полученное значение вязкости нижней мантии в 10 Пуаз позволяет рассматривать нижнюю мантию как упругое тело. Внешнее ядро находится в расплавленн сост, т.к. поперечные волны затух. Его вещ-во испытывает конвективное перемешив-е, что в сочетании с осевым вращением Земли создает магнитное поле. Состав: Fe,Ni с примесью Si,O,S,K,H. Внутреннее ядро твердое, состоит из Fe и Ni. Его особенн: оно анизотропно и вращается с другой скоростью чем внешн ядро.
24.Латеральные структуры. Существует 3 направл изуч латер стр-ры: 1)Традиционное- базируется на представл, что главное значение имеют вертик-е движ-я. Они проявл только в ЗК, основн структ-ми являются тектон поднятия и океанич впадины. В основе лежит геосинкл концепц, т.е. в ЗК возник впадины по разломам, затем происх инверсия, с которой связано складкообраз, горообраз-е. Положение контин-в и океанов остается постоянн, эта модель назыв-ся фиксизм. 2)Плитотектонич-е- основные тектон движ-я связаны с передвиж литосф плит в гориз-м направл. Вертик-е движ-я считаются производными. Основные геол. процессы протек. на границах литосф. плит, континенты перемещ-ся, мобильны. Модель назыв-ся мобилизм (Зоненштайн, Соракитин, Кузьмин, Хаин). 3)Комплексное- тесно связывает латеральн и радиальн структуры. Предложена японским геофиз, он считал, что необх выделять разные глубинные зоны с разной моделью формир-я. В ядре- модель роста ядра за счет расплавления мантии; в нижн мантии реализ-ся модель плюмтектоники; в верхней мантии плюмы тормозятся и трансформир-ся в гориз-е течения и вызывают горизонт-е движения литосф плит. В ЗК за счет вертик поднятий и опускан реализ-ся геосинклин. модель. По морфологии структуры делятся на: 1.структ линейного типа- линеаменты- это стр-ры, у которых Д >> Ш и Г. Это зоны разломов, складч, смятия, метаморф. 2.структ центр-го типа- в плане изометр, округл, овальн. Д=Ш<<Г. Это кольцевые, куполообр-е, плюмовые стр-ры. 3.структ плитного типа. Д=Ш>>Г. Это литосф. плиты, контин, тект блоки, глыбы, астенолинзы, астенослои. По возрасту стр-ры делятся на: 1.неотектонич-е (KZ), 2.палеотектон-е (PZ,MZ,R), 3.прототектон-е (AR, PR1). Коровые латеральные стр-ры - это океанич-е впадины и континент-е поднятия. Они отлич-ся по рельефу ЗК, по глуб залег подошвы ЗК. Океанич-е впад имеют отриц-е отметки(Г=3км), континент-е глыбы(h=800м). Отличаются по налич. или отсутств гранитн. слоя. В океанах граница Мохо на глуб 5-25км(в средн 10км), на контин-х 35-75(в средн 40км). Латеральные границы м/у контин-ми и океан-ми структ-ми условны. Этой границей счит береговую линию океанов, затем ее перенесли на глуб 2,5км- это глуб выклинив гран слоя. Структ 2-го порядка на контин-х: платф, горно-складч-е пояса, дейтеро-орогенн. пояса, рифтовые стр-ры, зоны коллизионн-й складч-ти, афиалитовые пояса. Стр-ры 2-го порядка в океанах: толассократоны, толассоорогены(горные пояса), островные дуги, глубоков-е желоба, окраинные моря.
25.Литосферная плита - блок ЗК, включающий контин и сопряженную с ней океан кору, ограничен со всех сторон сейсмически и тектонически активными зонами разломов. Выдел 7 крупных: Тихоок, Евроазиатская.., 7 малых: Китайская, Филипп, Карибская, Наска, Кокос, Аравийская, Индокит-я. Микропл: Фука, Скоша, Охотская, Амурская. Глуб под океан 80-400км, под контин 200-400км. Границы: 1)Дивергентные- вдоль которых происх раздвижение плит(спрединг). Спрединг в океан происх вдоль океан хр, а на контин-х в зонах рифтов. Происх наращивание океанич ЗК, поэтому их назыв конструктивными. 2)Конвергентные- вдоль которых происх сжатие плит(субдукц и коллиз). Происх разрушение(деструкция) океан ЗК и рост контин-й ЗК. Субдукция- поднырив океан-й плиты под контин-ю. Обдукция- надвигание океан коры на контин-ю. Коллизия- образ-ся при столкнов 2-х контин-х плит. 3)Трансформные- вдоль которых происх скольжение плит (обстановка сдвига). 4)Трансгрессивные- комбинация надвига и сдвига.
26.Морфотектонические элементы океанов: 1)материковая отмель-шельф выровненная часть подводной окраины материков, прилегающая к берегам суши и характеризующаяся общим с ней геол строением (до 500м). Занимает 8% S мир океана, включает: 1. литораль - участок берега, который затопляется морской водой во время прилива и осушается во время отлива, 2. сублитораль- зонарасполож ниже литорали, 3. псевдоабиссаль - зона моря, расположенная глубже уровня распростр растит-ых орг-ов. 2)континент-й склон(до 3км), занимает 15%, включает батиаль. 3)континент-е подножие(3-4км). 4)ложе океанов(>4км), выдел абиссаль- зона наибольших морских глубин, населённая сообществами бентоса океанического дна.5)глубоков желоба, заним 1%, h=6-11км, выдел ультраабиссаль. Типы континент-х окраин: 1)пассивные- характерны для молодых океанов: Атлантич, Индийск, Сев Ледов, антарктич окраина Тихого. Образовались в рез-те раскола Пангеи(200млн.л. назад). Выделяют 4 элемента: 1.шельф, 2.контин-й склон, 3.контин подножие, 4.краевые плато- опущенные на 2-3км участки шельфа, типа ступеней. Главные особенн- их внутриплитное положение и низкая сейсмич и вулканич активность с отсутствием глубинных сейсмофокальных зон. 2)активные- их главная особенн- наличие активной зоны субдукц, с которой связана сейсмичн, магматич деятельн, складчато-надвиговые деформации, метаморфизм. Выдел 2 типа: 1.приконтинентальный(восточно-тихоокеанский)- переход от глубоков желоба к контин выражен крутым внутренним склоном этого желоба, являющимся контин-м склоном и узким шельфом(ш=200км, пример-окраина ЮАмерики-Анды). 2.островодужный(западно-тихоокеанский) включает элементы: а)контин окраина, б)глубоков котловина, в)вулканич островная дуга, г)глубок желоб, д)краевой вал океана-пограничные поднятия м/у глубок желобом и абисс равниной.
27.Океанич-е платформы- это глубоков-е холмистые равнины (h=4-6км), слабо наруш-е разломами. Для них характерна тонкая ЗК(5-8км), состоящ из баз-го, надбаз-го и осадочн слоев. Они имеют пониж-ю сейсмичн, ЗК складчато недифференцир- это связано с тем, что платф не проходили геосинкл стадию развития. Они разбиты на ряд котловин и поднятий вало- или сводообразной формы, с превышением поднятий до 1км. Поднятия: 1.Вулканогенные- в виде отдельн возвыш-й изометр. формы(гийоты), 2.Орогенные- связаны с коралловыми рифами(гайоты), 3.Тектоногенные – микроконтиненты (Мадагаскар, Новая Зеландия) характер-ся плоским рельефом, лежащ на h=2-3км ниже уровня океана, но некот-е участки могут выступать в виде мелководн банок (Роколл) или островов (Лорд-Хау), имеющих вулкан происх. Осадочн чехол утолщен, в нем могут присутств отложения, предшествующие раскрытию океана. Происх микроконт- они откалывались от контин на ранних стадиях раскрытия, затем ось спрединга перетаскивала их в центр-ю часть соврем-го океана. Стадии обособления: 1.образов-е краевых плато, 2.перерастание контин-го рифта в зону спрединга.
28.Подвижн океанич пояса - это сейсмич активные области, которые представлены срединно-океанич хр (СОХ). Протяж их до 20000 км, Ш до 1000 км, В 2-3 км. В осевой части таких хребтов почти прослежив рифтовые зоны. Они отмечаются высокими значениями теплового потока. СОХ рассматриваются как участки растяжения земной коры или зоны спрединга. Пояса: Тихоокеанский, Урало-Монгольский, Средиземн, Атлантич, Арктич. Типы: 1)межконтинент (коллизионные) пояса, возникшие на месте вторичных океанов, образовавшихся в результате деструкции Пангеи. К этому типу принадлежат все перечисленные выше складчатые пояса, кроме тихоокеанских. Последние, составляют второй тип складчатых поясов- 2)окраинно-континентальный (субдукционный), образовавш на границе Пангеи и её фрагментов с Панталассой- предшественницей Тихого океана. Межконтинентальные пояса заканчивают свое развитие полным поглощением океанской коры и столкновением коллизией - ограничивающих их континентов. Окраинно-контин-е пояса ещё не закончили свое развитие, и кора Тихого океана продолжает субдуцироваться под эти пояса. Рифты океанические – связаны с СОХ и обусловливают их развитие. Они располагаются в осевой их части, возникают в результате процесса раздвига (спрединга) океанического дна и фиксируют дивергентные границы литосферных плит. Спрединг – геодинам процесс растяжения, выражающ в импульсивном и многократном раздвигании блоков литосферы и в заполнении высвобождающегося пространства магмой. Выделяются следующие типы спрединга: срединно-океанических хребтов (расхожд литосф плит от СОХ, вызывающее расширение площади океана благодаря поступлению нового магматического материала; задуговой (процесс спрединга в окраинном море); пластичный (внутриплитн процесс раздвижения блоков); рассеянный – общего растяжения и утонения коры, проявляющийся на обширной площади континента, окраинного моря, пассивной контин окраины или над погребенным продолжением СОХ. Субдукция- процесс погруж океанской литосферы в астеносф слой мантии, происходящий на конвергентных границах плит – опускание края одной более тяжелой(более плотной и холодной) литосферной плиты под окраинную часть другой более легкой. Сопровождается скольжением погружающейся части плиты (слэба) в мантию, его преобразованием и, в конечном счете, разрушением (ассимиляцией) на границе верхней и нижней мантии. Существуют два основных типа зон субдукции: островодужный и активных континентальных окраин. Островодужный подразделяются на 1. энсиалический- океанич литосфера погружается под островные дуги, сформированные на фрагментах литосферы континент типа (японский тип) и 2. энсиматический, когда более тяжелая (более древняя, более мощная и холодная) океанская литосфера погружается под островные дуги, сформированные на более легкой (молодой, небольшой мощности), но океанической же литосфере (марианский тип). Зоны субдукции активных континентальных окраин формируются при погружении океанской литосферы непосредственно под окраины континентов: обычен андский тип с активным горообразованием на континентальном крыле, менее характерен зондский, когда окраинная часть континентов находится в основном ниже уровня океана.
29.Главные типы структур океанов: 1) океанические плиты, 2) срединно-океанические спрединговые хребты; 3) трансформные разломы; 4) вулканические и вулканотектонические поднятия; 5) поднятия типа океанских земель; 6) микроматерики (микроконтинеты); 7 ) окраинные глубоководные желоба; 8 ) вулканические горы, связанные с «горячими точками». Главной особенностью магматических формаций Мирового океана является их базит-гипербазитовый профиль. Значительные проявления среднего и кислого магматизма в океане отсутствуют. Другой специфической особенностью океанических геологических формаций, как магматических, так и осадочных, является то, что многие из них находятся в стадии формирования - процесс их становления не закончен, их образование продолжается на наших глазах. В первую очередь это относится к базальтоидным формациям зон спрединга, где практически непрерывно (с геологической точки зрения) происходит поступление на поверхность новых порций магм. Наконец, необходимо отметить еще одну особенность, свойственную магматическим формациям океана. Она заключается в том, что вулканогенные комплексы (формации) характеризуются зональным расположением относительно осей СОХ. На геологических картах океанов вулканиты различного возраста образуют параллельные, последовательно сменяющие друг друга полосы. Переходные между континентами и океанами области называются континентальными окраинами и занимают около 20% площади окраин океанов. Они характеризуются накоплением в них основной массы осадков и вулканитов, которые затем подвергаются интенсивным деформациям. Здесь континентальная кора замещается субокеанической или океанической, а океаническая преобразуется в континентальную. С позиций тектоники плит континентальные окраины подразделяются на пассивные (внутриплитные) и активные (субдукционные и трансформные).
30. Строение осад-го чехла: в основании залегают тонкие, не выдержанные по простиранию металлоносные осадки с преобладанием окислов Fe. Нижняя часть сложена карбон осадками, отложивш на глуб < 4–4,5 км. В океан впад на глубинах больше 4–4,5 км верхняя часть осадочного слоя сложена красн глубоков глинами и кремн илами. Полос магн аном -линейные магнитные аномалии океанической коры (с чередованием прямой и обратной полярности), параллельные осям срединных океанических хребтов и расположенные симметрично по отношению к ним. Обладают резкими границами. Аномалии возникают в результ комбинации спрединга морского дна и обращений полярности магнитного поля Земли. Рождаясь в рифтовых зонах СОХ, базальты при остывании ниже «точки Кюри» приобретают в магнитном поле Зостаточную намагниченн, направление которой совпадает с магн полем геологич времени. Вследствие постоянного процесса раздвига на фоне инверсии полюсов излившиеся базальты образуют на дне океана полосы с различным направлением остаточной намагниченности. По мере раздвига (спрединга) океанич дна сформировавш одновозр-е и обладающие одной и той же полярностью пояса базальтов располагаются симметрично по отношению к рифтовой зоне, с течением времени отодвигаются от нее.
Дата добавления: 2015-11-04; просмотров: 29 | Нарушение авторских прав
| <== предыдущая лекция | | | следующая лекция ==> |
| Проректор по учебной работе | | | воспитательной, аналитической |