Геотектоника, ее предмет и задачи.
Геотектоника, ее предмет и задачи.
Геотектоника – это наука о строении, движениях и деформациях литосферы и ее развитии в связи с развитием Земли в целом. Раздел геологии, обособившийся в самостоятельную научную дисциплину в 30-тые годы 20 века. До этого она составляла главу общей геологии и называлась просто тектоникой. Под ее строением (структурой) подразумевается неравномерное распределение г/п различного состава, происхождения и условий залегания.
Нептунисты и плутонисты, их главные идеи.
Нептунизм — направление в геологии, распространённое в XVIII веке, утверждавшее происхождение всех горных пород (включая граниты и базальты) путём осаждения или кристаллизации из воды. Потеряло актуальность с 1820-х годов, когда было доказано вулканическое происхождение базальта.
Плутонизм — направление в геологии, распространённое в конце XVIII — начале XIX веков, противоположное нептунизму. Его сторонники придавали большое значение внутренним силам Земли, объясняя их действием формирование магматических пород.
Гипотеза контракции.
Контракционная гипотеза (гипотеза контракции) — гипотеза, объясняющая процессы горообразования и образования складчатости земной коры уменьшением объёма Земли при её охлаждении. Контракционная гипотеза была предложена Жаном-Батистом Эли де Бомоном. Впервые гипотезу в 1829 году.
Контракционная гипотеза учитывала представления Канта и гипотезу Лапласа о происхождении Солнечной системы из вращающейся туманности; в соответствии с этой гипотезой Земля на начальных стадиях своей эволюции была раскалённым расплавленным шаром и земная кора образовалась при охлаждении его поверхности. При дальнейшем охлаждении Земли, сопровождающимся уменьшением её объёма, должна уменьшаться и площадь её поверхности, что, в свою очередь, должно первоначально вызывать появление неровностей — «морщин» на её поверхности. По мере дальнейшего охлаждения и сокращения объёма Земли механические напряжения коры увеличиваются и в момент, когда они достигают предела прочности горных пород «морщин», происходит их поперечное раздробление, в результате которого боковое давление выжимает складки и каждый поднятый сегмент образует горную систему; в центральную, наиболее ослабленную дроблением область горной системы затем внедряются из глубин магматические массы.
Контрактационная гипотеза объясняла зональность горных массивов и повторяемость эпизодов горообразования по мере дальнейшего сжатия, сопровождающегося повторным ростом механических напряжений в коре. Эли де Бомон связал эти эпизоды со сменами ископаемых фаун и флор в рамках эволюционной теории катастроф Жоржа Кювье. Анализируя расположение горных систем, де Бомон пришёл к выводу, что горные системы отвечают большим кругам земного шара, а распределение горных систем привязано к 15 большим кругам, соответствующим рёбрам вписанного в земной шар икосаэдра.
Современные горизонтальные тектонические движения. Методы их изучения.
Континентальный рифтогенез.
Свойственны расчлененный рельеф, сейсмичность и вулканизм, которое отчетливо конролируется по крупным разломам, преимущественно сбросами. Главный современный пояс континентального рифтогенеза, более 3 тыс. км, Восточная Африка, назван поясом Великих африканских разломов. В рифтах этого пояса образовались озера - Танганьика, Ньяса (Малави)и др, вулканы - Килиманджаро, Ньирагонго.
Рельеф: долина шириной до 40— 50 км, по сбросам, нередко ступенчатые системы. Долина иногда протягивается вдоль сводового поднятия земной коры. Рифтыосложнены продольными или диагональными горстами. Иногда наблюдаются системы асимметричных односторонних грабенов.
Сбросы с углом падения 50—60° и круче, листрические (греч.ковшеобразные). Парагенезы сбросов и сдвигов. Диагональные сдвиги и их эшелонированные системы аналогичны трансформным разломам. Развивается динамотермальный метаморфизм.
Формации:молассовые с вулканитами, мощностьдо 5-7 тыс.м (например, в Южно-Байкальском), обычно не более 3-4 тыс.м. обломочные отложения озерного (в том числе озерные турбидиты), аллювиального, пролювиального, а в Байкальских впадинах также флювиогляциального и ледникового происхождений. На климатических условиях рифта возможны накопления эвапоритов.
В зоне вулканизма создается условия для хемогенных и органогенных отложений: карбонатные (в т.ч. содовые), кремнистые (диатомовые, опаловые), сульфатные, хлоридные.
Магматизм :контрастные (бимодальные) формации (мантийные базальтовые выплавки + анатектические, преимущественно кислые расплавы), щелочные оливиновые базальты, трахиты и фонолиты, риолиты, комендиты, пантеллериты лейцититы и лейцитовые базаниты. Есть щелочные ультрабазитыи сопутствующие им карбонатиты.
По геофизическим данныммощность коры под континентальными рифтами уменьшается, подъем поверхности Мохо - находиться в зеркальном соответствии с наземным рельефом.
Мощность коры под Байкальским рифтом снижается до 30-35км, под Рейнским до 22-25 км, под Кенийским — до 20 км до 13 км
Породы разуплотнены (скорости продольных волн 7,2-7,8 км/с), их упругие характеристики - как в мантийной астеносфере.
Астеносферная линза мощностью 17 км обнаружена сейсмическим зондированием под Байкалом. Глубинность сейсмических очагов от 15 до 35-40 км. По фокальному механизму очагов - сбросовые и подчиненные им сдвиговые смещения. Тепловой поток в рифтах резко повышен. Высокая электропроводность пород и отрицательная аномалия Буге над рифтовой зоной, положительные аномалии на полосах внедрения основных и ультраосновных магматических пород.
Модели континентального рифтогенеза различаются:
А - классическая (грабены и горсты)
Б - Р.Смита (субгоризонтальный срыв, ярусы хрупких и пластических деформаций)
В - У.Гамильтона (линзовидидные деформации).
Г - Б.Вернике (асимметричные деформация).
Ввиду многообразия глубинного строения зон континентального рифтогенеза ни одна из этих моделей не универсальна. Механизм формирования рифта меняется в зависимости от таких условий, как мощность, строение, температурный режим коры и скорость растяжения.
Механизм гидравлического расклинивания. Третичные и палеозойские дайки Шотландии - по вертикальным трещинам посредством раздвига Дж.Ричи, Э. Андерсон
Линейные дайки и их системы + теория гидравлического разрыва горных пород (процесс образования и распространения трещин в горных породах под давлением жидкости, в том числе магматического расплава) = при наличии на глубине резервуара жидкой магмы возникают условия для разрастания литосферных слоев под действием множества параллельных гидроразрывов, в каждом из которых нагнетание расплава приводит к раздвигу вмещающих пород Дж.Робсон и К.Барр, М.Хабберт и Д.Уиллис, А.А.Пэк и В.С.Попов.
Зияющие трещины отрыва лишь на глубинах - до 2-3 км, глубже –скалывание, пластичная деформация, формирование даек путем пассивного заполнения зияющих трещин исключено
Возможно проявление как гидравлического расклинивания, так и механического растяжения в одной рифтовой зоне.
Для континентальных рифтов механизм гидравлического расклинивания становится значимым на завершающем этапе их развития: на западном борту рифта Афар появляются продольные рои параллельных даек, связанные с базальтовым вулканизмом.
В Красноморском рифте в древнюю гранитную кору внедрились мощные рои параллельных даек контрастного состава (от толеитовых базальтов до гранофиров), 50-30 млн. лет назад.
5 млн лет назад магматические клинья сконцентрировались в узкой полосе = отрыв Аравийской плиты.
Континентальный рифтогенез сменился океанским, который продолжается
когда развитие рифта прекращается на более ранней стадии, он сохраняется как ослабленная зона, авлакоген
Субдукция, основные типы.
Субдукция: на конвергентной границе при встречном движении континентальной и океанской литосфер плит или океанской и океанской, более тяжелая литосферная плита (всегда океанская) уходит под другую, а затем погружается в мантию. Термин субдукция (лат, sub — под, ductio — ведение), А. Амштуц (50-е г.г.) - о поддвиге и затягивании на глубину одних сиалических компл-в Альп под другие. Понятие субдукция (не = «поддвигу», или «надвигу» литосферных плит) - это сложный глубинный процесс. Типы окраинно-континентальный и внутриокеанский. В внутриконтинентальной погружается более древняя литосферная плита, так как, она имеет более высокую мощность и плотность. Выразительным проявлением современной субдукции служат сейсмофокальные зоны – совокупность сейсмических очагов, наклонно уходящих на глубину.
- зоны соврем-й субдукции изучаются: геофиз-ми, сейсмологическими методами, с погружаемых аппаратов, прямыми измерениями движений плит.
- современная субдукция выражается в подводном и наземном рельефе, тектонических движениях и структурах, вулканизме и условиях седиментации.
Рельеф зон современной субдукции:
• характерна асимметрия зон и рельефа.
• глубоководный желоб, глубина – от скорости субдукции, средней плотности (возраста) погружающейся плиты, до 11.022 м в Марианском желобе, а относительно смежного краевого вала - до 4000 м, турбидиты.
• ширина желобов = 50—100 км, длина - тыс. км.
• дугообразны, реже прямолинейны, ортогональная и косоориент-я субдукция.
• профиль желоба асимметричен: субдуцирующее крыло пологое (около 5°), висячее крыло более крутое (до 10 - 20°), до каньонообразного.
Океанский склон желоба бывает осложнен продольными грабенами и горстами, а противоположный склон — ступенчатой системой крутых разломов. Узкое и плоское дно желоба (шириной иногда в несколько сотен метров) сложено осадками.
Со стороны океана - пологие краевые валы,которые возвышаются над ложем океана на 200—1000 м.= антиклинальные изгибы океанской литосферы.
Если глуб/водный желоб примыкает к окраине конт-та, обычно образуются береговой хребет и отделенный от него продольными долинами главный хребет, рельеф которого бывает осложнен вулканическими постройками, связанными с субдукцией.
Когда зона субдукции не находится на краю континента, пара положительных форм рельефа представлена островными дугами : невулканическая внешняя дуга (непосредственно рядом с желобом) и отделенная депрессиями, параллельная ей главная, вулканическая внутренняя дуга.
Современное размещение зон субдукции:
Большинство зон субдукции приурочено к периферии Тихого океана (как бы фрагменты субдукционного кольца океана Панталассы, опоясывавшего Пангею).
Субдукционные системы Малых и Южных (Скотия) Антил - тоже, хотя находятся в Атлантике.
Зондская система субдукции тоже тяготеет к Т \ ок-й системе.
Несколько небольших, малоглубинных зон субдукции (Эгейская, Эоловая) развиваются в Средиземн-м бассейне — реликте мезозойско-кайнозойского океана Тетис.
Северную окраину Тетиса наследует и зона субдукции Мекран.
Два главных тектонических типа зон субдукции:
окраинно-материковый (андский) и океанский (марианский). Первый формируется там, где океанская литосфера субдуцирует под континент, второй - при взаимодействии двух участков океанской литосферы.
Энсиматическая островная дуга. Примером таких зон субдукции, наряду с Марианской, могут служить островодужные системы Идзу-Бонинская, Тонга — Кермадек, Южных Антил.
Энсиалическая - Японская островная дуга с сиалическим континентальным основанием с новообразованной корой океанского или субокеанского типа краевого моря.
Многие зоны коллизии асимметричны, в них происходят выраженные сейсмологически поддвиг и надвиг пластин континентальной коры как особая разновидность субдукции, которую А. Балли предложил называть альпинотипной субдукцией(А-субдукцией).
Активность Гималаев на стыке континентальных плит Евразии и Индостана – пример коллизии.
Многоканальное сейсмопрофилированиепозволяет получить структурные профили зон субдукции до глубин в несколько десятков км при высокой разрешающей способности (главный сместитель и внутреннее строение литосф-х плит).
Методами сейсмической томографиисубдуцирующая литосфера прослеживается глубоко в мантию, она отличается от окружающих пород более высокими упругими свойствами («сейсмической добротностью») и скоростными характеристиками.
На профилях видно, как субдуцирующая плита пересекает главный астеносферный слой
Сейсмологические наблюденияочагов землетрясений зон субдукции (на глубине до нескольких сотен километров) - мощные наклонные сейсмофокальные зоны (СФЗ).
Гравиметрия- резкие аномалии силы тяжести, которые вытянуты вдоль зоны субдукции.
На картах линейных магнитных аномалий бассейнов океанского типа отчетливо различаются их тектонические границы рифтогенной и субдукционной природы.
Геотермические наблюдения - снижение теплового потока по мере погружения относительно холодной литосферы под островодужный (или континентальный) борт глубоководного желоба.
Геологическое выражение зон субдукции
Субдукция и седиментация:
В окраинно-материковой обстановке андского типа- для желоба характерны флишоидные отложения, терригенные и туфогенные турбидиты, продукты размыва гранитно-метаморфического фундамента
Фронтальный и тыловой бассейны (прогибы) служат местом накопления конт-х и мелководно-морских толщ молассового облика мощностью до нескольких км.
фронтальный бассейн - асимметрично: с одной стороны- обломочным материалом, с другой - как обломочным, так и вулканогенным
В тыловой бассейн - продукты разрушения главного хребта и его вулканический материали снос с внутриконтинентальных поднятий кратона.
Для островных дуг- флишоидные отложения глубоководного желоба содержат меньше терригенного материала. Перед энсиматическими дугами появляются продукты разрушения габброидов, ультрабазитов и др. пород океанской литосферы.
В островодужных системах молассоидные мелководно-морские и континентальные формации окраинно-материковых систем сменяются более глубоководными, преимущественно флишоидными. И для одних и для других характерно наличие вулканогенного материала.
В качестве фронтального - преддуговой бассейн, который заполняется морскими, в том числе флишоидными, туфогенно-осадочными отложениями большой мощности. В качестве тылового - глубокий задуговой или междуговой бассейн,где на утоненном континентальном основании или на новообразованной океанской коре - мощные морские отложения, в том числе флишоидные.
В глубоководном желобе - лишь очень молодые, плейстоценовые и голоценовые отложения, мощность которых не более неск. сотен м., т.к. субдуцирующий коровый субстрат, подобно ленте транспортера, удаляет поступающий в желоб осадочный материал, освобождая место для все более молодых осадков (в Японском желобе).
Субдукция и тектонические деформация. На субдуцирующей океанской плите часто - ступенчатые сбросы и грабены (растяжение в связи с ее упругим изгибом), с турбидитами. Обновление уже существовавших продольных (параллельных линейным магнитным аномалиям) разрывов. Деформации выразительны вблизи конвергентной границы, но проявляются и по обе стороны от нее, особенно в висячем крыле, многие – сейсмогенны. На активных окраинах андского типа рядом со структурами растяжения- структуры сжатия, приуроченные к зоне взбросов, надвигов, изокли-нальной складчатости, протянувшейся в тылу горного сооружения - выход зоны субдукции.
Субдукция и магматизм
По сравнению с магматическими комплексами зон рифтогенеза субдукционные намного разнообразнее Глубина залегания наклонной сейсмофокальной зоны под вулканами варьирует от 80 до 350 км, но максимум магматической активности наблюдается над интервалом 100—200 км. Чем больше угол наклона, тем ближе к желобу проявляется вулканизм.
Линию, ограничивающую вулканический пояс со стороны желоба, А.Сугимура назвал вулканическим фронтом. Расстояние от края желоба варьирует от 50 до 300км, чаще 125—250 км. С противоположной стороны граница вулканических поясов не столь резкая, она удалена от желоба на расстояние до 400 км, а местами, как, например, в Центральных Андах, - до 500км.
Вулканизм островных дуг и континентальных окраин инициируется в уходящих на глубину зонах субдукции Сейсмичный пробел под вулканами - снижение упругих свойств погружающейся литосферы вследствие разогрева, частичного плавления. Он маркирует магмогенерирующий отрезокзоны субдукции. Глубинность его варьирует от одной зоны субдукции к другой и по простиранию зоны. Магмогенерирующий отрезок, зародившись на глубине нескольких 10 км, постепенно мигрирует по падению зоны до глубин в первые100 км.
Состав магм над зонами субдукции:
Влияет вещество от погружающейся океанской литосферы астеносферного клина, мантийных и коровых пород, литосферы висячего крыла + перемещение осадочного чехла глубоко в мантию + привнос большого кол-ва воды. Наклон зоны субдукции дает асимметрию вулканич.пояса, его поперечную (латеральную) геохимическую зональность. В направлении от желоба толеитовая серия (толеитовый базальт- железистый дацит) сменяется известково-щелочной (высокоглиноз. базальт — риолит),а затем, в тылу вулканического пояса, - шошонитовой (шошонитовый базальт — трахит). На центр.отрезке Андской актив. окраины медное оруденение сменяется по падению зоны Беньофа полиметаллическим (свинцово-цинковым, со значительным количеством серебра), далее следуют месторождения олова и вольфрама. Состав магм - от строения и мощности з\к в висяч.крыле:энсиматических о/д -толеитовая и известково-щелочная серии, энсиалических о\д + шошонитовая серия, преобладает изв.-щел., на акт. конт. окраинах выпадает толеитовая серия.
Субдукция и метаморфизм
Термические и барические эффекты субдукции – метаморфизм. А.Миясиро, субдукция порождает парные метаморфические пояса:
зона метаморфизма высоких давлений — низких температур находится вблизи глубоководного желоба (фация «голубых сланцев», глаукофана) - образуются по базальтоидам и морским осадкам.
зона метаморфизма низких и умеренных давлений — высоких температур - на удалении от желоба под вулканическим поясом-подъем флюидов и магм над субдуцирующей плитой.
Пример: юрско-меловой парный метаморфический пояс о. Хонсю, состоящий из зоны Реке высокобарических метаморфитов и зоны Симанто высокотермальных метаморфитов.
Правило ортогональности субдукции. Фрикционное сопротивление субдукции минимально при относительном угле 90° и нарастает по мере уменьшения угла до 45°.
Если внешнее воздействие резко меняет направление, в котором перемещается субдуцирующая плита, то происходит отмирание прежней зоны субдукции и заложение новой, с использованием какой-нибудь ослабленной зоны в океанской литосфере, вытянутой поперек движения плиты (напр. благоприятно ориентированные трансформные разломы).
косоориентированная к глубоководному желобу субдукция: характерны продольные сдвиги и ориентированные кулисообразно системы структур сжатия или растяжения, эшелонированные системы разрывов, контролирующих вулканизм.
Офиолиты.
Офиолиты - это ассоциация г/п встречаемых на континентах. Считаются остатками древней океанической коры, поднятой на поверхность. Представлена закономерным чередованием снизу вверх ультраосновных и основных интрузивных (дунит, перидотит, пироксениты и др.), эффузивных (базальты и туфы) и глубоководных кремнистых осадочных отложений.
Они представляют собой фрагменты др.океан.коры, сохранившихся в складчатых областях конт.коры. Большая часть поглощается в мантии в зонах субдукции, и лишь малая часть сохр.в з/к в виде офиолитов.
В полной офиолитовой ассоциации снизу вверх по разрезу представлены след. Типы пород (снизу вверх): - ультрабазитовый комплекс (дунит, гарцбургит и др.) в разл.количественных соотношениях обычно обладающих текстурами тектонитов и в большей или меньшей степент серпентинизированных.
- слой расслоенных габброидных интрузий, менее деформированные чем ультрабазитовый комплекс.
-комплекс //-ных даек диабазов.
- комплекс базальтов, обычно с подушечной отдельностью и кремнистые осадки.
Офиолитовые комплексы образуют пакеты тектонических пластин, надвинутых на вмещающие отложения. В подошве офиолитовых аллохтонов залегают серпентинитовые меланжи. Породы подстилающих автохтона нередко подвергнуты специфическому контактовому метоморфизму с обратной зональностью. Он возникает за счет высокой, почти мантийной температуры, нижней части офиолитовой пластины. При заползании этой платины на конт.кору тепло пластины прогревает нижележащие толщи. В резуль.обр.зональный метаморфический комплекс.
Возраст офиолитов они имеют архейский возраст. Офиолиты обнаружены во всех складчатых областях. Встречаются – офиолиты на Оманском полуострове, Агардакская офиолитовая зона идр.
Обдукция.
Обдукция (Р. Колман, 1971) - океанская литосфера поднята и надвинута на континентальную окраину. В настоящее время нигде не происходит. Сравнительно недавний (плиоценовый) эпизод установлен на сочленении Чилийского спредингового хребта с Андской активной окраиной. Там же м.б. надвигание следующего фрагмента океанской литосферы. Фрагменты океанской литосферы размером в десятки и первые сотни километров, залегающие в виде пологих тектонических покровов (офиолитовых аллохтонов;) поверх осадочных или вулканических формаций на пассивных и активных континентальных окраинах
В надвинутых фрагментах - только верхняя часть океанской литосферы:
вся кора (осадки I слоя, базальты и долеритовые дайки II слоя, габброиды и расслоенный гипербазит-базитовый комплекс III слоя)
и неск. км (до 10км в мощных пластинах) перидотитов верхней мантии:отслаивание верхней части океанской литосферы.
Только она надвигалась затем на континентальную окраину, а остальная, нижняя часть перидотитов литосферы перемещалась и деформировалась на глубине.
При сжатии формируются сколы, переходящие в надвиги, сдваивание разреза верхов океанской литосферы с динамотермальным метаморфическим воздействием горячих перидотитов, слагающих низы литосферной пластины, на породы автохтона
базальные метаморфические ореолы: метаморфический ореол мощностью в несколько сотен метров: амфиболиты и мафические гранулиты, переходящие вниз в зеленые сланцы, а затем в неметаморфизованные вулканиты или осадочные породы.
Этот ореол - формирование в условиях средних (500—850°) или высоких (700—1000°) температур при высоких термических градиентах (до 2—3° на 1 м) и давлении 5—10кбар.
Иногда на контакте с автохтоном - глаукофановые минеральные ассоциации, т.е. более высокие давления и низкие температуры.
Геодинамические механизмы обдукции. H.Кристенсен и M.Сэлсбари (1975) предложили модель обдукции при столкновении спредингового хребта с активной континентальной окраиной: контин.плита перекроет ближайшее его крыло и придет в соприкосновение с поднятым краем другого крыла, которое в результате может оказаться надвинутым на контин. окраину + возобновление субдукции, а на континентальной окраине останется надвинутая на нее пластина океанской литосферы.
Геодинамические механизмы обдукции. Обдукция при замыкании бассейнов океанского типа. Фрагменты океанской литосферы вблизи глубинных офиолитовых швов складчатых поясов связаны с замыканием малых океанских бассейнов (Красное море). Если раскрытие таких бассейнов сменяется сжатием, высокий тепловой поток благоприятствует отслаиванию литосферных пластин. Дальнейшее гравитационное перемещение обдуцированных пластин океанской литосферы, сопровождаемое формированием олистостром – от подъема шва.
При замыкании краевых морей: надвигание фрагментов океанской коры на южноамериканский борт Патагонского задугового бассейна при его закрытии в середине мела (И. Диэл, 1977).
Дж.Диксон и Э.Феррар (1978) - термин эдукция(англ, eduction — извлечение). Пример францисканского комплекса Калифорнии - миоцен. Это в основном меланж из глубоководных осадочных пород (в т. ч. турбидитов) и офиолитов. Характерен метаморфизм в фации «голубых сланцев», т.е. с новообраз-м глаукофановой минеральной ассоциации выс. давлений - низких температур. Эта ассоциация свойственна внешней части парных метаморфических поясов зон субдукции.
Если скорость спрединга превышает скорость пододвигания хребта под континент, то продолжающаяся дивергенция может вынести оттуда обратно к поверхности тектониты и метаморфиты, образовавшиеся ранее в зоне субдукции.
Или ортогональная конвергенция сменяется их косоориентированным или даже продольным относительным движением и при угловатой или извилистой конфигурации линии.
Коллизия.
Коллизия (лат.collisio; англ.,франц. collision), т.е. столкновение литосферных плит. Если к конвергентной границе с обеих сторон подходит континентальная литосфера, то относительно легкие сиалические породы не погружаются в мантию, а вступают в активное механическое взаимодействие. Интенсивное сжатие порождает сложные структуры и горообразование. При этом проявляется внутренняя тектоническая расслоенность литосферы, она делится на пластины, которые испытывают горизонтальное смещение и дисгармоничные деформации.В условиях тектонического скучивания и утолщения континентальной коры в ней образуются палингенные очаги гранитной магмы. Столкновение континента с континентом.
Коллизионное взаимодействие Гималаев и Тибета началось в эоцене 50—45 млн лет назад. Океанская литосфера, отделявшая субконтинент Индостана от Евразийской окраины, полностью под нее субдуцировала. Суммарное сближение после начала коллизии превышает 2000 км. Коллизия в наст.время продолжается(сейсмичность, надвиги Памира, Таласо-Ферганский сдвиг).
Коллизия - геодинамический режим, который в настоящее время проявляется на протяжении многих тысяч километров вдоль Средиземноморско-Гималайского складчатого пояса и выражен соответствующей сейсмичностью. Коллизия «континент—континент»,коллизия континента и островной дуги или двух островных дуг т.е. межконтинентальные взаимодействия (столкновения).
Сближение континентальных единиц = переход от субдукции к коллизии - в настоящее время на границе Евразийской и Австралийской плит. Коллизия началась в районе современного острова Тимор в плиоцене (5—3,5 млн лет назад), когда обрамлявшая Австралийский континент с севера океанская литосфера полностью субдуцировала под вулканическую дугу Банда на активной евразийской окраине.
Погрузившаяся в астеносферу плита проявляет себя сейсмическими очагами реликтовой зоны Беньофа. Коллизия тоже выражена сейсмичностью, которая маркирует надвигание австралийской окраины, и разрывные смещения в обстановке сжатияСкладки, надвиги формируются и в отложениях плиоцен - квартера на южном крае коллизионной системы в Тиморском троге.
Аналоги: Формирование коллизионного орогена на Большом Кавказе, др. м-бы и мощности срывов и «счешуивания».
Коллизия в Восточных Альпах, где субдукция под евразийскую окраину завершилась надвиганием на нее комплексов Адриатического микроконтинента (Австро-Альпийских покровов), тектонич. расслаивание конт.коры.
Коллизия: интенсивные складчато-надвиговые деформации, проявления высокоградиентного метаморфизма, в том числе высокотемпературного, обусловленного подъемом изотерм.
Внедрение гранитоидов палингенного происхождения: коллизионных гранитоидов типа S (англ, sedimentary) и субдукционных гранитоидов типа I (англ, igneous), предложенное Б. Чаппелом и А. Уайтом.
Горообразование при коллизии сопровождается накоплением мощных моласс в передовых и межгорных прогибах.
Структуры океанов.
На океанских литосф.плитах выделяются 2 наиболее круп.элемента. К структурам океанского типа относят: океанические платформы, срединно-океанические орогенные пояса ихребты (СОХ). Океанические платформы (талассократоны или талассоплатформы) в рельефе дна имеют вид обширных абиссальных (глубоководных) плоских или слабохолмистых подводных равнин (с гайотами и отдельными хребтами высотой до 1км), с отметками глубин в пределах 2600-6000 м, расположенных между СОХ, с одной стороны, и глубоководными желобами или пассивными окраинами континентов – с другой. Присутствуют все 3 океан.слоя мощность 5-6 км: 1 - осадочный, глубоководные глинистые, кремнистые, карбонатные осадки мощностью до 1км, 2 – базальтовый, с системой параллельных даек внизу, 3 – габбро сверху, полосчатый габбро-ультрамафитовый комплекс внизу. Прослеживаются разломы, иногда большей протяженностью, в рельефе они выражены уступами, каньонами и желобами. Для участков платформ прилегающих к глубоководным желобам типичны краевые валы, это невысокие до 500м овальные сводовые поднятия с поперечником до 500м и длинами порядка 1км.
Подвижные зона океанов. К этим зонам следует отнести след.структуры: глубоководные желоба и СОХ. Глуб.желоба – это протяженные до 4км, узкие до 200м глубокие прогибы дна океанов, расположенных у подножий акт.горно-складчатых окраин континентов и островных дуг. Они ассиметричны.
СОХ можно отнести к океанским орогенным поясам, хребты занимают внутриокеанское положение. Ширина хр. Составляет до 2км, вдоль хр. Прослеживаются зоны рифтов или узкие грабены. Набл.трансформенные разломы, сдвиговая составляющая.
В конце 50-х годов советскими и американскими геофизиками в северной части Тихого океана, а затем английскими на северо-западе Индийского океана и в Атлантическом океане к югу от Исландии были открыты полосовые (линейные) магнитные аномалии, параллельные осям срединных хребтов и симметрично повторяющиеся по обе стороны от этих осей
Линейные магнитные аномалии
В любой активной рифтовой зоне океана-одна и та же последовательность аномалий, симметричных к оси, иногда по одну сторону аномалии размещаются сжато, по другую — разреженно
запись вариации геомагнитного поля, инверсии его полярности – магнитохронологическая шкала
приняты порядковые номера, исчисляемые от оси спрединга
Расстояние между одноименными аномалиями зависит от скорости спрединга
определение скорости спрединга по расстоянию между аномалиями - от 1,5 до 15—18 см/год, max - на Восточно-Тихоокеанском поднятии
По гипотезе Вайна – Мэтьюза (1961 — 1962 гг.) при раздвиге в рифтовой зоне срединного хребта образуется зияние, заполняемое поднявшимся из астеносферы базальтовым расплавом. Этот расплав затем застывает в магнитном поле соответствующей эпохи. Раздвиг продолжается, и данная пластина базальта оказывается разорванной надвое. Возникшее зияние снова заполняется базальтом, который, если за это время произошла инверсия магнитного поля, намагничивается теперь в обратном направлении. Затем и эта пластина базальта испытывает разрыв и раздвиг и процесс многократно повторяется
Палеомагнитные методы
горные породы, как осадочные, так и магматические, если они подвергались интенсивным механическим или тепловым воздействиям, сохраняют «память» о магнитном поле, в котором они образовались. Это - остаточная намагниченность:ферромагнитные минералы в породе, в момент осаждения осадка или кристаллизации магмы (из которой они выпадают первыми) приобретают ориентировку, отвечающую ориентировке магнитного поля, в котором протекал процесс осадконакопления или магматизма.
Эта ориентировка сохраняется до тех пор, пока соответствующие минералы не будут нагреты до точки Кюри, разной для минералов, — 550° для магнетита и 120° для титаномагнетита, но в среднем около 400°.
Ориентировка выражается в том, что магнитное склонение направлено на северный магнитный полюс, а наклонение зависит от широты: чем она выше, тем наклонение больше.
Образцы пород одного и того же возраста, взятые на разных континентах, указывают на разное положение полюса. Если совместить доюрские полюса Северной Америки и Европы вместе с контурами этих материков, по образцам с которых они были определены, получим единый континент, который впишется в очертания Пангеи, как она была намечена Вегенером
взятие ориентированных образцов:
Трансформные окраины
два подтипа:
трансформные дивергентные окраины -узкий шельф, очень крутой контин- й склон, по основанию его – тектонич. граница контин- й и океан-й коры, без переходной коры, слаборазвитое контин-е подножие. Сбросовые и сдвиговые смещения, сдвигово-раздвиговый характер, Гвинейский залив
трансформные конвергентные окраины - на тихоок.окраинеСев.Америки, сдвиг вдоль архип. Королевы Шарлотты - Калифорнийскийбордерленд между сдвигом Сан-Андреас, проходящим по суше, и сдвигом, ограничивающим бордерленд со стороны океана: плиоцен-четвертичные отложения -цепочки раздвиговых осадочных бассейнов и приподнятые блоки более древнего основания
= недавно погруженный участок континента
Строение орогенных поясов.
Строение отличается большой сложностью, представляют собой коллаж (мозайку, склеенную из разнородных кусков) структурных элементов – обломки континентов, островных дуг, образований ложа океанов и их окраинных морей, внутриокеанских поднятий. Выделяются:
Передовые (краевые) прогибы. Складчатые системы, занимающие в поясе окраинное положение и пограничные с континентальными платформами, нередко отделяются от последних прогибами. Иногда прогибы и складчатые сооружения оказываются надвинутыми на 10ки и 100ни км.на платформу. Отсутствие передового прогиба связана с поперечным поднятием фундамента прилегающей платформы.
Внешние зоны периферических складчатых систем. Характерной чертой является их расположение на той же конт.коре, что и кора (фундамент) прилегающей платформы. Фундамент платформы либо плавно, либо ступенчато, по ситеме сбросов, погружается под осадочный комплекс внешних пород. Отложения накапливаются в усл.внешнего шельфа и конт.склона.
Внутренние зоны орогенов. Характерный элемент – офиолитовый покров. Могут распологаться на осад.образованиях и на кристаллическом фундаменте. В состав внутр.зон роль играет складчатое осадочно-пирокластическое выполнение преддуговых, междуговых и тыльно-дуговых прогибов, нередко испытывавшее шарнирование. Наблюдаются покровы кристаллических пород.
Метаморфические реакции
Метаморфизм – это физико-химический процесс. Главная тенденция метаморфических процессов – приведение горных пород к равновесному состоянию при изменении физико-химических условий. Изменение интенсивности влияния факторов метаморфизма приводит к тому, что минеральные ассоциации, слагающие горную породу, становятся неустойчивы (не могут существовать при таких условиях). Начинается процесс химического разложения минералов в твёрдом состоянии и, одновременно, процесс образования за счёт них новых минеральных ассоциаций, способных стабильно существовать в новых термодинамических условиях. Этот процесс можно описать следующей схемой:
1. высвобождение атомов из кристаллических решёток неустойчивых минералов,
2. образование центров кристаллизации стабильных минералов,
3. движение атомов к этим центрам,
4. удаление из мест реакции атомов, не вошедших в состав новообразующихся минералов.
Метаморфическую систему можно сопоставить с конструктором, из набора деталей которого (химических элементов) в зависимости от условий собираются разные конструкции (минеральные ассоциации). Такие