Студопедия

Главная страница Случайная страница

Разделы сайта

АвтомобилиАстрономияБиологияГеографияДом и садДругие языкиДругоеИнформатикаИсторияКультураЛитератураЛогикаМатематикаМедицинаМеталлургияМеханикаОбразованиеОхрана трудаПедагогикаПолитикаПравоПсихологияРелигияРиторикаСоциологияСпортСтроительствоТехнологияТуризмФизикаФилософияФинансыХимияЧерчениеЭкологияЭкономикаЭлектроника






Анализ мощностей.






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

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

Условия:

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

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

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

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

1) уплотнением осадков под влиянием веса вышележащих отложений;

2) изменением мощности при складкообразовании;

3) последующим размывом отложений.

 

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

Карты фаций могут использоваться для:

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

* Определения смещений по круп­ным надвигам — шаръяжам.

 

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

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

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

Метод сдвижек (начиная с автохтона начинаем сдвигать)

Более точные – методы палеомагнитных реконструций

По фациям – совмещение континентов

 

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

 


19. Анализ фаций. Под фациями понимают определенные типы осадоч­ных пород, возникшие в определенных физико-географических услови­ях, например русловые пески, озерные известняки, прибрежные галечни­ки и т. п. Иногда ограничиваются выделением литологических разностей пород независимо от их генезиса; они именуются литофациями. Анализ фаций широко применяется в палеогеографии, но имеет существенное значение и для палеотектоники, особенно в сочетании с анализом мощ­ностей.

Интерпретация карт фаций включает прежде всего выделение об­ластей накопления осадков данного стратиграфического интервала и их отсутствия. Естественно, что области накопления осадков, если только речь не идет о субаэральных образованиях, должны рассматриваться как области тектонического опускания — абсолютного, если речь идет о нормальных морских осадках, или, возможно, относительного, если речь идет о субаквальных осадках ненормальной солености или озерного и аллювиально-озерного происхождения. В областях отсутствия осадков требуется выяснить, является ли это отсутствие первичным, т. е. данная область была в это время областью сноса и, следовательно, тектониче­ского поднятия, или вторичным, результатом последующего размыва.

Изучение состава (и мощности) осадков, обрамляющих область заве­домого поднятия и размыва рассматриваемого геохронологического ин­тервала, дает косвенные свидетельства интенсивности этого поднятия. Вполне очевидно, что чем грубее отложения, окаймляющие древнюю сушу, чем шире занимаемая ими полоса и чем больше мощность грубо-и крупнообломочных образований, тем интенсивнее были восходящие движения суши.

Анализ распределения фаций в области накопления осадков служит источником материала и для других выводов. В принципе, чем более глубоководны осадки, тем больше была интенсивность тектоническо­го погружения. Но судить об этом по составу осадков, как показывают современные данные, надо с большой осторожностью. Обычная схема изменения состава осадков от берега в глубь бассейна: галечник — гра­вий — песок — алеврит — глина — мергель — известняк — кремнистая порода далеко не всегда выдерживается. У низких берегов грубообло-мочные осадки могут не отлагаться, и непосредственно у берега могут накапливаться пески, алевриты, глины и даже известняки-ракушечники; последнее характерно для областей аридного климата, например восточ­ного побережья Каспийского моря, или для побережий, сложенных из­вестняками; в последнем случае отлагаются обломочные известняки.

Наиболее резкая фациальная дифференциация отмечается при блоко­вом расчленении подводных окраин континентов — на поднятых блоках образуются рифовые массивы большой мощности, сопровождаемые по краям склоновыми брекчиями, в пределах опущенных блоков отлагают­ся глубоководные и маломощные слоистые известняки, мергели, глины, радиоляриты. Для участков дна бассейна, испытыва­ющих относительное поднятие, характерны еще горизонты конденсации осадков с накоплением галечников, концентрацией фосфоритовых кон­креций и смешанной фауной нескольких смежных стратиграфических горизонтов. Такие образования носят название хардграунд.

Рост складок влияет на распределение фаций и в континентальных или паралических бассейнах: в первых угли более характерны для син­клиналей, во вторых — для антиклиналей.

Особые типы отложений характерны для флексурно-разломных зон. К ним относятся, в частности, барьерные рифы, приуроченные, как пра­вило, к зонам перегиба от шельфа к континентальному склону, где воз­никают особенно благоприятные условия для их развития — удаленность от берега, обеспечивающая чистоту воды; малая глубина; относительно быстрое опускание. На относительно поднятых блоках конти­нентальной коры в некотором удалении от берега и на океанских пла­то могут образоваться карбонатные платформы со своими склоновыми обломочными фациями. Весьма примечательны олистостромы — подводно-оползневые или обвальные отложения с глыбами твердых по­род — олистолитами или их пластинами — олистоплаками в глинисто-алевритовом заполнителе (матриксе). Они образуются в зонах активных

разломов по периферии глубоководных бассейнов и во фронтальных ча­стях движущихся шарьяжей. О тектоническом режиме в областях древней суши позволяют судить ископаемые коры выветривания. Мощные коры могут возникнуть лишь в условиях длительного сохранения восходящих движений относитель­но небольшой интенсивности.

Карты фаций могут использоваться также для определения величи­ны горизонтальных смещений по сдвигам. Эта величина соответствует расстоянию между однотипными (изопическими) фациальными зонами, ныне разобщенными данным сдвигом. Примером может служить опреде­ление смещения по Таласо-Ферганскому сдвигу в Тянь-Шане (рис. 9.2). В случае другого крупного сдвига — Сан-Андреас в Калифорнии — для этой же цели использовано взаимное расположение миоценовых конгло­мератов и гранитного массива, служившего источником материала для их образования.

Анализ фаций помогает также определить амплитуду смещений по круп­ным надвигам — шаръяжам. Так, зоной «корней» известняковых покровов северного склона Восточных Альп считается зона развития сходных фаций триаса — неокома к югу от Инсубрийского (Периадриатического) разлома, отделенная полосой существенно иных фаций; соответственно амплитуда перемещения этих шарьяжей оценивается минимум в 150 км.

 

20. Объемный метод изучения тектонических движений, его возможности.

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

По этим пикам чувак разделил типы складчатости

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

Для чего нужен метод?

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

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

3) определение среднего размера погружения и средней мощности отложений;

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

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

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

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

 

21. Анализ перерывов и несогласий в тектонике.

Палеогеологические карты:

*

 
 

Составляются для региональных несогласий, отвечающих переломным эпохам тектонической истории.

* В основном по данным бурения

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

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

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

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

Количество треков пропорционально времени.

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

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

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

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

22. Важное место среди методов палеотектонического анализа в нашей стране занял анализ формаций. Формация (геоформация) — это законо­мерное и устойчивое сочетание (парагенез) определенных генетических типов горных пород, связанных общностью (близостью) условий обра­зования и возникающих на определенных стадиях развития основных структурных элементов земной коры.

С распространением идей неомобилизма использование формаций в палеотектоническом анализе стало постепенно вытесняться использо­ванием близкого, но не тождественного понятия литодинамических или литогеодинамических комплексов. Под такими комплексами понимают комплексы горных пород, осадочных, магматических, метаморфических, являющиеся непосредственными показателями геодинамической обста­новки их образования. Примерами могут служить молассы — показатель горообразования, известково-щелочные вулканиты — островных дуг, ультраосновные щелочные интрузии кольцевого типа — кратонов и т. д.

Поскольку именно тектонический режим является определяющим фактором обособления формаций, причем всех их типов, сами формации являются показателями определенных тектонических режимов, и в этом их значение для геотектоники. Правильно установив принадлежность той или иной формации к определенному типу, мы тем самым можем решить, какой из основных геоструктурных зон (платформа, подвижный пояс — его внешняя или внутренняя зона, ороген и т. п.) принадлежала область ее накопления и на какой стадии развития она находилась. Сле­дует подчеркнуть, что для правильного определения типа формации надо выяснить ее вертикальные и латеральные связи, ее положение в верти­кальном и латеральном рядах. Формации, характерные для крупных гео­структурных зон, образуют по вертикали (разрезу) определенные формационные ряды, отвечающие последовательным стадиям их развития. Формационные ряды свой­ственны каждому из основных типов структурных элементов земной коры.

 

23. Палеомагнитные методы изучения тектонических движений.

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

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

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

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

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

 

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Информация о разломах:

Сейсмические методы: решение фо­кального механизма сейсмических очагов, наземная и космическая геодезия, в том числе GPS.

26. Делимость современной литосферы на плиты и микроплиты. Границы литосферных плит.

Основные положения тектоники литосферных плит:

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

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

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

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

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

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

4. Гори­зонтальное движение плит может быть описано законами сферической геометриитеоремой Эйлера.

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

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

 

27. Современные зоны рифтогенеза.

На дивергентных границах раз­вивается рифтогенез.

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

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

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

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

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

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

Особенности:

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

* Впадины соединяются через горсты или диагональные сдвиги

* Рифты экстемального растяжения – правинция рифтов и бассейнов.

* Типы: Щелевидные, Экстремального растяжения, Пулл-апарт

 

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

Континентальные рифты.

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

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

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

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

Океанский рифтогенез.

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

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

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

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

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

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

Магматизм:

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

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

3. Повышенная щёлочность.

4. Сначала кислые, потом основные породы.

5. Взрывной характер (насыщен водой – для кислых)

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

Метаморфизм:

1. Динамометаморфизм – в ассиметричных системах.

2. Обычный, глубинный

Сейсмичность:

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

Тепловой поток:

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

 


29. КОНТИНЕНТАЛЬНЫЙ РИФТОГЕНЕЗ. Активным рифтовым зонам континентов свойственны расчлененный рельеф, сейсмичность и_вулканизм, которые отчетливо контролируются крупными разломами, преимущественно сбросами. Рельеф, структура и осадочные формации. Центральное положение в рифтовой зоне обычно занимает долина шириной 40-50 км, ограни­ченная сбросами, нередко образующими ступенчатые системы. Такая долина иногда протягивается вдоль сводового поднятия земной коры, но может формироваться и без него. Текто­нические блоки на обрамлении рифта бывают приподняты до отметок 3000-3500 м. В целом асим­метрия структуры и рельефа характерна для многих континентальных рифтовых зон.

В своей верхней, обнаженной части сбросы наклонены к горизонту под углом 50-60° и круче. Однако, судя по сейсмическим профилям, многие из них выполаживаются на глубине, их называют, листрическими_(т. е. ковшеобразными). Диагонально ориентиро­ванные разрывы со сдвиговым смещением и их эшелонированные систе­мы в ряде случаев переносят движение от одного раскрывающегося риф­та к другому и в этом отношении аналогичны трансформным разломам океанского рифтогенеза.

Для осадочных формаций континентальных рифтов, преимуще­ственно молассовых, характерно сочетание с тем или иным количеством вулканитов, вплоть до случаев, когда осадочные формации полностью замещаются вулканическими. Согласно Е. Е. Милановскому, мощность кайнозойского заполнения рифтов может достичь 5-7 тыс. м (например, в Южно-Байкальском), но обычно не превышает 3-4 тыс. м. Преобла­дают обломочные отложения озерного, аллювиального, пролювиального происхождения. Как правило, сни­зу вверх грубость обломочного материала возрастает.

Магматизм и его продукты. Континентальный рифтогенез сопро­вождается магматизмом и лишь локально его поверхностные проявле­ния могут отсутствовать. Нередко вулканы размещаются асимметрично — по одну сторону от рифтовой долины, на ее более высоком борту. Магматические породы исключительно разнообразны, среди них ши­роко представлены щелочные разности.

Геофизические характеристики. По геофизическим данным, мощ­ность коры под континентальными рифтами уменьшается и происходит соответствующий подъем поверхности Мохоровичича, которая находит­ся там в зеркальном соответствии с наземным рельефом. В мантийном выступе под рифтом породы разуплотнены (скоро­сти продольных волн варьируют в интервале 7, 2-7, 8 км/с), их упругие характеристики снижены до значений, свойственных мантийной астено­сфере. В асимметричных рифтах гребень мантийного выступа чаще всего не совпадает с осью до­лины, а смещен в сторону более высокого крыла. Там же размещаются и центры вулканизма.

Сравнительно близкое к поверхности залегание астеносферы ограни­чивает глубинность сейсмических очагов. Они размещаются в утонен­ной коре, и в зависимости от ее мощности предельная глубина очагов ва­рьирует от 15 до 35-40 км.

Внедрение даек в континентальных рифтах — нередкое явление, осо­бенно при базальтовом вулканизме. Однако обозначенный ими механизм гидравлического расклинивания становится заметным на зрелой стадии развития рифтовой зоны и усиливается на завершающей стадии, когда утонение континентальной коры приближается к критическим величи­нам, а снижение нагрузки на астеносферный выступ способствует больше­му отделению базальтовых выплавок.

В тех случаях, когда развитие континентального рифта прекращается на более ранней стадии, он надолго сохраняется в структуре континен­тальной коры в виде авлакогена, а при тектониче­ской активизиции может использоваться как ослабленная зона. ОКЕАНСКИЙ РИФТОГЕНЕЗ. Океанский рифтогенез, основу которого составляет раздвиг посредством магматического расклинивания, может, таким образом, развивать­ся как прямое продолжение континентального.

В срединно-океанских хребтах при их раздвиге мантийной конвекцией происходит новообразование, земной коры в результате подъема и кристаллизации базальтовой магмы.

Спрединг в Исландии. Со­временная тектоническая и вулканическая активность сосредоточена в субмеридиональных неовулканических зонах, пересекающих остров в его центральной части. Самые молодые базальты, соответствующие эпохе Брюнес, приурочены к их оси. Они окаймляются базальтами с воз­растом 0, 7-4 млн лет, далее из-под них выступает мощная серия пла-тобазальтов вплоть до среднемиоценовых (16 млн лет), залегающих с преобладанием встречного наклона в сторону неовулканических зон. Характерно, что в обратном направлении (от осевых зон) базальтовые покровы уменьшаются в мощности и последовательно выклиниваются, начиная от относительно молодых. В результате в любой точке наклон базальтов сверху вниз возрастает: от горизонтального залегания вбли­зи уже эродированной кровли платобазальтов до 3-4° на отметках около 1000 м, 7-8° на уровне моря и приблизительно 20° на глубине 2000 м (по данным бурения).

Каждое излияние оставляет горизонтально залегающий (и выклинивающийся вкрест простиранию зоны) базальтовый покров мощностью 10 м и более, а также его подводящий канал —" вертикальную дайку долерита шириной чаще всего 1-3 м, ориентированную перпенди­кулярно оси минимальных сжимающих напряжений, т. е. вдоль рифтовой зоны. Каждое следующее извержение добавляет один базальтовый покров и одну дайку, поэтому вниз по разрезу платобазальтов даек становится все больше. Он установил закономерное уменьшение количества даек при подъеме от уровня моря к водораздельным отметкам 1000-1100 м и экс­траполировал их дальнейшее убывание по линейной зависимости. Все такие графики показали полное выклинивание даек на отметках 1350-1650 м, т. е. именно там, где должна была находиться первичная кровля платобазальтов. Предполагается, что ниже уровня моря количество даек соответственно нарастает.

При трещинных излияниях часть базальтовой магмы распространя­ется от вулканически-активного участка по простиранию зоны путем продольного прорастания даек.

По мере напластования платобазальтов происходит их гравитацион­ное проседание, в значительной степени компенсационное по отноше­нию к питающему магматическому очагу, который прослежен магнито-теллурическим зондированием. Одновременно по мере внедрения все новых параллельных даек долерита происходит раздвиг на величину их мощности.

Спрединг в подводных срединно-океанских хребтах. На профилях видно, что в периоды отсутствия трещинных излияний растяжение реализуется деформациями с образованием ступенчатых сбросов. На некоторых сег­ментах часть раздвига компенсирована подъемом тектонических блоков габбро и серпентинизированных перидотитов, т. е. пород III слоя оке­анской коры и литосферной мантии. Выраженный на поверхности дна раздвиг может временно приостанавливаться.

Судя по результатам этих и других глубоководных исследований, зоны с невысокими скоростями спрединга, такие как Срединно-Атлантическая, распадаются на сегменты, в каждом из которых собственно спрединг (магматический, конструктивный) чередуется с фазами струк­турного, деформационного рифтогенеза, когда происходит растяжение и утонение коры. В эти фазы образуются или подновляются ограниченные сбросами рифтовые долины, которые, как и на континентах, в одних случаях симметричны, в других, напротив, согла­суются с моделью Б. Вернике асимметричного рифта на основе крупного пологого сброса. Продолжительность таких чередующихся фаз достигает десятков и нескольких сотен тысяч лет.

В низкоскоростных зонах океанского рифтогенеза центральные рифто­вые долины наблюдаются на всем их протяжении, поскольку каждый сегмент проходит через фазу растяжения со сбросообразованием. Для высокоско­ростных, таких как Восточно-Тихоокеанская, рифтовые долины нехарактер­ны, и в их развитии отчетливо доминирует магматический спрединг.

В самых молодых спрединговых бассейнах, находящихся в тесном континентальном обрамлении, возможна быстрая седиментация, пре­пятствующая свободным трещинным излияниям и формированию нормального II слоя. Не достигая поверхности, дайки заканчиваются в толще осадков, образуя силлы, как это установлено в бассейне Гуаймас Калифорнийского залива.


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

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

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

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

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

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

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

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

 

31. Асимметричные хребты.

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

 

33, высоко и низкоскоростные зоны спрединга.

Быстрые:

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

Трубовые лавы

Канатные лавы

Лопостные – по неровным поверхностям, уступам

Захороняется вода-пар-пустотелые колонны

ЛАВЫ ПОРФИРОВЫЕ-не успевают дифференцироваться

Гидротермы

Чётко выражена морфология осевого гребня

 

34. Зоны трансформных разломов.

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

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

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

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

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


35. Система линейных магнитных аномалий.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

 

36. Различают два главных способа заложения и раскрытия рифтовых зон. Концепция активного рифтогенеза исходит из традиционного пред­ставления о первичности зародившегося на глубине восходящего тока астеносферного вещества, который поднимает и раздвигает литосферу, что и выражается континентальным и океанским рифтогенезом. Лока­лизация рифтовой зоны предопределена в этом случае местом подъема мантийных течений, возбуждающих рифтогенез. Противоположная концепция пассивного рифтогенеза принимает в качестве первопричины боковое воздействие внешних сил на литосферную плиту, способную передать напряжения на большие расстояния. Рифтогенез начнется, если обусловленные внешними силами горизонтальные растягивающие напряжения будут достаточно высоки, чтобы произошло растяжение и уменьшение мощности литосферы в какой-то благоприятно ориентированной ослабленной зоне. В результате под линейной зоной растяжения формируется характерный для рифтовых зон глубинный механизм, поддерживающий дальнейшее разрастание рифта и питающий его магматизм. При пассивном рифтогенезе локализация рифтовой зоны предопределяется механической неоднородностью литосферной плиты, размещением зон, способных воспринять наведенные извне тектонические напряжения. Поскольку при таком заложении рифтовая зoнa трассируется изби­рательно, по ослабленным зонам, то нередко раскол проходит через го­рячие точки как участки, прогретые мантийной струей. Пассивное заложение и развитие наиболее вероятно для большинства современных рифтовых зон, входящих в глобальную систему. Одно из свидетельств — наследование древних структур континентальной коры.

Можно полагать, что именно пассивный механизм рифтогенеза обе­спечивает перестройку систем спрединга при их приспособлении к изме­няющейся геометрии активных окраин согласно «правилу ортогонально­сти субдукции». Ярким примером служит рассмотренный Г. Менардом распад единой плиты Фаральон в позднем кайнозое, когда новые оси спрединга заложились в ориентировке, обеспечивающей ортогональ­ную субдукцию более мелких плит Наска, Кокос, Ривера, Хуан-де-Фука

С концепцией пассивного рифтогонеза лучше согласуется и наблю­даемая миграция срединно-океанских хребтов, размеры которой нахо­дятся в полном соответствии со скоростью спрединга. Так, происходит центробежное перемещение Срединно-Атлантической, Африкано-Ан-тарктической, Юго-Западной Индоокеанской, Аравийско-Индийской и Красноморской осей спрединга относительно Африканской плиты, которую они окружают и наращивают (см. рис. 5.1). В целом распад Пангеи включает в себя центробежную миграцию не только все бо­лее дробных литосферных плит, но и разделяющих их осей спрединга (см. рис. 10.10).

 

37 нет

 

38. Горизонтальные движения относительные и абсолютные, определение их направления и скорости.

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

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

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

 


39. Глубинное строение зон субдукции.

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

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

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

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

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

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

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

41. Кинематика субдукции, главные варианты.

Основа – горизонтальное скольжение 2 литосферных плит, а также гравитационное опускание одной при отрицательной плавучести на астеносфере.

Три главных вектора движении: направленные горизонтально векторы скольжения (2) и направленный вниз вектор гравитационного опускания.

Согласно расчетам океаническая кора теряет свою + плавучесть при возрасте 10 млн л – нарастает плотность относительно подстилающей астеносферы.

Противоположному, наступательному смещению шарнира субдуцирующей плиты, препядствует погруженная часть плиты, заякоренная в мантии.

Векторы горизонтального движения литосферных плит могут быть ориентированны как под прямым, так и под острым углом к желобу. При косоориентированной субдукции вдоль границы развиваются продольные сдвиги -Зондская дуга

При высоких скоростях движения верхней плиты+ место где субдуцирует относительно легкая или утолщенная океаническая литосфера, верняя плита наступает за линию шарнира нижней плиты и перекрывает ее. Образуется очень пологая приповерхностная часть зоны Беньофа, характерно выраженная под центральным отрезком Анд.

42.Правило ортогональности субдукцйи, его объяснение и использование.

Конвергенция литосферных плит при субдукции происходит в направлении, секущем простирание желова под небольщим углом. (< 60 в 80% случаев)

Фригкционное сопротивление субдукции минимально при относительном угле 90 и нарастает по мере уменьшения угла до 45, в этом усматривают динамическое обоснование ортогональности.

В течении палеогена субдуция плиты Фаральон происходила под все более острыми углами к Кордильерам и Андской континентальным окраинам – обособление плит Хуан-де-Фука, Кокос, Наска – которые вледствии субдуцируют почти ортогонально.

Если внешние воздействие резко меняет направление, то происходит отмирание преждней субдукции и заложении новой благодаря ориентированному транформному разлому.

Правило используется при палеотектонических реконструкциях для решения обратной задачи: по простиранию древней зоны субдукции определяют наиболее вероятное направление сближения литосферных плит.

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

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

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

  Банинитовая (андез) толеитовая Изв-щелочная щелочная
Андский   мало Андез-риол мало
Японский мало средне андез мало
Марианский Анд-баз Анд-баз   Край м\у вулк и задуг

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

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

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

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

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

Распределение зон беньофа.

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

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

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

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

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

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

 

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

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

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

 

45. Магматизм зон субдукции, закономерности его размещения.

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

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

Специфика состава магм над зонами субдукции.

На состав вулканитов влияют:

* глубина залегания зоны Беньофа,

* строение висячего крыла зоны субдукции,

* скорость субдукции,

* эволюция зоны субдукции

 

Латеральная: калий, рубидий стронций вглубину субдукции увеличивается, убывает

 

Fe/Mg

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

РУДА: Au, Cr, Ni, Cu- Zn? Pb, Mo – под дугой Sn-Wo-U

 


46. Связь глубинных зон субдукции с их вулканическими поясами по данным геофизики.

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

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

 

47. Специфика состава магм над зонами субдукции.

В формировании магм, питающих субдукцнопный вулканизм, участвует вещество, которое отделяется от погружающейся океанской литосферы, от пород находя­щегося над ней астемосферного клина, а также от мантийных и коровых пород литосферы висячего крыла, которая служит фундамен






© 2023 :: MyLektsii.ru :: Мои Лекции
Все материалы представленные на сайте исключительно с целью ознакомления читателями и не преследуют коммерческих целей или нарушение авторских прав.
Копирование текстов разрешено только с указанием индексируемой ссылки на источник.