Контрольна робота № 1
із загальної та регіональної геотектоніка
Зміст
Мікроконтиненту
Позднесінклінальная стадія розвитку.
Опис типів розломів земної кори
Список літератури
1. Мікроконтиненту
Мікроконтиненту - абсолютно особливий тип піднять. У межах океанських плит утворюють ті підняття, які підстилають НЕ океанської, а континентальної корою. Вони зазвичай володіють рівною поверхнею, що лежить на глибинах 2-3 км і менш, і морфологічно виражені підводними плато з банками або навіть островами у найбільш підвищеній частині. Оголення на цих островах, драгірованіе на уступах плато, сейсмічні дослідження і в окремих випадках буріння показують, що в основі цих плато залягає континентальна кора з її гранітно-гнейсових шаром. Потужність цієї кори звичайно не перевищує 25-30 км. Мікроконтиненту можуть або більш-менш безпосередньо прилягати до підводної околиці континентів, представляючи як би глибоко опущену частину шельфу - так звані крайові плато, або відокремлюватися від континенту вузьким жолобом з океанської корою, або більш широким (багато сотень, навіть більше тисячі кілометрів) океанським простором . До їх числа відносять плато Хаттон-Роколл в Північній Антлантіке, Фолклендське крайове плато і плато Агульяс в Південній Антлантіке, Сейшельський архіпелаг в Індійському, новозеландські плато в Тихому океані, хребет Ломоносова в Північному Льодовитому океані. Вік континентальної кори від раннього докембрійського (Хаттон-Роколл) до мезозойського (Новозеландського плато).
Кора океанів принципово відмінна від кори материків. Яким чином відбулося перетворення континентальної кори в океанську, або навпаки - океанської в материкову? Чим було викликано занурення, і чи було занурення?
Для пояснення подібного явища А.Д. Архангельський, а потім і В.В. Бєлоусов висунули ідею про «океанізації» або «базіфікаціі» континентальної кори. На думку В.В. Білоусова підйом з астеносфери величезних мас базальтового розплаву викликає його впровадження в континентальну кору, її розпад на окремі брили і, в кінцевому рахунку розплавлення і розчинення в базальті. Початкову стадію подібного процесу можна вбачати в освіті «перехідної» кори, підстилаючої континентальні схили і підстави в смузі не більше 100-120 кілометрів.
За даною гіпотезою (посилання на американського геолога А. Мейерхофа) наводиться приклад розчинення континентальної літосфери в серединно-океанічних хребтах в даний час. А. Мейерхоф вказує, що на гребені серединно-океанічного хребта в Атлантиці на 45 0 пн.ш. значну площу займають такі породи континентальної кори, як гнейс, граніто-гнейс, граніт і ін Вік їх за радіоактивним даними, 1550-1690 млн. років, тобто протерозойський.
Ісландія, передбачається тим місцем, де можливе виявлення не асимільованих мантією брил древньої континентальної кори.
Але застосування цієї гіпотези для пояснення утворення всіх океанів суперечать петрографічний і хімічний склади магматичних (і метаморфічних) порід ложа океану, нині добре вивчений. Аналіз показує відсутність слідів асиміляції сіаліческіх порід континентальної кори.
Інша гіпотеза була запропонована раніше А. Вагенером. Відштовхуючись від теорії стародавнього глобального материка Гондвана, він припустив, що вона розкололася на кілька частин. На цю думку його наштовхнуло візуальне подібність обрисів материків, нині розділених Атлантичним океаном (Південна Америка і Африка). Розпад Гондвани вірніше Пангеї, яка включала і північні материки, супроводжувався розсовуючи цих материків, оголив базальтовий шар кори, що складав їх ложі. Причина розпаду Гондвани вбачалася в силі обертання Землі.
В даний час прийнято вважати, що рифтові зони серединно-океанічних хребтів є віссю розсовуючи, від яких йшло розростання - СПРЕЙДІНГ ложа океанів.
З тієї ж позиції раздвіговой теорії освіти океанів добре пояснюються особливості будови і розвитку пасивних окраїн континентів.
Характер спрейдінга носив часом не строго локалізований, а «дифузний» розосереджений характер, і результат цього - відсутність лінійних магнітних аномалій та наявність блоків з континентальною корою на прикладі Японського моря. Таким чином, існують моря, в яких не відбулося повного розриву континентальної кори, а виникла кора «перехідного» типу.
Виникнення теорії геосинкліналей дозволило створити ще більш повну версію походженню та розвитку мікроконтиненту. У «окраїнно-континентальних обстановках» нові геосинклінальні системи можуть виникати двома способами:
Перший з них близький до способу утворення внутрішньоконтинентальних систем. Він полягає в закладанні рифта в осьовій частині орогі, що тягнеться вздовж континентальної окраїни і що утворився або на місці попередньої геосинклінальної системи або в результаті активізації крайової частини ще більш давньої платформи. Цей рифт, як і в попередньому випадку, розвивається спочатку в континентальних умовах, а потім перетворюється на окраїнне море або з потоншених та переробленої континентальної корою (субокеанской), або з цієї океанської корою. Відокремлена ж цим окраїнним морем пластина континентальної кори утворює мікроконтиненту або - серединний масив. Приклад Японського моря і системи його острівних дуг включає зони більш ранньої - «байкальської» і позднекіммерійской консолідації. Цікаво, що в межах самого Японського моря збереглася занурена брила континентальної кори - підводний височина Ямато.
Другий шлях освіти окраїнно-материкової геосинклінальної системи принципово відмінний від першого. У цьому випадку геосинкліналь виникає не за рахунок континенту, а за рахунок океану, у зв'язку, з чим даними шляхом в принципі можуть утворитися і внутріокеанскіе (міжокеанського) геосинкліналі.
Основу цього розвитку становить зародження на океанській корі, як правило вздовж розлому, часто Трансформаційний, вулканічної острівної дуги. Доказом її внутріокеанского походження може служити хімічний склад і петрографічний аналіз (приклад Маріанської дуги)
Відділення від океану частини простору з океанської корою, освіта окраїнного моря іншого типу характеризується прикладом виникнення в кінці крейди Алеутській острівної дуги з відокремленням її в тилу западини Берингової моря. У цьому випадку предгеосінклінальной стадією є океанська стадія, яка може змінити рифтогенного. Це означає, що геосинкліналь може виникнути або безпосередньо на основі континентального рифта, або на місці околиці рифтогенного океану.
Так чи інакше, підсумком предгеосінклінальной стадії завжди є створення щодо обмеженого простору розвитку океанської кори, новообразовнной або реліктової, що займає міжконтинентальної або окраїнно-континентальне положення. Саме цій корі і відповідає офіолітової асоціація, що залягає в основі геосинклінальних комплексів.
В даний час робляться спроби отримати достовірні петро-хімічні дані, які б дозволили з більшим ступенем точності відрізняти океанську кору (офіоліти), що виникла одним з вищевказаних способів. Це дало б підставу отримати більш струнку, логічно і науково обгрунтовану теорію виникнення мікроконтиненту.
2. Позднесінклінальная стадія розвитку
Початок процесу геосинклінального розвитку знаменується початком компенсації розтягування геосинклінальної системи стисненням, більшою частиною по периферії. Це стиснення пов'язане в, свою чергу, з утворенням і функціонуванням самого важливого елементу будь цієї геосинкліналі - сверхглубінних похилих розломів - подвигів, сейсмофокальной зон Беньофа, вірніше Вадати-Заваріцкого-Беньофа. (ВЗБ).
У рамках даної роботи, минаючи попередні стадії, перейду до розгляду питання позднесінклінальной стадії розвитку.
Початок цієї стадії збігається з припиненням загального розширення геосинклінальної системи і переходом до переваги стиснення, концентрується уздовж зон ВЗБ.
Число цих зон зростає, і над ними, в їх висячому боці, формуються всі більш потужні вулканічні острівні дуги. Існуюче назва даної стадії - островодужних.
Зони сверхглубінних похилих розломів і відповідно острівні вулканічні дуги можуть виникати в таких поєднаннях:
По одній стороні мікроконтиненту, тобто з боку океану (найбільш звичайне положення)
По обидва боки мікроконтиненту. Тобто зі з боку океану і континенту, або окраїнного моря, над більш давньої дугою, утвореної в попередню стадію.
У позднесінклінальную стадію розвитку прояви Толі-базальтового вулканізму змінюється в основному адезітовим. Велику роль починає грати пірокластичний матеріал, утворюються вулканогенні уламкові товщі. Прояв інтрузивного вулканізму полягає освіти відносно невеликих плутонію (штоків) гранітоїдів, в хімічному складі яких натрій все ще переважає над калієм; це кварцові діорити, тоналіти, гранотоіди.
Звідси визначається, яка частина верхньої мантії залучена до диференціацію, оскільки раніше емпірично було прораховано, що для утворення таких літофільних елементів, як натрій, потрібно підйом мантійного матеріалу з глибини 180 км у порівнянні з калієм - 130 км (остання цифра особливо виразно вказує на зв'язок складу материкової земної кори з дуже глибокими надрами Землі).
До екзоконтактам плутонію (штоків) гранітоїдів приурочені родовища магнетитових і деяких інших руд. Встановлено на прикладі сучасного «андезитового кільця» навколо Тихого океану, що вогнища андезітообразованія лежать над ділянками зон сверхглубінних похилих розломів глибиною 100 = 150 км. Виникнення андезитових розплавів розглядається по-різному: або як результат підтікання знизу уздовж розлому розчинів лугів та кремнезему, що сприяють плавлення мантії у висячому крилі зони ВЗБ, або як продукт переплавлені затягнутою в зону подвигів розломів океанської кори, яка відчула еклогітізацію у зв'язку із зануренням на великі глибини . Там, де зони ВЗБ нахилені під континенти, андезити можуть генеруватися за рахунок контамінації мантійної магмою древньої континентальної кори; це можна пояснити широким розповсюдженням андезитового вулканізму на серединних масивах і в мезогеосінкліналях. Приклад - сучасна західна околиця Південної Америки або серединні масиви (мікроконтиненту), розташовані в зоні Фолкленскіх островів, в районі Нової Зеландії, в Північному Льодовитому океані.
Крім вулканічних острівних дуг у цю ж стадію утворюються невулканіческой дуги. Одні з них займають більш зовнішнє становище в геосинклінальної системі, простягаючись з океанської боку між вулканічної дугою і глибоководним жолобом; вони формуються за рахунок зминання, скучіванія осадової (осадово-вулканогенних) товщі, що накопичується в проміжку між дугою і жолобом. Саме це скучіваніе є результатом поддвига вулканічної кори під континентальну в зонах ВЗБ. Приклади подібності невулканіческой дуг можуть служити дуга Малих Зондських островів в Індонезії або підводний хребет, увінчаний гострому Барбадос в Антильско-Карибської області. Інший тип невулканіческой дуг займає в геосинкліналей більш внутрішнє становище. Дуги даного типу виникають в крайових або центральних частинах окраїнних морів, також ближче до осі останніх по відношенню до вулканічних дуг. До даного типу належала, очевидно, центральна антігеокліналь Великого Кавказу, утворена на початку середньої юри в процесі зминання раннеюрской аспідної формації Бльшекавказского окраїнного моря і відокремитися епіконтинентального басейн північного схилу Великого Кавказу від глибоководного басейну (жолоба) південного схилу.
Становлення вулканічних і невулканіческой острівних дуг - геоантікліналій - розглядається В.В. Бєлоусовим як прояв приватної інверсії (інверсія - зміна знака руху на протилежний) у розвитку геосинкліналей, так як воно являє новоутворення піднять у межах раніше існували більш широких прогинів.
Вулканічні і невулканіческой дуги, ймовірно, в основному останнє, служать постачальниками уламкового матеріалу, слагающего характернейшую осадову формацію пізньої геосинклінальної стадії - флішеві формацію. Вперше встановлена в Альпах (фліш - народна назва), де вона має пізній крейдяний раннепалеогеновий вік, ця формація широко поширена по всьому альпійському Середземноморського поясу від Піренеїв до Гімалаїв, з'являючись як на Великому Кавказі вже у верхній юре. На Уралі відомий фліш віку пізній палеозой, в Південному Тянь-Шані - середній палеозой, в Центральному Казахстані - ранній палеозой. Є відомості і про позднепротерозойськие флішу. Флішеві формація складається з теригенних, або карбонатно-теригенних порід і виділяється, перш за все, за своєю будовою - при потужності в кілька км., Її складають тисячі дециметрових циклітів, закономірно змінюють один одного шарів гравелітів, пісковиків, алевролітів, неізвестковістие глини. Піскуваті і пелітоморфние вапняки, мергелі присутні тільки в карбонатному флішу.
Уламкові породи нижньої частини циклітів пов'язані поступовим переходом і в цілому мають дуже характерну текстуру - з поступовим убуванням розміру уламків вгору. Це так звана градаційна текстура - свідоцтва відкладення уламкового матеріалу з каламутних турбідних потоків; відповідно, такі уламкові породи називаються турбідітамі. Одночасно це свідчення глибоководного освіти флішу (д про встановлення цієї особливості фліш зазвичай вважався мілководним).
Походження дрібної флішеві циклічності найбільш логічно пов'язувати з періодичним скиданням каламутних потоків в глибоководний жолоб уламкового матеріалу, що накопичується на схилі острівної дуги (проміжок - дуга - жолоб). Сейсмічна активність могла служити поштовхом для початку діяльності каламутних потоків. Поступив на дно уламковий матеріал розноситься течіями, на що вказують борозни, зазвичай покривають нижню поверхню гравелітів або пісковиків - підстави циклітів.
Освіта флішу починається, як правило, в більш внутрішніх зонах геосинклінальної системи, часто за рахунок зносу з вулканічних дуг, що виникли на океанському офеолітовом підставі. Надалі, у міру стиснення геосінклінальноцй системи і зростання, а нерідко злиття (колізії) острівних дуг, зона флішеобразованія мігрує у бік континенту. Іноді фліш присутній поверх шельфових формацій. Звичайно ж шліф в напрямку континентального шельфу заміщається карбонатної, рідше піщаної глинистої формацією.
Іноді в даній стадії має місце процес, зворотний колізії островнихдуг-ращепленіе та освіта внутрідугових (междугових) грабен-прогинів-вторинних пізніх інтрагеосінкліналей.
Прикладом може служити Аджаро-триалетских прогин, віку - палеоген, на малому Кавказі. До більш пізнього часу приурочений - Маріанський Трок всередині Маріанської дуги в Тихому океані.
Кінець пізньої геосинклінальної стадії і тим самим усього етапу є головним рубежем у розвитку геосинклінальних систем, з яким зазвичай збігається основна епоха складчасто-надвігових деформацій. До цього часу охоплюються не тільки внутрішні, але й тільки зовнішні зони геосинкліналей, перетворюючи прогини - у синклінорієв, підняття - в антиклінорій, створюючи тектонічні покриви в Покрив тектонічний і формуючи складчасті споруди (системи). За В.В. Бєлоусову, це початок загальної інверсії у розвитку геосинклінальної системи, коли вона перетворюється з області занурення в область підняття. При цьому офіолітової комплекс, нерідко перетворений на тектонічну брегчію - меланж, виявляється насунутим і часто шарьірованним з великою (до 200-300 км) горизонтальної амплітудою на освіту зовнішніх мезо-або міогеосинклінальних зон, а іноді навіть платформ (Сирія, Гаман), тобто . Відбувається Недовго океанської кори на континентальну - обдукція, або подвиг континентальної кори під океанську - субдукції. Деякі дослідники вважають, що обдукція лише різновид субдукції - результат розщеплення океанської літосфери при її поддвига під континентальну, якому сприяє менша щільність океанської кори. Так як астеносфера знаходиться ближче до поверхні Землі під океанської корою і через меншу потужності останньої, океанська кора знаходиться в більш розігрітому стані в порівнянні з материкової. Це підтверджується присутністю в підошві насунутій офеолітовой пластини гранатових амфиболитов - продуктів контактного мктаморфізма.
Існує думка, досить обгрунтована, що обдукція починається часто вже під внутріокеанскіх умовах, як Недовго океанської кори на океанську на схилах серединних хребтів. (Н. А. Богданович).
У результаті субдукції може відбуватися майже повне зникнення океанської кори з поверхні і свідком колишнього її розвитку в даній геосинклінальної системі виявляється лише приурочена до розлому вузька смужка меланжу - так званий офіолітової шов. Приклад-Східні Карпати.
Процес обдукціі характерний «зачиненням» океанського простору з утворенням тектонічних окровов. При цьому більш легка континентальна кора, та ще занурена у зону більш високих температур спливає з під океанської, утворюючи гранітно-гнейсових купола і створюючи хибне враження про те, чи це офіолітової асоціація накопичувалася на континентальній корі. Подібну картину можна спостерігати наУрале, в Альпах та ін місцях.
Подальший розвиток деформацій, викликаних загальною стисненням, регіонального метаморфізму, причому низькотемпературного в умовах високого тиску дає походження фації блакитних сланців.
Нарешті завершення формування гранітних батолітов, які на відміну від більш ранніх гранітоїдів характеризуються помітним переважанням калію знаменують розвиток континентальної кори в процесі геосинклінального розвитку.
3. Опис типів розломів земної кори
Розподіл по глибині проникнення дозволяє розділити глибинні розломи на три групи:
Общекоровие
Мантійні
Общекоровие розломи, що досягають поверхні Мохо, виникають в результаті реакції на напруги, що охоплюють всю товщу земної кори, в той час, як звичайні приповерхні розриви порушують будова складчастих та інших форм залягання осадових і магматичних гірських порід верхньої частини кори і не проникають глибше двох - трьох десятків км. Їх існування на великих глибинах мабуть неможливо, тому що при тисках, що існують на цих глибинах, розриви змінюються поверхнями пластичного течії порід. Приповерхні розриви, на відміну від глибинних, пов'язані з конкретними складчастими структурами, порушуючи їх будову. Глибинні розломи, ймовірно представляють на глибині зони дифузних переміщень і самі генерують широку гаму структур. Нерідко до приповерхневим розривів приурочені тіла магматичних порід, чи інші явища, пов'язані з глибинним магматизмом, але у всіх подібних випадках ці розриви лише створюють зони підвищеної проникності порід, у які спрямовуються глибинні розплави, прямуючи до верхніх частин земної кори.
Літосферні розломи - порушують будова всієї літосфери і «загасають» в астеносфері. Ймовірно, вони є найбільш розповсюдженими. Крім геофозіческіх даних їх надійною ознакою є зв'язок з сучасним вулканізмом (палеовулканізмом). Важливе значення має також концентрація в літосферних розломах Гіпоцентр землетрусів і приуроченість до них тел гипербазітов.
Мантійні глибинні (сверхглубінние розломи) - встановлюються по глибині розташування вогнищ землетрусів. Вони впевнено визначаються по околицях континентів або острівних дуг у вигляді сейсмофокальной зон ВЗБ, найбільш глибокі вогнища, яких знаходяться на глибині 650-720 км.
Менш надійні поки ще недостатньо розроблені методи дозволяють встановлювати горизонтальні неоднорідності фізичних параметрів мантійного речовини.
За кінематичними і динамічним ознаками глибинні розломи поділяються на:
Глибинні скиди - виникають при розтягуючих напругах і втратою земною корою гравітаційної стійкості, що призводить до занурення окремих блоків. Глибинні скиди обмежують великі западини і авлакогени у фундаменті платформ. (Прикаспійська западина, Дніпровсько-Донецький авлакоген). Найбільш звичайні в межах великих сводових піднять на платформах де вони обрамляють рифтогенного структури (ріфти Червоного моря, Верхньорейнського грабена, озера Байкал). Вузькі «щілиновидні» ріфти можуть розглядатися як глибинні розсовуючи.
Глибинні взбросо і насуви - широко розповсюджені у фанерозойских складчастих областях і в областях епіплатформенного орогенезу. Вони відображають стиснення земної кори і розвиваються уздовж кордонів дотичних мегаблоків земної кори з різним типом розвитку або неоднаковими напрямами і швидкостями рухів. У зонах глибинних взбросов утворюються Прирозломного лінійні складки, інтенсивний кливаж, сланцеватость. Прикладом може служити крайової глибинний шов Сибірської платформи в Північно Байкальському нагір'я.
Особливим типом глибинних насувів - вірніше Покрив тектонічний, є офіолітової покриви, які утворюються при обдукці. Ці покриви нерідко містять в своєму підставі ультраосновних породи верхів мантії, тобто зрив відбувався трохи нижче поверхні Мохо. Оліофітовий покрив в Омані, на краю Аравійської континентальної плити - класичний тому приклад.
Глибинні зрушення - найбільш розповсюджений тип глибинних розломів в складчастих областях. Вони розвиваються як граничні вертикальні поверхні горизонтально переміщаються блоків кори і літосфери; зазвичай супроводжуються раздвіговимі складовими зсувів. Найсильніший вплив на розвиток складчастих структур дозволяють їх виділяти в особливу форму «зрушувальну тектоніку». Багато глибинні зрушення проявляють активність протягом сотень мільйонів років і аж до теперішнього часу. Сучасні горизонтальні зміщення кори по змінам становлять до 2 см в рік.
У глибинних зрушеннях, що супроводжуються взбросового складової рухів виникає інтенсивний кливаж, сланцеватость, з'являються дінамосланци. (Іртишська зона зминання)
При раздвіговой складової в зоні розлому з'являються поздовжні або діагональні лінійні складки, вузькі інтрузивні щілиновидні тіла, численні дайки. У місцях різкого зламу лінії зсуву утворюються більші ромбовидні раздвіговие западини. (Каліфорнія, Сан-Андреас)
Ведучими дослідниками: В.Є. Хаина, А.І. Суворовим, Н. А. Белявським та ін запропонована наступна класифікація глибинних розломів:
Розломи першого порядку - визначають межі головних літосферних плит
дивергентні - розсовуючи океанських рифтів
конвергентні - зони ВЗБ
трансформаційний - головні з магістральних розломів.
Розломи другого порядку - розмежовують малі плити і мікропліти, відокремлюють континентальні й океанські мегаблоки літосферних плит, тобто відокремлюють пасивні окраїни континентів від океанського ложа (наскрізні розломи).
Розломи третього порядку - утворюють всі інші розломи всередині континентів і океанів.
Це розломи, що обмежують менш значні ріфти і палеорифт (авлакогени) у фундаменті континентальних платформ.
Розломи, що розділяють основні структурно-формаційні зони геосинклінальних систем (граничні розломи).
Регіональні Трансформаційний розлому всередині океанів.