3) Анализ мощностей.
При его применении необходимо учитывать, что неровности рельефа, возникающие в результате неравномерного погружения отдельных участков площади осадконакопления, сглаживаются накапливающимися осадками. На участках ускоренного прогибания накапливаются осадки большей мощности, на участках замедленного прогибания — меньшей мощности, в областях воздымания — мощности равны нулю.
Данные о мощностях одновозрастных отложений наносят на карты; точки равных мощностей соединяют линиями — изопахитами. По картам с изопахитами можно судить о распределении участков относительных прогибов и поднятий. Однако анализ мощностей необходимо совмещать с анализом фациальной обстановки накопления осадков, так как он применим только для определенных условий осадконакопления, когда скорость прогибания ложа компенсируется скоростью накопления на нем осадков. В этом случае состав отложений по вертикали сохраняется постоянным для всего анализируемого стратиграфического подразделения.
4) Анализ перерывов и несогласий.
5)Формационный анализ.
Различают осадочные (включая вулканогенно-осадочные), магматические (интрузивные и эффузивные) и метаморфические формации. При изучении формаций выделяют главные и второстепенные члены ассоциации. Главные члены ассоциации характеризуют определенный формационный тип — устойчивую ассоциацию, повторяющуюся в пространстве и во времени. По названию главных членов ассоциации дается название всей ассоциации. Набор второстепенных членов подвержен существенным изменениям.
В зависимости от вещественного состава формации делятся на группы. Например, среди осадочных формаций можно выделить группы глинисто-сланцевых, известняковых, сульфатно-галогенных, кремнистых, мелкообломочных кварцевых, мелкообломочных полимиктовых, мелкообломочных граувакковых формаций и др.; среди вулканогенных— группы базальто-диабазовых (трапповых), липарито-дацитовых, андезитовых формаций и др. В зависимости от строения резко противопоставляются тонкоритмичные и неритмичные группы формаций.
Главными факторами, определяющими формирование устойчивых ассоциаций осадочных горных пород, являются тектоническая обстановка и климат, магматических и метаморфических пород — тектонический режим и термодинамическая обстановка.
В зависимости от тектонической обстановки выделяются три класса формаций: платформенный, геосинклинальный, орогенный. Большинство осадочных формаций могут служить надежными индикаторами тектонического режима. Например, формации мергельно-меловые, каолиновых глин, кварцевых песчаников, глинисто-опоковая свидетельствуют о платформенном режиме осадконакопления, а группа флишевых формаций, кремнисто-карбонатные, кремнисто-сланцевые, яшмовые формации являются индикаторами геосинклинального режима. Широкое развитие грубообломочных формаций свидетельствует об орогенном режиме. Еще более определенное заключение о типах режимов можно сделать на основе анализа магматических формаций, если иметь в виду, что ряд пород: основные — средние — кислые — щелочные соответствует последовательности развития магматических извержений при смене геосинклинального режима орогенным и далее платформенным.
Повторяемость типичных формаций в пространственно разобщенных структурах позволяет наметить общую этапность в истории тектонического развития структур, сравнивать наборы формаций близких по типу структур разного возраста и т. д.
Вопрос№17.
Крупные горизонтальные перемещения блоков земной коры и целых литосферных плит. Методы выявления таких перемещений в геологическом прошлом. Роль палеомагнитных данных.
Такие движения изучаются целым комплексом различных методов. Прежде всего, это структурный анализ и историко-геологический анализ.
Первым применением структурного анализа было формулирование Вегенером его теории дрейфа континентов. Он сравнил береговые линии континентов Америки и Старого Света. И они довольно-таки неплохо совпали. Так что он вполне обоснованно предположил, что когда-то Атлантического океана не было вовсе. Он посчитал, что изначально Америка составляла со Старым Светом единое целое. Он назвал это Пангеей. Позже выяснилось, что в Южной Америке и Африке выделяются образования с одинаковой структурой и одинаковой историей, что послужило доказательством этому предположению. Аналогичные исследования были проведены и для Европы с Северной Америкой.
Палеогеографические данные очень даже помогают при историко-геологическом анализе. Существуют комплексы — индикаторы климата. Если такие комплексы располагаются не там, где им положено быть, это свидетельствует о значительных перемещениях. Скажем, на полуострове Индостан наблюдаются материковые ледниковые отложения, что свидетельствует о перемещении этого полуострова от Антарктиды к экватору. Аналогичные выводы делаются по палеонтологическим данным.
В общем, доказательств такого перемещения достаточно. Но все эти методы качественные, они не позволяют определить, на сколько тысяч километров переместился тот или иной блок земной коры в ту или иную сторону.
Такие данные, впрочем, получаются Палеомагнитным методом. Последний в палеотектонике сыграл значительную роль. Гипотеза Вегенера была запорота геофизиками, которые однозначно утвердили невозможность такого перемещения с точки зрения физики. Вегенер неправильно предположил способ перемещения плит, поэтому теорию эту отложили до лучших времён. И вот времена настали, когда стало возможным замерить остаточную намагниченность горных пород. И гипотеза доказалась в том самом виде, в котором её высказал Вегенер. Только механизм перемещения был другой. Дело в чём: у вектора намагниченности есть не один параметр (направление), а два: склонение и наклонения. По магнитному наклонению можно узнать палеошироту места, которое мы исследуем. Соответственно, перемещения по широте можно очень точно определить этим методом.
Есть и ещё один метод: использование магнитного склонения. Берут две точки на исследуемом участке земной коры и триангуляцией ищут точку, где располагался магнитный полюс. Так избавляются от ошибок, связанных с возможным поворотом континентов во время их перемещений. Находя положение магнитных полюсов в разное время (скажем, для неогена и юры), можно определять относительные перемещения в любых направлениях (особенно по долготе).
Вопрос№18.
Геолого-геофизическая характеристика континентального типа строения земной коры.
Континентальная кора распространена не только в пределах собственно континентов, т. е. суши, за возможным исключением наиболее глубоких впадин, но и в пределах шельфовых зон континентальных окраин и отдельных участков внутри океанских бассейнов—микроконтинентов. Тем не менее общая площадь развития континентальной коры меньше, чем океанской, и составляет 41% земной поверхности. Средняя мощность континентальной коры 35—40 км; она уменьшается к окраинам континентов и в пределах микроконтинентов и возрастает под горными сооружениями до 70—75 км. В общем, континентальная кора, так же как и океанская, имеет трехслойное строение, но состав слоев, особенно двух нижних, существенно отличается от наблюдаемых в океанской коре.
1. Осадочно-вулканогенный слой. Мощность 0-15 км. Возраст не древнее верхнего протерозоя (≈ 1,65 млрд. лет). На древних платформах достигает наибольшей полноты. Скорость продольных волн в осадочном слое составляет 2,0—5,0 км/с с максимумом для карбонатных пород.
2. Гранитно-гнейсовый слой. Характерен исключительно для континентальной земной коры. Поэтому состав этого слоя, по крайней мере его верхней части, в общем хорошо известен—главную роль в его сложении играют различные кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты и граниты. Мощность 10-30 км (в горах помощнее, на равнинах подохлее). На древних платформах в щитах выходит на поверхность. Ниже идёт граница Конрада (на рисунке обозначена буквой „К“). Впрочем, она далеко не всегда хорошо проявлена. Скорость продольных волн в нем составляет 6,0—6,5 км/с. В фундаменте молодых платформ, имеющем рифейско-палеозойский или даже мезозойский возраст, а частично и во внутренних зонах молодых складчатых сооружений этот же слой сложен менее сильнометаморфизованными (зеленосланцевая фация вместо амфиболитовой) породами и содержит меньше гранитов; поэтому здесь его часто называют гранитно-метаморфическим слоем, а типичные скорости продольных воли в нем порядка 5,5—6,0 км/с.
3.Гранулит-базитовый слой. Сложен предположительно магматическими породами основного состава, а также очень глубоко метаморфизованными метаморфическими породами. Выделен по сейсмическим данным. Мощность 15-40 км (под горными областями помощнее). Скорость продольных волн в нижней коре 6,4—7,7 км/с.
Ниже идёт верхняя мантия, которая деплетирована ещё и посильнее, чем под океанами. Отделяется она от земной коры границей Мохоровичича. Кровля астеносферы при этом располагается на глубине от 30 км (прямо в земной коре) до 400 км (под платформами)
Вопрос №19.
Строение земной коры океанов. Структурные элементы океанов. Их рельеф и геолого-геофизическая характеристика.
Океанская кора занимает 56% земной поверхности и обладает небольшой мощностью – 5–6 км. В ее строении выделяется три слоя (сверху вниз).
Первый, или осадочный, слой мощностью не более 1км встречается в центральной части океанов и достигает мощности 10–15 км на их периферии. Он полностью отсутствует в осевых зонах срединно-океанических хребтов. В состав слоя входят глинистые, кремнистые и карбонатные глубоководные пелагические осадки. Карбонатные осадки распространены не глубже критической глубины накопления карбонатов. Ближе к континенту появляется примесь обломочного материала, снесенного с суши; это так на-зываемые гемипелагические осадки. Скорость распространения продольных сейсмических волн здесь составляет 2–5 км/с. Возраст осадков этого слоя не превышает 180 млн лет.
Второй слой в своей основной верхней части сложен базальтами с редкими и тонкими прослоями пелагических осадков; базальты нередко обладают характерной подушечной (в поперечном сечении) отдельностью (пиллоу-лавы), но встречаются и покровы массивных базальтов. В нижней части второго слоя развиты параллельные дайки долеритов. Общая мощность слоя 1,5–2 км, а скорость продольных сейсмических волн 4,5–5,5 км/с.
Третий слой океанской коры состоит из полнокристаллических магматических пород основного и подчиненно ультраосновного состава. В его верхней части обычно развиты породы типа габбро, а нижнюю часть составляет «полосчатый комплекс», состоящий из чередования габбро и перидотитов. Мощность слоя 5 км. Скорость продольных волн в этом слое достигает 6–7,5 км/с.