Билет 5.1. Понятие о литосфере, астеносфере, тектоносферы.

1)Литосфера-это зк и верхи мантии.Астеносфера-это слой разуплотненных пород верхнее мантии.Текносфера- понятие тектоносферы включают литосферу и астеносферу, т.е. земную кору и верхнюю мантию (до некоторой глубины). В данной главе мы рассмотрим главные черты строения тектоносферы — основной арены тектонических процессов.

Источники сведений о составе и строении тектоносферы. Существуют две главные группы методов изучения состава и строения земной коры и верхней мантии — геологические и геофизические. К геологическим относятся прежде всего полевые наблюдения. Они дают возможность непосредственно познакомиться на суше с породами верхней мантии и в немногих районах и нижней континентальной коры. В океанах, где земная кора много тоньше, чем на континентах, вдоль разломов она нередко обнажается полностью и из-под нее выступают породы верхней мантии. Они здесь доступны для драгирования а также для прямых наблюдений с подводных обитаемых аппаратов. На суше известны древние аналоги океанской коры и верхов мантии — это так называемые офиолиты, выступающие на поверхность во внутренних зонах большинства складчатых систем. По ним мы можем судить об океанской коре геологического прошлого и частично о верхней мантии. Как уже отмечалось, очень большая роль в изучении тектоносферы принадлежит геофизическим и прежде всего сейсмическим методам. Строение осадочного чехла крупных впадин на континентах и во внутренних и окраинных морях чрезвычайно успешно освещается сейсмостратиграфией, причем для привязки отдельных горизонтов к стратиграфической шкале достаточно редкой сети опорных, параметрических скважин. Для расшифровки строения коры в целом широкое применение нашло глубинное сейсмическое зондирование

Билет 5.2. Геодинамические процессы на дивергентных границах литосферных плит. Субдукция, коллизия, эдукция, обдукция. Дивергентные границы – процесс спрединга. Зоны спрединга характеризуются положительной формой рельефа. СОХ яв-ся одной из главных геоструктур океанской коры. Ширина СОХ 400-500 – 5000-7000 км. Средняя ширина 1500-2000 км. Самые узкие СОХ – Северо-Ледовитый океана, а самые широкие – южной части Тихого океана. В поперечном сечении СОХ выделяют три типа зон – это фланговая, гребневая и осевая. Фланговая наиболее широкая. Рельеф гладкий, ровный, пологий спуск к абиссальной равнине. Гребневая зона – горный рельеф, большие перепады высот. Осевая зона в наиболее типичном строении представлена рифтами, узкими щелями. Сложного строения. Схематично может быть охарактеризована как грабе в грабене. Глубина осевой зоны 1-2 км, а ширина первые км. О.Исландия это выступ СОХ над поверхностью воды. В некоторых случаях осевая зона может быть не выражена. Например, Южная часть Тихого океана. Это связано со степенью нагретости астеносферы.

1. Геологические особенности зон спрединга.Осадочный слой в осевой зоне отсутствует. Только базальтовй. Габбро-серпентинитовый так же отсутствует, это связано с тем, что лава застывает на контакте с водой, а чтобы образовались габбро должно быть медленное застывание. В гребневой зоне осадочный слой распространен не повсеместно. Возраст осадков плиоцен-четвертичный. Во фланговой зоне все перекрыто осадками. Возраст олигоцен-четвертичный. Чем дальше от оси хребта, тем древнее осадки. Олигоцен – самые древние осадки в пределах СОХ. Магматизм яв-ся характернейшей особенностью зон спрединга. Характерен вулканизм трещинного типа основного состава. MORB – базальты СОХ. Главной особенностью яв-ся обедненность многими химическими элементами, например калием, осмием, гафнием. Такая обедненность объясняется их астеносферным происхождением. Деплетированная мантия, т.е. обедненная, истощенная мантия. Океанские базальты соответствуют этому.В связи с интенсивным магматизмом, бывают постмагматические процессы. Гидротермальные процессы характерны для зон спрединга – белые и черные курильщики – это зависит от состава гидротерм. Белые – сульфатные, черные – сульфидные. Гидротермы выполняют важную роль в теплообмене. Особенности океанского дна – аномально высокий тепловой поток в 2-3 раза превышает тепловой поток на абиссальных равнинах. Гидротермы выполняют роль радиатора.2. Сейсмичность. Все очаги землетрясений в зонах спрединга мелкофокусные меньше 40 км. В зонах СОХ ЛМА прослеживаются наиболее отчетливо и контрастно. №14 аномалия – олигоценовая, определяет границу СОХ. Амплитуда ЛМА уменьшается в древней з/к. Гравитационная аномалия на СОХ не наблюдается. Это связано с тем что плотность молодых пород меньше плотности древних. Вся океанская кора не представляет собой горный рельеф. Большая часть океана занимают абиссальные равнины. Это связано с исчезновением хребтов, так они остывают. Все тела со временем уменьшаются в объеме и увеличиваются в плотности.Согласно положению тектоники литосферных плит ковективное движение является одним из основных признаков движения плит в пределах зон спрединга. Существую пассивный рифтогенез – действует только конвекцией. Активный рифтогенез более горячее вещество не закручивается в конвекционные ячейки, а пробивается на поверхность, образуя трещины. В настоящее время действует и активный и пассивный рифтогенез, но преобладает только один. Взаимодействие литосферных плит при встречном движении (т. е. на конвергентных границах) порождает сложные и многообразные тектонические процессы, проникающие глубоко в мантию. Различают два главных вида конвергентного взаимодействия литосферных плит: субдукцию и коллизию. Субдукция развивается там, где на конвергентной границе сходятся континентальная и океанская литосферы или океанская с океанской. При их встречном движении более тяжелая литосферная плита (всегда океанская) уходит под другую, а затем погружается в мантию. Коллизия, т.е. столкновение литосферных плит, развивается там, где континентальная литосфера сходится с континентальной: их дальнейшее встречное движение затруднено, оно компенсируется деформацией литосферы, ее утолщением и «скучиванием» в складчатых горных сооружениях. Гораздо реже и на короткое время при конвергенции возникают условия для надвигания на край континентальной плиты фрагментов океанской литосферы: происходит ее обдукция.  Эдукция – это когда на дневную поверхность вновь извлекается океанская литосфера, ранее затянувшаяся в манию под континентальную кору. В современную эпоху процесс эдукции идет на западном побережье Северной Америки. В р-не литосферной плиты Хуан-де-Фука.

Билет 6.1. Континентальная и океаническая кора, их подразделение на слои. Континентальная кора имеет трехслойное строение. Первый слой представлен прерывистым покровом осадочных пород, который развит широко, но редко имеет большую мощность, в центральной части не более 1км и до 10-15км и более на периферии. Скорость распространения продольных сейсмических волн -2,0-5,0 км в сек. Второй или базальтовый слой мощностью в 1,5-2 км, состоящий в основном из покровов базальтов с редкими и тонкими прослоями осадков; в нижней части развиты дайки долеритов. Скорость распространения продольных сейсмических волн -4,5-5,5 км в сек. Плотность 2,7-2,8 грамм на см в кубе. Третий слой, состоящий в основном из пород типа габбро с подчиненными ультраосновными разностями. Скорость распространения продольных сейсмических волн -6,0-7,5 км в сек. Плотность 3 грамм на см в кубе. Строение первых двух слоев освещено глубоководным бурением, состав третьего слоя известен по данным драгирования. Средняя толщина континентальной коры 30-45 км, максимальная до 75 км под горными сооружениями. Возраст- 4млрд лет (это цирконы). Состав- кислый, средний. По площади занимает 44 процента. Суша занимает 29,9 процента. Шельфовые окраины также относятся к континентальной коре.

Океаническая кора сверху вниз сложена следующими комплексами. Первый: осадочные породы, представленные глубоководными океаническими осадками (хемогенные, биогенные, преобладают кремнистые породы(4-4,5 км)). Слой тонкий 200-300м. Второй: базальтовые покровы, излившиеся под водой. Третий: габбро- серпентинитовый, состоит из габбро и серпентинита . В подошве океанической коры обычно залегают дуниты и перидотиты. Эти породы могут образовываться как в результате кристаллизации расплавов, так и быть первичными мантийными породами. Их можно различить по ориентировке зерен в породе. В породах прошедших магматическую стадию кристаллы ориентированы произвольно. В мантийных породах, претерпевших течение в конвективных ячейках, зерна ориентированы в соответствии со своими реологическими свойствами. Средняя плотность океанической коры 3,3 см в кубе. Средняя толщина 6-7 км. Возраст- 0,18 млрд. лет. Состав- основной. По площади занимает 56 процентов. Вода занимает 70,1 процент. 3 процента идет на долю коры переходного типа. Она бывает субконтинентальной и субокеанической.

Билет 6.2. Активные и пассивные континентальные окраины. Эти окраины имеют трехчленное строение, они состоят из окраинного моря, островной дуги и глубоководного желоба. С осью глубоководного желоба совпадает выход на поверхность наклонной под островную дугу зоны сейсмической активности- сейсмофокальной зоны, уходящей глубоко в мантию, в пределе до 720 км, но не менее 150-200 км. В сейсмофокальными зонами связаны прямо или косвенно и вулканическая активность островных дуг. И эти зоны обычно зазывают зонами Беньофа. Окраинные моря это, как правило, моря котловинного типа с глубоководной частью глубиной до 4-5 км, обладающей корой близкого к океанскому или переходному типу. Главным отличием от океанской коры служит обычно резко повышенная мощность осадочного слоя, которая может достигать до 10-12 км. Со стороны континента к глубоководной котловине окраинного моря иногда может прилегать довольно широкая подводная окраина, по существу являющаяся полным аналогом пассивных окраин, т.е. это пассивные участки активных окраин.Островные дуги наиболее типично представлены в Тихом океане- Курильская, Японская. Большая часть дуг обращена выпуклостью к востоку, но встречаются и исключения. Все эти дуги характеризуются активным вулканизмом, в основном андезитового состава. По типу коры, на которой они заложены, различаются два типа дуг- энсиалические (базальтовый состав), представлены более крупными островами и обладают более мощной и типично континентальной корой 25-30км и энсиматические (андезитовый состав), представляют цепочки мелких островов с более тонкой корой до 20-25 км.Глубоководные желоба – это узкие ложбины на дне океана глубиной от 7-8 до 10-11 км (наиболее глубокий Марианский желоб 11022м), длиной, как и дуги, в многие сотни, нередко тысячи км, шириной в несколько десятков км. Желоба обладают в-образным, но асимметричным профилем- их внешний, океанский склон всегда более пологий, внутренний более крутой. Оба склона имеют ступенчатое строение. Со стороны океана параллельно желобу обычно протягивается краевой вал высотой в несколько сотен метров. Краевые валы отличаются умеренными положительными аномалиями силы тяжести, желоба- резко отрицательными, островные дуги- интенсивными положительными. Нижнюю часть внутреннего, островодужного склона образует так называемый аккреционный клин или призма, образованная тектоническими чешуями осадков, обычно от более молодых внизу к более древним вверху. Осадки могут иметь разное происхождение- это отложения осадочного слоя океанской коры или продукты сноса с островной дуги, либо континента.В строении типичных пассивных окраин всегда выделяется три главных элемента (не считая прибрежной равнины): 1) шельф; 2) континентальный склон; 3) континентальное подножие.Шельф обычно представляет собой подводное продолжение прибрежной равнины материка, обладает крайне пологим наклоном в сторону моря и имеет изменчивую ширину, достигающую многих сотен километров; наиболее широкий шельф окаймляет арктическое побережье осей. Внешний край шельфа, называемый его бровкой, лежит в среднем на глубине 100 м, но может спускаться до 350 м (у берегов Антарктиды). Поверхность шельфа представляет обычно аккумулятивную, реже абразионную равнину, но в ее выработке участвуют оба процесса и шельф в общем является зоной активного воздействия волн.Континентальный склон, как правило, представляет собой сравнительно узкую полосу дна шириной не более 200 км. Он отличается крутым уклоном, в среднем около 4°, но иногда гораздо больше, порядка 35 и даже до 90°. В его пределах глубина океана увеличивается от 100—200 до 1500—3500 м. Границы с шельфом и континентальным подножием бывают выражены в рельефе дна достаточно резкими перегибами, особенно первая.Континентальное подножие может обладать значительной шириной, до многих сотен и даже тысячи километров (последнее — в Индийском океане). Оно полого наклонено в сторону абиссальной равнины (круче, чем шельф, но много положе, чем склон), и переход к последней знаменуется уменьшением уклона до почти горизонтального; он происходит на глубине около 5000 м. Континентальное подножие сложено мощной толщей осадков; мощность их иногда превышает 15 км, например на североамериканской окраине Атлантики. Современные пассивные окраины развивались на протяжении последних двухсот миллионов лет. Но первые пассивные окраины появились еще в раннем протерозое, более 2 млрд лет назад.Активная континентальная окраина возникает там, где под континент погружается океаническая кора. Эталоном этой геодинамической обстановки считается западное побережье Южной Америки, ее часто называют андийским типом континентальной окраины. Для активной континентальной окраины характерны многочисленные вулканы и вообще мощный магматизм. Расплавы имеют три компонента: океаническую кору, мантию над ней и низы континентальной коры. Под активной континентальной окраиной происходит активное механическое взаимодействие океанической и континентальной плит. В зависимости от скорости, возраста и мощности океанической коры возможны несколько сценариев равновесия. Если плита двигается медленно и имеет относительно малую мощность, то континент соскабливает с нее осадочный чехол. Осадочные породы снимаются и интенсивные складки, метаморфизуются и становятся частью континентальной коры. Образующаяся при этом структура называется аккреционным клином. Если скорость погружающейся плиты высока, а осадочный чехол тонок, то океаническая кора стирает низ континента и вовлекает его в мантию. На активных континентальных окраинах образуются многочисленные рудные месторождения. Активная окраина- конвергентная граница литосферных плит, там идет субдукция.Активные окраины имеют гораздо более сложное строение и испытывают более сложное развитие, чем пассивные. Их главная особенность — наличие активно действующей сейсмофокальной зоны, с которой связана не только сейсмичность, но и магматическая деятельность, а также складчато-надвиговые деформации, метаморфизм. В общем активные окраины занимают пространство между этими зонами, собственно и являющимися зонами конвергенции плит и зонами субдукции, с одной стороны, и континентами — с другой.Среди активных окраин четко выделяются два типа: приконтинентальный (или восточно-тихоокеанский) и орстроводужный (или западно-тихоокеанский). Указание на сложность строения этих окраин относится, по существу, лишь к последнему типу, ибо первый построен достаточно просто. В этом типе переход от глубоководного желоба, вдоль оси которого выходит на поверхность зона зона субдукции, к континенту, выражен крутым внутренним склоном этого желоба, являющимся одновременно континентальным склоном и узким шельфом. Ширина всей этой зоны составляет порядка 200 км. Край континента оказывается приподнятым и надстроенным вулканоплутоническим поясом. Типичный пример современной активной окраины данного типа дает тихоокеанская окраина Южной Америки (рис. 11.4), вдоль которой протягивается высокая горная цепь Анд; отсюда ее другое название — андский тип.Второй, островодужный, тип активных окраин включает как минимум следующие элементы: 1) собственно континентальная окраина, мало отличающаяся от пассивных окраин, но более узкая, хотя встречаются и более широкие окраины, например в районе Охотского, Восточно-Китайского и Южно-Китайского морей; 2) глубоководная котловина окраинного моря; 3) вулканическая островная дуга; 4) глубоководный желоб; 5) краевой вал океана. Этот тип подводных окраин в современную эпоху наиболее полно развит в западной части Тихого океана, на переходе к материкам Азии и Австралии, включая область Индонезийского архипелага (рис. 11.5). К нему относятся также расположенные между Атлантическим и Тихим океанами Антильско-Карибская область и область моря Скотия (Скоша).Рассмотрим подробнее строение островодужных окраин по направлению от океана к континенту. Учтем, что краевые валы и желоба одинаково свойственны и приконтинентальному типу активных окраин.Краевые валы представляют собой пограничные поднятия между глубоководным желобом и абиссальной равниной океана, вытянутые параллельно желобу. Это пологие вздутия океанского ложа высотой в сотни метров, сложеннные типичной океанской корой максимальной мощности. Примером краевого вала может служить вал Сенкевича вдоль Курило-Камчатского желоба. Происхождение валов связываемся со сжатием океанской литосферы при ее погружении в зону субдукции. Склон вала, обращенный к желобу, переходит во внешний склон желоба. Он нередко осложнен сбросовыми уступами, но иногда и надвигами в направлении оси желоба в связи со сжатием литосферы.Наблюдения с подводных аппаратов, в частности у берегов Японии, показали, что внутренние склоны желобов часто осложнены гравитационными сбросами и оползнями, которые как бы наложены на тектонику сжатия, характерную для аккреционных клиньевПассивная окраина расположена внутри литосферных плит. Эти окраины практически асейсмичны и авулканичны , поэтому они и называются пассивными. В их поперечном сечении различают три главных элемента: 1.плоский шельф (до глубины 300-500м), 2.крутой континентальный склон (до глубины 2,5- 3,5 км), 3. и снова более пологое континентальное подножие (до глубины 4,0- 4,5 км)

Билет 7.1.Изостазия и ее значение в геологии.Изостазия- равновесное состояние Земной коры, при котором менее плотная земная кора «плавает» в более плотном слое верхней мантии- астеносфере. Теория изостазии возникла в результате первых геофизических наблюдений. После создания Ньютоном теории гравитации начались исследования поля тяжести Земли. Возникло предположение, что над горами сила тяжести должна быть больше чем на равнинах и или в океане, так как сами горы имеют массу. Однако измерения показали, что в районах с разным рельефом сила тяжести очень близка, и горы «ничего не весят». Для объяснения этого противоречия возникло предположение, что над горами расположены огромные пещеры, которые и компенсируют лишнюю массу гор. Однако затем была предложена гипотеза изостазии, ставшая краеугольным камнем всех крупных геодинамических гипотез.Изостатические модели равновесия коры были предложены в 1855 г. Дж. Эри и Праттом, сам термин изостазия введен в литературу К. Деттоном в 1889г. Модель Эри: Эри исходил из предложения об однородной плотности коры, что для компенсации возвышений рельефа земной коры, например, горных хребтов высотой 5-7 км, подошва земной коры под возвышениями должна погрузиться в мантию на глубину, пропорциональную величине возвышения. Следствием такой модели является появление «корней» больше, и его величина должна в несколько раз превосходить высоту горного хребта над уровнем моря. Изостатическая (компенсационная) поверхность в данной модели представляет собой поверхность, прилегающую снизу к компенсационной массе, то есть поверхность, на которой давление в мантии равно весу вышележащей коры. Модель Пратта: В модели Пратта подошва земной коры является плоской и компенсация осуществляется за счет различной плотности блоков земной коры, то есть в блоках, образующих горные хребты плотность коры должна быть ниже, чем в блоках впадин.Нарушения и проявления изостазии. Важнейшим доказательством изостазии является отсутствие связи между рельефом и силой тяжести. Однако в некоторых районах Земли наблюдаются значительные отклонения о принципа изостазии. Так над зонами субдукции всегда наблюдаются отрицательные гравитационные аномалии. Причина этого в том, что при погружении движущейся океанической коры под континент или островную дугу равновесное положение блоков не устанавливается. Аналогичные явления наблюдаются в зоне коллизии континентов. Другой интересный пример действия изостазии показывают крупные вулканические острова в океанах. Такие вулканы за относительно короткий промежуток времени могут извергать огромный объем магмы, который значительно нагружает океаническую кору, вследствие чего она начинает пригибаться. Поэтому древние неактивные вулканы типа гавайских постепенно погружаются под воду и, по мере роста коралловых рифов на подводных склонах превращаются в кольцевые коралловые атоллы. Другие отклонения связаны с покровными ледниками, которые появляются и исчезают быстрее, чем устанавливается изостатическое равновесие.

Билет 7.2.Основные тектонические структуры дна океанов.В строение морского ложа различают два главных элемента. Это срединноокеанские поднятия (хребты) и океанские плиты. Лишь в конце 50-х годов было выяснено, что на дне океана существует единая и могучая система срединноокеанических хребтов длиной более 60 тыс. км, шириной от 0,5 до 2 тыс. км, высотой над абиссальными равнинами до 3-4 км, пронизывающая все океаны и занимающая около одной третий поверхности их дна. Наиболее типичным звеном этой системы является Срединно- Атлантический хребет, простирающийся примерно посередине Атлантики на всю ее длину и продолжающийся в Северный Ледовитый океан в виде хр. Гаккеля. В поперечном сечении срединных хребтов выделяются три типа зон: фланговая, гребневая и осевая. Фланговые зоны- наиболее широкие (многие сотни км), тонкий слой осадков, возрастающий к подножию хребта, проходящему на глубине 3,5-4 тыс.м., перекрывает расчлененный базальтовый фундамент. Гребневые зоны- имеют ширину порядка 50-100 км, они разбиты продольными разломами на узкие (от 1 до 10 км, 2,5 км в среднем) блоки- пластины, приподнятые в виде гряд или опущенные друг относительно друга. Средняя глубина этих зон 2-2,5 км, местами значительно меньше. Осадки, по возрасту плиоцен-четвертичные, выполняют карманы- грабены, имея небольшую (десятки метров) мощность. Осевые зоны в своем наиболее типичном виде выражены рифтами- узкими (25-30км)щелями сложного внутреннего строения, наиболее схематично могущего быть охарактеризованного как грабен в грабене, причем вдоль оси центрального грабена шириной 4-5 км обычно намечается невысокое продольное поднятие. Строение рифтовых зон детально изучено путем исследований с подводных лодок- малюток. Далеко не везде осевые зоны срединных хребтов выражены рифтами; на некоторых и притом значительных их участках они представлены, напротив, горстами. Это типично для Восточно- Тихоокеанского поднятия. Срединноокеанические хребты пересечены многочисленными трансформными разломами. Эти разломы смещают в горизонтальном направлении осевые рифты срединных хребтов, иногда на первые сотни км, например в Экваториальной Атлантике и на юго-востоке Тихого океана. Наиболее крупные из трансформных разломов- магистральные пересекают не только срединные хребты, но и смежные океанские плиты и даже продолжаются а пределы обрамляющих континентов. Длина таких разломов может достигать нескольких тысяч км, а вертикальные смещения по ним до 3- 5 км. На некоторых участках вдоль таких разломов проявляется раздвиговая либо надвиговая компонента. В первом случае образуются щелеподобные впадины- грабены глубиной иногда до 7-8 км. Надвиги отмечены в восточной части Азоро-Гибралтарского разлома. Помимо магистральных трансформных разломов, пересекающих океаны «от края до края» и отстоящих один от другого на расстоянии до тысячи км, выделяются региональные разломы, пересекающие весь срединный хребет с интервалом в первые сотни км и множество более мелких, рассекающих лишь гребневую и рифтовую зоны через каждые несколько десятков км и затухающих на флангах хребта.Пространство между подножиями срединных хребтов и подводными окраинами континентов занято океанскими плитами, выраженными в рельефе дна абиссальными равнинами, дно которых лежит на глубине 4,5-6,0 км; в зонах разломов глубины могут быть 6-7 км. Абиссальные равнины разделены на отдельные, более или менее изометричные котловины внутриплитными поднятиями, что особенно хорошо выражено в Атлантике, где цепочки таких котловин протягивается по обе стороны срединного хребта вдоль всего океана. Помимо магистральных трансформных разломов, простирающихся со стороны срединных хребтов, котловины бывают пересечены диагональными к ним разломами, вдоль которых тоже развиваются глубокие щелевидные впадины. Пример: Императорский разлом в северной части Тихого океана. Внутриплитные океанские поднятия возвышаются над абиссальными равнинами на 2-3 км и более, а их наиболее возвышенные участки образуют подводные банки, острова или целые архипелаги островов. Все эти поднятия обладают утолщенной, главным образом за счет второго слоя, но отчасти и двух других, корой. Среди внутриплитных поднятий как по морфологии, так и видимо, по происхождению может быть выделено несколько типов. Наиболее очевидно происхождение линейных вулканических архипелагов (Гавайские острова в Тихом океане, Канарские- в Антлантическом), а также изометричные и овальные. Микроконтиненты. Совершенно особый тип поднятий в пределах океанских плит образуют те поднятия, которые подстилаются не океанской, а континентальной корой. Они обычно обладают выровненной поверхностью, лежащей на глубинах 2-3 км и менее. Микроконтиненты могут либо более или менее непосредственно прилегать к подводной окраине континентов, представляя как бы глубоко опущенную часть шельфа- так называемые краевые плато, либо отделяться от континента узким желобом с океанской корой, либо более широким океанским пространством.

Билет 8.1.Современные тектонические движения. Методы изучения горизонтальных современных движений.Современные движения- это те движения, которые происходят последние 12 тыс. лет. Существует несколько методов изучения горизонтальных современных движений: метод повторной триангуляции; метод лазерных отражателей; радиоинтерферометрический метод; методы спутниковой геодезии; метод изучения наклона земной поверхности; метод изучения напряженного состояния Земной коры. 1. Метод: для этого должны иметь материал по сопряженным плитам. За последние 100 лет Европа отделилась от Северной Америки на 200м (скорость составляет 2 см в год). Горизонтальных перемещений в Европе и Америке нет, значит это смещение можно приурочить в вращению собственной оси. Ось вращения- воображаемая линия, есть ядро, в нем бесконечные передвижения.2.Метод лазерных отражателей. 1969г дата возникновения этого метода. Это дата- первая высадка на луну и на ней был поставлен первый лазерный отражатель. Суть метода: луна несколько лет отражается, но лучи не попадают точно в датчик, а смещаются. Литосферные плиты то сходятся, то расходятся. Сложность заключается в расчетах. Луна сложно движется, однако это реально учесть с помощью современных ЭВМ. Ввиду сложных десятилетий нужно было их проанализировать, и только сейчас об этом можно говорить уверенно. Это док-во того, что Литосферные плиты движутся (еще в 70 г были споры о том, что движутся ли плиты). Вегенер впервые выдвинул гипотезу о горизонтальных движениях. 3 Метод связан с регистрацией радиоизлучателя от самых далеких источников- КВАЗАР (самые отдаленные источники обладают огромной энергией радиоизлучателя, излучение доходит и регистрируется).4 Метод спутниковой геодезии. Суть: фотографируется участок какой то поверхности и через некоторое время делается повторный снимок. Оба снимка накладываются друг на друга. При наложении замечены несовпадения, которые объясняется смещением, движением Земной коры.5 Метод изучения наклона земной поверхности. Сущ. приборы- наклономеры. Суть прибора: отвес, занимающий вертикальное положение. Когда отвес ставим он показывает угол наклона поверхности. Если угол увеличивается-тектоническое поднятие, если уменьшается- тектоническое опускание.6 Метод изучения напряженного состояния Земной коры. Есть приборы- дифомографы. Это кварцевый стержень, их кладут в подпорку. Кварцевый стержень меняет свою длину, составляющую долю микрометров. Сильнее сдвиг- длина стерня меньше. Слабее- длина стержня больше. За последние 20 лет были обобщены данные. Еще одно док-во: в результате построений глобальных карт напряжений гл. поля напряжений все совпадают с границами Литосферных плит.

Билет 8.2. Зоны Беньофа. Формирование аккреционной призмы. Магматизм зон субдукции.Участок, где литосферная плита уходит в глубь Земли, на поверхности литосферы выражен глубоководным желобом, а в глубоких слоях- это наклонно-направленная часть литосферной плиты, которая носит название зоны Беньофа. Эта зона известна, как зона глубокофокусных землетрясений. Здесь происходит как бы заталкивание или столкновение двух плит- океанской и континентальной- является причиной землетрясений, вулканизма и орогенических (горообразовательных) процессов. Глубинность зон Беньофа определяется сочетанием возраста погружающейся литосферы и скорости субдукции.Аккреционная призма (клин)- геологическое тело, формирующееся в ходе погружения океанической коры в мантию (субдукции) во фронтальной части вышележащей тектонической плиты. Возникает в результате наслоения осадочных горных пород обеих плит и выделяется деформацией нагромождаемого материала, разрушаемого бесконечными надвигами. Аккреционная призма располагается между глубоководным желобом и преддуговым бассейном.В процессе субдукции вдоль границы между плитами более толстая плита деформируется. В результате образуется глубокая трещина- океанический желоб. Из-за столкновения двух плит в районе желоба действуют огромные силы давления и трения. Они приводят к тому, что осадочные горные породы на дне моря, а также часть слоев океанической коры срывается с погружающейся плиты и накапливаются под краем верхней плиты, образуя призму. (Часто породы отделяются от ее фронтальной части и оседают в океаническом желобе, эти породы называются флиш). Обычно призмы расположены на границах сближающихся плит, таких как островные дуги и границы плит кордильерского или андского типа.Островные дуги возникают в результате движения плит(островная дуга- цепочка активных вулканов). Они образуются там, где две океанические плиты двигаются навстречу друг другу и где в итоге происходит субдукция. Субдукция- более тяжелая (океаническая) погружается под легкую (континентальную). Ответ: Океаническая кора состоит из основных пород. После подныривания идет разрушение в мантии этой плиты. Протяженность границ зон субдукции 47000 км, а протяженность дивергентных границ 60 км.На конвергентных границах разнообразный магматизм. В зонах субдукции есть и трещинный и центральный вулканизм. По составу- кислый, основной, средний. При сближение океанической литосферы в астеносферу идет очень сильный разогрев и возникает магматический вулканизм. Состав-андезитовый, т.к 95 процентов доминируют средние лавы (в частности андезиты). Основной и ультраосновной состав начинает плавиться еще в литосфере, затем поднимается вверх переплавляет породы и в результате получаем андезиты. В 19 в. Геологи назвали вулканы «Андезитовое кольцо» или «Андезитовая линия»

Билет 9.1. Современные тектонические движения. Методы изучения вертикальных современных движений. Эвстатические колебания. « Парадокс скоростей».Существует два основных метода изучения современных вертикальных движений: водомерный и повторного нивелирования.1.Водомерный метод. Начиная с 80-х годов прошлого столетия, во многих портах рейки, затем мареографы с самозаписывающим устройством для наблюдений за измерением положения уровня моря. Эти изменения обусловлены двумя причинами: 1.собственными, так называемыми эвстатическими колебаниями уровня Мирового океана, обязанными изменению объема его водной массы или рельефа дна. 2. Поднятием или опусканием берегов. Алгебраическое суммирование результатов наблюдений по всем портам мира, где установлены водомерные приборы, показывает, что в последнее столетие происходит систематическое повышение уровня океана со скоростью примерно 1,2 мм в год. Оно вызвано, скорее всего, таяниями ледниковых щитов Антарктиды и Гренландии в связи с потеплением климата на Земле. Между тем регистрируемые изменения уровня имеют, как правило, более высокие значения и различный знак, что указывает на решающее значение второго фактора- движений береговой суши. Очевидно, чтобы получить правильное представление об амплитуде и скорости последних, надо вычесть (в случае опускания) или сложить с замеренной величиной эвстатическую компоненту- 1,2 мм в год. Водомерные наблюдения ведутся не только на берегах океанов и морей, но и на крупных озерах и реках, где интерпретация их результатов не отличается от вышеизложенной. 2.Метод повторного нивелирования. По мере строительства железных дорог появилась необходимость периодического высокоточного нивелирования вдоль их линий для обеспечения безопасности движения. Повторное нивелирование выявило изменение отметок реперов со временем. Оказалось, что в большинстве случаев эти изменения нельзя объяснить деформацией поверхности за счет экзогенных явлений (посадка или выпучивание грунта), что они носят систематический характер, т.е. происходят в данном пункте с одним знаком и что этот знак обычно совпадает со знаком той структуры, на которой репер расположен. Это привело к выводу, что основной причиной смещения реперов являются движения земной коры и что, следовательно, результаты повторного нивелирования вдоль железнодорожных линий могут быть использованы для выявления современных вертикальных движений суши. При этом необходимо увязать собой изменения вдоль различных линий и привязать их к уровню океана в портах, где ведутся водомерные наблюдения. Подобная обработка данных повторного нивелирования позволила составить карту современных движений европейской части СССР, а затем и всей Восточной Европы, карты эти были составлены под руководством Ю.А. Мещерякова. Результаты изучения современных вертикальных движений обоими описанными выше методами показали, что они происходят со скоростью от долей до нескольких мм, реже более 10 мм в год.В большинстве случаев, как отмечалось, знак движений согласуется со структурным планом, указывая на унаследованное развитие поднятий и прогибов; для Русской равнины такое соответствие наблюдается примерно в 70 процентов случаев. Тем не менее, в ряде районов знак движений и структур не совпадает- так например Прикаспийская впадина (испытывает поднятие), а Урал- опускание. Парадоксально то, что на Русской равнине местами (в центральной части Украинского щита) скорость поднятий оказывается не меньшей, чем на Кавказе- более 10 мм в год. Если допустить, что поднятие здесь шло с такой скоростью хотя бы в течение всего последнего миллиона лет, оно должно было создать горы высотой в 10 км. И вообще скорость современных движений оказывается минимум на один порядок выше, чем измеренная методом анализа мощностей для движений более отдаленного геологического прошлого, и на порядок выше, чем установленная геоморфологическими методами для новейших движений. Этот «парадокс скоростей» может иметь двоякое объяснение: 1.реальное ускорение вертикальных движений в новейшую и особенно современную эпоху. 2.вертикальные движения имеют колебательный характер и истинное представление об их скорости может дать лишь алгебраическое суммирование за достаточно длительный промежуток времени. Основное значение имеет, очевидно, колебательный характер движений, который подтверждается рядом фактов: изменением знака движений в портах Каспия относительно одного из них, принимаемого за неподвижный, или реперов при проведении третьего тура нивелировок в Прибалтике и др.

Билет 9.2.Зоны океанского рифтогенеза, их выражение в рельефе, геологической структуре и геофизических параметрах.Рифтогенезом называют процесс горизонтального растяжения земной коры, приводящий к возникновению в ней или ее верхней части весьма протяженных, удлиненных, морфологически четко выраженных впадин, ограниченных (по крайней мере с одной стороны) и осложненных глубокими продольными разломами.

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 отмиранием более ранних рифтовых зон. Дивергентные границы – процесс спрединга. Зоны спрединга характеризуются положительной формой рельефа. СОХ яв-ся одной из главных геоструктур океанской коры. Ширина СОХ 400-500 – 5000-7000 км. Средняя ширина 1500-2000 км. Самые узкие СОХ – Северо-Ледовитый океана, а самые широкие – южной части Тихого океана. В поперечном сечении СОХ выделяют три типа зон – это фланговая, гребневая и осевая. Фланговая наиболее широкая. Рельеф гладкий, ровный, пологий спуск к абиссальной равнине. Гребневая зона – горный рельеф, большие перепады высот. Осевая зона в наиболее типичном строении представлена рифтами, узкими щелями. Сложного строения. Схематично может быть охарактеризована как грабе в грабене. Глубина осевой зоны 1-2 км, а ширина первые км. О.Исландия это выступ СОХ над поверхностью воды. В некоторых случаях осевая зона может быть не выражена. Например, Южная часть Тихого океана. Это связано со степенью нагретости астеносферы. 1. Геологические особенности зон спрединга.Осадочный слой в осевой зоне отсутствует. Только базальтовй. Габбро-серпентинитовый так же отсутствует, это связано с тем, что лава застывает на контакте с водой, а чтобы образовались габбро должно быть медленное застывание. В гребневой зоне осадочный слой распространен не повсеместно. Возраст осадков плиоцен-четвертичный. Во фланговой зоне все перекрыто осадками. Возраст олигоцен-четвертичный. Чем дальше от оси хребта, тем древнее осадки. Олигоцен – самые древние осадки в пределах СОХ. Магматизм яв-ся характернейшей особенностью зон спрединга. Характерен вулканизм трещинного типа основного состава. MORB – базальты СОХ. Главной особенностью яв-ся обедненность многими химическими элементами, например калием, осмием, гафнием. Такая обедненность объясняется их астеносферным происхождением. Деплетированная мантия, т.е. обедненная, истощенная мантия. Океанские базальты соответствуют этому.В связи с интенсивным магматизмом, бывают постмагматические процессы. Гидротермальные процессы характерны для зон спрединга – белые и черные курильщики – это зависит от состава гидротерм. Белые – сульфатные, черные – сульфидные. Гидротермы выполняют важную роль в теплообмене. Особенности океанского дна – аномально высокий тепловой поток в 2-3 раза превышает тепловой поток на абиссальных равнинах. Гидротермы выполняют роль радиатора.2. Сейсмичность. Все очаги землетрясений в зонах спрединга мелкофокусные меньше 40 км. В зонах СОХ ЛМА прослеживаются наиболее отчетливо и контрастно. №14 аномалия – олигоценовая, определяет границу СОХ. Амплитуда ЛМА уменьшается в древней з/к. Гравитационная аномалия на СОХ не наблюдается. Это связано с тем что плотность молодых пород меньше плотности древних. Вся океанская кора не представляет собой горный рельеф. Большая часть океана занимают абиссальные равнины. Это связано с исчезновением хребтов, так они остывают. Все тела со временем уменьшаются в объеме и увеличиваются в плотности.Согласно положению тектоники литосферных плит ковективное движение является одним из основных признаков движения плит в пределах зон спрединга. Существую пассивный рифтогенез – действует только конвекцией. Активный рифтогенез более горячее вещество не закручивается в конвекционные ячейки, а пробивается на поверхность, образуя трещины. В настоящее время действует и активный и пассивный рифтогенез, но преобладает только один.

Билет 10.1.Неотектонический этап. Новейшие движения, методы их анализа. Неотектонический этап: олигоцен- современность. Границы палеогена и неогена 24,7 млн. лет. Весь рельеф нашей планеты- это функции тектонических движений. Рельеф нашей планеты многократно менялся за геологическое время. Нынешний рельеф планеты сформировался в новейшие движения земной коры. Методы неотектонического анализа применимы только к новейшим движениям. Новейшие движения- это те, которые сформировали новейший рельеф(происходившие 20-25 млн.лет назад). Среди новейших движений выделяют современные движения- это те, которые происходят на протяжении последних 12 тыс. лет (кю 4- голоцен). Новейшие движения можно изучать с помощью геоморфологических методов. Одни из них: 1 Орографический(1.1 батиметрический), 2 Морфологический, 3 Метод анализа морских террас, 4 Метод анализа денудационных поверхностей, 5 Метод анализа речных долин.1.Орографический метод работает только в тех областях, где скорость тектонического поднятия превышает скорость денудации, т.е. этот метод применит в активных местах проявления неотектонических движений. Если скорость тектонического поднятия меньше скорости денудации, то возникают денудационные равнины.1.1. Батиметрический метод применит тогда, если скорость тектонического прогибания больше скорости опускания. Это типично для Прикаспийской низменности и для Южного Каспия. Мощность осадочного чехла 25-30 км.2. Морфологические методы базируются на анализе топографических карт. Там где густота горизонталей больше, там тектонические движения идут быстрее. Где изолиний меньше, там тектонические движения идут медленнее. Там, где рельеф более изрезанный- поднятие, если ровный- опускание. Там, где овраги имеют глубинную эрозию, там тектонические движения идут быстрее. Обращенный рельеф говорит о активном поднятие. Правый берег поднимается быстрее левого (породы не одинаковые). Волга приурочена к глубинному разлому, есть зона трещиноватости. Глубинный разлом сущ. с Протерозоя.3 Метод анализа морских террас. Террасы представляют полого наклонные в сторону моря площадки, отвечающие верхней части былой материковой отмели, примыкающей к древнему береговому уступу. Ее тыльный шов соответствует береговой линии времени формирования террасы и именно по нему замеряется ее современная высота над уровнем моря. Выработка уступа и выровненной поверхности самой террасы указывает на относительно устойчивое положение береговой линии у подножия террасы. Затем должно было произойти понижение уровня моря и выработка новой террасы на более низком уровне. Такое понижение объясняется двумя причинами: проявление отрицательных эвстатических колебаний или поднятия суши. Для опускающихся берегов характерно- резко изрезанный контур с многочисленными заливами, бухтами, полуостровами. На шельфе часто наблюдаются следы затопленного наземного рельефа- подводные продолжения речных долин, торфяники, затопленные леса. Поднимающимся берегам свойственны: более или менее выровненные очертания, преимущественно аккумулятивный тип берега, устья рек в виде дельт, поднятые коралловые рифы.4 Метод анализа денудационных поверхностей (поверхностей выравнивания). Ровный (равнинный) рельеф образуется всегда в условиях тектонической стабилизации, когда денудация начинает превышать скорость тектонического роста. Поверхность выравнивания- пенеплен. Наиболее широко этот метод проявляется в региональном масштабе. (Пенеплен- кора выветривания).5 Метод речных долин. По типу речная долина делится на аккумулятивную и эрозионную. Аккумулятивная терраса- признак тектонического опускания, ширина долины максимальная, максимально извилистое русло, наличие стариц, широкое распространение болотных отложений, наличие озерных отложений. Эрозионная терраса- признак тектонического поднятия, ширина долины минимальная, прямолинейное русло, внедрение меандры, грязевой вулканизм.

Билет10.2 Кривая Хака-Вейла – это глобальная эвтсатическая кривая, созданная для всего Фанерозоя, и привязана к стратиграфической колонке. На ней можно увидеть циклы разных порядков: первого, второго, третьего и четвертого. Подразделение в стратиграфической шкале – продолжительностью около 1 млн лет. Секвенции – это геологические тела, которые выделяются с помощью сейсмо-стратиграфического метода. Это геологическое тело ограничено поверхностями, которые соответствуют эвстатическим понижениям и повышениям. Эвстатическая кривая строиться так: сначало вычисляются эвстатическая компонента +1,2 мм в год – для 21 века. Так же вычисляется для всего Фанерозоя. Строим кривую изменения уровня моря для разных плит. Они не будут совпадать. существует 2 фактора изменения уровня моря: эвстатический и тектонический. они могут суммироваться. Изменение более мелководных отложений глубоководными - это может быть результат эвстатического поднятия моря. Кривая строиться по горизонтальной оси от +250 м до -100 метров. А по вертикальной оси откладываются млн лет. в одном деление – один млн. лет. Для фанерозоя эвстатическую компоненту вычисляют по дробному ярусу – нижний, средний, верхний сеноман – и вычисляют понижение или повышение эвстатического уровня океана по данным фациального анализа, так же суммируем, если получиться ноль, то эвстатических изменений не было. За мезозой-кайнозой были 2 заметных эвстатических момента. В позднем мелу – высокое состояние уровня моря – это аласократическая эпоха – для всего фанерозоя был самый высокий уровень воды и суши – 80/20% Сейчас – 70/30%. На рубеже перми-триаса уровень падал до -100 до -150 ниже современного. было соотношение 60/40% - это минимум для фанерозоя. – Геократическая эпоха. Сейчас мы живем в геократический этап.Доказательство: из коренных пород – меловые распространены широко – это морские отложения. Для перми-триаса – характерны континентальные отложения. Причины эвстатического колебания – климатический фактор. таяние ледников, повышение температуры. в меловую эпоху была самая высокая температура. геодинамический фактор – большой плюм подошел к дневной поверхности, а именно в зону спрединга – он извергается, резко увеличить объем сох. если плюм подойдет к центру океанической плиты – то образуется плато – трапповое. Объем океанической плиты увеличиться, и произойдет поднятие уровня моря. Трапповое плато – Антонг-джава – образовалось в середине мела.

Билет 11. 1. Метод анализа речных долин. По типу речная долина делится на аккумулятивную и эрозионную. Аккумулятивная терраса(террасы накопления)- признак тектонического опускания, ширина долины максимальная, максимально извилистое русло, наличие стариц, широкое распространение болотных отложений, наличие озерных отложений. А.т. указывает на тектоническую спокойную обстановку. Эрозионная терраса(река режет коренные породы)- признак тектонического поднятия, ширина долины минимальная, прямолинейное русло, внедрение меандры, грязевой вулканизм. Цокольные террасы(смешанные) – когда мощность аллювия значительная, но меньше высоты террасы. В уступеьттакой террасы ниже аллювия обнажаются коренные породы ложа долины, образующие как бы основание, или цоколь, террасы.

Билет11.2 Континентальный рифтогенез. Рифтогенез переходного типа. Континентальный рифтогенез – это процессы растяжения в пределах континентальной коры. Главный современный пояс континентального рифтогенеза, протянувшийся более чем на 3тыс.км через всю Восточную Африку, так и был назван поясом Великих африканских разломов. В рифтах этого пояса образовались озера Танганьика, Ньяса(Малави), а среди вулканов- Килиманджаро, и известный своей активностью Ньирагонго. Развитие Восточно-Африканского рифта происходит со скоростью 2-3 мм в год. Байкальская рифтовая система принадлежит к числу наиболее представительных и хорошо изученных. Байкальский рифт ограничен крупными глубинными сбросами и имеет более 1000 км в длину и до 60 км в ширину. Наибольшая глубина в озере достигает 1650 м. Развитие Байкальского рифта происходит со скоростью 0,6 мм в год. Магматизм и его продукты. Континентальный рифтогенез сопровождается магматизмом и лишь локально его поверхностные проявления могут отсутствовать. Так, в частности, нет надежно установленного вулканизма в рифте озера Байкал, но в той же системе в Тункинском и Чарском рифтах есть трещинные излияния базальтов. 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. Характерны контрастные (бимодальные) формации, в образовании которых участвуют как мантийные базальтовые выплавки (и их производные), так и анатектические, преимущественно кислые расплавы, формирующиеся в континентальной коре. В контрастных формациях Восточно-Африканского пояса наряду с щелочными оливиновыми базальтами, трахитами и фонолитами указывают риолиты, комендиты, пантеллериты. В калиевых сериях встречаются лейцититы и лейцитовые базаниты, Есть щелочные ультрабазиты и сопутствующие им карбонатиты.Данные о содержаниях редких элементов и изотопных отношениях неодима и стронция в разных вулканических формациях Восточно-Африканского пояса свидетельствуют о неодинаковой степени контаминации мантийных магм коревым веществом. Оказалось, что в некоторых сериях все разнообразие пород было обусловлено фракционной кристаллизацией. 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. Мощность коры под Байкальским рифтом снижается до 30—35 км, под Рейнским — до 22—25 км, под Кенийским — до 20 км, причем на север, вдоль долины Афар, она доходит до 13 км, а далее под осевой частью долины появляется океанская кора.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. Поэтому их рассматривают либо как астеносферный диапир (для рифтов Рио-Гранде и Кенийского), либо как линзовидную «подушку», вытянутую вдоль рифтовой зоны и в какой-то степени обособленную от главного астеносферного слоя. Такая линза мощностью 17 км обнаружена сейсмическим зондированием под Байкалом. Замечено, что 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.Неглубокое 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. Решение фокального механизма очагов устанавливает сбросовые и подчиненные им сдвиговые смещения.Близость разогретой астеносферы, вулканизм и повышенная проницаемость нарушенной разломами коры выражаются в геотермическом поле, тепловой поток в рифтах резко повышен. Магнитотеллурическим зондированием определена высокая электропроводность пород в астеносферном выступе.В гравитационном поле рифтовой зоне соответствует отрицательная аномалия Буге, протянувшаяся широкой полосой и, как считают, обусловленная разуплотнением мантийных пород. На фоне прослеживаются более резкие отрицательные аномалии над рифтовыми впадинами с их рыхлым осадочным заполнением и положительные аномалии, маркирующие полосы внедрения основных и ультраосновных магматических пород.

Примером переходного рифтогенеза может служить рифт Красного моря. Рифтовая зона Красного моря представляет прямолинейную тектоническую впадину длиной около 2000 км, ширина моря - 400км, глубина – более 2,8 км. Рифт Красного моря расположен в осевой части огромного Нубийско-Аравийского овального поднятия земной коры.