Билет 12.1Методы анализа вертикальных палеотектонических движений.

Билет 12.2 Линейные магнитные аномалии, их происхождение. Гипотеза Вайна-Мэтьюза. Еще в 60 г прошлого века изучение характерных для океанской коры ЛМА( 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 по отношению к этой оси; 2. В любой активной рифтовой зоне Мирового океана опознается одна и та же последовательность аномалий, повторяются характерные особенности каждой аномалии. Поэтому оказалось полезным маркировать их и были приподняты порядковые номера, исчисляемые от оси спрединга; 3. Расстояние между одноименными аномалиями в разных рифтовых зонах может быть различна. 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 ономалий относительно рифтовой оси нарушается тем, что по одну сторону аномалии размещаяются сжато, а по другую – разреженно. Убедительное объяснение этих закономерностей предложил в 1963г Вайн и Мэтьюз из Кембриджского университета. Что 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. Поскольку наращивание происходило по обе стороны от оси спрединга, образуется 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.Модель Вайна-Мэтьюза открыла возможность определения скорости спрединга по расстоянию между аномалиями при условии датирования этих аномалий. Были использованы успехи магнитостратеграфии 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 верхах магнитостратиграфического разреза точность радиологического определения возраста оказалась достаточной для детальной магнитохронологической шкалы. Такая шкала , созданная Коксом, охватила последние 4,5 млн.лет. Сравнение и успешное совмещение этой шкалы с последовательностью самых молодых аномалий в зонах спрединга позволило датировать эти аномалии. Согласно модели Вайна-Мэтьюза, ЛМА- это изохронны океанской коры, что полностью подтвердилось при глубоководном бурении. Как выяснилось, аномалии коренятся в базальтах и долеритовых дайках самой верхней части второго слоя(около500 м), т.к. глубже начинается зеленокаменное изменение пород.

Билет13.1Метод анализа мощностей. Анализ распределения мощностей осадочных и вулканогенных толщ –один из важнейших методов палеотектоническоко анализа. Он проводится на основе составления карт линий равных мощностей, или изопахит. В отличие от анализа фаций анализ мощностей может дать не только качественную, но и количественную оценку вертикальных движений. В мелководных эпиконтенентальных морях и на шельфах подводных окраин континентов мощность соответствует размеру тектонического погружения дна бассейнов. Объясняется это деятельностью волн, которая препятствует накоплению осадков выше определенного уровня, так называемого профиля равновесия. По достижению поверхностью осадков профиля равновесия их дальнейшие накопление невозможно без опускания дна бассейна, создающего пространство возможного осадконакопления. Благодаря этому тектоническое погружение становится регулятором и мерой мощности осадков. Именно такое погружение создает возможность накопления столь мощных толщ сугубо мелководных отложений, как угленосная толща карбона Донецкого бассейна(около12 км) или нефтеносная, так называемая продуктивная толща плиоцена Апшеронского полуострова(до 5 км). Под действием описанного механизма в мелководных морях максимальная мощность отложений приурочена к их центральным частям, а в глубоководных, так называемых котловинных морях типа Черного или Японского, а также в океанах – к их переферии, точнее к континентальному подножию. Подобно анализу фаций анализ мощностей может применятся в региональном и плане. Детальный анализ используется для установления времени зарождения и истории развития локальных поднятий, что очень важно для поисков залежей нефти и газа. Активные локальные поднятия проявляются уменьшением мощностей, выражаясь на дне бассейна возвышенностями. Определение трудности при изменение анализа мощностей создают их вторичные изменения. Эти изменения могут быть связаны с разными причинами:1) уплотнением осадков под влиянием веса вышележащих отложений; 2) изменением мощности при складкообразовании; 3)последущим размывом отложений.

Билет 13. 2.Гипотеза « Горячих точек».Представление о концепции плюм –тектоники. На дне океанов расположены многочисленные вулканические острова. Некоторые из них расположены в цепочках с последовательно изменившимся возрастом. Классическим примером такой подводной гряды стал Гавайский подводный хребет. Он поднимается над поверхностью океана в виде Гавайских островов, от которых на северо-запад идет цепочка подводных гор с непрерывно увеличивающимся возрастом. На расстоянии порядка 3000 км от Гавайев цепь немного поворачивает на север и наз-ся Императорским хребтом. Для объяснения этой структуры было сделано предположение, что под Гавайскими островами находится горячая точка- место, где к поверхности поднимается горячий мантийный поток, который проплавляет двигающуюся над ним океаническую кору. Таких точек сейчас на земле установлено множество. Мантийный поток, который их вызывает , был назван –плюмом.

Билет 14.1.Метод анализа перерывов и несогласий. Тектонические движения, фиксируются в изменениях фаций, мощностей и формаций, изучаемых соответствующими методами. Когда эти движения проявляются в условиях господства суши, они деформируют земную поверхность и образуют формы наземного рельефа, исследуемые структурно-геоморфологическими методами. Но особые условия создаются в периоды обычно относительно кратковременных общих или местных поднятий(осушений), которые затем снова сменяются погружениями. Эти события отмечаются перерывами в отложении осадков, а в условиях залегания разделенных перерывами толщ несоответствием, получившими название несогласий. Движения и деформации, сопровождающиеся накопление осадков, конденсируются в плоскости перерывов и несогласий. Перерывы совпадают с фазами усиления движений, деформаций и перестроек структурного плана. Наиболее простым видом несогласия является параллельное или стратиграфическое несогласие. Характерным для этого вида несогласий явл-ся то, что слои залегают выше поверхности перерыва, остаются параллельными слоям, залегающим ниже этой поверхности. Это свидетельствует о том, что произошло общее поднятие местности или понижение уровня моря, сменившееся погружением или новым повышением уровня моря. Разновидность параллельного - это параллельное прилегание, или эрозионное несогласие. Оно характеризуется резко неровной поверхностью перерыва с заполнением послеперерывными осадками эрозионных углублений в более древних слоях; эти осадки прислоняются к более древним слоям, но сохраняют параллельность залегания по отношению к ним. Если эта параллельность не соблюдается и слои послеперерывной серии на склонах эрозионных выступов залегают с первичным наклоном, говорят о плащеобразном облегании. Для возникновения этих двух разновидностей параллельного несогласия необходимо, чтобы поднятие или понижение уровня моря, приведшее к перерыву в осадконакоплении, было достаточно значительным, чтобы вызвать врез эрозионной сети, а последующее погружение, или подъем уровня моря – достаточно быстрым, чтобы возникшие неровности рельефа не успели сгладиться эрозией. Следующий вид-краевые несогласия. Они наблюдаются по краям бассейнов осадконакопления. Существует три разновидности краевых несогласий: 1)трансгрессивное перекрытие – заключается в том, что трансгрессивная свита по направлению к краю бассейна ложится на все более древние слои; 2) трансгрессивное и несогласное прилегание – образуется ближе к центральной части бассейна в результате расширения его контуров при нарастающей интенсивности погружения или повышения уровня моря; 3)регрессивное прилегание, отличающееся последовательным отступанием береговых линий более молодых морей к центру бассейна вследствие усиления нисходящий движений, отставания накопления осадков о погружения или понижения уровня моря. Следующий вид-это угловое несогласие, когда одна и та же поверхность слоя граничит с двумя и боле слоями. Угловые несогласия разделяются на региональные и местные. Региональные характеризуются для зон линейной складчатости, а местные – прерывистой. Существует азимутальное несогласие, когда у контактирующих слоев не совпадает азимут простирания, но разница не должна превышать 90⁰. Крайней степенью несогласий явл-ся структкрное – это несогласие, когда наблюдается разный характер складчатости слоев или залегания.

Билет 14.2 Активные континентальные окраины. Возникает там, где под континент погружается океаническая кора. Эталоном этой геодинамической обстановки является западное побережье Южной Америки, ее часто наз-т андийским типом континентальной коры, противопоставляя пассивной окраине. Для активной континентальной окраины характкрны многочисленные вулканы и вообще мощный магматизм. Расплавы имеют три компонента: океаническую кору, мантию под 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 возможно несколько сценариев равновесия. Если плита двигается медленно и имеет относительно малую мощность, то континент соскабливает с нее осадочный чехол. Осадочные породы сминаются в интенсивные складки, метаморфизуются и становятся частью континентальной коры. Образующаяся при этом структура называется аккреционной призмой. Если скорость погружающейся плиты высока, а осадочный чехол тонок, то океаническая кора стирает низ континента и вовлекает его в мантию.

Билет15.1.Метод анализа фаций. Под фациями понимают определенные типы осадочных пород, возникшие в определенных физико- географических условиях. Иногда ограничиваются выделением литологических разностей пород независимо от их генезиса; они именуются литофациями. Анализ фаций широко применяется в палеогеографии, но имеет и существенное значение для палеотектоники, особенно в сочетании с анализом мощностей. Анализ фаций применим в двух аспектах – пространственном, когда изучается распределение фаций по площади для ограниченного интервала, и временном, когда исследуемая смена фаций во времени в пределах ограниченного района. Распределение фаций отражает топографию дна древнего бассейна и его берегов, выявляя одновременно области суши данного времени. Но рельеф, в особенности подводный, служит отражением структуры и движений этого времени. Области устойчивого накопления морских осадков крупных водоемов – это всегда зоны тектонических опусканий, области суши – тектонических поднятий. Наибольшие глубины моря соответствуют зонам интенсивного погружения, возвышенные участки суши - зонам наиболее интенсивного поднятия. Таким образом, анализ распределения фаций того или иного геохронологического интервала по площади дает качественное представление о размещение областей погружения и поднятия соответствующего времени и об интенсивности этих движений. Этот анализ в определенных случаях может применяться для выявления горизонтальных смещений и в этих случаях служит основанием для их количественной оценки.

Билет 15.2 Понятие о субдукции и ее механизме. Современное размещение зон субдукции. Взаимодействие литосферных плит при встречном движении( т.е на конвергентных границах) порождает сложные и многообразные тектонические процессы, проникающие глубоко в мантию. Они выражены такими мощными зонами тектономагматической активности, как островные дуги, континентальные окраины и складчатые горные сооружения. Различают два главных вида конвергентного взаимодействия литосферных плит: субдукцию и коллизию. Субдукция –место, где океаническая кора погружается в мантию. К зонам субдукции приурочено большинство землетресений и множество вулканов. Геоморфологическим выражением зон субдукции являются глубоководные желоба. Другие названия зоны субдукции: сейсмофокальная зона, т.к. в ней сосредоточено большинство глубокофокусных землетресений, или зона Заварицкого Беньофа Вадати, зона Беньофа, зона Вадати по именам ученых, которые выделили эту особую зону. Поводом для этого стали сейсмические данные, которые показали, что фокусы землетрясений располагаются все глубже по направлению от глубоководного желоба к континенту. Зона субдукции хорошо прослеживается на сейсмотомаграфических профилях, по крайней мере до границы верхней и нижней мантии.(670км). С зонами субдукции связаны две широко распространненые геодинамических обстановки: активные континентальные окраины и островные дуги. В классическом варианте зона субдукции реализуется в случае взаимодействия двух океанических или океанической и континентальной плит. Однако в последнее десятилетие выявлено, что при коллизии континентальных литосферных плит, также имеет место подвиг одной литосферной плиты под другую, это явление получило название континентальной субдукции. Субдукция является одним из основных геологических режимов. При общей протяженности современных конвергентных границ плит около 57 тыс. км, 45тыс. из них приходятся на субдукционные, остальные 12 тыс. на коллизионные. В зонах субдукции происходят наиболее сильные землетрясения и цунами. Нагромождение тектонических пластин, сорванных с субдуцирующей литосферной плитой наз.аккреционной призмой. Наиболее известные зоны субдукции находятся в Тихом океане: япония, курильские острова, камчатка, побережье северной и южной америки. Также зонами субдукции явл-ся суматра и ява в индонезии, антильские острова в карибском море, и т.д. Современное размещение зон субдукции весьма закономерно. Большинство их них приурочено к перифии Тихого океана. Субдукционные системы Малых и Южных Антил, хотя и находятся в Атлантике, тесно связаны своим происхождением с эволюцией структур тихоокеанского обрамления, с их изгибом и проникновением далеко через свободные пространства, раскрывшиеся между континентами Северной Америки, Южной Америки и Антарктиды. Другая система зон субдукции отходит от тихоокеанской на запад и следует от Зондской зоны до Калабрийской в Средиземном море и Гибралтарской. Историческая геология позволяет понять современное размещение зон субдукции. В начале мезозоя они окаймляли единый в то время суперконтинент Пангея, под который субдуцировала литосфера окружавшего его океана Панталасса; субдукция происзодила и под северное обрамление океана Тетис. В дальнейшем по мере распада суперконтинента и центробежного перемещения его фрагментов зоны субдукции продолжали развиваться перед фронтом движущихся континентальных масс. Эти процессы не прекращаются и до наших дней. Поскольку современный Тихий океан-это пространство, оставшееся от Панталассы, то оказавшиеся на его окружении зоны субдукции представляют собой фрагменты субдукционного кольца, опоясывавшего Пангею. В настоящее время они находятся приблизительно на линии большого круга(это круг, центр которого совпадает с центром сферы) земной сферы, а с ходом геологического времени, по мере дальнейшего сокращения площади Тихого океана, вероятно будут еще ближе сходится на его обрамлении. Таким же образом широтная система зон субдукции наследует активность северной окраины Океана Тетис.

При образовании зон субдукции океанского типа более древняя(и поэтому более мощная и тяжелая) океанская литосфера субдуцирует под более молодую, на краю которой образуется энсиматическая островная дуга. Примером таких зон субдукции, наряду с Марианской, могут служить такие островодужные системы, как Идзу-Бонинская, Тонго-Кермадек, Южных Антил. Ни одна их подобных зон субдукции, по крайней мере в новейшее время, не формировалась посреди океана:они тяготеют к сложному парагенезу структур океанского обрамления.

Билет 16.1.Метод анализа формаций. Важное место среди методов палеотектонического анализа занимает анализ формаций. Формация (геоформация) это закономерное и устойчивое сочетание определенных генетических типов горных пород, связанных близостью условий образования и возникающих на определенных стадиях развития основных структурных элементов земной коры. Понятия формация приложимо ко всем типам горных пород – осадочным, вулканогенным, интрузивно-магматическим.Сочетание осадочных и вулканогенных, вулканогенных и плутонических пород называют литологическими ассоциациями (например, трапповая, офиолитовая ассоциация). Так же формация может быть сложена какой то одной породой (например формация писчего мела, кварцево-глауконитовых пород, толеитовых базальтов, гранитоидов). Число породных компонентов составляет три-четыре, реже больше. В сложении формаций могут участвовать подчиненные (акцессорные) компоненты, они настолько характерные и важные что формация получает по ним свое название, например угленосные формации. Каждая порода входящая в состав осадочной формации, отечает определенной фации, точнее генетическому типу отложений, поэтому осадочная формация это комплекс фаций (генетических типов). Но если облик фации (генетического типа) определяется физико-географической обстановкой её образования, то основным фактором обособления формаций является тектонический режим, проявленный через форму тела формации (мощность, площадь распространения), набор и характер переслаивания слагающих ее прод. Существенное влияние на облик осадочных формаций, особенно континентальных и мелководно-морских, оказывают и климатические условия, а так же состав пород и тип их выветривания в области сноса, а иногда и вулканизм. Области распространения отдельных типов осадочных формаций отвечают областям осадконакопления – бассейнам разного типа, например эпиконтинентальным, внутренним или окраинным морям, межгорным котловинам, аллювиальным ровнинам, пустыням, одновременно являющимся крупными геоструктурными зонами или их частями. Тектонический режим является определяющим фактором обособления формаций, причем всех их типов, сами формации являются показателями определенных тектонических режимов и в этом их значения для геотектоники. Правильно определив принадлежность той или иной формации к определенному типу, мы можем установить, какой из основных геоструктурных зон (платформа, геосинклиналь – ее внешняя или внутренняя зона, ороген и т.п.) принадлежала область ее накопления и на какой стадии развития она находилась. 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, которые отвечают последовательным стадиям их развития. Формационные ряды свойственны каждому из основных типов структурных элементов земной коры. Кроме вертикальных формационных рядов формации образуют и латеральные ряды характеризующие переход от одной геоструктурной зоны к другой на площади.

Билет 16.2.Древние платформы планеты. Гондванская, Лавразийская группы платформ. Древняя платформа развивается на докембрийском, в основном, раннекембрийском кристаллическом фундаменте; она составляет ядра современных материков, которые обрамляются более молодыми платформами и складчатыми сооружениями – орогенами. Названия древних платформ:1.Восточно-Европейская, 2.Сибирская, 3.Северо-Американская.1-3 платформы слагают Лавразийскую группу (северное полушарие).1.Южно-Американская. 2.Африкано-Аравийская. 3.Антарктическая. 4.Австралийская. 5.Индийская. 4-8 слагают Гондванскую группу (южное полушарие).

Билет 17.1. Формации осадочного чехла платформ: 1. континентальная - серо-, красно- или пестро-цветные бескарбонатные, с каолиновым цементом — продукты размыва коры выветривания. 2. Параллическая или лагунная. соответственно сероцветная паралическая угленосная в гумидном и гипсосоленосная— в аридном климате. 3. морская терригенная трансгрессивная – сероцветные глины, алевролиты, песчаники, глаукониты. более мелководные образования сменяются более глубоководными. 4. Карбонатная – известняки, мергели, доломиты – максимальная трансгрессия моря. 5. морская терригенная регрессивная. более глубоководные породы сменяются более мелководными.