Тектоносфера запада ВЕП.

Информация о глубинном строении земной коры и верхней мантии территории Беларуси получена на основании, главным обра­зом, геофизических данных и позволила выявить основные особенности глубин­ного строения земной коры, определить мощность литосферы, кото­рая включает земную кору и жесткую верхнюю часть верхней мантии, оценить мощность астеносферы, т.е. жидкого слоя мантии, подстила­ющего литосферу, Поверхность Мохо (на глубинах от 40 до 55 км). Наименьшая мощ­ность земной коры свойственна Припятскому прогибу; здесь она на отдельных участках составляет 35-40 км. Наиболее мощная земная кора - в пределах Белорусской антеклизы и Оршанской впадины (50-55 км).Земная кора Беларуси подразделяется на четыре слоя: (1) плат­форменный чехол, (2) «гранитный» слой, отождествляемый с кристаллическим фундаментом, (3) «диори­товый» и (4) «базальтовый».

Наибольшие значения мощности литосферы характерны для Белорусской антеклизы (до 200 км), наименьшие - для Припятского прогиба (90-100 км).Таким образом, между мощностью земной коры и литосферы в общем существует прямое соответствие: утолщенная земная кора отвечает утолщенной литосфере. Соотношение между мощностью астеносферы и литосферы обратное: на Белорусской антеклизе - очень тонкая астеносфера (менее 30 км), в Припятском прогибе - наиболее мощ­ная (130 км).

7). Основные тектонические элементы земной коры и литосферы. Тектоническая расслоенность литосферы.

Земная кора составляет самую верхнюю оболочку твердой Земли.

Океанская кора - 56% земной поверхности, но обла­дает меньшей мощностью, обычно не превышающей 5—6 км и возрастающей лишь к подножию континентов, три слоя:

1й - осадочный, слой мощностью не более 1 км — в цент­ральной части океанов

2й - сложен базальтами. Общая-мощность 2-го слоя 1,5—2 км.

3й состоит из полнокристаллических магматических пород основного и ультраосновного состава. Мощность 3-го слоя 5 км.

Континентальная кора составляет 41% земной поверхности, так же как и океанская, име­ет трехслойное строение:

1й - осадочный. Мощность изменяется от нуля на щитах до 10 и даже 20 км во впадинах платформ.

2й гранитогнейсовый (верхняя кора). Мощность данного слоя коры достигает 15-20 км на платформах и 25-30 км в горных сооружениях.

3й гранулитбазитовый (нижняя кора).

Граница между корой и мантией, обычно сейсмически достаточно четко вы­раженная скачком скоростей продольных волн известна как поверхность Мохоровичича.

Литосфера и астеносфера — понятия чис­то физические. Исходным основанием для выделения астеносферы — ослабленной, пластичной оболочки, подстилающей более жесткую и хрупкую литосферу, — была необ­ходимость объяснения факта изостатической уравновешенности коры, обнаруженного при измерениях силы тяжести у подножия горных сооружений.

8). Типы тектонических движений... - это механические движения земной коры, вызываемые силами, которые действуют в земной коре и главным образом в мантии Земли, приводящие к деформации слагающих кору пород. Американский геолог Г. Джильберт (1890) и Х. Штилле создали первую (1919) классификацию.

Выделяют тектонические движения с преобладающей вертикальной или горизонтальной компонентой.

Вертикальные движения обусловливают поднятия и опускания земной поверхности, в том числе образование горных сооружений. Они являются основной причиной накопления мощных толщ осадочных пород в океанах и морях. Горизонтальные движения наиболее ярко проявляются в образовании крупных сдвигов отдельных блоков земной коры относительно других с амплитудой в сотни и даже тысячи км, в их надвигах с амплитудой в первые сотни км.

Горизонтальные тектонические движения проявляются в двух видах:

Сжатия. Собранные в складки осадочные слои указывают на уменьшение горизонтальных расстояний между отдельными точками, происходившие перпендикулярно осям складок.

Растяжение. Под растяжением понимают такой тип тектонических деформаций, преимущественно связанный со взбросами, который характерен для рифтовых долин Во всех случаях имеется компонент вертикального смещения, связанный с растяжением. При растяжении возникают трещины, через которые на поверхность поступает огромное количество базальтовой магмы, образующей дайки и потоки.

9). Современные тектонические движения происходящие в настоящее время или происходившие несколько сотен лет назад. Выявляются по геодезическим данным, гидрографическим и геолого-геоморфологическим наблюдениям, путём сравнения старых и новых карт, аэроснимков разных лет, по историческим и археологическим материалам. Некоторые исследователи к современные тектоническим движениям относят движения, протекавшие в течение исторического времени. Бывают вертикальные и горизонтальные.

Неотектонические движения, начавшись около 40 млн. лет назад, привели к созданию современного облика Земли. Правильное понимание развития структур, созданных за это время, имеет очень большое значение для прогноза месторождений нефти и газа, минеральных вод, россыпей, содержащих олово, золото, титан. Для изучения неотектоники применяют разные методы, фиксирующие в основном геоморфологические особенности и эволюцию рельефа. Составление продольных профилей по речным долинам - один из главных методов изучения неоген-четвертичных тектонических движений. При поднятии реки врезаются, так как возрастает живая сила потока, при опускании накапливаются аллювиальные отложения, слагающие аккумулятивные террасы.

10). Методы изучения вертикальных и горизонтальных движений

Вертикальные движения. Старейшим из методов яв­ляется водомерный метод,

начиная с 80-х годов прошлого столетия во многих портах ми­ра были установлены водомерные приборы — сначала рейки, за­тем мареографы с самозаписывающим устройством для наблюде­ний за изменением положения уровня моря.

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 высот со временем. Пришли 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

Горизонтальные движения. Основным методом изучения горизонтальных движений до не­давнего времени служили повторные триангуляции. В настоящее время вместо триангуляции производятся трилатерации, при которых измеряется длина не одной, а всех сторон тре­угольника. Особенно заметные горизонтальные смещения, как и вертикальные, обнаруживаются после крупных землетрясений.

В настоящее время используются два других, значительно бо­лее точных метода повторного измерения расстояния между от­даленными пунктами: 1) с помощью лазерных отражателей, уста­новленных па Луне или на искусственных спутниках Земли; 2) с помощью регистрации радиосигналов от квазаров (длиннобазовый радиоинтерферометрический метод).

11). Изучение современного напряженного состояния земной коры. Современные движения (в т.ч. сейсмичность) территории Беларуси и соседних стран.

Существует три основных метода опреде­ления знака и ориентировки напряжений в земной коре (литосфе­ре):

1) метод определения характера смещений в очагах земле­трясений.

2) изучение ориентиров­ки и знака перемещений по геологическим индикаторам — сколовым трещинам, штрихам и бороздам на зеркалах скольжения и др.;

3) изучение напряженного состояния пород в буровых сква­жинах и горных выработках (штольнях, шахтах).

Изучение напряженного состояния земной коры в скважинах основано на наблюдениях как естественных деформаций ствола скважины, так и искусственно вызванных деформаций пород сла­гающих этот ствол.

12). Рифтогенез. Глобальная система рифтовых зон. Континентальный рифтогенез.

Глобальная система рифтовых зон. Большинство современных рифтовых зон связаны между собой, образуя глобальную систему, протянувшуюся через континенты и океаны. В системе рифтовых зон Земли большая ее часть (около 60 тыс. км) находится в океанах, где выражена срединно-океанскими хребтами.

Охватывая почти всю планету, система рифтовых зон кайно­зоя обнаруживает геометрическую правильность и определенным образом ориентирована относительно оси вращения геоида. Рифтовые зоны образуют почти полное кольцо вокруг Южного полюса па широтах 40—60° и отходят от этого кольца меридионально с интервалом около 90° тремя затухающими к се­веру поясами: Восточно-Тихоокеанским, Атлантическим и Индоокеанским.

Континентальный рифтогенез. Главный современный пояс континентального рифтогенеза назван поясом Великих африканских разломов. Образующие его зоны разветвляются и сходятся подчиняясь сложному структурному рисунку.

Центральное поло­жение в рифтовой зоне обычно занимает долина шириной до 40— 50 км, ограниченная сбросами, нередко образующими ступенча­тые системы. Такая долина иногда протягивается вдоль сводового поднятия земной коры (например, Кенийский рифт), но может формироваться и без него. Тектонические блоки на обрамлении рифта бывают приподняты до отметок 3000—3500 м.

13). Припятский прогиб расположен между Белорусской антеклизой и Жлобинской седловиной на севере и Украинским кристаллическим щитом на юге. Полесская седловина отделяет Припятский прогиб от Подлясско-Брестской впадины на за­паде, а Брагинско-Лоевская седловина - от Днепровско-Донецкого прогиба на востоке. От Украинского щита прогиб отделен Южно-Припятским краевым разломом, представляющим собой зону сбро­сов общей амплитудой по поверхности фундамента до 2-4 км. От Белорусской антеклизы прогиб отделен Северо-Припятским супер­региональным листрическим разломом мантийного заложения, со­стоящим из серии разрывов типа сбросов с суммарной амплитудой до 2—3,5 км, от Жлобинской седловины — Малиновско-Глазовским и Жлобинским разломами. Припятский прогиб протягивается в запад-северо-западном, близком к широтному, направлении на 280 км и имеет ширину до 150 км.

По поверхности фундамента Припятский прогиб состоит из Припятского грабена и Северо-Припятского плеча.

Основной этап формирования Подлясско-Брестской впадины — каледонский. С ним связаны максимальное погружение впадины, накопление мощной толщи осадочных пород, образование малоампли­тудных локальных структур.

14). Океанский рифтогенез (спрединг). Активный и пассивный рифтогенез.

Океанский рифтогенез, основу которого составляет раздвиг по­средством магматического расклинивания, может 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.

Формирование океанской коры в зонах спрединга. Современ­ные представления о механизмах формирования океанской коры основываются на наблюдениях в активных зонах спрединга и со­поставлении с данными глубоководного бурения, а также деталь­ном изучении офиолитов — фрагментов древней океанской коры на континентах.

Определение скорости спрединга. Изучение характерных для океанской коры линейных маг­нитных аномалий с чередованием прямой и обратной полярности уже в 60-х годах обнаружило ряд закономерностей, судя по которым скорости, которые при­нято исчислять относительно оси спрединга (отдельно в каждую сторону от нее), варьируют от 1,5 до 15—18 см/год. Максималь­ные значения установлены на Восточно-Тихоокеанском подня­тии — от 13 до 23° ю. ш.

Сегмента­ция рифтовых зон океана многочисленными поперечными разло­мами — их характерная особенность; механические свойства океан­ской литосферы, по-видимому, благоприятствуют хрупкой дефор­мации. Поперечные нарушения между сегментами принадлежат категории трансформных разломов (Т. Вилсон, 1965) — осо­бого кинематического типа разрывов со сдвиговым смещением, ко­торые переносят, трансформируют горизонтальное движение лито сферы от одной активной границы (дивергентной или конвергент­ной) к другой.

15). Субдукция. Взаимодействие литосферных плит при встречном движении 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. Поскольку при субдукции одна из литосферных плит погло­щается на глубине, нередко увлекая с собой осадочные формации желоба и даже породы висячего крыла, изучение процессов суб­дукции сопряжено с большими трудностями. Геологические наб­людения затрудняются и глубоководностью океана над субдукционными границами. Современная субдукция выражается в подводном и наземном рельефе, тектонических движениях и структурах, вулканизме к условиях седиментации. Глубинное строение зон субдукции, ее сейсмические и геотермические проявления изучаются методами геофизики.

Сам способ конвергентного взаимодействия литосферных плит при субдукции предопределяет асимметрию каждой такой зоны и ее рельефа. Линия активного контакта отчетливо выражена глу­боководными желобами, глубина которых, как литосферных структур, находится в прямой зависимости от скорости субдукции и от средней плотности (т.е. от возраста) погружающейся плиты. Глубина океана над современными желобами широко варьирует, она максимальна в Марианском желобе (11022м). Глубина желобов относительно смежного краевого вала субдуцирующей плиты достигает 4000 м.

16). Абдукция и коллизия.

Нормальное взаимодействие континентальной и океанской ли­тосферы на конвергентных границах выражается субдукцией. Только местами и на короткое время появляется такое сочетание тектонических условий, при котором океанская литосфера бывает, поднята и надвинута на континентальную окраину.

Высокое гипсомет­рическое положение можно считать одним из необходимых условий обдукции. При обдукции происходило отслаивание верхней части океан­ской литосферы. Только она надвигалась затем на континенталь­ную окраину, а остальная, нижняя часть перидотитов литосферы перемещалась и деформировалась на глубине.

Коллизия. Если к конвергентной границе с обеих сторон подходит конти­нентальная литосфера, то относительно легкие салические поро­ды не погружаются в мантию, а вступают в активное механическое взаимодействие. Интенсивное сжатие порождает сложные струк­туры и горообразование. При этом проявляется внутренняя тек­тоническая расслоенность литосферы.

17). Внутриплитные тектонические процессы. Современные проявления внутриплитной тектонической и магматической активности.

Проявления эти достаточно многообразны. К ним относятся прежде всего современные вертикальные движения земной коры, которые наблюдаются повсеместно, хотя их скорость и невели­ка — первые миллиметры в год. Относительные горизонтальные движения вне подвижных поясов проявляются лишь в форме раздвига в рифтовых зонах, например в Восточно-Африканской рифтовой системе и особенно в ее северном, Афарском, звене.

Внутренние части литосферных плит, по определению, долж­ны рассматриваться как асейсмичные. Между тем это не вполне соответствует действительности. Слабые сейсмические толчки про­исходят практически повсеместно, но и более значительные земле­трясения, с магнитудой до 5—6 и иногда больше, не столь уж редки. Определенную сейсмичность обнаруживают пассивные окраи­ны континентов.

18). Основные типы внутриплитных дислокаций

Наиболее распространенным типом внутриплитных дислокаций является трещиноватость. Она наблюдается во всех горных поро­дах, независимо от их возраста и литологического состава.

Линеаменты. Термин получил широкое применение с началом дешифрирования космоснимков. На них достаточно отчетливо проявлены широкие (километры, первые десятки километров) и протяженные (многиесотни, нередко более тысячи километров) зоны концентрации тре­щин, разрывов, даек магматических пород, пересекающие как платформы, так и складчатые системы.

Глубинные разломы должны обладать тремя особенностями — планетарной протяженностью, значительной (подразумевается мантийной) глубиной заложения и большой длительностью развития.

Кольцевые структуры. Достаточно давно было подмечено, что многие геологические образования, в том числе элементы тектонического строения и магматические, те­ла, имеют округлую или овальную форму.

Метеоритные кратеры и астроблемы. К метеоритным кратерам и астроблемам относят крупные понижения и котловины на по­верхности Земли, образование которых связано с кратковремен­ным воздействием мощных ударных волн, возбуждаемых падени­ем на земную поверхность сравнительно крупных космических, тел.

19). Методы анализа фаций, мощностей, объема отложений, формаций, литодинамических комплексов, перерывов и несогласий — палеотектонический анализ.

Анализ фаций и мощностей осадочных и вулканогенно-осадочных отложений — один из основных методов палеотектонического анализа. Карты по распространению осадков определённого возраста позволяют судить о расположении об­ластей размыва и поднятия, с одной стороны, и погружения с другой. Распределение осадков различ­ного типа позволяет уста­новить направление увеличения глубин бассейна. Смещение в плане полос развития одинаковых фаций, разделенных линиями сдвигов или надвигов, дает возможность определить амплитуды горизонтальных смеще­ний вдоль этих разрывов.

Анализ фаций применяется также в аспекте сравнения фаций, сменяющих друг друга в стратиграфическом разрезе какого-либо района.

Анализ мощностей их изменения по площади дает количест­венное представление о размере тектонического прогибания в об­ластях накопления осадков и подводных вулканитов

Объемный метод представляет развитие предыдущего и осно­ван на измерении по картам фаций и мощностей объемов осадков и вулканитов разных типов.

Анализ формаций имеет существенное значение для тектони­ческого районирования, для определения тектонического режима в данном районе и в опре­деленное время, поскольку формации — крупные комплексы гор­ных пород, образованные в определенных тектонических условиях.

Анализ перерывов и несогласий – позволяет расшифровать последовательность проявления в пре­делах региона погружений и поднятий, а также тектонических деформаций.

20). Анализ фаций и мощностей. Объемный метод. Анализ формаций. Литодинамические комплексы.

Анализ фаций. Под фациями понимают определенные типы осадочных пород, возникшие в определенных физико-географичес­ких условиях, например русловые пески, озерные известняки и т.д.

Анализ мощностей. Анализ распределения мощностей осадоч­ных и вулканогенных толщ — один из важнейших методов палеотектонического анализа. Он проводится на основе составления карт линий равных мощностей. Определенные трудности при применении анализа мощностей создают их вторичные изменения:

1) уплотнение осадков под влиянием веса вышележащих от­ложений;

2) изменение мощности при складкообразовании;

3) последующий размыв отложений.

Объемный метод. А. Б. Ронов (1949). Этот метод предусматривает подсчет суммарных объемов отложений (по картам мощ­ностей), измерение относительных объемов различных типов отло­жений (по картам фаций /литофаций/ и мощностей), определение среднего размера погружения и средней мощ­ности отложений, определение средней скорости погружений и др.

Формация — это закономерное и устойчивое сочетание (парагенез) определен­ных генетических типов горных пород, связанных общностью (близостью) условий образования и возникающих на определен­ных стадиях развития основных структурных элементов земной коры.

Под литодинамическими комплексами комплексами понимают комплек­сы горных пород, осадочных, магматических, метаморфических, являющиеся непосредственными показателями геодинамической обстановки их образования. Примерами могут служить молассы — показатель горообразования, известково-щелочные вулканиты — островных дуг, ультраосновные-щелочные интрузии кольцевого ти­па — кратонов и т.д.

21). Анализ перерывов и несогласий. Палеомагнитные методы.

Несогласия и их типы. Наиболее простым видом несогласия является параллельное, или стратиграфическое, несогласие Для этого вида несогласий характерно то, что слои, залегающие выше поверхности перерыва, остаются параллельны­ми слоям, залегающим ниже этой поверхности. Это свидетельствует о том, что произошло общее поднятие местности или эвстатическое понижение уровня моря (океана), сменившееся погружением или новым повышением уровня моря.

Краевые несогласия - наблюдаются по краям бассейнов осадконакопления, т.е. областей тектонического погружения, в результате неоднократных изменений положения береговой линии, обусловленных эвстатическими колебаниями уровня моря.

Угловое несогла­сие выражается в наблюдаемой в отдельных обнажениях, разрезах скважин и на сейсмических профилях и поддающейся замеру горным компасом разнице в наклоне слоев ниже и выше поверхности перерыва

Палеомагнитные методы. Было обнаружено, что горные породы, как осадочные, так и магматические, если они подвергались ин­тенсивным механическим или тепловым воздействиям, сохраняют «память» о магнитном поле, в котором они образовались. Это яв­ление, получившее название остаточной намагниченности, объяс­няется тем, что ферромагнитные минералы, входящие в состав пород, в момент осаждения осадка или кристаллизации магмы (из которой они выпадают первыми) приобретают ориентировку, отвечающую ориентировке магнитного поля, в котором протекал процесс осадконакопления или магматизма.

22). Структурно-геоморфологические методы (неотектонический анализ)

Структурно-геоморфологические методы основаны на изучении особенностей современного рельефа земной поверхности, поскольку рельеф создан главным образом новейшими дви­жениями и деформациями. Выявление новейших струк­тур имеет большое практическое значение: для поисков залежей нефти и газа, россыпных мес­торождений, рудных месторождений и пр. Орографический и батиметрический методы наиболее простые из геоморфологических методов. Первый из них применим в тех областях суши, где скорость вертикальных движений намного пре­вышает скорость денудации. Непосредственно выражены в рельефе морского дна и могут обнаруживаться батиметрическим методом поднятия и прогибы разного масштаба.

Морфометрические методы. Для более точного оконтуривания поднятий и выявления активных разломов в пределах сильно расчлененных денудацией молодых горных стран и денудационных равнин платформ применяются различные морфометрические методы.

Наличие такого естественного репера, как уровень моря создает возможность выявления и количественной оценки поднятий и опусканий побережий.

Изучение речной сети и речных долин. Заложение речных долин предопределяется тектоническими условиями:, они развиваются преимущественно вдоль разрывов, зон повышен­ной трещиноватости и синклинальных понижений.

23). Океаны. Срединноокеанические хребты. Микроконтиненты. Возраст и происхождение океанов.

Двумя главными элементами рельефа и структуры внутрен­них областей океанов являются срединно-океанские хребты и абиссальные равнины с осложняющими их поднятиями и хребта­ми.

Срединно-океанские хребты... обычно выделяются три зоны— осевая зона, большей частью представленная рифтовой долиной (грабеном), гребневая зона, по обе стороны этой до­лины с сильно расчлененным рельефом, и зона скло­нов хребта, постепенно понижающаяся в направлении смежных абиссальных равнин.

Трансформные разломы ( 1965 г. Дж. Вилсон). Эти разломы расчленяют срединные хреб­ты и оси спрединга на отдельные сегменты, смещенные в плане относительно друг друга. Амплитуда смещения составляет сотни километров и может превышать для отдельного разлома 1000 км.

Абиссальные равнины по занимаемой ими площади являются преобладающим элементом строения океанского ложа, занимая пространство между срединными хребтами и континентальными подножиями. Они подстилаются корой в основном доолигоценового возраста и имеют глубину от 4000 до 6000 м.

Микроконтиненты

В Атлантическом океане к ним относится плато Роколл близ Британских островов, банка Орфан близ Ньюфаундленда; в Индийском океане — плато Агульяс у южной оконечности Африки, Мадагаскар с его южным подводным продолжением, Сей­шельские острова.

Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском: