1 Билет

• Название: 1 Билет
• Дата: 09.03.2022
• Размер: 338.4 Kb.
• Имя файла: Otvety_na_ekzamen (1).docx
• Тип: Документы; #387599
• страница: 4 из 7

Понятие Новейшие тектонические движения и методы их изучения

Это неотектонические движения, происходившие в последние 300 лет и, которые были измерены инструментально. Они бывают вертикальными и горизонтальными.

Современные вертикальные движения широко распространены. Примерами положительных современных поднятий земной коры служат районы Северной Швеции и Финляндии, Норвегии (со скоростью воздымания до 7 мм год), Главный Кавказский хребет (со скоростью воздымания 10–12 мм год), Донбасс (10,3 мм год), Кольский п-ов (до 7–8 мм год), территории гг. Харькова (3,9 мм год), Вильнюса (3,8 мм год) и др.

Современные опускания претерпевают: территории Голландии (5–7 мм год), Беломорье, часть Прикаспийской области, Северный Крым, значительные территории Западносибирской низменности, Камчатка, Сахалин, г. Санкт-Петербург (0,4 мм год).

Современные колебательные движения известны во всех странах мира. Начиная с IV в. до нашей эры развалины стен крепости у г. Херсона (Крым) четыре раза затоплялись морем, а затем осушались (цикл 5–6 веков).

При изучении новейших или неотектонических движений используются в основном ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ, т. к. именно новейшие движения формируют современный рельеф земной поверхности.

1. Орографический метод — применяется для континентальных территорий, где амплитуды вертикальных движений превышают величину денудации.

2. Батиметрический метод — для акваторий морей и больших озер.

3. Изучение террас. Метод относится к группе методов изучения морских побережий. Большие и протяженные разновозрастные (неогенового и палеогенового возрастов) террасы указывают на направленность процесса (воздымание) в течение последнего времени (рис. 25.1).

Если много мелких террас, перемежающихся при прослеживании вдольпобережья с низинами, указывает на частные местные поднятия.

15 Билет

1. 
   Стадии развития платформ
   

В развитии платформ выделяют следующие стадии: 1)Кратонизация; 2)Раннеавлакогенная или грабеновая; 3)Плитная или синеклизная; 4)Тектоно-магматическая активизация

1) Утолщение и упрочнение первичной коры. На стадии кратонизации, охватывающей Ar-PR₁ интервал происходило внедрение магматических пород в тонкую континентальную оболочку, сопровождавшаяся в условиях высоких t-ур, метаморфизмом гранулитовой ступени. В результате первичная кора утолстилась и к концу стадии, благодаря неоднократной активизации коры, достигла 30 км толщины. Возникли крупные блоки континент-ной литосферы, соответ-щие консолидированной земной коре или фундаменту будущих платформ.

2) На раннеавлакогенной стадии, наступившей в R время, фундамент после длительной денудации и остывания испытывал локальные растяжения и деструкцию с заложением узких линейных впадин – авлакогенов. Они представ-ли собой внутриконтинент-ые мелководные бассейны с отчетливо проявленными тремя крупными седиментационными циклами, в основании которых присутствуют континентал-ые базалиты. В конце R эти авлакогены были окончательно вырождены и этим рубежом завершилась активная стадия развития платформы.

3) Плитная стадия наступает с венда и охватывает весь фанерозой за исключением олигоцен четвертичного времени. На этой стадии платформа испытывает пассивный режим развития, и накопление чехла подчиняется тектонич-ому развитию обрамляющих геосинклинальных структур: периоду погружений геосинклиналий соотв-вует трансгрессивный режим платфор-ого развития, а периоду орогенеза в геосинклиналях отвечает регрессивный цикл осадконак-ния.

4) Стадия ТМА прерывает плитную стадию или наступает вслед за ней. Ее признаком является активное проявление различных форм магматизма, причиной которого явл-ся активизация мантийного слоя, подстилающего платформу. Этот процесс сопровожд-ся рифто- и грабенообразованием и формир-нием следующих индикаторных формаций: а) Трапповая ; б) Щелочно-базальтовая; в) Кимберлитовая формация.Причины ТМА – горячие точки
2. Анализ мощностей

Анализ мощностей (количественная оценка тектонических движений) основан на связи интенсивности процессов осадконак-ния с амплитудой колебательных движений. Установлено, что мощность осад-ных толщ явл-ся показателем скорости отложения осадков, так как прогибание дна бассейна седиментации обычно компенсируется осадконак-нием. Обычно, мощность осадков соответствует интенсивности прогибания того или иного участка бассейна седиментации. Поэтому по относительным изменениям мощностей осад-ных толщ можно судить о проявлении нисходящих или восходящих тектонич-х движений. В связи с этим участкам исследуемой территории, испытавшим наиболее значительное прогибание, соответствуют впадины в современном структурном плане или в какое-либо палеогеологическое время.

Наоборот, областям развития маломощных осадков будут отвечать положительные тектонич-ие элементы .

Он проводится путем построения серии палеотектонических профильных разрезов и серии карт мощностей Палеотектонические профильные разрезы строятся в определенном направлении и в специально подобранных масштабах. Кровля слоя совмещается с горизонтальной «нулевой» линией, и по вертикали откладывается мощность слоя. Отметки его подошвенной части соединяются плавной линией. Поведение этой линии характеризует вертикальные движения территории и изменения его структуры в отрезок времени, соответствующий накоплению этого слоя.

Профильные разрезы принято строить снизу вверх, от более к менее древним слоям и в каждом последующем разрезе достраивать к подошве анализируемого слоя под­стилающие слои. Это позволяет проследить хар-ер структурного развития терр-рии во времени.

Основные выводы, харак-щие метод анализа мощностей:

1. Распределение мощностей морских, паралических и отчасти внутриматериковых отложений в основном определяется тектоническим ре­жимом и соответствует распределению участков большего или меньшего тектонического погружения. 2. В условиях устойчивых зон земной коры соответствие между мощностями и размером тектонического погружения нарушается очень редко.3. Длительность некомпенсир-ого погружения обычно не пре­вышает одного-двух геолог-ких веков, реже эпохи, т. е. нескольких млн. лет, вслед за чем наступает восстановление соответствия объема осадков размеру прогибания. 4. Уплотнение пород в процессе диагенеза, катагенеза и складкооб­разования в основном затрагивает лишь глины и глинистые алевриты и практически имеет значение в региональном масштабе только для гео­синклинальных областей, приводя к некоторому сглаживанию контра­стов между зонами больших и малых мощностей. 5. Уменьшение мощностей вследствие последующего размыва может серьезно исказить картину первоначального распределения мощностей в том случае, если размыв произошел много позже времени отложения осадков и структурный план с того време­ни заметно изменился. 6. Анализ мощностей практически не применим для изучения развития складок в период накопления высокоплаетичных глинистых и эвапоритовых толщ, с кото­рыми связаны проявления диапиризма.7. В общем, распределение мощно­стей осадочных и вулканогенных толщ, возникших в условиях морских или круп­ных внутриматериковых бассейнов, пра­вильно отражает тектонический режим времени их отложения, за исключением участков, где уменьшение мощности свя­зано с некомпенсированным погружением и с поздневторичным размывом.

16 Билет

1. 
   Складчатые пояса и их внутреннее строение
   

Складчатый (подвижный) пояс — тектоническая складчатая структура планетарных масштабов, отделяющая древние платформы друг от друга или от океана. Характеризуется относительно высокойтектонической активностью, формированием магматических и осадочных комплексов. Протяжённость складчатых поясов составляет многие тысячи километров, ширина превышает тысячу километров.

Основными складчатыми поясами Земли являются:

1) Тихоокеанский геосинклинальный пояс обрамляет впадину Тихого океана и отделяет ее от древних платформ. В некоторых случаях этот пояс делят на Западно-Тихоокеанский и Восточно-Тихоокеанский;

2) Урало-Охотский простирается от Баринцева моря до Охотского;

3) Средиземноморский пересекает весь земной шар в широтном направлении от Карибского моря до Южно-Китайского моря;

4) Северо-Атлантический отделяет Северо-Американскую древнюю платформу от Восточно-Европейской древней платформы и на юге он сочленяется со Средиземноморским геосинклинальным поясом, на западе – с Арктическим и с Урало-Охотским на востоке;

5) Арктический протягивается от Таймыра на северо-востоке до Гренландии.

Внутреннее строение складчатых поясов

Все складчатые пояса состоят из множества разнородных элементов. Это могут быть обломки континентов, островные дуги, фрагменты дна океанов и их окраинных морей, а также внутриокеанические поднятия. В частности, там бывают и очень крупные (размером в сотни километров) обломки протерозойских суперконтинентов. Ранее такие обломки называли срединными массивами, а сейчас (как и аналогичные структуры в океанах) — микроконтинентами. Части складчатого пояса, разделённые континентами и/или микроконтинентами, называют складчатыми системами. К таким системам относятся, например, Уральская, Южно- и Северо-Тяньшаньская, Большой Кавказ и др. В пределах складчатого пояса несколько складчатых систем со сходной структурой или происхождением могут образовыватьскладчатую область[2].

Передовой (краевой) прогиб — прогиб, расположенный между платформой и складчатой областью, превращающейся в орогенный пояс.

Внешняя зона периферической складчатой системы — зона, образующаяся путём роста и слияния многочисленных островных дуг, аккреционных призм, отмерших дуг, подводных хребтов и океанических плато.

Внутренняя зона орогена — зона столкновения двух или более крупных континентальных блоков и характеризующаяся сильным сжатием за счёт их надвигания друг на друга и метаморфической переработки.

2. 
   Подводные окрайны континентов
   

Подводная окраина материков - это затопленные водами Океана участки материков, на долю которых приходиться 35 % всей их площади. Здесь выделяют три морфоструктуры II порядка:

-       шельф;

-       материковый склон;

-       материковое подножие.

Шельф – это прибрежная мелководная часть морского дна, имеющая выровненный рельеф (А). Шельф является продолжением прилегающей суши более 90 % его – это затопленные материковые платформы. Здесь находятся равнины с очень небольшим наклоном поверхности – до 1°. на них сохранились реликтовые формы, образовавшиеся в континентальных условиях. Например, балки и долины рек.

Границей между шельфом и материковым склоном является линия перегиба или бровка (Б). Обычно она находится на глубине 200-500 м.

Материковый склон представляет собой узкую полоску морского дна с уклоном поверхности от 5 до 20° (В). склон этот ступенчатый. При этом каждая ступень является наклонной равниной. Уступы разрезаны поперечными каньонами глубиной до 2000 м. это тектонические разломы, по которым переноситься осадочный материал, поступающий с материков к подножью. Он откладывается там, в виде конуса выноса. Уступы имеют тектоническое происхождение и образованы в результате сбросов по разломам.

Материковое подножье представлено равнинами шириной в несколько сот километров и с углами наклона поверхности до 2,5° ( Г). Местами эти равнины прорезаны крупными каньонами. Однако основным фактором рельефообразования здесь является поступление осадочных отложений с континентов. В результате этого образуются обширные аккумулятивные равнины. Заканчивается материковое подножье на глубине 2,5-4,9 км.



Подводная окраина материков.

Подводные окраины континентов.По мере перехода от континента к океану континентальная кора утоняется и выклинивается благодаря активному растяжению. Вдоль этих взбросов блоки континентальной коры не только испытывают погружение, но и разворот, что приводит к формированию неровной поверхности, во впадинах которой обнаружен маломощный осадочный чехол континентального типа возраста от Pz до раннего Mz. Сверху он запечатывается несогласно залегающим типично морским батиальным осадочным чехлом мезокайнозойского времени.строение пассивных окраин свидетельствует о заложении океанических впадин на месте бывших континентов.

17 Билет

1. 
   Земная кора и её слои
   

Земная кора - внешняя оболочка литосферы (см. рис. 3). Ее плотность примерно в два раза меньше, чем средняя плотность Земли, — 3 г/см³.

От мантии земную кору отделяетграница Мохоровичича (ее часто называют границей Мохо), характеризующаяся резким нарастанием скоростей сейсмических волн. Она была установлена в 1909 г. хорватским ученымАндреем Мохоровичичем (1857- 1936).

Поскольку процессы, происходящие в самой верхней части мантии, влияют на движения вещества в земной коре, их объединяют под общим названиемлитосфера(каменная оболочка). Мощность литосферы колеблется от 50 до 200 км.

Ниже литосферы располагаетсяастеносфера — менее твердая и менее вязкая, но более пластичная оболочка с температурой 1200 °С. Она может пересекать границу Мохо, внедряясь в земную кору. Астеносфера — это источник вулканизма. В ней находятся очаги расплавленной магмы, которая внедряется в земную кору или изливается на земную поверхность.

Состав и строение земной коры

По сравнению с мантией и ядром земная кора представляет собой очень тонкий, жесткий и хрупкий слой. Она сложена более легким веществом, в составе которого в настоящее время обнаружено около 90 естественных химических элементов. Эти элементы не одинаково представлены в земной коре. На семь элементов — кислород, алюминий, железо, кальций, натрий, калий и магний — приходится 98 % массы земной коры (см. рис. 5).

Своеобразные сочетания химических элементов образуют различные горные породы и минералы. Возраст самых древних из них насчитывает не менее 4,5 млрд лет.



Осадочный слой (см. рис. 8) образован в основном осадочными горными породами. Здесь преобладают глины и глинистые сланцы, широко представлены песчаные, карбонатные и вулканогенные породы. В осадочном слое встречаются залежи таких полезных ископаемых, как каменный уголь, газ, нефть. Все они органического происхождения. Например, каменный уголь -это продукт преобразования растений древних времен. Мощность осадочного слоя колеблется в широких пределах — от полного отсутствия в некоторых районах суши до 20-25 км в глубоких впадинах.

«Гранитный» слой состоит из метаморфических и магматических пород, близких по своим свойствам к граниту. Наиболее распространены здесь гнейсы, граниты, кристаллические сланцы и др. Встречается гранитный слой не везде, но на континентах, где он хорошо выражен, его максимальная мощность может достигать нескольких десятков километров.

«Базальтовый» слой образован горными породами, близкими к базальтам. Это метаморфизованные магматические породы, более плотные по сравнению с породами «гранитного» слоя.

Мощность и вертикальная структура земной коры различны. Выделяют несколько типов земной коры (рис. 8). Согласно наиболее простой классификации различают океаническую и материковую земную кору.

Континентальная и океаническая кора различны по толщине. Так, максимальная толщина земной коры наблюдается под горными системами. Она составляет около 70 км. Под равнинами мощность земной коры составляет 30-40 км, а под океанами она наиболее тонкая — всего 5-10 км.

Различие континентальной и океанической земной коры по составу пород проявляется в том, что гранитный слой в океанической коре отсутствует. Да и базальтовый слой океанической коры весьма своеобразен. По составу пород он отличен от аналогичного слоя континентальной коры.

2. 
   Глубинные разломы
   

ГЛУБИННЫЙ РАЗЛОМ (а. deep-seated fault, deep fault, abyssal fracture; н. Tiefenbruche; ф. fracture profonde; и. f alla profunda) — протяжённая (сотни км) поверхность и узкая зона раздела между подвижными, обычно разнородными глыбами земной коры. Термин предложен советским учёным А. В. Пейве в 1945

Глубинные разломы выражены рядами всевозможных трещин, зон дробления, милонитизации, рассланцевания и мелкой приразломной складчатости. Часто сопровождаются эффузивными, интрузивными и сильнометаморфизованными породами. Глубинные разломы характеризуются полосами затухания сейсмических волн, больших градиентов силы тяжести, положительных и отрицательных магнитных аномалий и т.п. В рельефе они часто совпадают с прямолинейными участками речных долин, обрывистыми склонами гор и подводных хребтов, а также следуют вдоль прямых берегов озёр и морей. На фотоснимках из космоса наиболее активные глубинные разломы выражены в виде сети разнообразных линий (фотолинеаментов). С глубинными разломами связаны сильнейшие землетрясения и повышенные тепловые потоки из недр Земли. В разрезе литосферы глубинные разломы нарушают перидотитовый либо базальтовый и гранитно-осадочный слои, соответственно чему они подразделены на гипо-, мезо- и эпиглубинные глубинные разломы. Одни из них вертикальны, другие наклонны, третьи занимают горизонтальное положение, ограничивая глыбы снизу. Перемещения глыб вдоль глубинных разломов по вертикали достигают 10-15 км (сбросы, взбросы), по горизонтали — 100-200 км и более (сдвиги, надвиги, раздвиги).

Глубинные разломы развивались длительно, контролировали накопление осадочных и магматических формаций в прилежащих сегментах литосферы и определяли общий стиль и степень дислоцированности последних. При этом они сами неоднократно видоизменялись по длине, ширине и глубине, по тектоническому положению, внутреннему строению и составу магматических внедрений, а также по характеру и амплитуде вертикальных и горизонтальных движений, временами проявляясь с наибольшей активностью или, наоборот, затухая. С таких позиций предложены разнообразные названия глубинных разломов и разработаны их классификации.