1 Билет
 Скачать 338.4 Kb.
|
|
Циклы Штилле Тектонические циклы третьего порядка были установлены Г. Штиле. Основанием для их выделения послужили орогенические фазы. За фанерозойское время их было более двадцати. Продолжительность циклов Штиле составляет примерно 30 млн лет. Л.Н. Добрецов назвал этот цикл главной геологической периодичностью. В цикле Бертрана их насчитывается, по крайней мере, три. Если цикл Вилсона охватывает территорию огромного размера - суперконтинент, а глубина зарождения суперконтинентов достигает 410-660 км, то циклы Штиле охватывают небольшие территории между островными дугами и континентами или между двумя соседними островными дугами, а корни заложения орогенных структур Штиле находятся в астеносфере. Таким образом, цикличность имеет значение при составлении тектонических карт. Кроме того, она объясняет периодичность формирования толщ сходного состава, вулканизма, трансгрессий и регрессий моря. Причины периодичности геологического развития многообразны и далеко не всегда надежно расшифровываются. Наиболее крупная периодичность может быть объяснена космическими факторами – движениями Солнечной системы вокруг центра нашей Галактики. В целом, периодичность природных процессов, выраженная цикличностью стратосферы, неравномерностью магматизма, метаморфизма и рудогенеза имеет несколько порядков и требует конкретного рассмотрения для интервала геологического времени и структурного элемента земной коры. 2.Анализ и особенности построения литолого-палеофациальных профилей, графиков прогибания бассейна. См. методичку 12/60,стр.7-11 29 Билет Геотектонические гипотезы. В XIX и ХХ веках ученые выдвинули много гипотез о причинах тектонических движений и деформаций и о развитии геосфер, прежде всего, земной коры. Первой геотектонической ученые считают гипотезу кратеров поднятий -тектонические (орогенические) движения есть следствия вулканизма. Поднятия слоев вызваны расплавленными массами или напором горячих газов под высоким давлением. Контракционная гипотеза француза Э. Де Бомона. Он полагал, что земная кора возникла при остывании расплава. Постепенное остывание внутренних частей Земли приводит к импульсам орогенических движений и складчатости. Гипотеза оседаний. В соответствие с ней земная кора, не поддерживаемая жидкой магмой, оседает. Оседающий блок оказывает давление на смежные части земной коры, которые сминаются в складки. Прорывы магмы в породы земной коры порождают интрузии и вулканизм. Изостатическая гипотеза исходит из плотностной неоднородности вещества земной коры. Менее плотные части образуют выпуклости (орогены), а более плотные – опущены и залиты водой. Денудация обеспечивает снос веществ с континентов и оседание их вдоль берегов. Излишек масс выдавливается под континент. В результате этого в прибрежной зоне образование складок, параллельных берегу. Гипотеза глубинных течений.Она полагает, что из-за протекающих в подкоровой магме физико-химических процессов происходят поднятия и опускания частей земной коры. В поднятиях вверх продвигается пластическая масса, которая растекается в стороны, вызывая образование системы надвигающихся друг на друга складок. Возможно и втягивание магмы внутрь, что приводит к опусканиям. Пульсационная гипотеза. Главным фактором, порождающим напряжения и деформации в земной коре, авторы усматривали в выделении радиогенного тепла. Его накопление приводит к фазе расширения и обрушения коры с образованием геосинклиналей. Те из них, которые испытали складчатость, превратились в орогены под действием изостазии (всплывания). Гипотеза тепловой машины В.В. Белоусова. Все режимы В.В. Белоусов подразделил на спокойный (платформенный) и возбужденные (геосинкли-нальный, орогенный, рифтогенный и др.). Причиной теплового возбуждения является подход к основанию земной коры мантийного диапира или его бо-лее подвижных сателлитов. Если проницаемость земной коры рассеянная, возникает геосинклинальный режим, при котором выплавки базальтовой магмы в большом числе внедряются в верхние горизонты коры, утяжеляя ее и вызывая прогибание. Когда рассеянная проницаемость сменяется сосредоточенной, возникает орогенный режим. Гипотезу дрейфа континентов. Обоснованием ее послужили: 1) наличие ступени между материками и океанами (континентальный склон); 2) сходство очертаний берегов Северной и Южной Америк и Африки, разделенных Атлантикой; 3) сходство геологического строения и развития Южной Америки и Африки. Выводом явилось существование в начале мезозойской эры суперконтинента, который позднее испытал раскол и дрейф обломков. Они дрейфовали по подошве гранитного слоя. Из-за сил вращения происходило смещение дрейфующих масс к западу. Сопротивление океанского дна движению континентов вызвало образование складчатых поясов. Концепция плитотектоники.В соответствии с данным учением в океанах функционирует «конвейер»: земная кора рождается в СОХ, наращивая примерно поровну края раздвигающихся (спрединг) плит. В ОДС происходит поддвиг (субдукция) океанской коры под океанскую же, но другой плиты. Новую геодинамическую модель развития Земли разработали в конце ХХ в. П.Н. Кропоткин и В.Н. Ефремов, основываясь на измерениях напряженного состояния горных пород. Оказалось, что горизонтальное сжатие преобладает в 95 % случаев. По мнению этих ученых, поля напряжений в земной коре не согласуется с моделями подкоровых течений, возбуждаемых тепловой конвекцией и гравитационной дифференциацией вещества мантии. В качестве альтернативы они выдвинули пульсационно-мобилистскую мо-дель, в соответствии с которой при чередовании многократных фаз расшире-ния-сжатия Земли эффекты расширения суммированы в зонах спрединга, а сжатия – в складчатых поясах. В результате происходит дрейф литосферных блоков от зон растяжения к зонам сжатия. Пока отсутствует общепризнанная и всеобъемлющая теория геологического развития Земли. Из существующих концепций более обоснованной и солидной является плитотектоническая, дополненная поло-жениями плюмтектоники. 2.Стадии развития складчатых поясов. Во второй половине XX столетия, было выделено два этапа эволюции геосинклиналей — собственно геосинклинальный, с преобладанием погружений, морского режима и мощного осадконакопления, и орогенный, с преобладанием поднятия и горообразования. В каждом из этих этапов стали различать две стадии в геосинклинальном этапе первая, раннегеосинклинальная стадия характеризовалась заложением морского бассейна, накоплением относительно глубоководных осадков, подводным основным вулканизмом (диабазы, спилиты, кератофиры), получившим от Г. Штилле название инициального и в общем отвечавшим верхней эффузивной части офиолитовых комплексов, в то время как нижняя его часть, представленная габброидами и гипербазитами, рассматривалась как интрузивная и более поздняя. Вторая, позднегеосинклинальная, стадия знаменовалась расчленением геосинклинального бассейна на частные прогибы и поднятия, накоплением флишевых и карбонатных толщ, подводным, отчасти наземным вулканизмом среднего—кислого состава, названным Г. Штилле субсеквентным и в целом соответствующим в современном понимании островодужному. В орогенном этапе также различались две стадии — раннеорогенная, проявленная началом воздымания орогена, объединяющего прежние частные поднятия (островные дуги в современном смысле), отложением морских моласс в передовых и тыльных прогибах, гранитоидным плутонизмом, субаэральным средним и кислым вулканизмом, региональным метаморфизмом, и позднеорогенная стадия с усилением воздымания орогенов, сменой нижних морских моласс верхними, континентальными и грубообломочными, базальтоидным вулканизмом — финальным, по Г. Штилле. C появлением тектоники плит истолкование истории складчатых поясов получило принципиально последовательно мобилистскую и актуалистическую основу. Дж.Т. Вилсон в 1968 г предложил схему стадийности в развитии океанских бассейнов и течение цикла, позднее получившего в его честь название «цикла Вилсона». Она включает шесть стадий: 1) континентального рифтогенеза; современный пример — Восточно-Африканская рифтовая система; 2) ранняя; примеры — Красное море, Аденский залив; 3) зрелая; пример — Атлантический океан; 4) угасания; пример — эападная часть Тихого океана; 5) заключительная; пример — Средиземное море; 6) реликтовая (геосутура); пример — линия Инда в Гималаях. Для каждой стадии характерен определенный тип движений (поднятие, растяжение, сжатие, снова поднятие), тип осадков и магматитов. Дальнейшее развитие этих взглядов применительно к отдельным складчатым поясам и системам показало, что их развитие портекает сугубо индивидуально, весьма различными путями. Так, турецкий геолог Дж. Шенгёр недавно выделил 20 типов орогенов по условиям и истории их развития. Однако такое разнообразие не исключает проявления общих для эволюции всех орогенов тенденций и закономерностей. Общим является прежде всего начальное и конечное состояния: глубоководный бассейн с тонкой корой океанского типа превращается в конце концов в складчатое, точнее складчато-покровное горное сооружение — ороген с мощной, до 60—70 км, зрелой континентальной корой. Из другого источника: На ранней стадии развития в них наблюдаются общее погружение и накопление мощных толщ горных пород. Насредней стадии, когда в геосинклиналях накапливается толща осадочно-вулканических пород мощностью 8-15 км, процессы погружения сменяются постепенным поднятием, осадочные породы подвергаются складкообразованию, а на больших глубинах — метаморфизации, по трещинам и разрывам, пронизывающим их, внедряется и застывает магма. Впозднюю стадию развития на месте геосинклинали под влиянием общего поднятия поверхности возникают высокие складчатые горы, увенчанные активными вулканами; впадины заполняются континентальными отложениями, мощность которых может достигать 10 км и более. Тектонические движения, ведущие к образованию гор, называются орогеническими (горообразовательными), а процесс горообразования - орогенезом. На протяжении геологической истории Земли наблюдался ряд эпох интенсивного складчатого горообразования (табл. 9, 10). Их называют орогеническими фазами или эпохами горообразования. Наиболее древние из них относятся к докембрийскому времени, затем следуют байкальская (конец протерозоя — начало кембрия) , каледонская (кембрий, ордовик, силур, начало девона) , герцинская (карбон, пермь, триас), мезозойская, альпийская (конец мезозоя — кайнозой). 30 Билет Основные типы тектонических движений. Существуют различные классификации тектонических движений, но наиболее известными из них являются классификации В.Е. Хаина и В.В. Белоусова. Так, по классификации В.Е. Хаина, все тектонические движения подразделяются на: экзотектонические, поверхностные (покровные), коровые, глубинные, сверхглубинные и общие колебания, или пульсации Земли. Т.е. в этой классификации тектонические движения подразделяются по уровням их зарождения на земном шаре. Наиболее глубинными тектоническими движениями являются движения, исходящие из ядра планеты. Они проявляются в одновременных поднятиях или опусканиях всей поверхности Земли, либо самых крупных ее сегментов – континентов и океанов. Они проявляются в глобальных трансгрессиях и регрессиях вод мирового океана, а также в глобальной слоистости горных пород. верхглубинные движения определяют погружение океанических впадин и поднятие континентов. Зарождаются они в нижней мантии. Глубинные движения проявляются в развитии крупных геосинклинальных и платформенных структур. Обусловлены они физико-химическими превращениями вещества верхней мантии. Коровые движения считаются производными от глубинных и подразделяются на складчатые и разрывные; предполагается, что дислокации фундамента обусловлены именно этими движениями. В свою очередь дислокации фундамента находят свое отражение в осадочном чехле. Поверхностные (покровные) движения возникают вследствие либо перетока пластичных масс, либо гравитационного соскальзывания крупных пластин осадочного чехла, что приводит к образованию складок нагнетания и гравитационного скольжения. Экзотектонические движения обусловлены процессами, протекающими на поверхности и вызваны уплотнением осадков, либо наоборот разбуханием осадочных пород, движением ледников и т.п. В.В. Белоусов считает наиболее важной характеристикой тектонических процессов масштабы их проявления. Так, по его классификации движения, охватывающие всю земную кору отнесены к общекоровым, а движения, проявляющиеся локально – к внутрикоровым. В упрощенном и более доступном для понимании виде все тектонические движения разделяют на две основные группы: эпейрогенические и орогенические. Последние, в свою очередь, разделяются на пликативные и дизъюнктивные. Эпейрогеническими названы движения, проявляющиеся длительное время и вызывающие медленные поднятия или опускания обширных участков земной коры, не сопровождаясь при этом сколько-нибудь сложными изменениями их структуры. Орогенические движения – сравнительно более быстрые и более кратковременные движения, вызывающие значительную или полную перестройку данной части земной коры. Они сопровождаются внедрениями и излияниями магмы. Часто эпейрогенические и орогенические движения проявляются совместно. Внутреннее строение фундамента древних платформ. Главная роль в сложении фундамента древних платформ принадлежит архейским и нижнепротерозойским образованиям. В архее мы обнаруживаем два главных типа таких элементов - гранит-зеленокаменные области и гранулито-гнейсовые пояса. Гранит-зеленокаменные области (ГЗО)нередко слагают целые блоки сотни километров в поперечнике. В их пределах преждевсего бросаются в глаза несколько извилистые, параллельные линейные полосы зеленокаменных поясов (ЗКП),сложенные относительно слабометаморфизованными, преимущественно основными, зеленокаменно измененными вулканитами (отсюда название поясов) и отчасти осадочными породами.. Зеленокаменные пояса, впервые описанные в Канаде, ныне установлены на всех континентах, всех платформенных щитах - pppa.ru. Классическими считаются ЗКП Канады, Южной Африки, Австралии, Индии. В нашей стране они изучены на Кольском полуострове, в Карелии, на Воронежском массиве, Украинском и Алданском шитах. В поперечном сечении ЗКП имеют синклинальную структуру, обычно сильно усложненную складчатостью и надвигами. Разделяются ЗКП более широкими гранитогнейсовыми полями, гранича с ними изредка по разломам (Олекминский блок Алданского щита), но чаще вдоль интрузивных контактов гранитов, а иногда по трансгрессивным контактам (Зимбабве). Гранулито-гнейсовые пояса (ГГП), второй главный тип раннедокембрийскйх структур, разделяют и окаймляют гранит-зеленокаменные области. Появляются они в конце архея и получают широкое развитие в протерозое, но в их строении обычно значительное участие принимает архейский материал. Пояса эти отличает высокий (амфиболитовая - гранулитовая фации) и многократно проявленный метаморфизм, сложная и также многократная складчатость, надвиги, причем характерно пологое надвигание на смежные ГЗО. Внутренняя структура нередко осложнена гранитогнейсовыми куполами и крупными плутонами габбро-анортозитов. Типичны и пегматитовые поля. Классические примеры - Гренвильский в Северной Америке, Мозамбикский в Восточной Африке. Другой тип подвижных поясов, свойственный уже только ранму протерозою, - это протогеосинклинали (ПГС) . В большинстве случаев в строении этих подвижных систем, как и их более молодых аналогов, четко выделяются внешние и внутренние зоны. Первые подстилаются непереработанным или слабо переработанным архейским фундаментом; их осадочный комплекс образован неметаморфизованными шельфовыми карбонатными и обломочными породами. Практически моноклинальное залегание сменяется в направлении внутренних зон чешуйчато-надвиговым строением, причем надвиги развиваются по более ранним листрическим сбросам. В этом же направлении возрастают глубоководность и мощность осадков. Появляются покровы и силлы основных магматитов. Пространства между раннепротерозойскими подвижными поясами, как указывалось выше, были заняты блоками континентальной коры, консолидированными к концу архея и представлявшими скорее всего обломки эпиархейского суперконтинента, подвергшегося деструкции в начале протерозоя. Архейские блоки в основном отвечают гранит-зеленокаменным областям и лишь в некоторых случаях включают наиболее древние из гранулито-гнейсовых поясов. Довольно значительные площади в их пределах бывают покрыты осадочным (осадочно-вулканогенным) чехлом. Тот факт, что образования этого чехла представлены слабодислоцированными, нередко субгоризонтальными и слабометаморфизованными осадками, хотя порой и весьма значительной мощности, и что прослаивающие их местами вулканиты относятся к трапповой ассоциации, позволяет заключить, что эти блоки развивались в раннем протерозое в платформенном режиме и оправдывает их наименование протоплатформами (ППЛ), или протократонами. Отличие от более поздних «настоящих» платформ опять-таки заключается в их размерах (в поперечнике обычно не более 1000 км), а также в более высокой подвижности и большем прогреве, приводившем к образованию гранитогнейсовых куполов. Осадочный чехол протоплатформ выполняет плоские синеклизы типа Удоканской в Восточной Сибири, перекрывающей западную часть Алданского щита. Обычно не наблюдается никакой преемственности между нижнепротерозойскими чехлами и чехлами фанерозойских платформ. Структура протоплатформ в ряде регионов осложнена рифтовыми грабен-прогибами, являющимися аналогами авлакогенов молодых платформ и поэтому получившими название протоавлакогенов (ПА). Такие структуры установлены в пределах многих щитов — Канадского, Балтийского, Украинского и др. Некоторые из них выполнены в основном осадочными образованиями — таковы авлакогены Канадского щита, другие — преимщественно вулканогенными, в частности основными и ультраосновными, или кислыми. В структурном отношении протоавлакогены представляют собой грабены или полуграбены, частично превращенные, например на Кольском полуострове, в рамповые структуры, с одной стороны ограниченные надвигами обрамления. Bыполнение этих впадин нередко подвергалось заметному метаморфизму зеленосланцевой и даже амфиболитовой фации. Итак, набор раннепротерозойских структур уже близок к таковому более поздних этапов развития земной коры. Отсюда следует вывод, что он также определялся действием механизма тектоники плит, но в раннем протерозое это была тектоника малых плит, тектоника мини-континентов и мини-океанов. |