Предмет и разделы геотектоники .

Предмет и разделы геотектоники.

Введение.

Геотектоника – отделилась от общей геологии и стала самостоятельной дисциплиной в 30 годы.

Геотектоника – наука о строении, движении и деформациях литосферы и её развитии в связи с развитием земли как планеты. Литосфера это земная кора и надастеносерная мантия – наиболее упругая часть мантии. Строение литосферы – неравномерное распределение горных пород различного состава, возраста и происхождения, а так же условий их залегания. Движение литосферы выражается в перемещении её отдельных участков в вертикальном и горизонтальном направлении. Движение сопровождается изменениями в условиях залегания масс горных пород. Такие изменения получили названия тектонических деформаций. В процессе тектонических деформаций создаются новые формы горных пород (тектонические дислокации, нарушения). Существует 3 вида дислокаций: пликативные(складки), дизъюнктивные, инъективные.

Под литосферой находится более пластичный и подвижный слой мантии- астеносфера. Литосфера + Астеносфера = Тектоносфера – главная область проявления тектонических процессов. Главные источники проявления тектонических процессов расположены в мантии и ядре.

Предмет геотектоники: вся земля в целом. Параллельно с геотектоникой существует ещё одна дисциплина – геодинамика – её задачей является исследование сил, которые порождают различные процессы изменяющие свойства и строение земли. Основной метод геодинамики – моделирование. Геодинамика – синтезирующая наука.

Разделы геотектоники.

1. Морфологическая геотектоника (структурная геология или тектоника) в 20 – 30 гг. 19в. Эта наука изучает тектонические дислокации мелкого и среднего масштаба.

2. Региональная геотектоника- строение определённого региона.

3. Историческая геотектоника- изучение развитая территории в определённые этапы.

4. Экспериментальная геотектоника- выявление закономерностей проявления тектонических движений и деформаций, особенностей развития и условий формирования различных структур (метод- физическое и математическое моделирование).

 Теоретическое значение геотектоники- является ядром геологических наук.

Практическое значение геотектоники: 1. Поиск и разведка полезных ископаемых. Тектоническая карта является основой для анализа размещения уже известных месторождений, а так же для прогноза распространения ещё не обнаруженных. 2. Данные современных движений земной коры обязательно учитываются для строительства крупных сооружений. 3. Данные неотектоники и актуотектоники оцениваются при сейсмической опасности.

Методы геотектоники.

Собственные методы.

1. Структурный анализ- изучение в трёхмерном пространстве различных тектонических нарушений. В результате изучения строятся различные профили (розы- диаграммы, блок- диаграммы). Структурный анализ даёт возможность восстанавливать поля напряжения. Он выполняется в различных масштабах(от микро до глобальных). Космическая съёмка- большое значение.

2. Метод сравнительной тектоники- по определённым параметрам производится сравнение однотипных структур и выявление общих показателей. Кроме того на основе этих параметров выявляются различия по которым отдельные типы могут разделятся на подтипы. На основе сравнения однотипных структур устанавливается однотипная последовательность.

3. Группа геофизических методов- для изучения современных движений и деформаций. Широко применим космический метод.

4. Геоморфологические.

5. Метод фаций и мощностей. Карта фаций- глубоководные и мелководные фации. Метод мощностей- количественная оценка объёма осадков. По картам фаций можно судить об источниках сноса и местам накопления. По характеру фаций можно проследить направление в увеличении глубины бассейна.

6. Анализ формаций- важный метод геотектоники. Формация- комплекс горных пород сформировавшийся в определённой тектонической обстановке. Литодинамический комплекс- формация.

7. Анализ перерывов и несогласий.

8. Экспериментальные – используют для моделирования не реальные горные породы, а из аналоги близкие по вязкостным свойствам.

Прикладные методы.

Методы геофизики- главная роль.

1. Методы геофизики – главная роль. Сейсморазведка.

2. Геохимические методы (петрохимия- распространение химических элементов в горных породах).

3. Литология.

4. Палеогеография.

5.  Геоморфология.

6.  Учение о полезных ископаемых.

Геосфера земли.

Появление в 1980 годах сейсмической томографии, позволило уточнить положение границ геосферы. Уточнения незначительны.

Земная кора.

Самая верхняя и самая тонкая оболочка земли. Неоднородна по вертикали и латерали. Её мощность равна 0 в отдельных участках сохах и океанических разломах. До 75 километров под наиболее высокими горными сооружениями. 2 главных типа земной коры: океанический и континентальный- 97% от всего объёма коры. 2 переходных типа: субокеанический и субконтинентальный.

Океанический.

Занимает 55-56% земной коры. Мощность(средняя) океанической коры 5-7 километров. Увеличенная мощность распространена в пределах континентальных подножий, а так же под океаническими дугами и островами.

 В составе выделяется 3 слоя: осадочный(мощность менее 1 километра, мощность увеличивается около континентов- до 10 километров; слой сложен глубоководными осадками: глинистыми, кремнистыми, карбонатными; скорость распространения продольных волн от 2 до 5 км/с; возраст осадков J₂-Q<=170 млн. лет); базальтовый(в верхней части сложен базальтами, которые обладают подушечной отдельностью или массивными базальтами; прослои пелагических осадков; в нижней части слоя залегает параллельный комплекс долеритов(кристаллическая разновидность базальтов); мощность 1,5 – 2 километра; скорость распространения продольных волн 4,5- 5,5км/с); габбро-ультраметаморфитовый(сложен габбро, но вдоль разломов присутствуют ультраметаморфитовые породы; ближе к мантии больше ультраметаморфитов; 3- 4 километра; скорость 6- 7,5км/с). Породы 2 и 3 слоёв образовались практически одновременно с 1 слоем. Мощность океанической коры возрастает под вулканическими островами(Исландия), поднятиями. Подобный случай предлагают относить к гиперокеаническому типу земной коры.

Континентальный.

Развит на меньшей площади чем океанический 40-41%. Распространён не только в пределах суши, но и в шельфовых зонах, в пределах шельфовых континентов. Мощность 35-40 километров- он характерна для древних платформ(катонов). На молодых платформах и в континентальных рифтовых зонах мощность земной коры уменьшается до 20 километров. В пределах шельфов до 35 километров. Мощность 50- 70 километров в складчатых горных сооружениях. В составе континентальной коры выделяется 3 слоя:

1. осадочный чехол(мощность равняется 0 на щитах и массивах платформ, а так же в осевых зонах складчатых сооружений; до 20-30 километров во впадинах платформ(прикаспийская впадина) в передовых и межгорных прогибах; средняя мощность от 3 до 5 километров; различные континентальные и мелководные морские осадки в составе; скорость 2-5 км/с; R₁-Q 1,65 млрд. лет);

2.  гранито-гнейсовый(сложен метаморфическими породами в которых преобладают гнейсы, кристаллические сланцы, амфиболиты, а так же магматические, из которых преобладают граниты;мощность 15-20 километров в пределах платформ, 20-30 километров в складчатых областях; скорость 6- 6,5 км/с);

3. гарнулит-базитовый(Белоусов; состав не изучен; по данным сейсморазведки разделяется на 2 подслоя: фильзитовый(кислые гранулиты; 6,5-6,9 км/с) и мафитовый(основные; 6,9-7,5 км/с)).

По реологическим свойствам гранулит-базитовая кора пластичная; хрупкий гранито-гнейсовый. Между 2 и 3 слоями коры проходит граница Конрада.

Переходные типы занимают 3% земной коры.

Субокеанический тип.

Развит вдоль континентальных склонов и подножий, а также слагает дно некоторых окраинных и внутренних морей. Представляет собой континентальную кору уменьшенной мощности до 15 километров и нарушенной дайками и силами магматических пород. Это континентальная кора, прошедшая стадию рифтинга.

Субконтинентальный тип.

Развит исключительно в океанических островных дугах, когда океанический тип переходит в континентальный. Кора обладает пониженной мощностью не более 25 километров и слабо консолидирована.

Строение верхней мантии.

Переход фиксируется границей мохо. Резко возрастает скорость продольных волн до 8,2 км/ч. Природа границы Мохо очень спорна, что связано с неоднозначностью её выделения. Это зависит от критериев, по которым она выделяется. Критерии: геофизические, петрологические, геологические. Переход носит градиентный характер(т.е. зона). В настоящее время граница Мохо рассматривается как зона переслаивания пород с мантийными и коровыми свойствами. Происходит смещение коры относительно мантии. Верхняя мантия состоит из перидотитов(у/о породы), эклогиты(мантийные породы). В породах мантии присутствует пироп. Нижняя граница верхней мантии проходит на глубине 410 километров. На глубинах 410-670 километров расположен промежуточный слой, слой Голицына. По химическому составу слой Голицына ничем не отличается от верхней мантии, но плотность больше на 10%.

Нижняя мантия.

670-2900 километров. В верхней части нижней мантии преобладает вещество (Mg,Fe)[SiO₃]. С глубиной увеличивается содержание железа. По данным сейсморазведки нижняя мантия сложена на 70% из (Mg, Fe)O- на глубине. 

Ядро земли.

2900- 6371 километров. Внешнее ядро и внутреннее. Внешнее ядро 2900- 5150 километров. Внутреннее ядро 5150-6371. Внешнее ядро жидкое, внутреннее твёрдое. Внешнее ядро состоит из металлического железа с примесью никеля, присутствует кремний, кислород, сера. Конвекция во внешнем ядре генерирует магнитное поле земли. Внутреннее ядро состоит из металлического железа и никеля. Скорость внутреннего ядра больше на 1,3+-0,5 град/год чем земли. По данным сейсмической томографии поверхность ядра не является абсолютно ровной, 5-6 километров – выступы и впадины с такой амплитудой.

Литосфера и астеносфера.

Литосфера и астеносфера.

В середине 19 века в гималаях и андах были проведены гравиметрические работы им ожидались избыточные притяжения обусловленные огромными массами горных сооружений. Однако полученные результаты были неожиданными, значения силы тяжести были намного меньше ожидаемых. Следовательно подошва земной коры уравновешены на глубине. Для объяснения этого явления были выявлены 2 гипотезы: Эри и Пратт.

Модели изостазии. Обе гипотезы о том что земная кора находится в равновесии с подстилающим подкорковым слоем большей плотности. По Эри блоки слагающие горы имеют разную высоту и одинаковую плотность. Чем выше горы тем они глубже погружаются вниз.

По модели Пратта блоки коры имеют разную плотность. Блокам с меньшей мощностью соответствует большая плотность и наоборот. Подошва земной коры горизонтальна.

Изостазия- стремление земной коры к равновесному состоянию за счёт мантии.

В природе имеют место обе модели, при этом больше 80% земной коры находится в состоянии изостатического равновесия. Отклонение в пределах островных дуг и глубоководных желобов. Гипотетически в 1916 году астеносферу обосновал Баррел. Подтвердилось существование литосферы в 60 годы прошлого века. Астеносфера фиксируется понижением или отсутствием повышения скоростей сейсмических волн(по сейсморазведке). Она менее вязкая оболочка сем литосфера. Пластичность астеносферы объясняется тем что её вещество находится в частично расплавленном состоянии. Вокруг твёрдых зёрен появляются плёнки расплава которые увеличивают пластичность астеносферы. Содержание расплава составляет 1%.  Образуются магматические очаги если нарушится равновесие. Астеносфера- магмогенерирующий слой земли. Основной источник магматизма. Существование астеносферы на определённой глубине связано с тем что эффект возрастания температуры значительно больше чем эффект возрастания давления. Положение границы литосферы и астеносферы зависит от величины теплового потока и геотермического градиента. Граница астеносферы определяется изотермой 1200 – 1300 градусов цельсия. Астеносфера- главная роль в движении литосферы. Граница литосферы и астеносферы находится на разных глубинах в океанах(СОХ 15-20км; 90-100- абиссальные равнины()) и континентах(300-350 км.- максимальная щиты). Мощность на северных платформах больше чем на южных. Астеносфера постоянная оболочка. Есть места где эта граница незаметна. Чем выше теплота потока тем отчётливее граница между литосферой и астеносферой.

Рифтогенез.

Процесс горизонтального растяжения земной коры который приводит к возникновению в ней протяжённых впадин ограниченных глубокими продольными разломами. Грегори назвал такие структуры рифтами. Рифт:

Грабенообразная структура растяжения в масштабах литосферы. Цепочки из нескольких рифтов- рифтовые зоны. Рифтогенез бывает континентальным(рифтинг) и океаническим(спрединг). Рифтогенез один из важнейших тектонических процессов который оказывает огромное влияние на другие процессы: формирование рельефа, осадконакопление, образование месторождений полезных ископаемых, развитие жизни на земле.

Рифтинг. Значение рифтинга очень велико. В одних случаях он является предпосылкой раскола литосферных плит, спрединга, формирования океана; а в других случаях приводит к формированию осадочного бассейна.

Континентальный рифтогенез.

Структура рифтовых зон.

1. Простой одиночный грабен.

2. Сложный грабен.

3. Система грабенов.

1, 2, 3- нормальные симметричные грабены. Ранее считалось что эти структуры наиболее распространёнными. В действительности они имеют подчинённое значение. Распространены асимметричные и ступенчатые грабены или полуграбены, а так же их системы.

4. Асимметричный грабен.

5. Полуграбен.

6. Система ассиметричных грабенов.

По данным геофизики нижней границей системы гор служат пологие или субгоризонтальные поверхности тектонических срывов- детачмент(разделение). На большей части площади рифтовых зон детачменты отделяют верхнюю хрупкую кору от нижней пластичной. Длина рифтов первые сотни км. Длина рифтовых зон до 1000км. Рифтовые системы несколько 1000 км. Ширина от 10 до 80 километров(обычно 30-50км). Рифтовых зон 100-150км.

Амплитуда горизонтального растяжения колеблется от 5 до 40 км.

Осадочные формации рифтов относятся к молассовому типу. Для осадочных формаций характерно сочетание с магматическими. Мощность 5- 7 км(3-4км.). происхождение: озёрные, пролювиальные, флювиогляциального и ледникового происхождения. Тип формаций зависит от климата.

Магматизм.

Магматизм- особенность рифтинга. Кислая(кора) и основная(магма) магма. Кислые имеют коровое происхождение, основные мантийное. Все магматические породы имеют щелочной фон(т.к. образуются в континентальных условиях). Это щелочные оливиновые базальты, трахиты, фонолиты, риолиты, в том числе карбонатиты.

Механизмы рифтогенеза.

Механизмы рифтинга.

Структура рифтовых зон определяется несколькими факторами: реологические свойства литосферы, скорость, величина и длительность растяжения, характер поля напряжения, температурный режим коры. Процесс горизонтального растяжения по разному проявляется в разных частях континентальной коры. В нижней гранулитбазитовой коре более нагретой и пластичной этот процесс приводит к пластическому растяжению и общему утоньшению. В более хрупкой и холодной гранитогнейсовой коре развиваются системы трещин и разрывов, кора распадается на ряд блоков, её мощность уменьшается, и образуются линейно-вытянутые впадины. В основе всех данных моделей рифтинга лежит компенсация растяжения коры и её механической деформацией и уменьшение мощностей. Магматизм в данных моделях играет второстепенную роль, однако когда на глубине образуются очаги базальтовой магмы инициируется принципиально другой механизм рифтинга. Базальтовая магма быстро проникает в верхней части за счёт расклинивающего эффекта, которое она оказывает на породы (дайки). Механизм раздвижения рассматривается на примере даек, которые могут рассматриваться как застывшие магматические клинья. При этом дайки не оказывают нарушений, это мягкое внедрение. Этот механизм получил название гидравлического расклинивания. Дальнейший разрыв будет происходить когда давление магмы будет превосходить давление пород на 1,2 - Fm/Fn> 1,2.

Для континентальных рифтов механизм вступает в действие на завершающем этапе развития. Поскольку мощность континентальной коры резко падает – снижается нагрузка на астеносферный выступ – нарушается термодинамическое равновесие – понижается давление, повышается температура- образуются очаги. В пределах черноморского рифта процесс начался 50 млн. лет назад, а 5 млн. лет назад этот механизм способствовал отколу аравийской плиты от африканской. Далеко не все континентальные рифты переходят в океанические, большинство заканчивают развитие на ранних этапах и сохраняются как авлакогены(ослабленные зоны в земной коре).

13. Океанический рифтогенез (спрединг). Спрединг в Исландии, спрединг в подводных срединно- океанических хребтах.

Спрединг.

Главный процесс на дивергентных границах. Раздвиг литосферных плит. Пустота раздвига заполняется магматическим расплавом. В зонах спрединга образуется океаническая кора. Спредингу предшествует рифтинг. Современный пример перехода рифтинга в спрединг- Восточная Африка. Растяжение до 5 мм в год. Первым спрединг вёл геофизик Гидс(расширяться). Изучение океанического рифтогенеза стало возможным благодаря бурению и подводной съёмки. СОХ находится на поверхности в Исландии на протяжении 350 километров. Вулкан трещинного типа- излияние базальтовой магмы.. Основная сейсмическая и вулканическая активность острова приурочена к центральной части. Существует закономерность в размещении базальтов. Их возраст увеличивается от центральных частей к периферическим. Наклон базальтов увеличивается с глубиной. От центральных частей мощность базальтов уменьшается до выклинивания. Сам процесс извержения следующий: каждое трещинное излияние оставляло горизонтально залегающий базальтовый покров, но максимальная мощность до 10 метров. Его подводный канал, вертикальную дайку долеритов(1-3 метра). Каждое извержение оставляло 1 дайку и 1 покров. По мере напластования базальтов происходило их гравитационное проседание. Когда внедрение дайки происходил раздвиг на величину их суммарной мощности. Данные по Исландии, несмотря на их преимущества нельзя переносить на все спрединговые хребты, в виду того что здесь мощность коры достигает 40 км. Исландия расположена над мощным суперплюмом.

Спрединг в подводных СОХах.

Сведения были получены с помощью подводных аппаратов. Начало исследованиям положила в 1974-75гг группа Феймос. Азаровы острова: СОХ построен симметрично. 2 экспедиция закартировала полученный материал. СОХ разделяется на ряд сегментов. Было выяснено, что огромное влияние на морфологию и структуру СОХ оказывают скорости спрединга.

В низкоскоростных зонах(Срединно-Атлантический хребет) в каждом сегменте магматический спрединг чередовался с фазами деформационного рифтинга при котором происходили утоньшения коры на растяжении. В эти фазы образовались рифтовые долины, которые наблюдаются в пределах всех низкоскоростных СОХов.

В высокоскоростных зонах спрединга(Восточно-Тихоокеанский) рифтовые долины отсутствуют и здесь преобладает магматический спрединг.

В зонах СОХов приурочены выходы гидротерм. С этими месторождениями связано медно-колчедановые руды, Fe-Mn конкреции.

Для континентальных рифтов механизм вступает в действие на завершающем этапе развития. Поскольку мощность континентальной коры резко падает – снижается нагрузка на астеносферный выступ – нарушается термодинамическое равновесие – понижается давление, повышается температура- образуются очаги. В пределах черноморского рифта процесс начался 50 млн. лет назад, а 5 млн. лет назад этот механизм способствовал отколу аравийской плиты от африканской. Далеко не все континентальные рифты переходят в океанические, большинство заканчивают развитие на ранних этапах и сохраняются как авлакогены(ослабленные зоны в земной коре).

Формирование океанической коры в зонах спрединга, линейные магнитные аномалии и определение скорости спрединга, сегментация зон спрединга и трансформные разломы, продольное разрастание и перескоки осей спрединга.

Трансформные разломы.

Это особый тип разрывов со сдвиговым смещением. Эти разломы трансформируют (переносят) горизонтальные движения литосферы от одной грани к другой. Снимают горизонтальные напряжения между смежными отрезками рифтовой зоны. Причем горизонтальное напряжение является неравномерным спрединга, который заключается в разных скоростях по обе стороны.

Иногда вместо трансформного скола происходит продвижение оси спрединга, это случается когда скорости спрединга высокие, кулисообразное размещение, малое расстояние между ними. Происходит соединение осей спрединга.

Субдукуция.

Термин субдукция с латинского значит sub- под  ductio- ведение. В отличии от процесса спрединга субдукционные зоны недоступны непосредственному наблюдению. Для исследования, в основном применяют геофизические методы и иногда применяют глубоководные аппараты. Линией контакта двух взаимодействующих литосферных плит являются глубоководный желоб.

Зоны Беньофа.

Наклон сейсмофокальной зоны, который прослеживается вдоль субдуцирцющей литосферы. Зона Водати- Заварицкого- Беньофа.

Глубинность зон Беньофа. Погружение литосферной плиты до определенной глубины порождает упругие колебания, а затем продолжается как сейсмический процесс. Глубинность зоны находится в прямой зависимости от возраста субдуцирующей литосферы. Литосфера с большим возрастом обладает большой мощностью и плотностью. Субдуцирующая литосфера(120- 150 млн лет) порождает очаги колебаний до глубины 600-650 км. К примеру марианский тип. Нарушают эту зависимость скорости субдукции. При высоких скоростях(9-10 см/г и более) субдуцирующая литосфера даже относительно молодая(40-80 млн лет) сохраняет упругие свойства до глубины 600 км.(Камчатка). И наоборот, при низких скоростях (2-3см/год) достаточно зрелая литосфера становится асейсмичной(т.е. теряет упругие свойства) на глубине 300 км(Малые Антилы). Глубинность зоны Беньофа очень изменяется от одной зоны к другой и по простиранию одной и той же зоны. Вертикальное распределение сейсмических очагов в зоне Беньофа варьирует. Их максимальное количество в верхней части зоны(за счёт непосредственного контакта 2 литосферных плит), затем их количество резко убывает по экспоненте до глубины 250 – 300 километров. Затем снова увеличивается, но не так сильно.

Наклон зоны Беньофа изменяется с глубиной и она приобретает свой профиль. Вероятнее причина неравномерного нарастания наклона сейсмофокальной зоны считается уплотнение субдуцирующей литосферы из за фазовых переходов. На глубине 40-60 километров габбро переходят в эклогиты, в соответствии с этим плотность увеличивается на 20%. На глубине 250-300 километров наблюдается переход оливина в шпинель(кубическая сингония). На этих глубинах происходит наиболее существенный наклон зоны Беньофа. На подходе к нижней мантии профиль зон Беньофа выполаживается.

Магматизм и метаморфизм.

Магматизм. Это процесс наиболее ярко проявляется в зоне субдукции. В отличие от магматического процесса зоны спрединга, субдукция наиболее разнообразна и зависит от сочетания гораздо большего числа факторов.

В зонах Беньофа вулканы размещены на глубине от 80 до 350 км(их максимум на глубине 100-200 километров). Вследствие разогрева мантийных пород их упругие свойства резко понижаются – соответствует источнику упругих колебаний. Источник получил название асейсмичных пробелов. В свою очередь эти пробелы маркируют магмогенерирующие отрезки. Со временем эти отрезки могут варьироваться по простиранию вверх и вниз. Плавление вещества мантии происходит когда субдуцирующия литосфера достигает астеносферы. В формировании магм принимает участие вещество океанической литосферы; мантийные и коровые породы литосферы висячего крыла осадочной породы 1 слоя океанической коры, т.е. чехол; окружающая вода. Количество ок. вода понижает температуру кристаллизации породы и увеличивает процесс кристаллизации. Соответственно в таких условиях кристаллизуются не только базальты, но и андезиты. Существует латеральная геохимическая зональность по наклону зоны субдукции. Установлено, что по падению зоны Беньофа увеличивается содержание Sr, Rb, Ba и других литофильными элементами. Также увеличивается отношение K>Na, лёгких редких земель > тяжёлых. И в этом же направлении уменьшается соотношение железа к магнию.

С увеличением скорости конвергенции увеличивается количество базальтов. И уменьшается количество андезитов и щелочей(не строгая зависимость). В процессе эволюции зоны Беньофа зоны субдукции становится больше андезитов и меньше базальтов и увеличение щелочности. Несмотря на то, что магматизм является одним из особенных процессов зоны субдукции, почти 1/3 субдуцирующих границ лишены магматизма(Южная ветвь Андского типа).

Метаморфизм. Японцы выделили 2 пояса метаморфима.

1. Зона метаморфизма высокого давления и низкой температуры. Породы сланцевые,, примеси глауконита. Вблизи желоба.

Зона низких и умеренных давлений и высокой температуры. Породы представлены гнейсами и амфиболами. Находятся вблизи вулкана.

Обдукция, коллизия.

Обдукция.

Является чрезвычайно редким и кратковременным процессом и в настоящее время нигде е наблюдается. В процессе субдукции возникают условия, когда субдуцирующие литосферные плиты занимают высокое гипсометрическое положение по отношению к висячему крылу. Возникают условия для надвигания части литосферы на континентальные окраины.

Доказательством обдукции являются реликты древней океанической коры на континенте(особенно в горно-складчатых областях). Присутствует вся океаническая кора и несколько км пород верхней мантии. Для осуществления процесса обдукции океанической литосферы может обладать относительно низкой плотностью.

Процессы субдукции и обдукции всегда протекали одновременно, а обдукция возможна только при особых условиях(высокое гипсометрическое положение). В процессе обдукции происходит отслаивание верхней части литосферы, которая затем надвигается на континент.

Если сравнивать процессы субдукции и обдукции, то роль обдукции на конвергентных границах очень низкая. Т.е. если сравнивать объем вещества который происходит при субдукции и обдукции, от отношение 100000:1.

Коллизия.

Альпийско-Гималайский пояс. При коллизии происходит столкновение 2 мощных блоков а не происходит существование погруженной в мантию при их взаимодействии. Вместо существующего подвига образуется процесс сжатия, который порождает сложные структуры и горообразование. Блоки испытывающие горизонтальное смещение и дисгармоничной деформацией(многопорядковая складчатость). Т.о. происходит коллизия. Главный коллизионный пояс Среднеземноморско-Гималайский пояс. Существует 3 вида: столкновение 2 континентов; континент и островная дуга; 2 островные дуги(редко). Коллизии в абсолютном большинстве случаев предшествует субдукция. В процессе закрытия океана происходит, ранее ограниченным бассейном. Наиболее крупная коллизия произошла 50 млн лет назад, когда Индостан столкнулся с Евразией. В процессе этого образовались Гималаи. Коллизия предшествует рифтовым разломам. Современные примеры перехода субдукции в коллизию наблюдаются около острова Тимор(столкновение Австралийской с Евразийской плтой). При горообразовании формируются мощные молассовые толщи в межгорных прогибах и передовых прогибах.

Внутриплитные дислокации.

Трещиноватость свойственна абсолютно всем породам, независимо от состава, возраста и генезиса. В чистом виде, т.е. естественном(ненарушенное никакими процессами) наблюдается в осадочных частях платформ. Изучение с помощью измерения геологического комплекса и графики изображенной в виде блок и роз-диаграмм.

Линеаменты. Этот термин образовался в 1911 г. Сначала понимался как вытянутые в одном направлении элементы рельефа и структуры.в настоящее время понимаем зоны концентрации трещин, разрывов, даек магматических пород. Протяженность линеаментов может достигать многие сотни, тысячи километров, а распространение десятки километров.

Глубинные разломы. Автор учения академик Пейва в 1945г. Не все разломы относятся к категории глубинных. Глубинные разломы характеризуются следующими особенностями:

1. Протяжённость тысячи км

2. Большая глубина заложения- до мантии

3. Длительность существования- десятки сотни млн лет

4. Разное строение и история развития блоков, разделённых разломов.

Типичная глубина разлома- сутура(шов)- это граница по которой происходит столкновение 2 блоков. К разряду глубинных разломов можно отнести континентальные рифтовые системы: они протяжённые, длительное существование, большая глубина заложения. Главное различие играет ключевую роль в размещении МПИ:

1. В океанах вдоль разломов происходят интенсивные гидротермальные деятельность- сульфиды металлов.

2. На континентах в рифтовых зонах связь месторождений Pb и Zn. Над глубинными разломами развиваются мощные осадочные бассейны нефти и газа

3. На платформах на пересечении глубинных разломов- кимберлиты.

Первые глубинные разломы появились в AR₂, PR₁.

Кольцевые структуры. В последнее время интерес к ним возрос в связи с развитием космической геологии.Выделяют несколько генетических типов.

1. Магматические – самые распространённые. Выделяют среди них структуры: Кальдеры- вулканические; Штоки, батолиты- плутонические; промежуточные -  Вулканоплутонические.

2. Метаморфические гранитогнейсовые купола.

3. Структуры связанные с диапиризмом- внедрение пластичных тел соляных и глинистых и так же льды.

4. Структур образовавшиеся в результате грязи и гидровулканизма.

5. Взрывные структуры- кимберлиты.

6. Структуры ударного происхождения.

7. Структуры гетерогенного происхождения.

Внутренние области океанов.

Океанические структуры: СОХи и абиссальные равнины.

Кратон 1921г – древний возраст пород и большая мощность на континентах, для океанов не может быть применён.

Трансформные разломы, внутриплитные возвышенности и хребты, микроконтиненты.

Внутренние области океанов.

СОХ представляет собой единую мировую систему общей протяжённостью > 60 тыс км. СОХи возвышаются над ложем океана на 1-3 кмлометра, ширина от 100 километров до 4000 километров(Восточно-Тихоокеанский). СОХ отвечает молодым океанам. В древних же океанах СОХи смещены к континентам, когда они столкнутся, начнётся коллизия. Выделяется 3 зоны: осевая, гребневая и фланговая.

Осевая зона представлена рифтовой долиной в низкоскоростных зонах. К центральной части рифтовых долин приурочены выходы гидротерм 350- 400 градусов. В зависимости от вещества, которое выходит из этих гидротерм- белые и чёрные курильщики. Сульфаты в белых курильщиках. Из чёрных- сульфиды. Гидротермы содержат растворённые газы, водород, диоксид углерода, метан. Эти гидротермы отлагают окислы, сульфиды и сульфаты ряда металлов – Zn, Cu- мощность несколько 10 метров.

Современная вулканическая деятельность СОХов отмечена к югу от Исландии. Осадочный слой отсутствует. Есть обломки магматических пород.

Гребневые зоны. Располагаются симметрично относительно СОХа и сменяют осевую зону. Чередование горстов и грабенов. Ширина первые сотни километров. В гребневых зонах появляется осадочный чехол, но развит только в грабенах. Мощность первые десятки метров. Максимальный возраст осадков - 10 млн лет.

Фланговые зоны- самые широкие зоны СОХов. Ширина многие сотни км, а на Восточно-Тихоокеанском поднятии первые тысячи. Развит повсеместно, мощность возрастает в сторону абиссальных равнин. Диапазон осадков имеет возраст 40 млн. лет. Фланговые зоны переходят в абиссальные равнины. Сейсмическая активность приурочена к осевым зонам СОХов. Активность на порядок меньше.

 

Трансформные разломы. Вввёл Уилсон. Пересекает СОХи на разном расстоянии. Трансформные разломы на первый взгляд напоминают сдвиги. Только на участке между 2 соседними сохами. За пределами этого участка оба крыла движутся в 1 сторону. Морфологически выражены уступами. Высотой до 1 километра и более. Глубина ущелий достигает 1.5 километров в гребневой зоне соха, во фланговой зоне до 0,5 километра. Если рассматривать оба крыла разлома, приподнятым является более молодой. Вдоль разломов обнаруживается проявление вулканической деятельности, гидротермы и протрузии пород мантии.

Различают по масштабу. Самые крупные из них являются магистральными или трансокеническими. Они пересекают не только СОХ, но так же весь океан и даже заходят в пределах смежных континентов. Протяжённость составляет тыс. км, расстояние между разломами порядка тыс. км. Есть во всех океанах. Тихий – Мендосино. Алтай – Азаро-Гибралтарский. Индийский – разлом Оуэн. СЛО – Шпицбергенский. Ущелья вдоль крупных разломов могут достигать большой глубины. Они имеют название внутриплитных или трансформных желобов(Романш желоб).

Существует большое количество мелких разломов:

1. пересекают не только СОХ, но и у ходят в смежные абиссальные равнины. Они расположены друг от друга на расстоянии 200 км.

2. пересекают только СОХ, расстояние десятки километров.

3. пересекают осевую и гребневую зону.

 

Абиссальные равнины.

Преобладающим по площади элементом океана и занимают место между сохами и континентальными подножьями. Глубина океана – 4-6 километров. Абиссальные равнины сложены океанической корой стандартного типа(мощность 5-7 км). В ряде случаев мощность океанической коры увеличивается у подножья континентов за счёт увеличенной мощности первого слоя. Абиссальные равнины обладают либо плоским рельефом(Атлантический, Индийский океаны) или холмистый(Тихий). В пределах абиссальных равнин развиты многочисленные возвышенности и хребты. Вулканическое происхождение. некоторые выше уровня океана(вулкан Мануа-Лоа 4170 метров над уровнем океана). Особую разновидность подводных хребтов образуют гиоты- плосковершинные возвышенности представляющие собой потухшие вулканы, их вертушки срезаны и они погрузились ниже уровня океана. Находятся на глубине 2 километра. Абиссальные равнины разделяются на отдельные котловины, разделённые возвышенностями и хребтами. В основании имеют округло-овальнуюая форму, а поперечник 1000 километров.

Складчатые пояса.

Начало формирования поздний рифей. Протяженность составляет более 7000 км, ширина обычно более 1000 км. В настоящее время сущестыует 5 крупных подвижных поясов. Тихоокеанский, североатлантический, средиземноморский, урало-охотский, арктический. Складчатые пояса возникли либо на периферии океанов древних либо в их пределах. Урало-Охотский пояс- Палеоазиатский, Северо-Атлантический- Япетус, Арктический пояс- Бореальный океан, Средиземноморскй пояс – Тетис.

Истрия включает в себя заложение океана со всеми их структурами, закрытие океанов в процессе субдукции и горообразование при коллизии. Все процессы протекали разновременно в разных частях одного и того же пояса.