Предмет геотектоники и ее подразделения

Предмет геотектоники и ее подразделения

Геотектоника — раздел геологии, наука о строении, движениях и деформации твердых оболочек земли, о её развитии в связи с развитием Земли в целом.

В геотектонике выделяют следующие разделы:

Морфологическая геотектоника, по терминологии В. Е. Хаина, соответствует структурной геологии или просто тектонике. Она включает выделение основных типов тектонических единиц различного масштаба.

Региональная геотектоника является также разделом региональной геологии. В рамках региональной геотектоники выделяются и характеризуются тектонические структуры на территории какого-либо региона, страны, континента, океана и всего земного шара.

Историческая геотектоника является также разделом исторической геологии. Она занимается выделением основных этапов и стадий развития структуры литосферы в региональном и глобальном масштабе. Неотектоника или новейшая тектоника — особый подраздел исторической геотектоники, рассматривающий новейший, олигоцен-четвертичный этап развития литосферы. Изучение современных движений, которые могут быть зафиксированы инструментальными методами, выделяется в самостоятельное научное направление — актуотектонику.

Экспериментальная тектоника и тектонофизика занимаются раскрытием механизмов тектонических деформаций. При этом в рамках экспериментальной тектоники осуществляется физическое моделирование различных типов тектонических структур, а в рамках тектонофизики — как физическое, так и математическое их моделирование. Эти разделы геотектоники смыкаются с геодинамикой.

Тектоническая картография — раздел геотектоники, связанный с составлением тектонических карт, что имеет как прикладное так и теоретическое значение.

 

Внутреннее строение земли

Глубина, км Слой

0—60 Литосфера (местами варьируется от 5 до 200 км)

0—35 Кора (местами варьируется от 5 до 70 км)

35—60 Верхняя часть мантии

35—2890 Мантия

100—700 Астеносфера

2890—5100 Внешнее ядро

5100—6378 Внутреннее ядро

Литосфера — твёрдая оболочка Земли. Состоит из земной коры и верхней части мантии. В строении литосферы выделяют подвижные области (складчатые пояса) и относительно стабильные платформы. Блоки литосферы — литосферные плиты — двигаются по относительно пластичной астеносфере. Под литосферой располагается астеносфера, составляющая внешнюю часть мантии. Астеносфера ведёт себя как перегретая и чрезвычайно вязкая жидкость, где происходит понижение скорости сейсмических волн, свидетельствуя об изменении пластичности пород.

Земная кора — это верхняя часть твёрдой Земли. От мантии отделена границей с резким повышением скоростей сейсмических волн — границей Мохоровичича. Есть два типа коры — континентальная и океаническая. Толщина коры колеблется от 6 км под океаном до 30—70 км на континентах. В континентальной коре выделяют три слоя:осадочный чехол, гранитный и базальтовый. Океаническая кора сложена преимущественно породами основного состава, плюс осадочный чехол.

Мантия — это силикатная оболочка Земли, расположенная между земной корой и ядром Земли.

Мантия составляет 67 % массы Земли и около 83 % её объёма (без учёта атмосферы). Она простирается от границы с земной корой (на глубине 5—70 километров) до границы с ядром на глубине около 2900 км[113]. От земной коры разделена поверхностью Мохоровичича, где скорость сейсмических волн при переходе из коры в мантию быстро увеличивается с 6,7—7,6 до 7,9—8,2 км/с. Мантия занимает огромный диапазон глубин, и с увеличением давления в веществе происходят фазовые переходы, при которых минералы приобретают всё более плотную структуру.

Ядро — центральная, наиболее глубокая часть Земли, геосфера, находящаяся под мантией и, предположительно, состоящая из железо-никелевого сплава с примесью другихсидерофильных элементов. Глубина залегания — 2900 км. Средний радиус сферы — 3485 км. Разделяется на твёрдое внутреннее ядро радиусом около 1300 км и жидкоевнешнее ядро радиусом около 2200 км, между которыми иногда выделяют переходную зону.

Зона Беньофа

Зо́на Заварицкого-Вада́ти-Беньо́фа – неровная, криволинейная зона концентрации гипоцентров землетрясений, наклоненная в сторону от океанских желобов под активные островные дуги или континентальные окраины на глубину до нескольких сотен километров, по которой происходит погружение одной плиты под другую. Иногда состоит из двух зон, расположенных сверху и снизу погружающейся пластины.

Такая зона является глубокой активной сейсмической зоной в зоне субдукции^[1]. Дифференциальное движение вдоль зоны производит глубинные землетрясения, очаги которых могут быть на глубине около 700 километров. Зоны Вадати-Бениофа развиваются под вулканическими островными дугами и активными континентальными окраинами. Глубоко расположенные очаги землетрясений вдоль зоны позволяют сейсмологам создавать трехмерную модель поверхности погружающейся плиты, строение висячего края плиты и мантии, в т. ч. мантийного клина. Угол наклона зоны такой же, что и погружающейся плиты.

Землетрясения возникают при резком скольжении разлома в зоне субдукции или скольжении по разломам в нисходящей плите в результате изгиба и расширения плиты, втягивающейся в мантию.

Сечение сейсмичности зоны субдукции Курильских островов, землетрясение 15 ноября 2006 года силой 8,3 M_w

 

 

Астеносфера и литосфера

Астеносфера.

В 1914 г. геофизик Баррел предложил, что область жидкого размягченного материала, обеспечивающего изостатическое плавание, - это некая неустойчивая глубинная оболочка, названная астеносферой. Ее достоверно удалось обнаружить в конце 60-х годов:

-Астеносфера - сейсмической волновод, или слой пониженных скоростей сейсмических волн. Он работает по эффекту полного внутреннего отражения. Кроме того, наблюдалось нарастание V_p/V_s в этом слое, т.е. в большей степени подавляются поперечные волны, которые не проходят через жидкость, следовательно, материал астеносферы размягчен.

-По данным МТЗ (магнито-теллурического зондирования): в этом слое обнаружена аномально глубокая для этих глубин электрическая проводимость.

Залегает астеносфера внутри верхней мантии, на ней плавает надастеносферная часть мантии и земная кора - литосфера.

Толщина астеносферного слоя очень резко меняется. Верхняя граница астеносферы в пределах океанов: в зона СОХ она подходит совсем к поверхности, рядом с осью рифта (глубина - первые км), при приближении к континенту глубина кровли астеносферы достигает 80 км. Под континентами кровля астеносферы залегает на глубине от 100 до 300 км. Глубина подошвы более или менее равномерна - 300 - 600 км

Литосфера.

Плотность литосфера не везде одинакова: под древними кратонами земная кора утолщается и уплотняется, тоже самое происходит и с мантийной литосферой.

Кроме главного астеносферного слоя, есть и другие ослабленные горизонты внутри толстой континентальной литосферы:

-На глубине 10-20 км под древними платформами

-4,5 - 7 км - слои, насыщенные флюидами (в разрезе Кольской сверхглубокой скважины)

На графике зависимости эффективной прочности от глубины прочность увеличивается с глубиной, резко уменьшаясь на границе К (10-20 км) и Мохо (зоны механического срыва).

Молодые платформы

Молодые континентальные платформы занимают значительно меньшую площадь материков (около 5%) и располагаются в основном по периферии континентов либо между древними платформами.

К молодым платформам относятся Среднеевропейская и Западноевропейская, Восточноавстралийская, Патагонская платформы. Они находятся на окраинах континентов. Западносибирская платформа относится к платформам, расположенным между древними платформами.

Фундамент молодых платформ сложен в основном осадочно-вулканическими породами фанерозойского возраста, которые слабо метаморфизированы. Граниты и другие интрузивные образования играют подчиненную роль в составе фундамента и поэтому фундамент молодых платформ именуется не кристаллическим, а складчатым. Поэтому фундамент молодых платформ отличается от фундамента осадочного чехла только высокой дислоцированностью. В связи с этим, в зависимости от возраста завершающей складчатости фундамента молодых платформ, все платормы или их части подразделяются на эпикаледонские, эпигерцинские, эпикиммерийские.

Осадочный чехол молодых платформ сложен юрскими или мел-четвертичными отложениями. Так, на эпигерцинских платформах чехол начинается с верхней перьми, а на эпикаледонских - с верхнего дэвона. В связи с тем, что молодые платформы в большей степени покрыты осадочным чехлом, чем древние, в литературе их часто называют плитами.

Т.о. молодые платформы характеризуются следующими признаками:

1) трехэтажное строение: фундамент, промежуточный комплекс и осадочный чехол;

2) располагаются молодые платформы на периферии геосинклинальных поясов и на стыке древних платформ;

3) частичная унаследованность структурного плана и типа складчатости основания в осадочном чехле;

4) наличие как прерывистого, так и линейного типа складчатости.

 

Развитие древних платформ

Стадия кратонизации на большей части площади древних платформ отвечает по времени первой половине среднего протерозоя, раннему рифею. Как отмечалось выше, есть серьезные основания предполагать, что на этой стадии все современные древние платформы еще составляли интегральные части единого супергинента - Пангеи I, возникшей в конце раннего протерозоя, поверхность суперконтинента испытывала общее поднятие, и накопление осадков, в основном континентальных, происходило на ограниченных площадях - pppa.ru. Зато широкое развитие получило образование субаэральных покровов кислых эффузивов и туфов, в том числе игнимбритов, нередко несколько повышенной щелочности (калиевости). Одновременно более древние породы подвергались калиевому метасоматизму и происходило внедрение крупных расслоенных плутонов, часто в форме лополитов, основных в нижней части, более кислых - в верхней; первый тип пород обычно представлен габбро-анортозитами, второй - гранитами типа рапакиви. Если первые представляют продукт плавления нижней коры под влиянием подъема астеносферы или непосредственно подъем продуктов плавления последней, что наиболее вероятно, то граниты образуются за счет плавления верхней коры. Во всяком случае, магматизм и метасоматизм данной стадии свидетельствуют о повышенном тепловом и флюидном потоке и в свою очередь приводят к изотропизации платформенного фундамента.

Авлакогенная стадия на большинстве древних платформ соответствует среднему и позднему рифею и может захватывать и ранний венд. Она знаменует начало распада суперконтинента и обособления отдельных древних платформ, характеризуясь господством растяжения и образованием многочисленных рифтов и целых рифтовых систем, в большинстве своем затем перекрытых чехлом и превращенных в авлакогены, он дал и название стадии, подобные рифтовые системы установлены практически на всех древних платформах, особенно северного ряда (в южном ряду они превратились в позднем рифее в интеркратонные геосинклинали), - в Северной Америке, Восточной Европе, Сибири, Северном Китае и Корее. Выполнены эти палеорифты-авлакогены обломочными континентальными и мелководно-морскими осадками: кварцитами, аргиллитами, строматолитовыми карбонатами; в позднем рифее кое-где (Австралия) впервые появляются эвапориты. Разрезы обычно построены циклически. Встречаются покровы платобазальтов и силлы габбро-диоритов и габбро-диабазов, т.е. породы трапповой ассоциации, преимущественно на границе циклитов среднего и позднего рифея, позднего рифея и венда.

Согласно этому «правилу Карпинского», наибольшее погружение на каждом тектоническом этапе испытывает полоса, расположенная вблизи наиболее активного в данную эпоху (особенно пережившего орогенез) подвижного пояса и параллельная ему. Так, на Русской плите (рис. 13.9) в каледонском цикле основное погружение испытала ее северо-западная часть, тяготеющая к Скандинавским каледонидам; в это погружение был втянут и Балтийский щит. На герцинском этапе в интенсивные опускания была втянута восточная половина платформы, примыкающая к Уральскому подвижному поясу, а на юге в полосе, параллельной Средиземноморскому поясу, возник Припятско-Днепровско-Донецкий авлакоген. В альпийском цикле в погружения была вовлечена вся южная часть платформы, вместе с молодой Скифской плитой, тяготеющая к тому же Средиземноморскому поясу, в то время как ее остальная часть постепенно втягивалась в поднятие.

Морская трансгрессия — геологическое явление, при котором уровень моря повышается по отношению к земле, и, в результате затопления, береговая полоса движется в направлении более высоких мест. Трансгрессия может происходить в результате опускания суши, поднятия океанического дна или увеличения объёма воды в океаническом бассейне. Трансгрессии (и регрессии, см. ниже) могут быть вызваны тектоническими явлениями, такими как орогенез, серьёзными климатическими изменениями (ледниковый период) или изостатическим движением после таяния ледника.

Регрессия моря (лат. regressio — обратное движение, отход) — отступание моря от берегов, понижение уровня моря относительно берега, имеющее следствием изменениебереговой линии. Регрессия моря происходит из-за поднятия суши, опускания дна океана (из-за подводных землетрясений) или уменьшения объёма воды в океанических бассейнах (в периоды ледниковых эпох).

 

11. Строение океанической земной коры

Стандартная океаническая кора имеет мощность 7 км, и строго закономерное строение. Сверху вниз она сложена следующими комплексами:

· осадочные породы, представленные глубоководными океаническими осадками.

· базальтовые покровы, излившиеся под водой.

· дайковый комплекс, состоит из вложенных друг в друга базальтовых даек.

· слой основных расслоённых интрузий

· мантия, представлена дунитами и перидотитами.

В подошве океанической коры обычно залегают дуниты и перидотиты. Эти породы могут образоваться как в результате кристаллизации расплавов, так и быть первичными мантийными породами. Их можно различить по ориентировке зерен в породе. В породах прошедших магматическую стадию кристаллы ориентированы произвольно. В мантийных породах, претерпевших течение в конвективных ячейках, зерна ориентированы в соответствии со своими реологическими свойствами.

Слой расслоенных интрузий образуется в срединно-океаническом хребте, в магматических камерах, расположенных на глубине 2—4 км. Эти массивы вложены друг в друга.

Океаническая кора может иметь повышенную мощность в районах плюмового магматизма. В таких местах расположены океанические острова и океанические плато.

 

Платформенный магматизм

Несмотря на то что платформенные вулканиты по объему составляют менее 10% общего объема фанерозойских вулканитов, известных в пределах современных континентов, сам по себе и особенно по своему минерагеническому значению платформенный вудканизм и вообще магматизм представляют достаточно важное явление, а платформенные магматиты обладают вполне определенной спецификой.

Наиболее широко распространенной на платформах магматической ассоциацией является трапповая ассоциация. Она состоит из занимающих огромные площади (нередко более 1 млн. км²) покровов толеитовых платобазальтов, извержения которых носили в основном линейный характер с отдельными вулканическими центрами вдоль разломов.

Континентальные толеитовые базальты отличаются от срединно-океанских несколько повышенным содержанием щелочей, особенно К₂О, связанным с ассимиляцией континентальной коры. Встречаются также покровы ультраосновных (пикриты) и субщелочных пород. Интрузивная трапповая формация состоит из силлов и даек долеритов, габбро-долеритов и габбро-диабазов, из которых первые достигают мощности 200-300 м.

аспространение трапповой ассоциации во времени совпадает с периодами начала распада суперконтинентов - во-первых, с рифеем и вендом и, во-вторых, с поздним палеозоем и мезозоем. Во втором периоде трапповая ассоциация обнаруживает наибольшую связь с распадом Гондваны; она проявлена в поздней перми восточных Гималаев и юго-запада Южно-Китайской платформы, в позднем триасе - ранней юре Южной Африки, Антарктиды и Тасмании, в поздней юре - раннем мелу Южной Америки, Южной Африки и Индостана, в верхах мела - низах палеогена западного Индостана, Йемена и Эфиопии. Почти все эти траппы в настоящее время обнаруживаются по разные стороны молодых океанов - Атлантического, Индийского, хотя первоначально их выходы составляли сплошные ареалы. В Северном полушарии крупнейшим является трапповое поле Тунгусской синеклизы и южного Таймыра в основном раннетриасового возраста; кроме того, нижнемеловые траппы довольно широко распространены в Африке, а близкие к траппам вулканиты конца мела - начала палеогена - на крайнем севере Атлантики (Брито-Арктическая провинция). Эти проявления траппового магматизма менее непосредственно связаны с процессом распада Пангеи, но их геодинамический смысл, в принципе, тот же самый - pppa.ru. Сибирские траппы связаны с «неудавшейся океанизацией» Западной Сибири, где по палеомагнитным данным вырисовывается недолго просуществовавший «Обский палеоокеан» (С.В. Аплонов). Отдельные, более поздние, проявления траппового магматизма (ранний мел) предвосхищают раскрытие Норвежско-Гренландского бассейна и Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана. Примечательно, что, по новейшим радиометрическим данным, накопление траппов происходило исключительно быстро, в течение миллионa, или первых миллионов лет. Это установлено для тунгусских траппов, для древних траппов Декана и Параны.

Строение ложа океана

Ложе океанов представлено двумя типами морфоструктур: абиссальными (греч. abyssos – бездонный) равнинами (котловинами) и подводными горными сооружениями. Абиссальные равнины занимают основную площадь Мирового океана; в среднем они приурочены к глубинам более 6 км. В структурном отношении они соответствуют океаническим платформам (талассократонам). Им присущ типично океанический тип земной коры, состоящий из маломощного (1–2 км) рыхлого осадочного слоя, тонкого промежуточного слоя из базальтовых лав с прослоями уплотненных осадочных пород (так называемого второго слоя) и базальтового основания, который часто называют океаническим фундаментом.

Рельеф центральных частей абиссальных равнин и тех периферийных океанических котловин, которые отделены от материков глубоководными желобами, холмистый вследствие ограниченного поступления терригенного материала. Среди холмов преобладают вулканические поднятия изометричных очертаний высотой до 500 м и поперечником до 100 км, часто с уплощенной вершиной, которые называют гайотами. В основном это щитовые вулканы и лакколиты. Некоторые поднятия имеют грядообразную форму. Там, где холмы частично погребены под осадками значительной мощности, преобладают волнистые равнины.

В районах, где ложе океана примыкает к подводным окраинам материков, холмы полностью скрыты под осадками – здесь образовались плоские равнины. Они весьма характерны для окрестностей Антарктиды, где велико поступление терригенного материала с айсбергами, и для Северного Ледовитого океана. Многие сводовые вулканические поднятия в теплых океанах увенчаны коралловыми постройками – атоллами.

Субдукция

Классическая плейттектоническая субдукция предусматривает наличие хотя бы с одной стороны океанической литосферы, что противопоставляется континентальной субдукции (коллизия континент-континент).

Субдукционные границы - это высокосейсмичные границы (почти всегда выражаются в рельефе глубоководными желобами), самые мощные толчки приурочены именно к ним.

Желобом в геологии называют именно субдукционные желоба, все остальное - троги.

Почему субдукцию нельзя просто назвать литосферным поддвигом, надвигом? Это связано с более сложной кинематикой процесса субдукции: чаще всего обе плиты имеют встречное движение, реже наблюдается неподвижность одной из плит (чаще всего верхней).

Географическое размещение зон субдукции.

1.Большинство зон субдукции находятся на обрамлении Тихого океана (за исключением некоторых зон). Это пошло от того, что в начале мезозоя на позднем этапе развития Пангеи вокруг нее была кольцевая зона субдукции: она начиналась у Австралии, охватывала Пангею почти полностью до юга Северной Евразии и заворачивалась внутрь кольца по южному краю Северной Евразии.

2.Чисто географически зоны субдукции в Атлантике - в зоне Малых Антил и Южных Антил (дуга Скотия). Но это зоны субдукции не первичные: раньше дуга Скотия шла по западной границе Анд (т.е. в Тихом океане), а затем выпятилась в Атлантический океан и была отсечена от Тихого океана более поздней зоной субдукцией. То же самое произошло и с Малыми Антилами.

3.От Тихого океана до Гибралтара (с юго-востока на северо-запад) - хвост от Тихоокеанского кольца:

- Зондская зона субдукции - активнейшая на настоящее время, вызывает цунами и землетрясения. Океаническая литосфера сложной Индо-Австралийской плиты пододвигается под утоненную континентальную литосферу Евразийской единицы.

- Коллизионная граница Тибета - сложная Индо-Австралийская плита смыкается с Евразийской своей континентальной частью.

- Зона субдукции Макран (юг Пакистана) - океаническая часть Индо-Австралийской плиты и Евразийская плиты.

- Коллизия Загроса.

- Зона субдукции Восточного Средиземноморья (Эгейское море - ее задуговой бассейн).

- Коллизия Греции-Аппенин - континентальный Адриатический массив сталкивается с Евразией.

- Ионийская зона субдукции (Калабрийская островная дуга).

- Гибралтарская зона субдукции - Атлантическая литосфера субдуцирует на восток под континент.

Т.о., наблюдается "пунктирное" строение этой области распространения субдукционных границ.

В рамках долгожиувщего субдукционного пояса имеют место отмирание и перескоки зон субдукции. Только на одном участке Тихоокеанского кольца есть зона субдукции, которая с момента своего формирования не менялась - почти на всем протяжении Анд (кроме Эквадорских и Колумбийских).

Направление наклона зон субдукции:

Если зона субдукции объединяет континентальную и океаническую литосферу, то субдукция идут под континент. Во внутриокеанической ситуации океаническая литосфера разновозрастная (зона субдукции Новых Гибрид, Тонга-Кермадек): более древняя литосфера будет погружаться под более молодую, т.к. она более холодная, более плотная.

Типы зон субдукции:

1. Внутриокеанические зоны субдукции (Марианский тип):.

 

 

Окраинно-континентальный тип

3. Японский тип:

Геофизические характеристики зон субдукции:

- Многоканальное сейсмическое профилирование - дает сейсмические границы для небольших глубин (первые десятки км).

Распределение горных масс с разными скоростными характеристиками (глубины до 20 км).

Томография - объемное изучение распространения скоростных и плотностных характеристик литосферы (по V_p, V_s, Q - степень размягченности вещества). Моделируется состояние слэба от момента начала субдукции и дальше, на выходе - как разогревается слэб. Соотношение слэба с нижней мантией:

- Без проникновения слэба в мантию (слэб ложится на мантию)

- Частичное проникновение (слэб в зоне пересечению сминается, утолщается)

- Полное проникновение

Методы, выявляющие сейсмическую анизотропию вещества. Выявляются такие структуры, как окна слэба.

Данные гравиметра: отрицательные аномалии в ряде случае интерпретируются, как впадины (глубоководные желоба).

-Данные магнитометрии: особенно четко выражается субдукция толстой холодной литосферы. Кроме того, важную роль играют линейные магнитные аномалии - они затягиваются в зону субдукции и просвечивают до определенных глубин.

-Магнито-теллурическое зондирование (МТЗ) - слэб обладает высоким сопротивлением и слабой проводимостью по сравнению с окружающим веществом. Породы с повышенной проводимостью - размягченные, расплавленные, флюидонасыщенные. На диаграммах проводимости обычно виден сам слэб, участки расплавленного вещества под островными дугами и другие участки с различными геоэлектрическими характеристиками.

-Данные геотермии: самый низкий тепловой поток -у глубоководного желоба, затем он быстро возрастает при приближении к вулканической цепи (кондуктивный перенос с магмой), в задуговом бассейне тепловой поток доже достаточно высокий (выше, чем в океане).

-Данные о сейсмофокальных зонах. Первую сейсмофокальную зону обнаружил и опубликовал в 1935 г. японский сейсмолог Вадати. Он обнаружил, что по удалению от океана очаги землетрясений становятся все более глубинными и проследил наклонную сейсмофокльную зону. Современная карта сейсмофокальных зон Японии очень похожа, охватывает большие глубины, под Японию прослеживается субдуцирующая плита, разделенная на зоны с разными углами погружения, т.е. это три отдельных зоны субдукции (Японскую, Идзу-Бонийскую и Нанкай). Сейчас есть подобные данные почти по всем зонам субдукции. С 1938 по 1945 г. была опубликована сводка по всем сейсмофокальным зонам Земли (Гутенберг и Рихтер), в 1946 г. была опубликована статья Заварицкого "Данные, которые нужно учитывать при тектонических построениях" на тему магматизма сейсмофокальных зон. 1949-1955 г.- сводка по сейсмофокальным зонам, опубликованная Беньофом.

Глубинность сейсмофокальных зон составляет от 50 до 700 км.

Интервал двойной зоны: в верхней плоскости напряжения сжатия, в нижней - растяжения.

Там, где слэб ложится на нижнюю мантию - очаги по напряжениям сжатия.

 

Субдукция и магматизм

Современные геологические проявления субдукции.

1. Магматизм - дает наиболее наглядную информацию, в частности направление и угол погружения слэба. Огненное кольцо - субдукционные цепи вулканов.

Вулканические пояса появляются над слэбом в определенном интервале глубин: расстояние между поверхность земной коры и сейсмофокальной зоной обычно составляет 80-120 км. Стало быть, вулканический фронт в плане расположен на строго определенном расстоянии от точки указанных глубин слэба. На этих глубинах - магическая изотерма, где слэб плавится и дает материал для островодужного магматизма. Arc-trench gap - зазор между дугой и желобом, зависит от угла наклона желоба (зависимость между глубиной слэба и положением вулканической цепи).

Флюиды от расплавленного слэба вверх проходят через астеносферный клин, который также частично расплавлен, их путь может быть как вертикальным, так и наклонным. Вулканические очаги в основном проявляются в верхних частях клина и в земной коре, часто они низкочастотные (что сие?).

Состав вулканитов также имеет важное значение при обнаружении зон субдукции. Чаще всего изучаются микроэлементные составляющие и изотопные характеристики: каждый раз они разные. Важно отметить, что помимо самой коры в зону субдукции затягивается и свежий осадочный материал, дающий изотоп ¹⁰Be -формируется в атмосфере, при взаимодействии космических лучей на кислород и азот, его период полураспада около 1,5 млн. лет. Ювенильного бериллия быть не может, поэтому если в лавах обнаруживается повышенное содержание ¹⁰Be, то он скорее всего идет либо с глубин магмогенеза из затянутых осадочных пород, либо возникает там в результате инфильтрации атмосферных вод.

Собственно состав вулканиты островных дуг - от базальтов до риолитов. В вулканическом поясе из параллельных дуге вулканов не может изливаться одинаковая лава, что связано с разной глубиной слэба - латеральная петрохимическая полярность. В направлении от вулканического фронта к тылу пояса (от I к III):

1. Повышается содержание K, Ba, Rb, Sr (легкие литофильные элементы с большими ионными радиусами).

2. Убывает Mg, Fe.

I (толеитовая серия)	II (известково-щелочная серия)	III (серия повышенной щелочности K, шошонитовая)
Железистые дациты Исландиты Толеитовые базальты	Риолиты Дациты Андезиты Известково-щелочные (высокоглиноземистые базальты)	Трахиты Латиты (щелочной андезит) Шошониты (щелочной базальт)

На основе состава вулканитов можно определить тип дуги:

Петрографические серии	Энсиматическая (Марианская, Идзу-Бонийская)	Энсиалическая (Японская)	Анды
Толеитовая	Преобладает	^ Ш	Нет
Известково-щелочная		Преобладает	Преобладает
Шошонитовая	Нет

Над зонами субдукции преобладают породы известково-щелочной серии, а не просто андезиты. Такого состава магмы почти не могут выплавляться непосредственно из базальтового слэба. В небольшом количестве обнаружены такие породы, выплавленные собственно из базальтовой коры, но только при условии достаточно низких давлений. В нормальных зонах субдукции таких условий нет. К таким ненормальным зонам относится остров Адак (Алеутская дуга) - адакиты, высокомагнезиальные породы андезит-дацитового состава. Сочетание температур давлений здесь: 800-1000°С, 45-70 км (а нормальный магмогенез начинается глубже). Такие ситуации возникают, где слэб разогревается с краю, снизу и сверху - чаще всего при образовании новой зоны субдукции, когда слэб расщепляется. При окно формируется окно слэба (литосферное окно) - происходит сверхразогрев и выплавляются адакиты.

Состав вулканитов также позволяет определять направление и угол погружения на основе номограмм. Первые номограммы состава Дикинсон и Хатерсон - зависимость содержания калия от глубины зоны Беньофа под действующим вулканом. С глубиной содержание калия возрастает. Т.о., можно определять приблизительную глубину залегания очага.

Спрединг морского дна

Спре́динг (от англ. spread — растягивать, расширять) — геодинамический процесс раздвигания жёстких литосферных плит под действием нагнетаемого снизу магматического расплава в области рифтов срединно-океанических хребтов.

Процессы спрединга локализуются, главным образом, в пределах Срединно-океанических хребтов и формируют океаническую кору, поэтому в этих районах она относительно молодая. Термин «спрединг морского дна» впервые был предложен Р. Дитцем (англ.)русск. в 1961 году, а концепция спрединга морского дна была сформулирована Г. Хессом (англ.)русск.и развита в работах К. Ле Пишон (англ.)русск.а в 1960-х годах. Экспериментально подтверждена в 1964—1965 годах во время 36-го рейса НИС «Витязь» к хребту Карлсберг и разлому Витязь в Индийском океане.

 

Экзогенная складчатость

К экзогенной складчатости относятся складки, образующиеся вблизи земной поверхности под воздействием различных экзогенных процессов. Они широко распространены в природе и их нередко путают с эндогенными складками. К некоторым из экзогенных складок приурочены залежи нефти и газа.

Подводно-оползнввые складки возникают при оползании осадков на дне бассейна и имеют вид разнообразных смятий, спирально закрученных линз и комьев, мелких опрокинутых и лежачих складочек, языковидных и беспорядочно перепутанных натеков, нередко разорванных и смещенных. Эти явления вызываются подводными оползнями, развивающимися при накоплении осадков на наклонных участках дна водоемов. Насыщенный водой илистый или песчаный осадок может течь даже при уклоне поверхности в 3°. На более крутых участках дна, например на континентальных склонах морей и океанов, осадки могут быть сорваны со своего основания и перемещены на многие десятки километров, что теперь установлено на ряде участков подводных окраин Атлантики. Способствуют этому процессу землетрясения.

Изменения, которые могут возникать в толщах, затронутых подводными оползнями (например, флишевых), выражаются в увеличении мощности осадков в более глубоких частях дна и ее уменьшении на тех участках бассейна, откуда сползают осадки, в перекрытии более молодых осадков ранее отложившимися, смещении фаций, в результате которого более мелководные отложения оказываются среди глубоководных, появлении местных несогласий и в других явлениях. Такие же складки, но в меньшем масштабе возникают при оползневых процессах и в наземных условиях.

Складки осадочного облекания. Изгибы слоев, имеющие все внешние признаки складок, но не связанные с деформацией горных пород, т.е. фактически псевдоскладки, образуются в результате отложения осадков на неровном ложе дна водоемов с первичным наклоном слоев от выступов рельефа к смежным понижениям. Особенно часто подобные складки возникают в отложениях, перекрывающих рифовые массивы. Такие складки широко распространены в палеозойских отложениях Волго-Уральской области Русской плиты и вмещают здесь залежи нефти. Следует также отметить первичные наклоны и изгибы, развивающиеся в подошве лав и в других вулканогенных образованиях, накапливающихся на склонах наземных и подводных вулканов. Первичные наклоны в этих породах существуют всегда и нередко достигают 20—30°, но обычно не превышают 3—5°.

Складки уплотнения образуются в стадию диагенеза (и катагенеза) вследствие неравномерного уплотнения пластичных пород, в основном глин, над выступами погребенного рельефа, рифовыми массивами, линзами песков (например, ископаемыми барами). Они тоже распространены в основном на платформах, в частности в Волго-Уральской области, а также на внешних крыльях краевых прогибов (Предкарпатского, Западно-Кубанского и др.).

Складки разбухания возникают в фазу гипергенеза при увеличении объема пород, в частности вследствие гидратации ангидрита и перехода его в гипс (гипсовые купола), или при попеременном увеличении объема воды при ее замерзании и уменьшении — при таянии льда (криотурбации). Гипсовые купола известны во многих платформенных районах (Прибалтика, Туркмения и др.) и краевых прогибах (Предуральский, Кубанский прогибы); они образуются обычно на глубине не более ШО м и имеют в диаметре десятки, реже сотни метров. Криотурбации развиты в зоне вечной мерзлоты и областях древнего покровного оледенения; отдельные их формы имеют очень небольшие размеры, обычно измеряемые метрами.

Складки оседания представляют противоположность складкам разбухания и образуются вследствие растворения пород — известняков, доломитов, гипсов, ангидритов в зонах развития карста (например, так называемые дизъюнктивные мульды на юге Предуральского прогиба) либо вследствие выноса из глубины сопочной брекчии в районах грязевого вулканизма («синклинальные вдавленности» Керченского полуострова и сходные формы на Юго-Восточном Кавказе и в Западной Туркмении). К этой же категории относятся структуры проседания, развивающиеся в районах наземной вулканической деятельности на месте интенсивного накопления ее продуктов (Индонезия, Карпаты, Кавказ и др.).

Обдукция

Обду́кция — надвигание тектонических пластин, сложенных фрагментами океанической литосферы на континентальную окраину. В результате форм