Микроконтиненты. Описание типов разломов земной коры (24994)

Посмотреть архив целиком












Контрольная работа №1

по общей и региональной геотектонике


Оглавление


  1. Микроконтиненты

  2. Позднесинклинальная стадия развития.

  3. Описание типов разломов земной коры

Список литературы


1. Микроконтиненты


Микроконтиненты – совершенно особый тип поднятий. В пределах океанских плит образуют те поднятия, которые подстилаются не океанской, а континентальной корой. Они обычно обладают выровненной поверхностью, лежащей на глубинах 2-3 км и менее, и морфологически выражены подводными плато с банками или даже островами в наиболее повышенной части. Обнажения на этих островах, драгирование на уступах плато, сейсмические исследования и в отдельных случаях бурение показывают, что в основании этих плато залегает континентальная кора с её гранитно-гнейсовым слоем. Мощность этой коры обычно не превышает 25-30 км. Микроконтиненты могут либо более или менее непосредственно прилегать к подводной окраине континентов, представляя как бы глубоко опущенную часть шельфа – так называемые краевые плато, либо отделяться от континента узким желобом с океанской корой, либо более широким (многие сотни, даже более тысячи километров) океанским пространством. К их числу относят плато Хаттон-Роколл в Северной Антлантике, Фолклендское краевое плато и плато Агульяс в Южной Антлантике, Сейшельский архипелаг в Индийском, Новозеландское плато в Тихом океане, хребет Ломоносова в Северном Ледовитом океане. Возраст континентальной коры от раннедокембрийского (Хаттон-Роколл) до мезозойского (Новозеландского плато).

Кора океанов принципиально отлична от коры материков. Каким образом произошло превращение континентальной коры в океанскую, либо наоборот – океанской в материковую? Чем было вызвано погружение, и было ли погружение?

Для объяснения подобного явления А.Д. Архангельский, а затем и В.В. Белоусов выдвинули идею об «океанизации» или «базификации» континентальной коры. По мнению В.В. Белоусова подъём из астеносферы огромных масс базальтового расплава вызывает его внедрение в континентальную кору, её распад на отдельные глыбы и, в конечном счёте расплавление и растворение в базальте. Начальную стадию подобного процесса можно усматривать в образовании «переходной» коры, подстилающей континентальные склоны и подножия в полосе не более 100-120 километров.

По данной гипотезе (ссылка на американского геолога А. Мейерхофа) приводится пример растворения континентальной литосферы в срединно-океанических хребтах в настоящее время. А. Мейерхоф указывает, что на гребне срединно-океанического хребта в Атлантике на 450 с.ш. значительную площадь занимают такие породы континентальной коры, как гнейс, гранито-гнейс, гранит и др. Возраст их по радиоактивным данным, 1550-1690 млн. лет, то есть протерозойский.

Исландия, предполагается тем местом, где возможно обнаружение не ассимилированных мантией глыб древней континентальной коры.

Но применению этой гипотезы для объяснения образования всех океанов противоречат петрографический и химический составы магматических (и метаморфических) пород ложа океана, ныне хорошо изученный. Анализ показывает отсутствие следов ассимиляции сиалических пород континентальной коры.

Иная гипотеза была предложена ранее А.Вагенером. Отталкиваясь от теории древнего глобального материка Гондвана, он предположил, что она раскололась на несколько частей. На эту мысль его натолкнуло визуальное сходство очертаний материков, ныне разделённых Атлантическим океаном (Южная Америка и Африка). Распад Гондваны вернее Пангеи, которая включала и северные материки, сопровождался раздвигом этих материков, обнаживших базальтовый слой коры, составлявший их ложе. Причина распада Гондваны усматривалась в силе вращения Земли.

В настоящее время принято считать, что рифтовые зоны срединно-океанических хребтов являются осью раздвига, от которых шло разрастание – СПРЕЙДИНГ ложа океанов.

С той же позиции раздвиговой теории образования океанов хорошо объясняются особенности строения и развития пассивных окраин континентов.

Характер спрейдинга носил порой не строго локализованный, а «диффузный» рассредоточенный характер, и результат тому – отсутствие линейных магнитных аномалий и наличие блоков с континентальной корой на примере Японского моря. Таким образом, существуют моря, в которых не произошло полного разрыва континентальной коры, а возникла кора «переходного» типа.

Возникновение теории геосинклиналей позволило создать ещё более полную версию происхождению и развитию микроконтинентов. В «окраинно-континентальных обстановках» новые геосинклинальные системы могут возникать двумя способами:

Первый из них близок к способу образования внутриконтинентальных систем. Он состоит в заложении рифта в осевой части орогена, простирающегося вдоль континентальной окраины и образовавшегося либо на месте предшествующей геосинклинальной системы либо в результате активизации краевой части ещё более древней платформы. Этот рифт, как и в предыдущем случае, развивается вначале в континентальных условиях, а затем превращается в окраинное море либо с утонённой и переработанной континентальной корой (субокеанской), либо с настоящей океанской корой. Отделённая же этим окраинным морем пластина континентальной коры образует микроконтинент или – срединный массив. Пример Японского моря и системы его островных дуг включает зоны более ранней – « байкальской» и позднекиммерийской консолидации. Любопытно, что в пределах самого Японского моря сохранилась погруженная глыба континентальной коры - подводная возвышенность Ямато.

Второй путь образования окраинно-материковой геосинклинальной системы принципиально отличен от первого. В этом случае геосинклиналь возникает не за счёт континента, а за счёт океана, в связи, с чем данным путём в принципе могут образоваться и внутриокеанские (межокеанские) геосинклинали.

Основу этого развития составляет зарождение на океанской коре, как правило вдоль разлома, часто трансформного, вулканической островной дуги. Доказательством её внутриокеанского происхождения может служить химический состав и петрографический анализ (пример Марианской дуги)

Отделение от океана части пространства с океанской корой, образование окраинного моря другого типа характеризуется примером возникновения в конце мела Алеутской островной дуги с обособлением её в тылу впадины Берингова моря. В этом случае предгеосинклинальной стадией является океанская стадия, которая может сменить рифтогенную. Это значит, что геосинклиналь может возникнуть либо непосредственно на основе континентального рифта, либо на месте окраины рифтогенного океана.

Так или иначе, итогом предгеосинклинальной стадии всегда является создание относительно ограниченного пространства развития океанской коры, новообразовнной или реликтовой, занимающей межконтинентальное или окраинно-континентальное положение. Именно этой коре и отвечает офиолитовая ассоциация, залегающая в основании геосинклинальных комплексов.

В настоящее время предпринимаются попытки получить достоверные петро-химические данные, которые бы позволили с большей степенью точности отличать океанскую кору (офиолиты), возникшую одним из вышеуказанных способов. Это дало бы основание получить более стройную, логически и научно обоснованную теорию возникновения МИКРОКОНТИНЕНТОВ.


2. Позднесинклинальная стадия развития


Начало процесса геосинклинального развития знаменуется началом компенсации растяжения геосинклинальной системы сжатием, большей частью по периферии. Это сжатие связанно в, свою очередь, с образованием и функционированием самого важного элемента любой настоящей геосинклинали – сверхглубинных наклонных разломов - подвигов, сейсмофокальных зон Беньофа, вернее Вадати-Заварицкого-Беньофа. (ВЗБ).

В рамках данной работы, минуя предшествующие стадии, перейду к рассмотрению вопроса позднесинклинальной стадии развития.

Начало этой стадии совпадает с прекращением общего расширения геосинклинальной системы и переходом к преобладанию сжатия, концентрирующегося вдоль зон ВЗБ.

Число этих зон возрастает, и над ними, в их висячем боку, формируются всё более мощные вулканические островные дуги. Существующее название данной стадии - островодужная.

Зоны сверхглубинных наклонных разломов и соответственно островные вулканические дуги могут возникать в следующих сочетаниях:

  • По одной стороне микроконтинента, т.е. со стороны океана (наиболее обычное положение)

  • По обеим сторонам микроконтинента. Т.е. со со стороны океана и континента, или окраинного моря, над более древней дугой, образованной в предыдущую стадию.

В позднесинклинальную стадию развития проявления толеит-базальтового вулканизма сменяется в основном адезитовым. Большую роль начинает играть пирокластический материал, образуются вулканогенные обломочные толщи. Проявление интрузивного вулканизма выражается в образовании относительно небольших плутонов (штоков) гранитоидов, в химическом составе которых натрий всё ещё преобладает над калием; это кварцевые диориты, тоналиты, гранотоиды.

Отсюда определяется, какая часть верхней мантии вовлечена в дифференциацию, так как ранее эмпирически было просчитано, что для образования таких литофильных элементов, как натрий, требуется подъем мантийного материала с глубины 180 км в сравнении с калием – 130 км (последняя цифра особенно выразительно указывает на связь состава материковой земной коры с очень глубокими недрами Земли).


Случайные файлы

Файл
148181.rtf
KURSAIN.DOC
185528.rtf
113168.rtf
ref-16454.doc




Чтобы не видеть здесь видео-рекламу достаточно стать зарегистрированным пользователем.
Чтобы не видеть никакую рекламу на сайте, нужно стать VIP-пользователем.
Это можно сделать совершенно бесплатно. Читайте подробности тут.