Слайд 1Структурная геология
Основные структуры земной коры
Слайд 2Внутреннее строение Земли
Основными методами познания строения земной коры и
более глубоких частей земного шара являются геофизические методы и в
первую очередь сейсмический.
В итоге сейсмических исследований установлено, что в недрах Земли существуют две основные поверхности раздела, позволяющие выделить земную кору, мантию (промежуточную оболочку) и ядро Земли.
Слайд 4Ядро Земли
Внутреннее ядро, начинающееся на глубине 5100 км, по косвенным
данным, считается твердым.
Большая плотность (на 70% выше, чем в
мантии) и высокая электропроводность свидетельствуют о том, что вещество ядра находится в металлической фазе.
Большинство специалистов склоняется к мнению о том, что внутреннее ядро состоит в основном из железа и никеля, возможно с некоторой примесью серы.
Внешнее ядро, на границе которого (глубина 2900 км) происходит затухание поперечных волн и резкое снижение скорости продольных, является жидким.
Слайд 5
Мантия
Земная кора отделяется от мантии Земли поверхностью сейсмического раздела Мохоровичича
(М).
M
На этой границе происходит скачкообразное увеличение скорости продольных волн
от 7,1—7,4 км/сек до 7,8—8,2, иногда даже 8,4 км/сек.
Это соответствует возрастанию плотности вещества до 3,3—3,7 г/см3 по сравнению с 3,0 г/см3 в базальтовом слое и 2,7 г/см3 в гранитном.
Верхняя часть мантии имеет ультраосновной состав.
Первичная мантия должна состоять из породы, промежуточной между перидотитом и базальтом. Эта гипотетическая порода была названа Д. X. Грином и А. Е. Рингвудом пиролитом.
Предполагаемый состав пиролита близок к составу каменных метеоритов — хондритов, рассматриваемых в качестве близких аналогов вещества мантии Земли
Верхи мантии вместе с корой образуют самую верхнюю относительно жесткую и хрупкую оболочку твердой Земли – литосферу.
ЛИТОСФЕРА
Более глубокие слои верхней мантии, с существенно иными свойствами, получили название астеносферы.
АСТЕНОСФЕРА
В химическом составе мантии преобладают кислород, кремний, магний и железо.
Слайд 6Астеносфера
Астеносфера буквально означает «слабый слой»; по сравнению с выше- и
нижележащими оболочками она является более пластичной, менее вязкой, более податливой
к деформациям.
В астеносфере уменьшается скорость распространения сейсмических волн, особенно поперечных.
Это означает, что сейсмические колебания проникают в среду с меньшей плотностью вещества.
Вязкость астеносферы на 2—3 порядка ниже, чем в выше- и нижележащих областях мантии.
Значительная часть вещества астеносферы находится в аморфном, стекловатом, а частично (от 1 до 10%) даже в расплавленном состоянии.
Достаточно незначительного местного повышения температуры, всего на 10—20°, или снижения давления, чтобы в астеносфере началось плавление в более крупных масштабах и возникли магматические очаги.
Астеносфера – основной уровень образования магматических очагов, главный источник магматических процессов.
Верхняя граница астеносферы находится на глубине 50-60 км под океанами и 100-120 км под континентами, а нижняя, соответственно, на глубине 400 и 250 км.
Слайд 7Слой Голицына и нижняя мантия.
Важный сейсмический раздел проходит на
глубине 400 км (раздел Голицына).
Нижележащий слой верхней мантии (слой
Голицына) характеризуется быстрым нарастанием скоростей сейсмических волн и еще более быстрым увеличением электропроводности.
Астеносфера вместе с литосферой и слоем Голицына образует тектоносферу – основную область проявления тектонических и магматических процессов.
Ее можно назвать геологической оболочкой Земли.
Слайд 8Земная кора
Земная кора обладает изменяющейся мощностью и непостоянным строением.
Средняя мощность коры 32 км.
На континентах она варьирует в
пределах 20—70 км
в океанах — в пределах 5—15 км
40 км
12 км
В среднем подошва коры — поверхность Мохоровичича — залегает под континентами на глубине 40 км , а под океанами на глубине 11—12 км.
В составе континентальной коры больше кремния и алюминия, в составе океанической – магния и железа.
Слайд 9Строение коры
И на континентах, и в океанах кора состоит
из трех основных слоев.
Верхний из них — осадочный (2).
На континентах он включает отложения широкого стратиграфического диапазона, начиная с верхнепротерозойских.
Максимальная мощность осадочного слоя на континентах составляет 10—15, иногда до 15—25 км.
В океанах наиболее древними отложениями являются отложения верхов юры.
В центральных частях океанов средняя мощность осадочного слоя обычно меньше 1 км, в среднем 0,3—0,4 км
Второй слой на континентах называют гранитным (3).
Он состоит не только из гранитов, но и из гнейсов и других метаморфических пород.
Максимальная мощность гранитного слоя — до 30—40 км.
В океанах второй слой сложен базальтами от позднемелового до плиоценового возраста.
Третий слой принято называть базальтовым (по скорости распространения сейсмических волн).
Считают, что третий слой континентальной коры соответствует породам гранулитовой фации метаморфизма.
Мощность «базальтового» слоя на континентах колеблется от 10-15 до 25-35 и даже 40 км.
Третий слой в океанах образован магматическими породами основного состава: метаморфизованными базальтами и габбро.
Слайд 10Строение коры
Переход от коры континентального типа к коре океанического
типа совершается на одних участках довольно быстро и резко, в
пределах континентального склона, в других случаях растягивается на достаточно большие расстояния.
Слайд 11Строение коры
Сейсмический профиль зоны перехода от континента к океану
в районе Сьерра-Леоне
Слайд 12Основные положения тектоники литосферных плит
Слайд 13Жесткая оболочка Земли – литосфера – разбита на ряд плит.
Литосферные плиты перемещаются в горизонтальном направлении по поверхности астеносферы.
Континенты
входят в состав плит и перемещаются вместе с ними.
Основные тектонические и магматические процессы происходят на границах плит.
Слайд 14Евразийская плита
Евразийская плита
Плита Хуана де Фука
Филиппинская плита
Плита Кокос
Плита Наска
Тихоокеанская плита
Австралийская
плита
Антарктическая плита
Южно-американская плита
Плита Скотия
Африканская плита
Австралийская плита
Аравийская плита
Индостанская плита
Северо-американская плита
Карибская плита
Слайд 15Границы плит
Границы плит – это зоны сейсмической и тектонической
активности, в которых две литосферные плиты примыкают друг к другу.
Слайд 16Границы плит
дивергентные;
Границы подразделяются на три типа:
конвергентные;
трансформные.
Слайд 17Границы плит
Вдоль дивергентной границы происходит наращивание океанической литосферы, которая
распространяется в стороны от границы.
Слайд 18Границы плит
На конвергентной границе одна из двух сходящихся плит
погружается в астеносферу и ею поглощается.
Слайд 19Границы плит
Вдоль трансформной границы две литосферные плиты, перемещаясь горизонтально,
скользят относительно друг друга, так что литосфера здесь не создается
и не исчезает.
Слайд 20Границы плит
На поверхности Земли границы плит отмечены крупными разломами
или системами разломов, а также линейными цепочками эпицентров землетрясений.
Слайд 21Границы плит
рифты вдоль дивергентных границ;
К характерным системам разрывных
нарушений относятся:
надвиги вдоль большинства конвергентных границ;
сдвиги вдоль трансформных
границ
Слайд 22Границы плит
Положение границ плит изменяется во времени и в
пространстве.
Как и плиты, они находятся в постоянном движении.
Слайд 23Положения современных границ разных типов
Границы плит: 1 – дивергентные; 2
– конвергентные; 3 – трансформные; 4 – направление движения плит
Слайд 24В идеальной модели тектоники плит деформация плит в горизонтальном направлении
возможна лишь вдоль их границ.
Слайд 25Некоторые границы между крупными плитами представляют собой мозаику намного меньших
по размеру микроплит.
Слайд 26Современные границы плит прослежены по их современной сейсмической и тектонической
активности.
Следы древних границ плит можно обнаружить геологическими методами.
Для этого
необходимо знать, какие геологические структуры однозначно свидетельствуют о положении границ плит в прошлом.
Слайд 27Конвергентные границы плит
На этих границах плиты движутся навстречу друг другу,
сходятся.
При этом одна плита погружается под другую.
Этот механизм
называется субдукцией.
Слайд 28Погружающийся в процессе субдукции литосферный блок в конечном счете поглощается
астеносферой.
По этой причине конвергентные границы плит называют также деструктивными.
Слайд 29Обычно конвергентные границы плит выражены сильными понижениями в рельефе и
прослеживаются в виде глубоководных желобов.
Некоторые желоба заполнены молодыми осадками,
которые маскируют депрессию.
Слайд 30Океанический желоб. Вертикальный масштаб увличен в 5 раз.
Слайд 31Над погружающимся в астеносферу блоком образуются резервуары магмы, как правило,
андезитового состава.
Магма внедряется в толщу пород и изливается на
поверхность.
Слайд 32Магматическая активность приводит к образованию либо вулканических островных дуг, если
вышележащая кора является океанической, либо горных хребтов с андезитовым вулканизмом
– в случае континентальной коры.
Слайд 34Вулканические дуги и горные хребты простираются параллельно смежным глубоководным желобам.
Слайд 35Островные дуги и желоба на западе Тихого океана.
1 – глубоководный
желоб; 2 – островная дуга; 3 – хребет фронтальной дуги
Слайд 36Система островной дуги. Вертикальный масштаб увличен в 5 раз.
Слайд 37Конвергентные границы плит сейсмически активны.
Гипоцентры землетрясений сосредоточены в погружающемся
блоке, и некоторые из них достигают глубины 700 км.
Слайд 38Зоны локализации гипоцентров в погружающемся блоке называются зонами Заварицкого-Беньоффа -
Вадати.
Слайд 39Вулканические дуги известны своими рудными месторождениями.
Зона, расположенная между внешней
вулканической цепью дуги и желобом, представляет собой осадочные бассейны, называемые
преддуговыми, условия в которых благоприятствуют аккумуляции углеводородов.
Слайд 40Коллизия континентов
Из-за низкой плотности континентальная литосфера не может участвовать в
процессе субдукции.
Приближение другого континента со стороны зоны субдукции приводит
к столкновению континентов (коллизии).
В результате столкновения конвергенция плит должна прекратиться, потому что континент, будучи более легким, не может погружаться в астеносферу.
На границе столкнувшихся континентов образуется складчатое сооружение – коллизионный ороген.
При этом океаническая литосфера частично выжимается поверх континентальной. Этот процесс называют обдукцией.
Слайд 41Древние конвергентные границы
Древние конвергентные границы плит можно обнаружить на континентах.
Для этих швов характерны пояса офиолитов, которые, как считают, являются
реликтами древней океанической литосферы, надвигавшейся на континентальную кору.
Зоны метаморфизма высокого давления и низких температур маркируют положение древних желобов, заполненных осадками.
В процессе субдукции осадки затягивались на большие глубины, а впоследствии поднимались благодаря изостатической компенсации.
В зонах конвергентных границ плит сосредоточены интенсивные деформации и сейсмическая активность, магматизм, метаморфизм и формирование рудных залежей.
Характерно также относительно быстрое поднятие с последующими интенсивной эрозией и обильным осадконакоплением, которое благоприятствует аккумуляции углеводородов.
Слайд 42Дивергентные границы плит
Вещество океанической литосферы постоянно образуется в океанических рифтах,
общая протяженность которых по всей Земле составляет около 70 000
км.
Литосферные плиты расходятся по обе стороны от этих рифтов, получивших название дивергентных границ плит (известных также как конструктивные или аккреционные).
Рифты обычно расположены на гребнях крупных хребтов, возвышающихся на дне океана.
Некоторые из них находятся примерно посредине между континентами, например, Срединно-Атлантический хребет. Другие приближены к одному из континентов.
Превышение хребта над дном океана обычно варьирует от 100 до 3000 м, характерная ширина – около 1000 км.
Центральный рифт приурочен к долине, дно которой может располагаться на 2000 м ниже вершины хребта.
Ширина ее более 10 км, в Центральной Атлантике – до 30-32 км.
У Восточно-Тихоокеанского поднятия с быстрым разрастанием океанического дна срединный рифт отсутствует.
Слайд 43Вверху —хребет с быстрым спредингом типа Восточно-Тихоокеанского поднятия. Внизу —хребет
с медленным спредингом атлантического типа.
Слайд 44Океанические рифты, образующие дивергентные границы плит, отличаются сейсмической и тектонической
активностью.
Тепловой поток над ними выше среднего.
Слайд 45Большая часть тепла отводится циркулирующими гидротермальными растворами, выщелачивающими и переотлагающими
сульфиды металлов.
Слайд 46Обследование дна океанов с обитаемых подводных аппаратов обнаружило свидетельства активного
вулканизма
Слайд 47Скорости спрединга варьируют в интервале от 1 до 5 см/год
(для одной из плит).
Слайд 48Толщина плит минимальна близ дивергентной границы, но чем дальше от
нее, тем больше плита остывает и утолщается.
Слайд 49Полосовидные магнитные аномалии
Вдоль центральной оси рифтовой долины наблюдается сильная линейная
магнитная аномалия.
Она вызвана намагниченностью, приобретаемой новым вулканическим материалом по
мере его остывания.
Намагниченные породы, слагающие дно океана, симметрично удаляются от оси спрединга.
Каждый заново образующийся фрагмент океанического дна приобретает намагниченность, по направлению совпадающую с существующим геомагнитным полем.
Периодические обращения полярности поля отражены в полосовидных магнитных аномалиях.
Слайд 50Трансформные границы
Ни одна дивергентная граница не является гладкой и непрерывной.
Все они во многих местах смещены вдоль трансформных разломов.
Их
простирание в точности параллельно направлению относительного перемещения соседних плит.
Слайд 51Трансформные границы
Активная часть зоны разлома находится лишь между участками хребта.
Слайд 53Мантийные плюмы (или просто плюмы) представляют собой сравнительно узкие колонны
разогретого вещества, поднимающиеся из глубоких слоев мантии.
Слайд 54Плюмы, скорее всего, зарождаются на глубине не менее 700 км.
По некоторым оценкам диаметр их составляет от 100 до 240
км, а скорость подъема 2 м/год.
Слайд 55Плюмы порождают купола диаметром до 1000 км, центральные участки которых
возвышаются на 1-2 км над окружающей местностью.
Слайд 56Горячие точки – участки земной поверхности с необычно высокой вулканической
активностью в настоящее время или в прошлом.
Некоторые геологи используют
термины горячая точка и плюм как синонимы.
Слайд 57Существование горячей точки устанавливается непосредственно из наблюдений за вулканической активностью,
тогда как вывод о существовании плюмов – результат интерпретации и
прямое их наблюдение недоступно.
Слайд 58Плюмы встречаются как внутри плит, так и на дивергентных границах
между плитами.
Слайд 59Примером внутриплитного расположения в океанической области служит плюм под островом
Гавайи.
Плюм этого типа порождает внутриплитную горячую точку, или горячую
точку гавайского типа.
Слайд 60Примером плюма, расположенного на дивергентной границе плит, является плюм под
Исландией.
Плюмы такого типа порождают срединно-океанические горячие точки или горячие
точки исландского типа.
Слайд 61Почему поднимаются плюмы?
Плюмы поднимаются из глубоких слоев мантии, так
как их вещество легче окружающих пород, а вязкость этих пород
достаточно мала, чтобы в мантии стал возможным режим течения.
Они ведут себя как пластическое твердое тело (возможно, частично расплавленное) и поднимаются подобно соляным диапирам.
Слайд 62Асейсмичный хребет (известный также как след плюма) представляет собой прямолинейную
цепь вулканических островов, гайотов или подводных поднятий.
Слайд 63Асейсмичные хребты образуются при движении плиты над плюмом. Плюм, расположенный
внутри плиты (например, под островом Гавайи), порождает отходящий от него
единственный асейсмичный хребет, примером которого является Гавайско-Императорская цепь подводных гор.
Слайд 65Уменьшение давления в веществе плюма приводит к росту содержания в
нем расплава, что в еще большей степени способствует подъему плюма.
Этим же объясняется повышенная вулканическая активность в районах горячих точек, в основе которой лежит механизм дифференциации вещества плюма: более легкая расплавленная фаза отделяется от твердого остатка.
Слайд 67Плюм, расположенный под срединно-океаническим хребтом, порождает два или три отходящих
от него асейсмичных хребта.
Слайд 68Хорошим примером такой ситуации служит Исландия.
От нее отходят широкий
асейсмичный хребет северо-западного простирания в сторону Гренландии и второй тоже
широкий асейсмичный хребет юго-западного простирания в сторону Шетландских островов (к северо-востоку от Шотландии).
Слайд 69Плюм, приуроченный к сочленению трех срединно-океанических хребтов, может быть родоначальником
трех отходящих от него асейсмичных хребтов.
Слайд 70Плюмы первого и второго порядка. Изучение простираний континентальных окраин в
Атлантическом, Индийском и Северном Ледовитом океанах, Мексиканском заливе и Карибском
море показало, что изменения их среднего направления можно разделить на сильные и слабые.
Слайд 71Схема развития плюмов первого и второго порядка.
1 – плюмы
первого порядка; 2 – плюмы второго порядка; 3 – спрединговый
хребет; 4 – трансформный разлом; 5 – древний разлом.
Сильные изменения направлений в среднем составляют около 61°, и именно к ним приурочены плюмы первого порядка.
Расстояние между плюмами первого порядка колеблются от 450 до 2200 км и в среднем составляет около 1700 км.
Как правило, здесь располагаются хорошо развитые асейсмичные хребты, соединяющие современное положение плюма (обычно на срединно-океаническом хребте) с тем местом на континентальной окраине, где он зарождался.
Многие, если не все, плюмы первого порядка на начальной стадии своего развития были связаны с авлакогенами, которые пересекают континентальную окраину в месте зарождения плюма.
Слабые изменения в ориентировке континентальной окраины составляют в среднем около 29°, и к ним приурочены плюмы второго порядка.
Обычно между каждой парой плюмов первого порядка имеется два-три плюма второго порядка, расположенных в среднем на расстоянии 565 км друг от друга.
Большинство плюмов второго порядка также имеют асейсмичные хребты (следы плюма), связывающие их современное положение (на срединно-океаническом хребте) с местом зарождения плюма на континентальной окраине.
Однако они менее развиты, чем асейсмичные хребты плюмов первого порядка.
Авлакогенов, связанных с плюмами этого типа, не обнаружено.
Возможно, связанные с ними небольшие авлакогены погребены под толщами прибрежных равнинных отложений на континентальных окраинах.
Слайд 72Когда начинается разделение двух континентов, срединно-океанические хребты между ними, предположительно,
параллельны континентальным окраинам, а значит, хребты, как и окраины, пересекаются
между собой под углами 61 и 29°.
Слайд 73Однако в процессе расхождения континентов отдельные сегменты хребтов меняют свою
ориентацию и смещаются серией трансформных разломов, нормальных к простиранию хребтов
Слайд 75Происхождение плюмов первого порядка. Наиболее популярны гипотезы:
избыточного разогрева за
счет концентрации радиоактивных элементов в мантии,
удара крупного метеорита и
повторной активизации восходящего потока вещества мантии на месте ранее существовавшего плюма.
Слайд 76Концентрация теплогенерирующих радиоактивных элементов. Эта гипотеза предполагает, что в мантии
существуют более или менее точечные источники тепла, образующиеся за счет
концентрации теплогенерирующих радиоактивных элементов (таких, как уран, торий и калий).
Однако очень трудно представить себе механизм такой концентрации, тем более что мантия обеднена этими элементами.
Слайд 77Удары метеоритов. Сильно разогретое вещество недр Земли всегда имеет тенденцию
к подъему, которому, однако, препятствует сравнительно мощная литосфера.
Земля находится
в неустойчивом состоянии, и для того, чтобы началась конвекция, достаточно действия некоего спускового механизма. Роль такого механизма могло бы сыграть падение метеорита (небольшого астероида).
Слайд 78Активизация ранее существовавших плюмов. Мантийный плюм может возникнуть на месте
существовавшего ранее плюма.
Слайд 79Происхождение плюмов второго порядка.
Становление срединно- океанических хребтов контролируется уже
существующими системами трещин региональной протяженности.
Вторичные плюмы, вероятно, зарождаются там, где
происходит изменение в ориентировке трещин, контролирующих развитие срединно-океанического хребта между плюмами.
Слайд 81Плюмы располагаются под районами современного вулканизма или вблизи них.
Вулканические
породы, образованные непосредственно над плюмом, представлены, как правило, толеитовыми базальтами.
Плюмы располагаются на окончании одного, двух или трех асейсмичных хребтов (следов плюма).
Плюмы под срединно-океаническими хребтами обычно приурочены к тем местам, где хребет существенно меняет свое направление.
Слайд 82Плюмы срединно-океанических хребтов находятся посредине между теми участками противоположных континентальных
окраин, изгиб которых повторяет друг друга.
Авлакогены пересекаются с плюмами
во время их зарождения. Поэтому плюм может находиться под хребтом рядом с пересечением авлакогена и континентальной окраины.
На тех участках, под которыми находятся плюмы, срединно-океанические хребты становятся обычно шире и выше.
Слайд 83Возраст вулканов асейсмичных хребтов (следов плюма) последовательно увеличивается по мере
удаления от плюма.
Плюмы часто находятся вблизи районов, где срединно-океанический
хребет смещается крупными трансформными разломами.
Над плюмами часто регистрируются обширные гравитационные максимумы.
Геотермические градиенты над плюмами выше, чем в других областях.
Слайд 84Положение плюмов
Оценки общего числа горячих точек или плюмов на
Земле далеко не однозначны.
Слайд 85Со времени раскола Пангеи 205 млн. лет назад, активными были
всего 43 плюма и с расколом Пангеи связаны 32 плюма
первого порядка
Слайд 86Реконструкция Пангеи с указанием положений 32 плюмов первого порядка, связанных
с ее расколом
Слайд 87В настоящее время эти плюмы находятся под активными или пассивными
срединно-океаническими хребтами между разделенными континентами
Слайд 88Современное распределение плюмов первого порядка. 1 – активный плюм; 2
- пассивный плюм; 3 – след плюма; 4 – место
зарождения плюма; 5 – конвергентная граница плиты; 6 – срединно-океанический хребет.
Слайд 89Возраст плюмов. Самые древние плюмы, возможно, возникли сразу же после
или даже во время образования Земли.
Плюмы могут порождаться ударами
метеоритов, а для этого периода были характерны многочисленные падения очень крупных метеоритов.
Слайд 90Образование плюмов можно связать с периодами образования континентальных рифтов, которые
происходили 3,5, 3,1, 2,75, 1,5, 1,15 и 0,675 млрд. лет
назад.
