СТРУКТУРНАЯ ГЕОЛОГИЯ ЧИТАТЬ ВСЕМ Оформление: ● Вопросы, на которые ответили полностью, выделяем - зеленым жирным ● Вопросы, на которые ответили не полностью, выделяем - желтым жирным ● Вопросы, на которые не ответили, выделяем - красным жирным *проверил ответ - ставь “+” 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 Третий вопрос в билете: 1 2 3 4 1. Методы получения информации о внутреннем строении Земли; сейсмология (что изучает, какие типы волн использует, зоны сейсмической тени) Выделяют 4 типа методов: ● Прямые – методы непосредственных наземных и дистанционных изучений (геологическая съемка, бурение, данные по изверженным породам и т.д.). ● Косвенные – геофизические методы, основанные на изучение искусственных и естественных физических полях Земли (методы: сейсмические, гравиметрические, электрические, магнитометрические и др.). ● Экспериментальные – методы направлены на моделирование различных процессов и искусственное получение минералов и гп (sandbox, PVT-моделирование, петро- и гео- механические). ● Математические – основаны на решении обратной задачи, позволяют количественно определить геологические характеристики. Сейсмология – наука, изучающая распространение сейсмических волн в недрах Земли, сейсмические явления, причины, их вызывающие, и внутреннее строение Земли. Источники сейсмических волн: ● Естественные (землетрясения) - область сейсмологии ● Искусственные (взрывы, виброисточники) - область сейсморазведки Методы сейсмологии базируются на скорости распространения волн в гп. Волны делятся на 2 типа: ● Поверхностные волны (не имеют практической значимости). Пр, волны Лява и Рэлея. ● Объемные волны - распространяются на большие глубины (вплоть до ядра Земли и широко используются в практике). ○ Р – волна – продольная волна. проходит через ядро Земли. При преломлении волны создается зазор, который является сейсмической тенью. Наблюдается от 103* до 150* по обе стороны Земли. Благодаря этому явлению возможно рассчитать размеры радиуса ядра и местоположение границы ядро-мантия, а также доказано, что ядро «жидкое». ○ S – волна – поперечная (сдвиговая волна). Сейсмическая тень фиксируется на противоположной стороне от сейсмического события. Зона – 103* по обе стороны. Угловое расстояние тени 154*. Зона сейсмической тени - область поверхности Земли, где сейсмографы не могут обнаружить землетрясение после того, как его сейсмические волны прошли через Землю. 2. Сейсмическая модель строения недр Земли Сейсмическая модель Земли - модель, основанная на интерпретации скорости прохождения упругих волн через земные недра. Делит Землю на ядро, мантию, земную кору и на др. слои. Это деление базируется на распределении скоростей сейсмических волн по глубине. Каждый из сейсмических разделов – сложная поверхность со своим рельефом. Слой А – Земная кора: континентальная 30-80 км и океаническая 5-7 км. (Скорость волн P: 3-7.5, S: 3-5.5) Граница Мохо Слой В – Верхняя мантия 33-410 км (P: 8-9, S: 5-6) Слой С – Средняя мантия 250 км (P: 9-11, S: 6-7) Слой D – Нижняя мантия 2000 км (P: 12-13 , S: 6-7 ) Слой D’’ – переходная зона 150-200 км (P: 13-8 , S: 7-0) Граница Гутенберга Слой Е - Внешнее ядро 2200 км (P: 8-10) Слой F – разрыв Леманн-Буллена 100-150 км (P: 10-12) Слой G – Внутреннее ядро 1220 км (P: 12) Описание графика волн: ● До переходной зоны мантии и ядра существуют обе волны и их скорость пропорциональная возрастает с глубиной, кроме астеносферы. ● Астеносфера является зоной пониженных скоростей. ● Скорость волн, попадая в слой нижней мантии D, практически не изменяются (P-волны 12-13 км/с, S-волны 7 км/ч). ● S-волны не распространяются в жидком внешнем ядре. Скорость Pволны скачкообразно падает до значения примерно 8 км/с. Это связано с накоплением тугоплавких металлов в составе, и резким повышением плотности и температуры. ● Далее скорость P-волны пропорционально с глубиной растет до 10 км/с и на границы внешнего и внутреннего ядра скачкообразно повышается до 12 км/с. 3. Физические свойства внутренних оболочек Земли: распределение плотности и давления в недрах Земли Приблизительные порядки Плотностная модель рассчитывается на основе сейсмической модели. Изменение плотности с глубиной в Земле описывается уравнением Адамса-Вильямсона с учетом поправки на объемное расширение Берга (приращение плотности при приращении глубины). Ф-сейсмический параметр. Ш оболочек Земли закономерно возрастает. В мантии плотность постепенно возрастает за счет сжатия силикатного вещества и фазовых переходов. На границе Гутенберга – за счет изменения химического состава с силикатного на железный (плотность резко повышается в 2 раза с 5 до 10 г/см3). На границе внутреннего и внешнего ядра – фазовые переходы - повышение плотности идет быстрее (с 12 до 13г/см3). Температура ядра 6000 С, Мантии - 2000-4000, верхних слоев Земли - 200 - 700. Давление в недрах рассчитывается на основании ее плотностной модели (давление в центре Земли 3.6 млн. атм) . Причины увеличение давления: - сжатие вышележащих пород – литостатическое давление; - фазовые переходы в однородных по химическому составу оболочках (мантия); - различие в химическом составе оболочек (кора и мантия, мантия и ядро). 4. Источник тепловой энергии Земли Природа тепловой энергии Земли делится на экзогенную (солнечное излучение - инсоляция) и эндогенную (генерация тепла в недрах). Эндогенные процессы начинают влиять после пояса постоянных температур. Эндогенные процессы подразделяются на: ● энергия глубинной гравитационной дифференциации за счет перераспределении вещества по плотности при химических и фазовых превращениях; ● радиогенное тепло (возникает при распаде радиоактивных изотопов); ● твердые приливы (за счет притяжения Луны возникает внутреннее трение в толщах гп); ● остаточное тепло (тепло от аккреции, распад короткоживущих изотопов, приливные взаимодействия с Протолуной). 5. Характер тепломассопереноса ● Кондуктивный – молекулярная передача тепла от зерна к зерну в точках их контакта. Преобладает в литосфере и внутреннем ядре. ● Конвективный – циркуляционное движение вещества, которое способствует переносу тепла в результате различия градиента плотности или температуры. Преобладает в подлитосферной мантии и внешнем ядре. ● Адвекционный - тепло в недрах движется посредством воды или любого другого флюида, как вертикально к поверхности, так и субгоризонтально вдоль слоя или пласта. Преобладает на земной поверхности. 6. Модель распределения температуры в недрах Земли. Распределение температуры в термодинамическим соотношением. недрах Земли описывается На глубине 20-30 м располагается пояс постоянных температур – равна среднегодовой температуре района. Температура недр Земли с повышением глубины растет по параболическому характеру до 3000*С, в переходном слое D’’ резко возрастает до ~4200*С из-за накопления тугоплавких металлов, далее растет практически по линейному закону до +6000*С. Интенсивность поступления энергии отражается в величине геотермического градиента – приращение температуры с глубиной. Геотермическая ступень – глубина в метрах, при погружении на которую температура повысится на 1*. 7. Химический состав недр Земли: как определяют химических состав глубоких недр Земли? Выводы о химическом составе недр Земли базируются на геофизических данных, дополняемых данными экспериментов и математического моделирования. Существенную информацию несут метеориты и фрагменты верхнемантийных пород. Валовый состав на 92%: кислород, железо, кремний, магний, сера. Валовый химический состав близок к составу углистых хондритов – метеоритов, по составу близких первичному космическому веществу. В составе геосфер Земли элементы распределены неравномерно. Связано это с дифференциацией химического вещества в процессе формирования и эволюции Земли. 8. Химический состав земной коры Земная кора имеет «сиалический» состав, в основном состоит из окислов кремния и алюминия. ЗК на 99% состоит из: кислорода, кремния, алюминия, железа, кальция, натрия, калия и магния. Континентальная кора обогащена почти на 60% процентов окислами кремния. Процентное содержание окислов алюмимния в континентальной и океанических корах примерно одинаково. Океаническая кора больше, чем континентальная, обогащена железом, магнием и кальцием за счет поступающих из мантии расплавов. Верхняя и нижняя часть континентальной коры тоже отличаются химическим составом за счет плавления пород земной коры. Нижняя часть более обогащена оксидами железа и магния и менее оксидами кремния. 9. Химический состав мантии Существует 3 модели, описывающие химический состав мантии: Пиролитовая, Лерцолитовая, Хондритовая. Модели не отличаются друг от друга вещественным составом, только соотношением компонентов между друг другом. На 90% мантия состоит из окислов кремния, магния и двухвалентного железа, 5-10% - окислы кальция, алюминия и натрия. 10. Химический состав ядра На границе мантия-ядро происходит разложение силикатных минералов на металлическую и неметаллическую фазы и идет перестройка кристаллической структуры. Внешнее ядро = 86% железо + 12% сера + 2% никель Внутреннее ядро = 80% железо + 20% никель 11. Динамика геосфер Земли. Ядро, конвекция во внешнем ядре и палеомагнитология Ядро имеет гетерогенное строение, части ядра разделены переходным слоем. Внешнее – «жидкое», внутреннее – твердое. Внешнее ядро характеризуется конвективным тепломассопереносом, которое формирует турбулентные движения. Вращение Земли вместе с конвекцией жидких металлов во внешнем ядре создает магнитное поле. Изменение магнитного поля Земли со временем связано со сложными конвекционными движениями во внешнем ядре. Природа этих движений – вращение, как бы «плавание» внутреннего ядра в оболочке внешнего. При вращении создаются металлические «циклоны», которые принимают форму вращающихся цилиндров. Палеомагнитология – наука о древнем магнитном поле Земли, позволяющем по измеренным элементам древней (остаточной) намагниченности определить кажущееся положение древнего геомагнитного поля. Палеомагнитология способна реконструировать положение континентов за счет измерения направления остаточной намагниченности гп и определения широты, на которой она формировалась. 12. Динамика геосфер Земли. Мантия и конвективное движение масс в ней Мантия обладает вертикальной и латеральной плотностной неоднородностью. Это может быть связано с изменением вещественного состава или с флуктуациями температур. Неоднородность свидетельствует о высокой вероятности проявлений в ней конвекции. Низкотемпературные участки – более плотные, обладают повышенными сейсмическими скоростями (океаническая кора, погружающаяся в мантию - зоны субдукции). Высокотемпературные – менее плотные, пониженные сейсмические скорости (мантия). Выделяют две крупнейшие зоны разуплотнения и уплотнения. В зонах разуплотнения вещество испытывает восходящие движения, находится под центральной частью Тихого океана и Африкой (существуют суперплюмы), зоны уплотнения – это области нисходящего движения, находятся по периферии Тихого океана (зоны субдукции). В мантии выделяют многоярусную конвекции. одноярусную (сквозьмантийную) и Одноярусная конвекция может быть одно-, дву- и многоячеистой. При одноячеистой конвекции параллельно существуют один апвеллинг и один даунвеллинг, при многоячеистой - более двух ап- и даунвеллингов. При долгом проявлении одноячеистой общемантийной конвекции происходит формирование суперконтинентов. В мантии проявлена многоярусная конвекция, со своей системой конвективных течений в верхней и нижней мантии (с границей на глубине 670 км), или в верхней, средней (слой Голицына) и нижней мантии (с глубинными границами 410 и 670 км), при этом верхне- и нижнемантийное вещество не перемешиваются Эпохи многоярусной и одноярусной конвекции сменяют друг друга. 13. Теория тектоники литосферных плит литосферных плит. Границы Тектоника плит - современная геодинамическая концепция, основанная на положении о крупномасштабных горизонтальных перемещениях относительно целостных фрагментов литосферы (литосферных плит). В основе кинематики литосферных плит лежат два фундаментальных постулата: об абсолютной жесткости плит и неизменности радиуса Земли. Основные положения тектоники литосферных плит: 1. Верхняя твердая часть планеты разделена на две оболочки, существенно различающиеся по реологическим свойствам: жесткую и хрупкую литосферу и подстилающую её пластичную и подвижную астеносферу. 2. Литосфера разделена на плиты, постоянно движущиеся по поверхности пластичной астеносферы. 3. Существует три типа границ между плитами: дивергентные (расходящиеся), конвергентные (сходящиеся) и трансформные (сдвиговые). 4. Объём поглощенной в зонах субдукции океанической коры равен объёму коры, возникающей в зонах спpeдинга. 5. Основной причиной движения плит служит мантийная конвекция. 6. Перемещения плит подчиняются законам сферической геометрии и могут быть описаны на основе теоремы Эйлера. 14. Механизм формирования земной коры океанического типа Формирование океанической коры происходит в результате конструктивных процессов – рифтогенез и спрединг. Процесс сопровождается созданием дивергентных границы – границы расхождения. Выход мантийного вещества создает напряжения растяжения в верхних слоях и как бы разрывая океаническую кору. Происходит образование срединно-океанических хребтов или рифтов и формирование абиссальных равнин. 15. Механизм континентального типа формирования земной коры Формирование континентальной коры происходит в результате деструктивных процессов – субдукция и коллизия. Происходит поглощение океанической коры и наращивание континентальной за счет формирования складчатых поясов. Формирование складчатых поясов происходит по Андскому (горному) или Кельтскому (островному) типу. Создаются конвергентные границы – границы схождения. 16. Кинематика литосферных плит. Теорема Эйлера. Абсолютные движения литосферных плит Все литосферные плиты непрерывно перемещаются друг относительно друга. В основе кинематики литосферных плит лежат два фундаментальных постулата: неизменности радиуса Земли. об абсолютной жесткости плит и Движения литосферных плит по сфере постоянного радиуса описываются теоремой Эйлера. Теорема Эйлера: гласит, что перемещение любой точки по поверхности сферы описывается как чистое вращение вокруг оси, проходящей через центр сферы и пересекающей ее поверхность в двух точках, называемых полюсами Эйлера (эйлеровыми полюсами), или полюсами вращения плит. Абсолютное движение - движение плиты относительно географической (абсолютной) системы координат. В качестве абсолютных рассматриваются движения, привязанные к какой-то системе отсчета, которая так или иначе остается неподвижной в течение геологического времени по отношению к оси вращения Земли. С помощью изучения абсолютных движений можно точно воссоздать положение “точки” в каждый период геологического времени (широта и долгота). В качестве абсолютной системы отсчета может быть рассмотрен плюм. Плюм принимается как относительно неподвижное тело на продолжительном отрезке геологического времени, который больше, чем время формирования изучаемого объекта. Плита движется по астеносфере, и, проходя над плюмом, создаются “горячие точки” - цепочки островов с определенной ориентировкой и вулканической активностью. По возрасту и по ориентировки “горячих точек” можно сделать выводы о направлении перемещения литосферных плит. Допущения: неясно насколько плюм неподвижен. Для оценки абсолютных движений плит используются палеомагнитные данные о координатах палеомагнитных полюсов отдельных плит, палеоклиматические данные о положении горячих точек и зон субдукции, как менее подвижных, чем литосферные плиты. Недостаток - дают только широтную составляющую абсолютных движений. 17. Кинематика литосферных плит. Теорема Эйлера. Относительное движение литосферных плит Все литосферные плиты непрерывно перемещаются друг относительно друга. В основе кинематики литосферных плит лежат два фундаментальных постулата: об абсолютной жесткости плит и неизменности радиуса Земли. Движения литосферных плит по сфере постоянного радиуса описываются теоремой Эйлера. Теорема Эйлера: гласит, что перемещение любой точки по поверхности сферы описывается как чистое вращение вокруг оси, проходящей через центр сферы и пересекающей ее поверхность в двух точках, называемых полюсами Эйлера (эйлеровыми полюсами), или полюсами вращения плит. Относительное движение — это движение какой-либо одной литосферной плиты по отношению к другой. Относительные движения плит однозначно восстанавливаются по наблюдениям процессов, идущих на межплитных границах. Важно выбрать систему отсчета и выбрать условно жесткую плиту. Относительное движение описывается вращением и подчиняется теореме Эйлера, при этом линейные скорости меняются только в пределах жесткой плиты, угловые скорости постоянны. (Пр, полосовые магнитные аномалии, удревнение возраста океанической плиты по мере удаления от осей спрединга). 18. Эволюция земной коры. Цикл Вилсона Цикл Вилсона – цикл формирования и исчезновения океанов. Стадии цикла: 1. Эмбриональная. Заложение континентальных рифтов — разломов в континентальной коре, ведущих к распаду континентов (Восточно-Африканская рифтовая долина). 2. Юность. Континентальные рифты становятся межконтинентальными, закладывается процесс спрединга — образования океанической коры (Красное море). 3. Зрелость. Океанический бассейн достигает максимальных размеров. Тектонические структуры его дна (шельф, материковый склон, абиссальная равнина, срединно-океанический хребет) окончательно сформированы. Обе океанические окраины пассивны (Атлантический и Индийский океаны). 4. Угасание. Закладываются зоны субдукции (активные океанические окраины) и вулканические дуги. Спрединг в зоне срединно-океанического хребта при этом продолжается (Западная окраина Тихого океана). 5. Терминальная. Зона спрединга отсутствует. Субдукция поглощает океаническую кору, приводя к закрытию океанического бассейна (Восточная окраина Средиземного моря (бывший океан Тетис)). 6. Закрытие океанических бассейнов. Коллизия континентов, некогда ограничивавших океанический бассейн. Потенциально — образование суперконтинента (Средиземноморский складчатый пояс (на месте океана Тетис)). При этом не все участки проходят все этапы цикла Вилсона, и различные участки находятся на различных этапах цикла. Территории шельфов и континентальных склонов в пределах современных океанов - области современного накопления огромного количества терригенного и карбонатного материала. Толщина осадочного чехла закономерно уменьшается при движении от континента (шельф) к центрам океанов (абиссальные равнины). 19. Осадочные бассейны. Седиментационный и породный бассейн. Седиментогенез Осадочный бассейн – отрицательная структура осадочного чехла, заполненная недеформированным или умеренно деформированным осадочным чехлом, сложенным осадочными или осадочновулканогенными породами, и объединенная единой флюидодинамической системой. Седиментационный бассейн – область земной коры, которая включает зоны мобилизации вещества, его транспортировки и накопления. Бассейн породообразования - фрагмент отложений осадочного бассейна, который сохранился от инверсионных деструкций структуры седиментационного бассейна и денудации, т. е. находится внутри палеотектонической депрессии. Сложен осадочными породами. Седиментогенез определяется двумя независимыми переменными – объем и пространство аккомодации. Объем в основном контролируется экзогенными процессами и процессами жизнедеятельности организмов и зависит от многих глобальных и региональных событий как прилегающих, так и удаленных территорий. Величина пространства аккомодации – эндогенными процессами. Определяется геодинамической природой осадочного бассейна и историей его погружения. Природа мобилизации вещества: гипергенная (выветривание), биогенная (торфяники и рифы), вулканогенная (пепел, липиллы и тд). Агентами переноса вещества выступают: гравитация, ветер, вода, лед, биогенные процессы. Накопление осадков может быть терригенным, т.е. обломочным, карбонатным и эвапоритовым (минералы и химические осадки).. В зависимости от взаимоотношения объемов вещества и пространства аккомодации погружение будет компенсированным или некомпенсированным. 20. Осадочные бассейны. Седиментационный и породный бассейн. Литогенез Осадочный бассейн – отрицательная структура осадочного чехла, заполненная недеформированным или умеренно деформированным осадочным чехлом, сложенным осадочными или осадочновулканогенными породами, и объединенная единой флюидодинамической системой. Седиментационный бассейн – область земной коры, которая включает зоны мобилизации вещества, его транспортировки и накопления. Бассейн породообразования - фрагмент отложений осадочного бассейна, который сохранился от инверсионных деструкций структуры седиментационного бассейна и денудации, т. е. находится внутри палеотектонической депрессии. Сложен осадочными породами. В результате конвективных процессов и наличия вертикального градиента температур нижняя кора и верхняя мантия деформируется пластически – механизм чистого сдвига. В то время как верхняя кора из-за наличия низких температур реагирует как хрупкое тело, т.е. формируется серия сбросовых разломов – механизм простого сдвига. Мобилизация и снос терригенного материала происходит в результате жизнедеятельности организмов или гипергенных процессов, или осадок формируется под воздействием химических процессов. Стадии литогенеза: Гипергенез Перенос осадочного материала (образование осадка) Диагенез – литификация осадка. 10-25* Катагенез – термобарическое преобразование гп 1-3 км, до 120*, до 70 МПа. Метагенез - термобарическое преобразование гп 5-10 км, до 400*, 200 Мпа и более. Метаморфизм – термобарическое твердофазное минеральное и структурное изменение гп в присутствии химически активного флюида. В результате равенства объема осадков и объема пространства аккомодации работает закон сохранения материи без изменения радиуса Земли. *седиментационный бассейн, погруженный вертикально вниз – бассейн породообразования 21. Тектонические режимы в осадочных бассейнах В зависимости от взаимного расположения главных осей напряжения в осадочных бассейнах будет преобладать тот или иной тектонический режим, причем в сложных бассейнах режим может смениться несколько раз. Сброс – разлом со смещением преимущественно в вертикальной плоскости, по которому блок горных пород опущен по сравнению с соседними участками. Характеризует процессы растяжения. Взброс – разлом, по которому блок горных пород поднят по сравнению с соседними участками, а поверхность разрыва (сместитель) наклонена в сторону приподнятого блока. Характеризует процессы сжатия. Сдвиг – разлом с перемещением блоков друг относительно друга в горизонтальном направлении Модель Андерсона описывает взаимосвязь главных напряжений. В модели Андерсона сдвиги и отрывы всегда строго ориентированы относительно главных нормальных напряжений и не меняют своей ориентировки при развитии дислокаций. Normal - сбросовый (σ_v>σ_H>σ_h), thrust - взбросовый (σ_H>σ_h>σ_v), strike-slip or wench - сдвиговый (σ_H>σ_v>σ_h). 22. Структурная геология осадочных бассейнов (структурные формы и характерные типы структур) Структурная геология – раздел геотектоники – науки о строении, движении и развитии земной коры. Изучает структурные формы и их взаимоотношения, а также историю их развития. Структурная форма – форма залегания гп и формы их дислокаций Структурные формы делятся на 2 типа: Первичные – образовавшиеся одновременно с формованием пород: ● стратиграфические (слоистая), ● магматические, ● трещиноватость (седиментологическая). Вторичные – возникшие в результате преобразований первичных структурных форм: деформационных ● складчатые, ● разрывные ○ дизъюнктивные, ○ трещиноватость (тектоническая). 23. Типы структур в бассейнах сжатия Бассейн сжатия - это бассейны, где максимальное напряжение горизонтальное, минимальное - вертикальное. Глобальной единицей бассейна сжатия является складчато-надвиговый пояс. Складчато-надвиговый пояс – внешняя зона орогена, т.е. зона сочленения складчатой области и краевого платформенного прогиба. Следующей структурной единицей является надвиговая система, представляющая собой серию чешуй (пластин, хорсов), связанных подошвенным надвигом. Состоит из: ● Имбрикационный веер: прямая (фронтальная) и обратная (тыловая) последовательность формирования надвигов ● Дуплексов: Тыловое падение хорсов, с антиформным скучиванием, с фронтальным падением хорсов. ● Треугольные зоны. Состоит из пассивного кровельного дуплекса и пластины с пассивным надвигом. Третья единица - складки. Виды складок в бассейнах сжатия: ● Складки срыва ● Складки продвижения (пропагации) разлома. Флэт-рамп ● Складки изгиба-надвига (рамповые складки). Флэт-рамп-флэт 24. Основные методы моделирования в структурной геологии Метод физического моделирования - замена интересующего явления, протекающего в природе, изучением явления на подобной ему модели (sand box). Эквивалентные материалы отличаются по мех.свойствам от свойств изучаемых ГП пропорционально их отличиям в геометр. размерах. Метод сбалансированных разрезов - логичный разрез, который удовлетворяет разумным ограничениям и непротиворечиво объясняет наблюдаемую структурную ситуацию на поверхности, в скважинах и на сейсмических профилях. Основное допущение - сохранение длины и толщины слоев. Разрез будет считаться сбалансированным, если при возвращении разреза в недеформированное состояние будут отсутствовать проблемы и перекрытия. https://studref.com/536349/geografiya/metody_strukturnoy_geologii_geol ogicheskogo_kartirovaniya 25. Методика моделирования структурного кинематического В основе структурно кинематического моделирования лежит Закон сохранения материи (сохранения длины и площадей пластов - разрезы, а также площади и объемы - 3Д модели) 2Д применяется для: ● складчато-надвиговых поясов ● режимов растяжения ● инверсивной тектоники 3Д применяется для: ● ● ● ● ● складчато-надвиговых поясов режимов растяжения инверсивной тектоники сдвиговой тектоники соляной тектоники 3 типа: чисто по длинам пластов, по площадям и комбинированный, когда выбираются компетентные пласты (с межслоевым проскальзыванием) - измерение длины и площади, и некомпетентные (пластичные глины и солевые диапиры) - измерение площади или объема. Общая схема методики: 1. Сбор, анализ и систематизация информации 2. Концептуальная модель тектонической эволюции осадочного бассейна 3. Построении серии сбалансированных кинематических разрезов 4. Построении сбалансированной пространственной модели Обратное СКМ - восстановление - приведение современной структуры к доскладчатому состоянию. 26. Характеристика складчато-надвигового пояса Складчато-надвиговые пояса характеризуются промежуточной складчатостью и преобладающим концентрическим типом деформаций. В фронтальной части СНП ограничивается форландом, к которому перемещаются надвиговые чешуи. Форланд – недеформированное «платформенное» крыло краевого прогиба. В тыльной части СНП ограничивается хинтерлендом. Хинтерленд – голоморфно дислоцированный, с подобным типом складок, кливажированными толщами сланцевый пояс. СНП имеют двухъярусное (иногда многоярусное) строение. Автохтон – нижний недеформированный ярус, представляет продолжение основания краевого прогиба под верхний надвиговый ярус. Аллохтон – верхний надвиговый ярус, надвиговая система. Неоавтохтон – комплекс, запечатывающий уже сформированную надвиговую систему. Детачмент - региональный горизонт скольжения (подошвенный надвиг), ограничивающий снизу надвиг. Проградация складчатости – омоложение возраста, деформация от хинтерленда к форланду. 27. Типы дизпликатов в складчато-надвиговых поясах + Формирование надвигов сопровождается складчатыми деформациями (дизпликат). Все многообразие складчато-надвиговых форм сводится к трем основным типам дизпликатов. Типы складок в бассейнах сжатия Формируются при наличии пластичных слоев, по Складки срыва которым трассируется детачмент (сочетание рампового типа и пропагации.). Ассиметричны, с крутыми фронтальными и более Складки продвижения пологими тыловыми крыльями (формируют разлома (пропагации) чешуйчатые веера). Образуются при перескоке «надвига» с одного Складки изгибаниясубпластового горизонта скольжения на другой, в надвига (рамповые) основном симметричны (формируют дуплексы). Складчато-надвиговые пояса формируются не отдельными элементами, а системой. 28. Типы структур в надвиговой системе + Надвиговая система (покровный комплекс) Серия чешуй (пластин), где чешуя - объем горных пород, Имбрикационный ограниченный подстилающим или ведущим и тыловым или веер ведомым надвигами. Серия сводчатых (дугообразных) блоков – хорсов, ограниченная Дуплексы кровельным и подошвенным надвигом. Треугольная зона 29. Участки, в которых фронтальная вергентность надвигов сменяется обратной. Изогона и типы складок Изогона - отрезок, соединяющий две прямые в точках их пересечения с кровлей и подошвой пласта (первая линия проведена в произвольной точке кровли, по касательной, вторая линия - проведена параллельно первой). Представляют собой линии на разрезе складки, соединяющие на одном крыле точки с одинаковыми углами наклона пластов. 1. Складки 1 класса (желтые) конвергентные изогоны: сильно сходящиеся изогоны (класс 1А) изогоны, перпендикулярные слоистости (класс 1В) слабо сходящиеся изогоны (классы 1С) 2. Складки 2 класса (бирюзовые) изогоны параллельные оси складки; 3. Складки 3 класса (коричневые) дивергентные изогоны. В концентрических складках изогоны нормальны к поверхности пласта, в подобных складках - параллельны осевой поверхности. 30. Морфологические типы складчатости В природных условиях складки нередко заполняют огромные пространства и крыло антиклинальной складки переходит в крыло соседней синклинальной складки Подобное сочетание складок называется складчатостью ВЫДЕЛЯЕТСЯ ТРИ ОСНОВНЫХ МОРФОЛОГИЧЕСКИХ ТИПА СКЛАДЧАТОСТИ: ПОЛНАЯ ИЛИ ГОЛОМОРФНАЯ - характеризуется сплошным заполнением пространства сопряженными складками, как правило, линейными, параллельными друг другу, с близкой амплитудой и шириной (сжатие силами, ориентированными близко к горизонтали) (Верхоянье, Кавказ, Урал, Альпы) ПРЕРЫВИСТАЯ ИЛИ ИДИОМОРФНАЯ характеризуется изолированностью складок, их расположение на значительном расстоянии друг от друга, преимущественное развитие антиклиналей изометричной формы, промежутки между которыми сложены почти не деформированными горизонтально залегающими слоями (характерна для осадочного чехла платформенных областей) (Русская плита) ПРОМЕЖУТОЧНАЯ МЕЖДУ ДВУМЯ ТИПАМИ - обладает чертами полной и прерывистой складчатости и характеризуется развитием отдельных гребневидных или клиновидных складок и их сочетанием на фоне относительно спокойного залегания отложений (характерен для передовых прогибов) (Терско-Каспийский прогиб) 31. Сброс и его геометрия Элементарной структурной (дизъюнктивной) единицей в бассейнах растяжения является СБРОС ● Сбросами называются тектонические нарушения, в которых поверхность разрыва (сместитель) наклонена в сторону расположения опущенных пород ● Сброс определяется тем, что его висячее крыло смещено вниз относительно лежачего Геометрия сместителя: 1. Планарная - если (прямолинейная в разрезе) 2. Листрическая - если поверхности Земли с глубиной становятся субгоризонтальными лопата) поверхность сброса плоская сбросы, крутонаклоненные у постепенно выполаживаются и (listric fault, от греч. яз listron - - Геометрия сброса может неоднократно меняться с глубиной - Участок, где поверхность сброса имеет суброгизонтальный наклон, называется, флэт (flat - ровный участок), а более крутой - рамп (ramp - наклонный участок) - Пологий сброс, ограничивающий сбросовую систему снизу называется. детачментом (detachment - срыв, поверхность отделения) - Горизонтальные перемещения по детачменту могут составлять многие десятки и даже сотни километров. 32. Типы деформаций в бассейнах растяжения. Модели формирования рифтовых систем Деформации сдвига: ● Чистый сдвиг (удлинение - укорочение) есть деформация под действием нормальных растягивающих напряжений. ● Простой сдвиг (скол) есть деформации под действием тангенциальных (касательных) напряжений. + в жизни встречаются два вида сдвига одновременно + “чистый” и “простой” сдвиг не являются сдвигами в геол. смысле, а обозначают обстановки деформации Модель чистого сдвига подразумевает ● удлинение земной коры и верхней мантии по направлению растягивающих сил (в горизонтальном направлении) ● утонение земной коры и верхней части мантии в вертикальном направлении (поперек растягивающих сил). Модель простого сдвига подразумевает ● растягивающие силы действуют на земную кору и на верхнюю мантию как на хрупкое тело ● После преодоления предела прочности на сдвиг формируются глубинный сбросовый разлом (скол) (от поверхности до астеносферы), по которому формируется базальный разлом (по отношению к которому формируются синтетические и антитетические разломы). Комбинированная модель подразумевает ● растягивающие силы действуют на земную кору по механизму простого сдвига, формируя глубинный сбросовый разлом до низов земной коры (пока температура земной коры не возрастет до значений, способствующих ее пластическому деформированию). ● низы земной коры и верхняя мантия деформируются по механизму чистого сдвига, удлиняясь в направлении растягивающих сил и укорачиваясь в перпендикулярном направлении. 33. Типы трансферных зон Зоны без разломов, но расположенные в области кулисного сближения сбросов единой системы называются трансферными зонами, то есть зонами переноса или перевода (трансфера) от одного разлома к другому. а — основная геометрия, б — усложненная классификация. I, II, III, — основные типы расположения трансферных зон. 1 — моноклиналь, 2 — разлом растяжения, 3 — положение трансферной зоны, 4 — трансферная зона. 34. Возможные геометрические характеристики сбросов в рифтовых тектонических бассейнах Плоские без вращения 35. Вращающие плоские Вращающие листрические Изостазия. Понятие. Модели + Изостазия – компенсация избытка или недостатка масс на поверхности Земли обратным по знаку перераспределением масс в ее недрах. Механизм изостатической компенсации приводит к тому, что внешние оболочки Земли реагируют на приложенную (снятую) к ним нагрузку соответствующими вертикальными движениями и перераспределением масс в глубоких недрах. Уровень компенсации – поверхность, на которой давление вышележащих масс всюду одинаково. Модель Венинг-Мейнеса Модель Эйри Модель Пратта (изгибная) Однородная плотность коры Подошва ЗК является Литосфера представляет Подошва должна погрузиться плоской, и компенсация собой упругую пластину, осуществляется за счет которая прогибается при в мантию на глубину, различной плотности нагружении ее весом, то пропорциональную величине блоков ЗК, то есть в есть она не разбита на возвышения. блоках, образующих отдельные части, а Явление «Корни» гор – горы, плотность коры является единым целым. компенсация массы. должна быть ниже, чем Изостатическая поверхность в блоках впадин. та, на которой давление в мантии равно весу вышележащей горы. Соотношение эффективной толщины эластичной литосферы Te к величине длины волны изгиба λ: Вертикальная нагрузка компенсируется: ● локально, за счет выталкивающей (архимедовой) силы, вызванной опусканием подошвы литосферы непосредственно под местом приложения нагрузки; ● регионально, за счет выталкивающей силы, вызванной упругим прогибом всей литосферы. Примером изостасии являются образование атоллов из потухших древних вулканов и гляциоизостатические явления. 36. Модели формирования инверсионных структур Дорифтовая стадияформирования платформенного консолидированной коре континентального типа чехла на • При инверсии возникают разные структурные изменения • В результате разгрузки части напряжений, вызванных сжатием структуры, часто образуются новые взбросонадвиги в лежачем крыле структуры • В ответ на сжатие, затрагивающее фундамент (толстокожая тектоника), может начаться антиклинорное выгибание всего бассейна как единой структуры • Со стороны лежачего блока структуры может возникать эффект «упора», который провоцирует развитие антитетических разломов 37. Этапы формирования инверсионных Региональный уровень и нулевая точка + структур. Этапы формирования структурной инверсии Наличие структур растяжения (сбросы планарные, листрические, часто объединенных в единую систему). Этап1. Наличие конседиментационных Рифто отложений, накапливающихся вместе с вый формированием структуры растяжения (накапливается в пределах висячего крыла сброса, характеризуется изменением толщин по латерали). Региональное погружение территории и Этап наличие пострифтовых отложений, 2. накапливающихся на более широком Постр пространство (обычно захватывает и ифтов висячие и лежачее крылья рифта, ый характеризуется выдержанностью толщин по латерали). Смена (инверсия) тектонического режима с растяжения на сжатие. Формирование надвигов происходит, как правило, по уже сформированной системе сбросовых разломов Этап (реактивация разломов). 3. При инверсии не обязательно все Склад сбросы, сформированные на этапе чаторастяжения, испытывают реактивацию. надвиг Однако следует помнить о том, что вся овый земная кора (включая фундамент) подвергается сжатию (укорочению). Характерны также эффекты, связанные с поворотом и увеличением крутизны исходных плоскостей сбросов. Там, где видимое смещение по разлому равно нулю, могут наблюдаться нулевые точки. Региональный уровень – уровень, на котором выравниваются толщины одного и того же слоя в лежачем и висячем крыльях структуры. При инверсии некоторые слои находятся ниже и выше их региональных уровней. 38. Виды инверсионных структур и связанных с ними инверсионных структур • При инверсии возникают разные структурные изменения • В результате разгрузки части напряжений, вызванных сжатием структуры, часто образуются новые взбросо-надвиги в лежачем крыле структуры • В ответ на сжатие, затрагивающее фундамент (толстокожая тектоника), может начаться антиклинорное выгибание всего бассейна как единой структуры • Со стороны лежачего блока структуры может возникать эффект «упора», который провоцирует развитие антитетических разломов 39. Понятие структурный сдвиг. Структурные элементы сдвига Сдвигами называются разрывы со смещением, при котором оба крыла находятся на одном гипсометрическом уровне, но смещены по простиранию разрыва (главные максимальные и минимальные напряжения в горизонтальной плоскости). В зависимости от направления бывают левые (вращение будто против часовой стрелки) и правые (по часовой). Крылья Называются согласно их пространственной ориентировке. Сместитель Плоскость разлома, по которому происходит перемещение блоков при сдвиге. Перемещение крыльев разрыва в сдвигах может быть установлено по бороздам на зеркалах скольжения. Угол наклона Угол между горизонтальной поверхностью и разломом. сместителя Амплитуда смещения Величина смещения одного блока относительно другого. Выделяют зону разлома с субгоризонтальным перемещением и крутоориентированную зону мелких разломов, разветвляющихся и расщепляющихся от главного разлома. В зоне разлома выделяют следующие элементы: ● ● ● ● ● ● ● Свободный изгиб Прямую Ограничивающий изгиб Разъединение Перекрытие Свободный отступ Ограничивающий отступ Окончание сдвигов идет по: ● сбросовому типу. Формируется чешуйчатый веер растяжения и в присдвиговой зоне - дуплекс растяжения ● надвиговому типу. Формируется чешуйчатый веер сжатия и в присдвиговой зоне - дуплекс сжатия. В зонах сдвига также формируются положительные (надвиговая) и отрицательные (сбросовые) цветковые (пальмовые) структуры. 40. Генетические типы трещин в горных породах Генетические типы трещин: ● Тектонические ○ Трещины отрыва - ориентированы перпендикулярно максимальным напряжениям. ○ Трещины скалывания - ориентированы по направлению максимальных напряжений. Ориентируются под углом несколько меньшим 45* к направлению оси сжатия. ○ Трещины сжатия - образованы в результате растворения пород в местах повышенного давления. ● Нетектонические ○ Контракционные - трещины, образующиеся в процессе остывания магматических пород. ○ Литогенетические (диагенетические) - образование связано с диагенезом (превращение осадка в твердую консолидированную породу). ○ Выветривания - образованы в результате физического выветривания в зоне дезинтеграции пород. ○ Разгрузки - образованы при снятии напряжений с горных пород в результате эрозии. ○ Оползней, обвалов, провалов и просадок ○ Искусственные (техногенные) 41. Компоненты напряженно-деформированного состояния массива горных пород Напряженно-деформированное состояние ГП включает в себя: ● Горное давление - давление вышележащего массива горных пород, возникающее в результате действия гравитации и тектонических напряжений. ● Пластовое давление - внутреннее давление жидкости и газа, заполняющих поровое пространство породы. ● Тектонические силы ● Термические напряжения - механические напряжения, создаваемые тепловыми процессами. Суперпозиция (наложение) всех сил, действующих на массив горной породы, вызывает в нем деформации и, как реакция на эти деформации, возникают напряжения. Деформации описываются тензором и направлением главных осей в каждой точке объекта. Закон Гука связывает напряжения и деформации. Тензор напряжений связан с тензором деформаций через матрицу жесткости. Взаимное расположение направлений главных осей напряжений определяет тектонический режим: сбросовый (растяжения), взбросовый (сжатия) и трансформный: транспрессия и транстенсия (сдвиг). 42. Типы трещин и их формирование при различных тектонических режимах Трещины отрыва - ориентированы перпендикулярно максимальным напряжениям. Трещины скалывания - ориентированы по направлению максимальных напряжений. Ориентируются под углом несколько меньшим 45* к направлению оси сжатия. Трещины сжатия - образованы в результате растворения пород в местах повышенного давления. Сколы Отрывы Тип IA Условно параллельный скол Тип II Расширение - трещины отрыва Тип IБ Условно перпендикулярный скол Анти-тип II Уплотнение - стиллолиты, кливажи Стиллолиты - возникают при растворении карбонатных пород (зубчатые швы). Кливажи - система параллельных и субпараллельных трещин скалывания (в глинах, аргиллитах) Третий вопрос в билете 1. Элементы складчато-надвигового пояса СКЛАДЧАТО-НАДВИГОВЫЙ ПОЯС (СНП) - Внешняя зона орогена или, другими словами, зона сочленения складчатой области и краевого платформенного прогиба. -СНП образованы осадочными комплексами, формировавшимися на шельфе и континентальной окраине; -Они субгоризонтально перемещены со стороны внутренней зоны орогенного пояса и перекрывают отложения краевых прогибов; -Формируются на конвергентных границах литосферных плит (в зонах субдукции и коллизии). СКЛАДЧАТО-НАДВИГОВЫЕ ПОЯСА ХАРАКТЕРИЗУЮТСЯ 1. Промежуточной складчатостью и преобладающим концентрическим (параллельным) типом деформаций 2. Во фронтальной части СНП ограничиваются недеформированным «платформенным» крылом краевого прогиба (ФОРЛАНДОМ), по направлению к которому перемещаются надвиговые чешуи 3. В тыльной части СНП ограничивается голоморфно дислоцированными, с подобным типом складок, кливажированными толщами сланцевого пояса (ХИНТЕРЛЕНД) 4. Ширина надвиговых поясов изменяется от нескольких километров до первых сотен километров (обычно десятки километров) 5. СНП имеют двухъярусное (иногда даже многоярусное) строение Нижний ярус (АВТОХТОН) представляет собой недеформированное продолжение основания краевого прогиба под верхний надвиговый ярус (АЛЛОХТОН) 6. Верхний ярус (АЛЛОХТОН) надвинут на АВТОХТОН и именуется собственно надвиговой системой 7. Комплекс, запечатывающий уже сформированную надвиговую систему, называется НЕОАВТОХТОН 8. Надвиг, ограничивающий надвиговую систему снизу, называется ДЕТАЧМЕНТОМ (DETACHMENT) или РЕГИОНАЛЬНЫМ БАЗАЛЬНЫМ СРЫВОМ (DECOLLEMENT) или БАЗАЛЬНЫМ НАДВИГОМ (BASAL THRUST) ИЛИ РЕГИОНАЛЬНЫМ ГОРИЗОНТОМ СКОЛЬЖЕНИЯ или ПОДОШВЕННЫМ НАДВИГОМ (SOLE THRUST) 9. Подошвенным надвигом называют также надвиги, ограничивающие основание надвиговых систем более низкого ранга 10. Во многих надвиговых поясах доказано омоложение возраста деформации от ХИНТЕРЛЕНДА к ФОРЛАНДУ(ПРОГРАДАЦИЯ СКЛАДЧАТОСТИ) 2. Элементы рифтовой системы Составными частями рифтов являются горсты и грабены. Грабены и горсты - характерные структуры, возникающие ортогонально к направлению простирания сбросов вследствие тангенциального растяжения Осадочные толщи в пределах грабенов и горстов обычно не деформированы или деформированы незначительно Грабенами (graben) называются структуры, образованные сбросами, центральные части которых опущены и сложены на поверхности породами, более молодыми, чем толщи, обнажающиеся в приподнятых краевых частях Грабены характеризуются погружением их центральных частей относительно периферических Различают простые и сложные грабены: простые грабены образуются двумя сбросами; в сложных грабенах принимает участие большое количество разрывов Если грабенообразная структура ограничена с одной стороны сбросом, а с другой флексурой, то такая структура называется полуграбеном (hall-graben). В более общем случае, полуграбен - это структура растяжения с одним главным сбросом Горстами (horst) называются структуры, образованные сбросами, центральные части которых приподняты и на поверхности сложены более древними породами, чем породы, обнаженные в их краевых частях Возможные геометрические характеристики сбросов в рифтовых тектонических бассейнах -Плоские без вращения -Вращающиеся плоские - Врашающиеся листрические 3. Этапы инверсионных структур, региональный уровень и нулевая точка Дорифтовая стадияформирования платформенного консолидированной коре континентального типа чехла на Этап 1. Рифтовый • Наличие структур растяжения (сбросы планарные, листрические, часто объединенных в единую систему) • Наличие конседиментационных отложений, накапливающихся вместе с формированием структуры растяжения (накапливается в пределах висячего крыла сброса,характеризуется изменением толщин по латерали) Этап 2. Пострифтовый • Региональное погружение территории и наличие пострифтовых отложений, накапливающихся на более широком пространстве (обычно захватывает и висячее и лежачее крылья рифта, характеризуется выдержанностью толщин по латерали) Этап 3. Складчато-надвиговый • Смена (инверсия) тектонического режима с растяжения на сжатие • Формирование надвигов происходит, как правило, по уже сформированной системе сбросовых разломов (реактивация разломов) • При инверсии не обязательно все сбросы,сформированные на этапе растяжения, испытывают реактивацию • Вся земная кора (включая фундамент) подвергается сжатию (укорочению) • Характерны также эффекты, связанные с поворотом и увеличением крутизны исходных плоскостей сбросов 4. Элементы сдвиговых разломов и типы структур, формирующихся при сдвигах РАССМОТРИМ ПРАВОСТОРОННИЙ СДВИГ: • На окончаниях сдвигов формируются ЧЕШУЙЧАТЫЕ ВЕЕРА -В тылу перемещающегося крыла происходит образование ЧЕШУЙЧАТЫХ ВЕЕРОВ РАСТЯЖЕНИЯ (EXTENSIONAL IMBRICATE FAN), которые представлены сбросами -Во фронте перемещающегося крыла происходит образование ЧЕШУЙЧАТЫХ ВЕЕРОВ СЖАТИЯ (CONTRACTIONAL IMBRICATE FAN), которые представлены надвигами • В отдельных случаях окончания сдвигов представлены расщепляющимися мелкими сдвигами - СТРУКТУРАМИ КОНСКОГО ХВОСТА (HORSETAIL) • Мелкие сдвиги отступающего блока имеют тенденцию изгибаться в сторону • Часто сдвиговая зона испытывает дополнительное боковое растяжение или сжатие • При формировании таких комбинированных структур дополнительное боковое растяжение называется ТРАНСТЕНСИЕЙ (TRANSTENSION), а образовавшиеся структуры ТРАНСТЕНСИОННЫМИ, а при сжатии - ТРАНСПРЕССИЕЙ (TRANSPRESSION), а структуры – ТРАНСПРЕССИОННЫМИ • ПРИСДВИГОВЫМ ДУПЛЕКСОМ называется тектоническая структура, обычно ограниченная двумя главными, круто ориентированными сдвиговыми зонами • Между этими зонами располагаются кулисообразно сдвиги, имеющие комбинированную сдвиго-взбросовую (ТРАНСПРЕССИОННЫЙ ДУПЛЕКС СЖАТИЯ, CONTRACTIONAL DUPLEX) или сдвигосбросовую (ТРАНСТЕНСИОННЫЙ ДУПЛЕКС РАСТЯЖЕНИЯ, EXTENSIONAL DUPLEX) кинематику. ГЕОМЕТРИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ СДВИГА: • Прямые участки сдвига так и называются - ПРЯМАЯ (STRAIGHT) • Плоскость сместителя редко бывает прямой в плане на всем своем протяжении и поэтому часто наблюдаются изгибы ее простирания: - СВОБОДНЫЕ ИЗГИБЫ (RELEASING BEND), которые не препятствуют перемещению крыла сдвига - ОГРАНИЧИВАЮЩИЕ ИЗГИБЫ (RESTRAINING BEND), которые ориентированы как бы поперек движения крыла сдвига • Сместитель сдвига вдоль простирания часто обрывается, то есть является прерывистым. • В этом случае реализация перемещения происходит по субпараллельным основному разлому сдвигам • Пространство между окончаниями таких соседних сдвигов называется РАЗЪЕДИНЕНИЕ (SEPARATION), а расстояние, на которое окончания сдвигов как бы перекрывают друг друга называется ПЕРЕКРЫТИЕ (OVERLAP) •Зоны перехода от одного окончания сдвига к началу соседнего называются отступами: - СВОБОДНЫЕ ОТСТУПЫ (RELEASING OFFSET) - ОГРАНИЧИВАЮЩИЕ ОТСТУПЫ (RESTRAINING OFFSET)
