Горизонтальные движения относительные и «абсолютные», определение ихнаправления и скорости



Результаты изучения горизонтальных движений показывают, что скорость их не уступает скорости вертикальных движений, а часто превосходит последнюю. При этом горизонтальные движения имеют не колебательный, а направленный характер, чем и объясняется то, что их суммарная амплитуда за определенный интервал времени намного превышает амплитуду вертикальных движений.

Однако заключение об устойчивом однонаправленном знаке горизонтальных движений не должно абсолютизироваться. В отношении ряда сдвигов установлено, что знак перемещения по ним изменялся во времени. Но такие изменения происходили через значительные промежутки времени, на несколько порядков превосходящие период наблюдений за современными движениями. Тем не менее, следует отметить, что во время некоторых крупных землетрясений, например Токийского 1923 г., наблюдались кратковременные обращения знака горизонтальных движений земной поверхности.

Особый интерес представляет выявление относительных смещений литосферных плит. Прежние попытки измерения этих смещений путем повторного определения географических координат для пунктов, расположенных на разных континентах, обычным астрономическим методом были признаны недостаточно надежными. В настоящее время используются два других, значительно более точных метода повторного измерения расстояния между отдаленными пунктами: 1) с помощью лазерных отражателей, установленных на Луне или на искусственных спутниках Земли; 2) с помощью регистрации радиосигналов от квазаров (длиннобазовыйрадиоинтерферометрический метод). Точность определения относительного смещения плит этими методами достигла порядка сантиметров в год. Поскольку скорость смещения плит составляет обычно несколько сантиметров в год (для некоторых плит более 1 см/год), то данные, накопленные за несколько лет измерений, уже, по крайней мере, на порядок превосходят возможную ошибку этих измерений.

Асейсмичные хребты» в океанах, их главные типы и происхождение.

Хребет асейсмичный - хребет на океанском дне, сложенный вулканическими толщами, возникшими в результате действия «горячей точки», которая последовательно «прожигала» движущуюся над ней плиту. Он включает серию вулканических аппаратов центрального типа. Характерно закономерное изменение возраста излияний по простиранию хребтов. Состав лав отвечает щелочным (около 5%) и толеитовым (более 90%) базальтам.

- Гавайского типа

- Гренландско-Фарерского типа

В Тихом океане их очень много, это нормальные вулканические постройки, разбросаны неравномерно, сгруппированы в асейсмичные хребты -большая часть этих вулканов связывают с прохождением Тихоокеанской плиты над горячими точками. Но есть и разрозненные подводные горы, не связанные с горячими точками.

 

56. Пассивные континентальные окраины, их главные типы.

Пассивные окраины - внутриплитные.

Главные особенности: внутриплитное положение, низкая сейсмичность и вулканическая активность с отсутствием глубинных сейсмофокальных зон.Характерны для молодых океанов — Атлантического, Индийского, Северного Ледовитого, для антарктической окраины Тихого океана. Образовались они в процессе раскола суперконтинента Пангея, начавшегося около 200 млн. лет назад, и их возраст колеблется в пределах от этой даты до эоцена включительно.

В строении типичных пассивных окраин всегда выделяется 3 элемента:

- Шельф - подводное продолжение прибрежной равнины материка, обладает крайне пологим наклоном в сторону моря и имеет изменчивую ширину, достигающую многих сотен км. Внешний край шельфа, называемый его бровкой, лежит в среднем на глубине 100 м, но может спускаться до 350 м (у берегов Антарктиды). Поверхность шельфа - аккумулятивная, реже абразионная равнина.

- Континентальный склон - сравнительно узкую полоса дна шириной не более 200 км. Отличается крутым уклоном, в среднем около 4°, но иногда гораздо больше, порядка 35 и даже до 90°. В его пределах глубина океана увеличивается от 100—200 до 1500—3500 м. Границы с шельфом и континентальным подножием бывают выражены в рельефе дна достаточно резкими перегибами.

- Континентальное подножие может обладать значительной шириной, до многих сотен и даже тысячи км (последнее — в Индийском океане). Оно полого наклонено в сторону абиссальной равнины, и переход к последней знаменуется уменьшением уклона до почти горизонтального; он происходит на глубине около 5000 м. Континентальное подножие сложено мощной толщей осадков. Это основная область разгрузки обломочного и взвешенного материала, приносимого с суши, область лавинной седиментации.

Шельфы обычно подстилаются той же консолидированной континентальной корой, как и прилегающая часть материка, но эта кора утонена до 25—30 км, разбита разломами и пронизана дайками основных пород. Ее верхняя часть обычно представляет чередование горстов и грабенов или полуграбенов, обычно с наклоном поверхности блоков фундамента и слоев в грабене в сторону континента и увеличением мощности осадков в них и том же направлении.

Континентальные склоны и внутренние части континентальных подножий подстилаются переходной (субокеанической) корой, резко утоненной, переработанной и часто пронизанной дайками основных пород первично-континентальной корой. Граница этой переходной коры и собственно океанской проходит в средней части континентального подножия; ее трудно уловить под мощной толщей осадков.

Современные пассивные окраины развивались на протяжении последних двухсот млн. лет. Но первые пассивные окраины появились еще в раннем протерозое, более 2 млрд. лет назад. Так, типичным шельфовым образованием пассивной окраины является супергруппа Гурон Канадского щита, обнаженная на северо-западном побережье озера Верхнего и послужившая стратотипом нижнего протерозоя. На периферии Тихого океана образования типа пассивных окраин появляются в среднем и позднем рифее в Северной Америке и Австралии. С кембрия они получают широкое распространение практически на всех континентах.

В своем дальнейшем развитии древние пассивные окраины подвергались надвиганию или, вернее, пододвигались под сближавшиеся с ними островные дуги, микроконтиненты или даже континенты. В результате слагавшие их осадочных комплексы испытывали интенсивное сжатие и соответствующие деформации, сминались в складки, нарушались надвигами, образовывали пластины шарьяжей, часто срываясь со своего фундамента и (или) расслаиваясь вдоль более пластичных толщ. При этом листрические сбросы могли превращаться в надвиги, чтобы иногда затем, при повторном раскрытии новых океанов, снова превратиться в такие же сбросы. В складчатых поясах геологического прошлого на основе пассивных окраин образуются их внешние зоны, а затем и передовые (краевые) прогибы, заполняемые молассами. В классической геосинклинально-орогенной терминологии пассивным окраинам, вовлеченным в складчато-надвиговые деформации, соответствует понятие «миогеосинклиналь».

Типы пассивных окраин:

1.Рифтогенные - зарождаются при рифтогенном расколе континентов:

-Вулканические - магматизм сопутствует ранним стадиям раскрытия океанического бассейна (Красное море).

-Не вулканические.

2. Трансформные - формируются там, где при раздвижении континентальных единиц были континентальные разломы.

Обстановка пассивной окраины - по сути, это реликты обстановок и структур континентального рифтогенеза (соли, например, системы ступенчатых сбросов, вулканиты). Собственно формации пассивных окраин - флишевые, олистолитовые, карбонатные органогенные (рифы, банки). Магматизм интрузивный, с повышенной щелочностью.

 


Дата добавления: 2018-04-04; просмотров: 160;