На бирже курсовых и дипломных проектов можно найти образцы готовых работ или получить помощь в написании уникальных курсовых работ, дипломов, лабораторных работ, контрольных работ, диссертаций, рефератов. Так же вы мажете самостоятельно повысить уникальность своей работы для прохождения проверки на плагиат всего за несколько минут.

ЛИЧНЫЙ КАБИНЕТ 

 

Здравствуйте гость!

 

Логин:

Пароль:

 

Запомнить

 

 

Забыли пароль? Регистрация

Повышение уникальности

Предлагаем нашим посетителям воспользоваться бесплатным программным обеспечением «StudentHelp», которое позволит вам всего за несколько минут, выполнить повышение уникальности любого файла в формате MS Word. После такого повышения уникальности, ваша работа легко пройдете проверку в системах антиплагиат вуз, antiplagiat.ru, etxt.ru или advego.ru. Программа «StudentHelp» работает по уникальной технологии и при повышении уникальности не вставляет в текст скрытых символов, и даже если препод скопирует текст в блокнот – не увидит ни каких отличий от текста в Word файле.

Результат поиска


Наименование:


курсовая работа Напряжения в литосфере. Разломы

Информация:

Тип работы: курсовая работа. Добавлен: 14.12.2012. Сдан: 2012. Страниц: 19. Уникальность по antiplagiat.ru: < 30%

Описание (план):


Министерство образования  и науки РФ
Югорский государственный  университет
Институт природопользования
Кафедра геологии
 
 
 
Курсовая работа
по дисциплине: «Физика  Земли»
на тему:
«Напряжения в литосфере. Разломы»
 
 
 
Выполнил студент группы 2200 Булатов Т. Д.
Проверил преподаватель  Кузина М. Я.          
 
 
 
 
 
Ханты-Мансийск 
2011 г.

Содержание

 
Введение 3
Литосфера 5
Напряжения  в литосфере 11
Дивергентные  границы или границы раздвижения  плит 14
Океанические  рифты 14
Конвергентные границы 15
Активные  океанические окраины 16
Островные дуги 17
Коллизия  континентов 18
Трансформные границы 18
Сдвиги на континентах 19
Разлом 20
Индикация глубинных разломов 23
Заключение 24
Список  литературы 25
 
 

Введение

К числу нерешенных современных  проблем наук о Земле относится  прогноз землетрясений. Исследования в этой области ведутся издавна, опубликовано большое количество работ, проблемой занимаются выдающиеся ученые планеты. Однако до сих пор нет  сколько-нибудь надежных ее решений. Причина  заключается в том, что оценка сейсмического состояния глубинных  слоев Земли - одна из труднейших задач, с которыми когда-либо сталкивались исследователи, в ней воплощены  все известные проблемы математики, механики, физики, химии и экспериментальных  исследований.
Сложность проблемы в недоступности  глубинных слоев Земли для  получения надежных данных относительно параметров среды и протекающих  там процессов. Известны лишь сравнительно приближенные модели тектонического строения Земли. Велико разнообразие, как геометрических характеристик глубинных зон, так и физико-механических и химических процессов, протекающих в активных зонах, известных лишь приближенно, а зачастую принимаемых на основе гипотез. Добавим к этому отсутствие знаний или установившейся точки зрения относительно строения коры Земли - является она сплошной структурой или блочной.
В настоящее время накоплен значительный материал, относящийся  к оценке произошедших землетрясений  по оценкам магнитуды и балльности сейсмических событий, в местах традиционного проявления этого события, построены модели протекания процесса разрушения среды. Однако исследований по анализу нарастания сейсмической напряжённости с позиции механики разрушения литосферных плит выполнено очень немного. Известные в этой области работы связаны со значительной идеализацией литосферных плит - идеализацией неоднородностей, разломов, вызванных незнанием строения литосферных плит в заданном районе.
Именно сложность строения литосферных плит и многофакторность внешних воздействий на них явились  той причиной, что до сих пор  нет признанного и строго установленного фактора или факторов, наиболее ответственных  за нарастание сейсмической напряжённости  литосферных плит. Понятно лишь одно: землетрясение - это разрушение литосферной  плиты, происходящее с высвобождением упругой энергии, накопившейся в  литосферной плите за счёт внешних  воздействий. При любых подходах к решению проблемы прогноза мест подготовки землетрясений, вопрос исследования напряженно-деформированного состояния литосферой плиты как сложного деформируемого тела обязательно возникает, и нет никаких оснований уклониться от анализа этих вопросов, если мы хотим понять процесс ее разрушения.
Проблема оценки сейсмичности в теоретической части соприкасается практически со всеми разделами современной механики, прикладной математики, термодинамики, физики твердого тела, геофизики. Но для того чтобы они смогли быть успешно применены при оценке сейсмичности, многие методы нуждаются как в доработке, так и в приспособлении к проведению с их помощью многофакторного анализа. Таким образом, специфика проблемы состоит в том, что в описанных задачах сейсмичности воедино переплетаются такие факторы, влияющие на прочность и разрушение литосферных плит, как сложная геометрия тел с неоднородностями, в том числе разной размерности и гладкости, сложное физико-механическое строение тел, совместное влияние различных полей, воздействующих и на внутренние, и на внешние точки твердого тела.
Нужно добавить, что эта  задача ставится в условиях достаточно большой неопределенности. Если влияние  вращения Земли вокруг оси и гравитационное поле достаточно определенны, то факторы, связанные с малыми движениями плит, не говоря о воздействии на нижнее основание на границе Мохоровичича, оказываются неизвестными.[11]
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Литосфера
Литосфе?ра (от греч. ????? — камень и ?????? — шар, сфера) — твёрдая оболочка Земли, состоящая из земной коры и верхней части мантии, до астеносферы, где скорости сейсмических волн понижаются, свидетельствуя об изменении пластичности пород (см. рис. 1). В строении литосферы выделяют подвижные области (складчатые пояса) и относительно стабильные платформы.[1,]

Рис. 1. Схема внутреннего строения Земли
 
В настоящее  время считается, что литосфера  представляет собой тонкую сферическую  оболочку, лежащую на астеносфере. Под  влиянием астеносферных течений возникают подвижки и взаимные перемещения литосферных плит (см. рис. 2). Причиной возникновения астеносферных течений считаются конвективные процессы, происходящие в нижней мантии. Над восходящими потоками вещества в нижней мантии образуются расходящиеся астеносферные течения, в зонах которых литосферные плиты будут расходиться в стороны и между ними будут возникать рифтовые зоны. А над нисходящими потоками вещества нижней мантии будут возникать сходящиеся астеносферные течения, что в свою очередь вызывает наползание одной литосферной плиты на другую и их деформацию.
Конвективные  течения в мантии (их расположение, величина и направление потоков) меняются во времени. При конвективном движении вещество мантии перемещается (происходит массообмен), за время жизни Земли могло пройти более 16 полных конвективных циклов – перемещение всей массы мантийного вещества.

 
Рис. 2. Схема происхождения вертикальных
и горизонтальных движений литосферы:
дифференциация на границе ядро-мантия >
поднятие лёгкого нагретого  материала в астеносферу >
вертикальные движения литосферы  >
горизонтальные движения литосферы
1 – внутреннее море; 2 - крупное  поднятие на континенте; 3 – срединно-океанический  хребет; 4 – глубоководный желоб; 5 – островная дуга;
6 – краевое море
Литосфера под океанами и  континентами значительно различается. Литосфера под континентами состоит  из осадочного, гранитного и базальтового слоев общей мощностью до 80 км. Литосфера под океанами претерпела множество этапов частичного плавления в результате образования океанической коры, она сильно обеднена легкоплавкими редкими элементами, в основном состоит из дунитов и гарцбургитов, её толща составляет 5—10 км, а гранитный слой полностью отсутствует.
Толщина океанической литосферы  определяется глубиной охлаждения и  кристаллизации пиролита и зависит от длительности нахождения вещества мантии на поверхности Земли. Мощность литосферы увеличивается по мере удаления от рифтовых зон (см. рис. 3), увеличивается плотность вещества (из-за процесса кристаллизации), а с увеличением мощности литосферы понижается уровень её поверхности.

Рис. 3. Рост мощности литосферной плиты
Ещё в 1855 г. было установлено (Эри и Пратт), что сила земного притяжения в горных районах, где сосредоточены громадные массы пород, практически не отличается от силы притяжения в равнинных районах. Объяснение просто: менее плотная литосфера плавает в более плотной, но пластичной мантии, как льдина плавает в более плотной воде. Среднее значение плотности литосферы - ?1=2800кг/м3, а плотности мантийного вещества ?2=3300 кг/м3.
На рис. 4 схематически изображена равнинная и горная литосфера, имеющая плотность ?1, и мантия с плотностью ?2. Толщина горной литосферы равна (h+H). Давление во всех точка плоскости, лежащих на определенной глубине (на глубине L), должно быть одинаковым (явление изостазии), иначе мантийное вещество должно было бы прийти в движение, которое выровняло бы давление.






 
 


 
Рис. 4. Схема, поясняющая изостазию – равенство в мантии давления под горной и под равнинной литосферой
 
Таким образом, экспериментально наблюдаемое  равенство сил гравитационного  притяжения в равнинных и в  горных районах объясняется пластичностью  мантийного вещества. Следствием этой гипотезы является существование “корней гор” – в горных районах должно быть значительное увеличение толщины литосферы, погруженной в мантию. Толщина этой части литосферы должна в 5-6 раз превышать высоту гор, т.е. она может достигать 40-50 км. Существование “корней гор” было подтверждено сейсмическими исследованиями, что является доказательством явления изостазии.
Другим доказательством существования  твердой литосферы, плавающей в  пластичной плотной мантии, является послеледниковое поднятие литосферных плит. Известно, что 20-40 тыс. лет тому назад в северном полушарии было на 7-15 градусов холоднее, чем в настоящее время. На Балтийском щите было материковое оледенение толщиной 1-3 км, и под действием веса материкового льда Балтийский щит погрузился в мантию. Приблизительно 11 тыс. лет тому назад произошло резкое потепление. В геологическом масштабе времени материковый лед растаял практически мгновенно и Балтийский шит начал постепенно “всплывать”. К настоящему времени центральная часть щита поднялась приблизительно на 100 м, а, например, Кольский полуостров – приблизительно на 40 м. Скорость послеледникового поднятия Балтийского щита может быть использована для оценки эффективной вязкости мантии, в которой “плавает” Балтийский щит (литосферная плита).
На рис. 5 схематически изображены три этапа:
I - положение  литосферной плиты диаметром  D перед оледенением;
II - плита погрузилась  в мантию на глубину h под действием льда, имеющего массу M и толщину
hi (?i?g?hi = ??g?h).
III – лёд растаял и  на плиту действует выталкивающая  сила F, равная весу растаявшего льда. Под действием этой силы плита всплывает со скоростью V.
                                                 
                       D                      M                                

                                                            



                                                                                                                                                     



                                                                                                                                                        

                                                       
 
Рис. 5. Схема к расчёту вязкости мантии,
испытывающей опускание и поднятие под весом льда
 
 
Оттого, что литосферные плиты определённых размеров плавают в плотной и пластичной мантии, - появляются латеральные напряжения в плитах (см. рис. 6). Латеральные – боковые, практически горизонтальные напряжения.














 
 
Рис. 6. Схема к расчёту латеральных напряжений
в континентальной литосфере
 
Пусть плита, имеющая  плотность ?1 и толщину H+h (H – толщина той части плиты, которая находится ниже уровня поверхности мантии), плавает в мантии с плотностью ?2. Краевая часть литосферной плиты, испытывает выше некоторого уровня мантии растягивающее латеральное напряжение ? и только на глубине примерно в 9 км литостатическое напряжение возрастает настолько, что появляются силы сжатия.[2,8]
 
Блоки литосферы — литосферные плиты, двигающиеся по относительно пластичной астеносфере.
Литосферная плита — это крупный стабильный участок земной коры, часть литосферы. Согласно теории тектоники плит, литосферные плиты ограничены зонами сейсмической, вулканической и тектонической активности — границами плиты. Границы плит бывают трёх типов: дивергентные, конвергентные и трансформные.
Из геометрических соображений  понятно, что в одной точке  могут сходиться только три плиты. Конфигурация, в которой в одной  точке сходятся четыре или более  плит, неустойчива, и быстро разрушается  со временем.
Существует два принципиально  разных вида земной коры — кора континентальная  и кора океаническая. Некоторые литосферные плиты сложены исключительно океанической корой (пример — крупнейшая тихоокеанская плита), другие состоят из блока континентальной коры, впаянного в кору океаническую.
Литосферные плиты постоянно меняют свои очертания, они могут раскалываться в результате рифтинга и спаиваться, образуя единую плиту в результате коллизии. Литосферные плиты также могут тонуть в мантии планеты, достигая глубины ядра. С другой стороны, разделение земной коры на плиты не однозначно, и по мере накопления геологических знаний выделяются новые плиты, а некоторые границы плит признаются несуществующими. Поэтому очертания плит меняются со временем и в этом смысле. Особенно это касается малых плит, в отношении которых геологами предложено множество кинематических реконструкций, зачастую взаимно исключающих друг друга.
Изучению и описанию движений литосферых плит  посвящен раздел геологии о тектонике плит. Текто?ника плит — современная геологическая теория о движении литосферы. Она утверждает, что земная кора состоит из относительно целостных блоков — плит, которые находятся в постоянном движении относительно друг друга (см. рис. 7). При этом в зонах расширения (срединно-океанических хребтах и континентальных рифтах) в результате спрединга (англ. seafloor spreading — растекание морского дна) образуется новая океаническая кора, а старая поглощается в зонах субдукции. Теория объясняет землетрясения, вулканическую деятельность и горообразование, большая часть которых приурочена к границам плит.

Рис. 7. Карта литосферных плит
Впервые идея о движении блоков коры была выскзана в теории дрейфа континентов, предложенной Альфредом Вегенером в 1920-х годах. Эта теория была первоначально отвергнута. Возрождение идеи о движениях в твёрдой оболочке Земли («мобилизм») произошло в 1960-х годах, когда в результате исследований рельефа и геологии океанического дна были получены данные, свидетельствующие о процессах расширения (спрединга) океанической коры и пододвигания одних частей коры под другие (субдукции). Объединение этих представлений со старой теорией дрейфа материков породило современную теорию тектоники плит, которая вскоре стала общепринятой концепцией в науках о Земле.
В теории тектоники плит ключевое положение занимает понятие  геодинамической обстановки — характерной  геологической структуры с определённым соотношением плит. В одной и той  же геодинамической обстановке происходят однотипные тектонические, магматические, сейсмические и геохимические процессы.[3,7,10]
Напряжения в литосфере
Оценим механизм возникновения "природного" напряжённо-деформированного состояния горного массива с  точки зрения планетарных сдвиговых  напряжений в литосфере, прежде всего  силы тангенциального сжатия в земной коре, свойственные Земле как космическому телу. Тангенциальные напряжения ведут  к образованию разломов и, оттого как напряжения расположены в  конкретном месте, получаются либо надвиги  и вбросы, либо сдвиги и сколы.
На глубине 100-250 км от земной поверхности в верхней мантии находится "астеносфера" - более  пластичная и подвижная область (с вязкостью на 2-3 порядка ниже, чем в смежных выше- и нижележащих  слоях), на этом слое как бы плавает  земная кора, литосферные плиты всплывают и тонут (теория «мобилизма»). Погружающиеся плиты, как бомбы, только вместо взрывчатки они начинены потенциальной энергией резкого, взрывоподобного разуплотнения (при попадании в менее плотную среду) и не менее резкого схлопывания (взрыва наоборот) при раздавливании плиты в более глубоких и плотных слоях мантии. Но тяжёлая плита, несущая на себе лёгкие осадочные породы, может, не успев до конца раствориться, начать всплывать, поднимая земную поверхность (так пузырёк воздуха, прилепившись к камню, тонет, но затем всплываёт). Очаг вспучивания – это обломок «лёгкой» плиты, которую затолкали океанические плиты под континентальную плиту. Получается, что глубокие недра Земли гравитационно-неустойчивы, перенасыщены в местах погружения плит лёгкими осадочными породами. Исходя из модели внутреннего строения Земли, отдельные её слои от ядра до верхней мантии и коры имеют разную плотность. Угловая скорость вращения Земли везде одинакова, линейная же различна, причём максимум её приходится на экватор. В местах наибольшего излома кривой плотности наблюдается появление срезающих сил верхней "шапки" относительно центральной части. Указанный максимум кривизны располагается примерно у 35-й параллели. Этой широте приурочена наибольшая сейсмичность месторождений.
Напряжения, поддерживающие дрейф вещества астеносферы со средней  скоростью 10 см/год, должны быть порядка 2 МПа. Тектонические подвижки в земной коре вызваны, как полагают, диффузией, седиментацией и вытеснением  вещества веществом за счет теплового, плотностного градиента, непостоянства  скорости вращения Земли и положения  оси вращения, дрейфа магнитных полюсов. Так, в европейской части России (Балтийский кристаллический щит) градиент тектонического движения вызывает в  недрах на глубинах до 1-2км тангенциальные напряжения в пределах 5-10 МПа, на Урале - в пределах 20-40 МПа, а на Северном Кавказе напряжения достигают величин 50-100 МПа.
 Итак, в толще осадочных  пород, не испытавших метаморфизм,  и в слабо метаморфизованных  породах естественное напряженное  состояние определяется лишь  гравитационным полем, а в скальных  породах - прежде всего обуславливается градиентом тектонических сил, направленным примерно перпендикулярно к горизонтальным проекциям геологических разломов.
Известно, что скорость вращения Земли вокруг своей оси непостоянна  и испытывает изменения (флуктуации), величина которых достигает 0,0004 с за период от 2 до 10 дней. По оценке А.Д.Сытинского, количество высвобождающейся по этой причине энергии в течение одного года равно 1,17*1020 Дж, что на три порядка выше энергии, высвобождающейся при землетрясениях за тот же период времени. По оценке Гутенберга и Рихтера, она составляет 3*1017 Дж, кинетическая же энергия вращения Земли равна 2,16*1029 Дж.
Известно, что угловая  скорость вращения Земли меняется в  течение года: в июле скорость бега Земли по её орбите вокруг Солнца (30 км/с) складывается со скоростью движения самого Солнца в Галактике (250 км/с), а январе – вычитается из него. Поэтому  в середине лета отмечается значительная активность вулканов и горных ударов7. А по формуле Лоренца масса тела зависит от его скорости: масса больше (на одну стомиллионную) – больше сжатие планеты, больше сжатие – быстрее вращение. Эффект ежегодного изменения «активной массы» нашей планеты зависит ещё от одного параметра. Он максимален, если плоскость земной орбиты вокруг Солнца (эклиптика) параллельна движению всей системы вокруг центра Галактики. Если же эклиптика расположена поперёк этого движения, то скорость Земли не складывается и не вычитается из скорости Солнца. Сейчас Солнечная система находится намного ближе ко второму случаю, зато 50 миллионов лет назад ежегодная пульсация Земли была в 100 раз больше нынешней.
Изменение скорости вращения Земли во времени может вызвать  разрушающие напряжения в земной коре. Так, по мнению Л.С. Лейбензона, наибольшая разность напряжений в земной коре (в 18 МПа) наблюдается между 30 и 450 широтами, к которым и приурочены наиболее активные проявления сейсмичности и удароопасности. Ориентация главных осей напряжений приведена на рис. 8

 
Рис. 8. Ориентация главных осей напряжений Земли
(по А.В. Введенской и Л.Н.Балакиной):
1 - 3 - наибольшие относительные напряжения сжатия; 4 - 6 - наибольшие
относительные напряжения растяжения, ориентированные
горизонтально и вкрест простирания структур
Наибольшая  разность напряжений ?? в тонкой земной коре (1/100 радиуса Земли), вызываемая замедлением скорости вращения Земли (которое в нашу эпоху составляет 0,0024 с за 100 лет), такова:
??=?1?a2 D(a)? ,
где ?1 -величина, зависящая от географической широты места; ?- плотность земной коры (принята 50% средней плотности Земли); а - средний радиус Земли; D(a) - величина, определяемая по теории упругих приливов Земли из наблюдений над колебаниями горизонтального маятника и приливами длинного периода (D/a ~ 2/3); ? - величина, определяемая по формуле ? = (?2/ ?) * (1 – ?02 / ?2 ).
?0 и ? - скорость вращения Земли, соответственно начальная угловая и в рассматриваемый момент времени, км/с.
Ниже  приведены значения наибольшей разности напряжений для разных широт:
?, градус ... . 0 15 30 45 60 75 90
??, МПа ..... 74 69 55 37 41,5 49 51,4. [4]
 
Дивергентные границы  или границы раздвижения плит
Это границы между плитами, двигающимися в противоположные  стороны. В рельефе Земли эти  границы выражены рифтами, в них  преобладают деформации растяжения, мощность коры пониженная, тепловой поток  максимален, и происходит активный вулканизм. Если такая граница образуется на континенте, то формируется континентальный  рифт, который в дальнейшем может  превратиться в океанический бассейн  с океаническим рифтом в центре. В океанических рифтах в результате спрединга формируется новая океаническая кора.
Океанические рифты
На океанической коре рифты  приурочены к центральным частям срединно-океанических хребтов (см. рис. 9). В них происходит образование новой океанической коры. Общая их протяжённость более 60 тысяч километров. К ним приурочено множество гидротермальных источников, которые выносят в океан значительную часть глубинного тепла, и растворённых элементов. Высокотемпературные источники называются чёрными курильщиками, с ними связаны значительные запасы цветных металлов.

Рис. 9. Схема строения срединно-океанического  хребта
Континентальные рифты. Раскол континента на части начинается с образования рифта. Кора утончается и раздвигается, начинается магматизм. Формируется протяжённая линейная впадина глубиной порядка сотен метров, которая ограничена серией сбросов. После этого возможно два варианта развития событий: либо расширение рифта прекращается и он заполняется осадочными породами, превращаясь в авлакоген, либо континенты продолжают раздвигаться и между ними, уже в типично океанических рифтах, начинает формироваться океаническая кора.[5]
Конвергентные границы
Конвергентными называются границы, на которых происходит столкновение плит. Возможно три варианта:
    Континентальная плита с океанической. Океаническая кора плотнее, чем континентальная и погружается под континент в зоне субдукции.
    Океаническая плита с океанической. В таком случае одна из плит заползает под другую и также формируется зона субдукции, над которой образуется островная дуга.
    Континентальная плита с континентальной. Происходит коллизия, возникает мощная складчатая область. Классический пример — Гималаи.
В редких случаях происходит надвигание океанической коры на континентальную — обдукция. Благодаря этому процессу возникли офиолиты Кипра, Новой Каледонии, Омана и другие.
В зонах субдукции поглощается океаническая кора, и тем самым компенсируется её появление в срединно-океанических хребтах. В них происходят исключительно сложные процессы, взаимодействия коры и мантии. Так океаническая кора может затягивать в мантию блоки континентальной коры, которые по причине низкой плотности эксгумируются обратно в кору. Так возникают метаморфические комплексы сверхвысоких давлений, один из популярнейших объектов современных геологических исследований.
Большинство современных  зон субдукции расположены по периферии Тихого океана, образуя тихоокеанское огненное кольцо. Процессы, идущие в зоне конвергенции плит, по праву считаются одними из самых сложных в геологии. В ней смешиваются блоки разного происхождения, образуя новую континентальную кору.
 
 
Активные континентальные  окраины
Активная континентальная  окраина возникает там, где под  континент погружается океаническая кора (см. рис. 10).

Рис. 10. Активная континентальная окраина
Эталоном этой геодинамической  обстановки считается западное побережье  Южной Америки, её часто называют андийским типом континентальной  окраины. Для активной континентальной  окраины характерны многочисленные вулканы и вообще мощный магматизм. Расплавы имеют три компонента: океаническую кору, мантию над ней и низы континентальной коры.
Под активной континентальной  окраиной происходит активное механическое взаимодействие океанической и континентальной  плит. В зависимости от скорости, возраста и мощности океанической коры возможны несколько сценариев равновесия. Если плита двигается медленно и  имеет относительно малую мощность, то континент соскабливает с неё  осадочный чехол. Осадочные породы сминаются в интенсивные складки, метаморфизуются и становятся частью континентальной коры. Образующаяся при этом структура называется аккреционным клином. Если скорость погружающейся плиты высока, а осадочный чехол тонок, то океаническая кора стирает низ континента и вовлекает его в мантию.
 
 
 
 
Островные дуги
Островные дуги — это  цепочки вулканических островов над зоной субдукции, возникающие там, где океаническая плита погружается под континентальную (см. рис. 11).

Рис. 11. Островная дуга
В качестве типичных современных  островных дуг можно назвать  Алеутские, Курильские, Марианские острова, и многие другие архипелаги. Японские острова также часто называют островной дугой, но их фундамент  очень древний и на самом деле они образованы несколькими разновременными  комплексами островных дуг, так  что Японские острова являются микроконтинентом.
Островные дуги образуются при столкновении двух океанических плит. При этом одна из плит оказывается  снизу и поглощается в мантию. На верхней же плите образуются вулканы  островной дуги. Выгнутая сторона  островной дуги направлена в сторону  поглощаемой плиты. С этой стороны  находятся глубоководный желоб  и преддуговый прогиб.
За островной дугой  расположен задуговый бассейн (типичные примеры: Охотское море, Южно-Китайское море и т.д.) в котором также может происходить спрединг.
 
 
 
 
 
Коллизия континентов
Столкновение континентальных  плит приводит к смятию коры и образованию  горных цепей (см. рис. 11).

Рис. 12. Столкновение континентов
 Примером коллизии  является Альпийско-Гималайский  горный пояс, образовавшийся в  результате закрытия океана Тетис и столкновения с Евразийской плитой Индостана и Африки. В результате мощность коры значительно увеличивается, под Гималаями она составляет 70 км. Это неустойчивая структура, она интенсивно разрушается поверхностной и тектонической эрозией. В коре с резко увеличенной мощностью идёт выплавка гранитов из метаморфизованных осадочных и магматических пород. Так образовались крупнейшие батолиты, напр., Ангаро-Витимский и Зерендинский.
Трансформные границы
Там, где плиты двигаются  параллельным курсом, но с разной скоростью, возникают трансформные разломы — грандиозные сдвиговые нарушения, широко распространённые в океанах и редкие на континентах.
Трансформные разломы. В океанах трансформные разломы идут перпендикулярно срединно-океаническим хребтам (СОХ) и разбивают их на сегменты шириной в среднем 400 км. Между сегментами хребта находится активная часть трансформного разлома. На этом участке постоянно происходят землетрясения и горообразование, вокруг разлома формируются многочисленные оперяющие структуры — надвиги, складки и грабены. В результате, в зоне разлома нередко обнажаются мантийные породы.
По обе стороны от сегментов  СОХ находятся неактивные части  трансформных разломов. Активных движений в них не происходит, но они чётко  выражены в рельефе дна океанов  линейными поднятиями с центральной  депрессией.
Трансформные разломы  формируют закономерную сетку и, очевидно, возникают не случайно, а  в силу объективных физических причин. Совокупность данных численного моделирования, теплофизических экспериментов  и геофизических наблюдений позволила  выяснить, что мантийная конвекция  имеет трёхмерную структуру. Кроме  основного течения от СОХ, в конвективной ячейке за счёт остывания верхней  части потока, возникают продольные течения. Это остывшее вещество устремляется вниз вдоль основного направления  течения мантии. В зонах этого  второстепенного опускающегося  потока и находятся трансформные разломы. Такая модель хорошо согласуется  с данными о тепловом потоке: над  трансформными разломами наблюдается  его понижение.
Сдвиги на континентах
Сдвиговые границы плит на континентах встречаются относительно редко. Пожалуй, единственным ныне активным примером границы такого типа является разлом Сан-Андреас, отделяющий Северо-Американскую плиту от Тихоокеанской. 800-мильный разлом Сан-Андреас — один из самых сейсмоактивных районов планеты: в год плиты смещаются относительно друг друга на 0,6 см, землетрясения с магнитудой более 6 единиц происходят в среднем раз в 22 года. Город Сан-Франциско и большая часть района бухты Сан-Франциско построены в непосредственной близости от этого разлома.[6]
 
 
 
 
 
 
 
 
Разлом
Геологический разлом, или  разрыв — нарушение сплошности горных пород, без смещения (трещина) или со смещением пород по поверхности разрыва. Разломы доказывают относительное движение земных масс. Крупные разломы земной коры являются результатом сдвига тектонических плит на их стыках. В зонах активных разломов часто происходят землетрясения как результат выброса энергии во время быстрого скольжения вдоль линии разлома. Так как чаще всего разломы состоят не из единственной трещины или разрыва, а из структурной зоны однотипных тектонических деформаций, которые ассоциируются с плоскостью разлома, то такие зоны называют зонами разлома.
                              a)                                                                                         б)
                                 
а) - Разлом в метаморфическом слое возле Аделаиды, Австралия
б) - Разлом Сан-Андреас Калифорния, США
Две стороны невертикального  разлома называют висячий бок  и подошва (или лежачий бок) —  по определению, первое происходит выше, а второе ниже линии разлома. Эта  терминология пришла из горной промышленности.
Геологические разломы делятся  на три основные группы в зависимости  от направления движения. Разлом, в  котором основное направление движения происходит в вертикальной плоскости, называется разломом со смещением по падению; если в горизонтальной плоскости  — то сдвигом. Если смещение происходит в обеих плоскостях, то такое смещение называется сбросо-сдвигом. В любом случае, наименование применяется направлению движения разлома, а не к современной ориентации, которая могла быть изменена под действием местных либо региональных складок, либо наклонов.
Разлом со смещением по падению
Разломы со смещением по падению делятся на сбросы, взбросы  и надвиги (см. рис. 13). Сбросы происходят при растяжении земной коры, когда один блок земной коры (висячий бок) опускается относительно другого (подошвы). Участок земной коры, опущенный относительно окружающих участков сброса и находящийся между ними, называется грабеном. Если участок наоборот приподнят, то такой участок называют горстом. Сбросы регионального значения с небольшим углом называют срывом, либо отслаиванием. Взбросы происходят в обратном направлении — в них висячий бок движется наверх относительно подошвы, при этом угол наклона трещины превышает 45°. При взбросах земная кора сжимается. Ещё один вид разлома со смещением по падению — это надвиг, в нём движение происходит аналогично взбросу, но уг
и т.д.................


Перейти к полному тексту работы


Скачать работу с онлайн повышением уникальности до 90% по antiplagiat.ru, etxt.ru или advego.ru


Смотреть полный текст работы бесплатно


Смотреть похожие работы


* Примечание. Уникальность работы указана на дату публикации, текущее значение может отличаться от указанного.