geodinamika (1)

Билет 1 Реальные модели внутреннего строения Земли. Одной из первых является сейсмическая модель Джеффриса-Гуттенберга, построенная в 30-х годах прошлого столетия. Согласно ей недра земли делятся на 3 основные оболочки: земную кору, мантию и ядро. Из нее также следовало, что плотность земли не является непрерывной функцией глубины. Она меняется скачкообразно на границах раздела. Современная реальная модель земли. В соответствии с этой моделью на глубине от 70 до 250 км была выделена литосфера, которая включила в себя земную кору и верхнюю часть мантии (субстрат). Объединение их происходило по механическим свойствам. Ниже литосферы располагалась астеносфера – слой с пониженной вязкостью вещества. Выделяются 2 зоны полиморфных переходов в мантии. Строение более глубоких недр не отличалось от сейсмической модели. По новой модели Пущаровского в мантии выделяется 6 геосфер: верхняя мантия (верхняя и нижняя часть), зона раздела 1, средняя мантия, зона раздела 2, нижняя мантия. Верхняя мантия расположена между подошвой земной коры (поверхность Мохо) и границей раздела на глубине 670 км. На гл. 410 км верхняя мантия разделяется на верхний и нижний слои. Граница раздела на гл. 410 км объясняется перестройкой оливина в вадслеит. Верхний слой совместно с земной корой образует литосферу. Он характеризуется перидотит-эклагитовым составом, поэтому его называют перидотитовым слоем. Нижняя часть верхней мантии, или слой Голицына (410-670 км) характеризуется преобладанием Si, Mg, Al, Ca и O. По хим. составу 4 типа моделей верхней мантии: - пиролитовая (самая простая и распространенная модель). Пиролит – условная пиролит-оливиновая порода, состоящая из 3 частей перидотита и 1 части базальта. - лерцолитовая. Лерцолит состоит из смеси 5 частей перидотит-габсбургита и 1 части толеитового базальта. - пиклогитовая. Преобладание гранатовой ассоциации. - эклогитовая. Присутствие в верхней мантии эклогитовых линз и блоков. Зона раздела 1 (670 до 840 км) характеризуется сложными полиморфными переходами минералов, происходит трансформация оливина в перовскит MgSiO3и магнезиовестит (Mg,Fe)O. Средняя мантия (840-1700 км). Её строение и состав менее изучен по сравнению с верхней мантией. Среди минералов преобладают пировскитовые фазы и магнезиовюстит (Mg,Fe)O со структурой типа NaCl. Зона раздела 2 (1700-2200 км) характеризуется металлизацией вюстита (FeO), также отмечены перестройка кремнезёма в стишавит. На глубине 2200 км происходит дальнейшая перестройка стишавита. Нижняя мантия (2200-2900км) характеризуется дальнейшим увеличением плотности пород, и плавным нарастанием скорости сейсмических волн. Вещество нижней мантии состоит из пировскита и магнезиовюстита. В конце 70-х годов прошлого столетия появилось новое поколение реальных моделей земли, которые подразделяются на оптимальные и стандартные. Оптимальная должна удовлетворять всем имеющимся данным о земле, а стандартная должна быть также простой и удобной для повседневной геофизической практики. Такие модели стали называть параметрические. На этой основе построили 3 типа моделей: для океанов, континентов и усредненная. Числа Рэйнольдса и Рэлея. Характер движения конвекционного потока может быть ламинарным (упорядоченным) и турбулентным (беспорядочным). Характер движения потока определяется безразмерным числом Рейнольдса (Rₑ): Rₑ=Vh/η, Где V-скорость течения; h-сечение слоя; η-динамическая вязкость среды. Малые числа Рейнольдса (Rₑ<<1) соответствуют ламинарному движению потока, а большие (Rₑ=3*10 в 5 степени и более) – турбулентному. В мантии число Рейнольдса очень мало (10ˉ²° ÷10ˉ²³), поэтому в мантии возможно лишь упорядоченное, плавное, ламинарное движение вещества. Конвекционное движение (при тепловой конвекции) возникает в рез-те неустойчивости перегретого или переохлажденного слоя. Критерий неустойчивости определяется значением безразмерного критического числа Рэлея (Rₐ): Rₐ= (ρgh³∆Tα)/aη, Где ρ-плотность; g-ускорение силы тяжести; h-толщина (сечения) слоя; ∆T-перепад температур; α- коэффициент термического расширения;а-коэффициент температуропроводности; η-динамическая вязкость среды. Рэлей установил, что тепловая конвекция начинается в слое жидкости или газа тогда, когда число Рэлея равно или превышает 10³. Есть 3 критических числа Рэлея: 10^3 – валиковая конвекция (геометрические траектории частиц в конвекционных ячейках напоминают круги), 10^4 (круговая конвекционная система становится неустойчивой и переходит в гексагональную систему), 10^5 (возникает трехмерная система конвекционных ячеек). Также Сорохтин ввел понятие модифицированного числа Релея (Rg): Где ∆ρ-средний перепад плотности, возникающий при изменении хим. состава вещества мантии в процессе его дифференциации в слое D''; D-коэффициент самодиффузии силикатов; η-динамическая вязкость мантии. Rg намного превышает критическое число Рэлея и может приниматься бесконечным. 3. Дегидратация океанической коры Океаническая кора, попадая в зону субдукции испытывает сложное преобразование, которое начинается с многоступенчатого процесса дегидратации. Вначале происходит дегидратация серпентинитов: В дальнейшем при еще большем погружении и повышении температуры дегидратируются амфиболы и слюды. Важную роль в процессах дегидратации играют солевые растворы поровых вод, содержащихся в осадочных породах океанической коры. Присутствие в растворах NaCl способствует альбитизации расплавов. Океанические осадки приносят с собой к зонам подвига рассеянные геохимические элементы, прежде всего K, щелочи, радиоактивные элементы. При дегидратации океанической коры, освободившаяся вода в виде перегретого пара насыщенного кремнеземом (SiO2), щелочами и летучими компонентами под действиями избыточного давления выжимаются зоны контакта литосферных плит, поднимается вверх и пропитывает горные породы во фронтальной части надвигающейся литосферной плиты, вызывая у них метасоматические изменения. Обогащение литосферы кремнеземом и щелочами приводит к формированию андезитовых и более кислых лав, которые по расколам проникают на поверхность Земли.

Билет 2 Законы гидродинамики, доказывающие возможность возникновения в мантии конвекционных движений Доказательства существования конвекции в мантии высказаны 90 лет назад. 1) данные сейсмической томографии - Сейсмотомографические исследования позволяют получить модели плотностных, а через них и тепловых неоднородностей мантии по скоростным характеристикам распространения упругих колебаний. Эти данные свидетельствуют о существовании не только концентрических геосфер земли, но и сквозьмантийных суперплюмов относительно горячего материала (апвеллинги) и компенсирующих их нисходящих относительно плотных и холодных потоков (даунвеллинги). Обобщенное изучение данных сейсмической томографии земных недр позволяют сделать следующие выводы: - Современная мантия Земли характеризуется плотностными и тепловыми неоднородностями, которые фиксируются снижением или возрастанием скоростей сейсмических волн. - Неоднородности в виде колоннообразных тел прослеживаются по всему сечению мантии Земли, т.е. имеют общемантийную (сквозьмантийную) природу. - Низкоскоростные и высокоскоростные неоднородности мании Земли увязываются в систему крупномасштабной конвекции, имеющей ограниченное число конвекционных ячеек. 2) рельеф поверхности ядра Поверхность ядра неровная. Рельеф есть по данным сейсмичекой томографии. Внешнее ядро – жидкое, есть впадины и выступы. Причины выступов и впадин: там, шде нисходящие потоки образуется впадина, там, где восходящие (затягивает) – выступ. Конвекция в мантии – так как внизу горячие зоны, а вверху холодные. Конвекция начинается, когда число Рэлея больше 2*10³ для сферического слоя, а в мантии это число 10 в 6 степени. Если число Рэлея равно 10³ будет валиковая конвекция, 10 в 4 степени (второе критич. число Рэлея) - гексагональная конвекция, 10 в 5 степени (третье критическое число) – возникает трехмерная система конвекционных течений. Движущая сила конвекционного в-ва – архимедова сила F=gV. Энергия радиоактивного распада, её вклад в термику Земли Из общего теплового потока, идущего из недр Земли и равного примерно 4,2*10²° эрг/с, на долю радиогенной энергии приходится лишь 26%, при этом основная часть приходится на земную кору и только 6% от суммарных теплопотерь Земли - на мантию. Основные наиболее энергоемкие и долгоживущие изотопы (уран 235, 238, калий 40) – литофильные элементы. Основная доля радиоактивных элементов сконцентрирована в земной коре, преимущественно в ее гранитном слое. Тепловой поток, истекающий с поверхности континентов – результат энергии радиоактивного распада. Радиогенное тепло сравнительно быстро теряется через земную поверхность и практически не участвует в разогреве глубинных недр. Для выявления роли радиогенной энергии в термике Земли следует учитывать лишь энергию, которая выделяется из мантии. Закон распада радиоктивных элементов: По подсчётам американского геофизика Вакье радиогенное тепло может обеспечить лишь около четверти наблюдаемого потока. Выводы: 1 можно высчитать начальное количество радиактивных элементов 2 энергия радиактивного распада со временем уменьшается, она равна 0,43*10в 38 эрг. 1-в Земле, 2-в мантии, 3-в континентальной коре. Причина возникновения сверхгидростатических давлений в слое D". В слое D" концентрация "ядерного" вещества в межкристаллических и межзерновых пространствах достигает своего максимума. В условиях сверхвысоких давлений в расплав переходят оксиды железа и чистое железо при сохранении силикатных зерен мантии в твердом состоянии, поэтому предполагают, что строение слоя D" и состояние вещества в нем напоминают астеносферу, но в жидкой фазе находится "ядерное" вещество. Оно в виде жидких пленок и прожилок обволакивает отдельные кристаллы, зерна, обособленные кусочки силикатной мантии, создавая агрегатную массу типа "магматической каши". Более тяжелое "ядерное" вещество будет испытывать тенденцию к стеканию в жидкое ядро Земли, а более легкие силикатные зерна к всплытию. При этом в низах мантии должны формироваться массы относительно легкого и нагретого материала.

Билет 3 Механизм образования окраинных морей Различные окраинные моря развиваются либо в условиях растяжения (дуга отдаляется от континента), либо в условиях сжатия (дуга приближается к континенту). Геодинамические особенности формирования окраинных морей определяются главным образом способом их образования и размерами субдуцирующей литосферы. На происхождение окраинных морей имеются различные точки зрения. Их возникновения объясняются расклинивающим действием мантийных диапиров, астеносферными течениями, наведенной задуговой конвекцией, процессами формирования новых островных дуг. Одна из наиболее популярных моделей возникновения окраинных морей - модель Карига. Раскрытие окраинных морей объясняется расклинивающим действием мантийных диапиров, поднимающихся в тылу островных дуг благодаря разогреву и тепловому разуплотнению мантийного вещества при трении литосферных плит в зоне ВЗБ. По модели Паккэма и Фалви, краевые моря образуются за счет отодвигания зоны субдукции от континентальной окраины под влиянием давления, выходящих из-под нее астеносферных течений, на верхнюю часть опускающейся ветви пододвигаемой плиты. Обычно это происходит в тех случаях, когда взаимная скорость сближения смежных плит сравнительно невелика (менее 3÷5 см/год), а пододвигаемая плита является достаточно древней и поэтому характеризуется средней плотностью, заметно превышающей плотность подстилающего плиты мантийного вещества. В этом случае из-за гравитационной неустойчивости океаническая плита в зоне субдукции под собственной тяжестью не только соскальзывает в мантию, но и как бы «проваливается» в нее, постепенно отступая от фронтальной островной дуги. Этому процессу могут способствовать также астеносферные течения, если они направлены из-под тылового бассейна и поэтому способствуют отодвиганию опускающейся плиты в сторону от островной дуги. Такое отжимание субдуцируемой плиты от тела островной дугиснижает давление действующее на фронтальную зону островной дуги, а в её тылу гидростатическое давление сохраняется прежним. В результате, возникает значительный перепад давлений (ʌР) между тыловыми и фронтальными участками островной дуги: ʌР≈h(ра-рw)g, где ра - плотность астеносферного вещества; рw - плотность воды; g — ускорение силы тяжести; h - превышение уровня подъема астеносферы в задуговом бассейне над уровнем пластичного «излома» пододвигаемой плиты под островной дугой (h≈15÷20 км) В реальных условиях ʌР достигает значение порядка тонны на см^2- это то избыточное давление, которое и приводит к расколам литосферы в тылу островной дуги и к возникновению там явления задугового спрединга. Это заставляет тело островной дуги прижи­маться к погружающейся в мантию океанической плиты и следом за ней перемещаться в сторону открытого океана. Модель плюм-тектоники. В конце прошлого столетия в геологии вообще и в геодинамике в частности, широко распространяются идеи, известные как плюм-тектоника. В этом случае движение мантийного вещества из глубинных недр к подошве литосферы рассматривается в виде адвекции, то есть направленного подъема материала в форме «струи», которая растекается по подошве литосферы, не образуя замкнутой конвекционной ячейки. Адвекцию следует понимать как разновидность конвекции – неполной и одноактной конвекции. Модель плюм-тектоники в мантии была высказана в начале 60-х годов прошлого столетия для объяснения явления внутриплитного магматизма. Американские ученые Вильсон и Морган обратили внимание на то, что активные магматические процессы фиксируются не только на границах литосферных плит, но и внутри них. Была высказано гипотеза о существовании в низах мантии так называемых «горячих точек» или «горячих пятен». От них к подошве литосферы идет поток разогретого вещества в виде мантийных струй или мантийных плюмов. Последнее «прожигают» астеносферу и литосферу возбуждая на поверхности Земли вулканическую деятельность. В результате возникает сеть вулканических островов с разным возрастом, т.к. океаническая плита движется (Гавайские острова). Недостатки: - нет причин возникновения (должна быть подпитка) - под Гаваями температура не аномальна 1300 С. Нет тепловой аномалии. Cвязь тектонических циклов развития З. с конвекцией мантии. Перестройка конвекционных структур в мантии ведет к перестройке плана движения всех литосферных плит. При этом их дрейф должен происходить, от восходящих мантийных потоков к нисходящим. В моменты образования одноячеистых структур с одним нисходящим потоком все материки должны объединяться в единый суперматерик, а во время функционирования 2-х ячеистой структуры, суперматерик должен испытывать деструкцию (разделение на фрагменты0 и их дрейф от восходящих мантийных потоков к нисходящим. В геологической истории Земли можно наметить 4 эпохи объединения континентов: конец архея – Моногея, конец раннего протерозоя – Мегагея, конец позднего протерозоя – Мезогея, конец палеозоя – Пангея.	Билет 4 Характеристика эволюционного параметра х. Для оценки роста массы ядра вводится понятие об эволюционном параметре (х). х – это отношение массы земного ядра к суммарной массе «ядерного» вещества Земли. ; Где Mc – масса ядра; M – масса Земли; Co – суммарная концентрация «ядерного» вещества Земли (FeO, Fe, тяжелые элементы, Ni, Pb). По Ферсману, Co=0,375 (37,5%). В настоящее время, значение эволюционного параметра = 0,8. Из графика видно, что при ч=1, то есть через 1,5-2 млрд. лет процесс выделения энергии из мантии перейдет в ядро. Прекратится выделение энергии гравитационной дифференциации, недра начнут остывать и прекратится тектономагматический процессы, наступит конец тектонической активности. Наступит тепловая и тектоническая смерть. Строение и состав мантии З, модель Пущаровского Мантия Земли заключена между поверхностями Мохоровича и Вихерта-Гутенберга (примерно 35-2900 км). По новой модели Пущаровского в ней выделяется 6 геосфер: верхняя мантия (верхняя и нижняя часть), зона раздела 1, средняя мантия, зона раздела 2, нижняя мантия. Верхняя мантия расположена между подошвой земной коры (поверхность Мохо) и границей раздела на глубине 670 км. На гл. 410 км верхняя мантия разделяется на верхний и нижний слои. Граница раздела на гл. 410 км объясняется перестройкой оливина в вадслеит. Верхний слой совместно с земной корой образует литосферу. Он характеризуется перидотит-эклагитовым составом, поэтому его называют перидотитовым слоем. Нижняя часть верхней мантии, или слой Голицына (410-670 км) характеризуется преобладанием Si, Mg, Al, Ca и O. По хим. составу 4 типа моделей верхней мантии: - пиролитовая (самая простая и распространенная модель). Пиролит – условная пиролит-оливиновая порода, состоящая из 3 частей перидотита и 1 части базальта. - лерцолитовая. Лерцолит состоит из смеси 5 частей перидотит-габсбургита и 1 части толеитового базальта. - пиклогитовая. Преобладание гранатовой ассоциации. - эклогитовая. Присутствие в верхней мантии эклогитовых линз и блоков. В нижней части мантии преобладают фазы со структурными типами граната и шпинели (они образовались, т.к. пироксен (Mg,Fe)SiO3 перешел в гранат Mg3(Fe,Al,Si)2Si3O12, а вадслеит (Mg,Fe)SiO4 в рингвудит (Mg,Fe)2SiO4 со структурой шпинели). Зона раздела 1 (670 до 840 км) характеризуется сложными полиморфными переходами минералов, происходит трансформация оливина в перовскит MgSiO3и магнезиовестит (Mg,Fe)O. Средняя мантия (840-1700 км). Её строение и состав менее изучен по сравнению с верхней мантией. Среди минералов преобладают пировскитовые фазы и магнезиовюстит (Mg,Fe)O со структурой типа NaCl. Зона раздела 2 (1700-2200 км) характеризуется металлизацией вюстита (FeO), также отмечены перестройка кремнезёма в стишавит. На глубине 2200 км происходит дальнейшая перестройка стишавита. Нижняя мантия (2200-2900км) характеризуется дальнейшим увеличением плотности пород, и плавным нарастанием скорости сейсмических волн. Вещество нижней ментии состоит из пировскита и магнезиовюстита. Тепловая конвекция. Причины и возникновение. Конвекция - это закономерное, кругообразное перемешивание микроскопических частиц среды, приводящее к переносу массы, тепла и многообразным физическим млениям. Тепловая конвекция возникает тогда, когда слой жидкости или газа, расположенный в поле силы тяжести, не способен освободиться от вводимого в него тепла путем механизма кондуктивной теплопроводности. Движущей силой конвекционного движения вещества является архимедова сила или сила плавучести: F=gV∆ρ, где ∆ρ-разность плотностей всплывающего или погружающегося объема и среды. Для тепловой конвекции сила плавучести будет определяться перегревом или переохлаждением жидкости или газа, т.е. эффектом термического расширения или сжатия частиц вещества. Само же конвекционное движение возникает в рез-те неустойчивости перегретого или переохлажденного слоя. Критерий неустойчивости определяется значением безразмерного критического числа Рэлея (Rₐ): Rₐ= (ρgh³∆Tα)/aη, Где ρ-плотность; g-ускорение силы тяжести; h-толщина (сечения) слоя; ∆T-перепад температур; α- коэффициент термического расширения;а-коэффициент температуропроводности; η-динамическая вязкость среды. Рэлей установил, что тепловая конвекция начинается в слое жидкости или газа тогда, когда число Рэлея равно или превышает 10³. Есть 3 критических числа Рэлея: 10^3 – валиковая конвекция (геометрические траектории частиц в конвекционных ячейках напоминают круги), 10^4 (круговая конвекционная система становится неустойчивой и переходит в гексагональную систему), 10^5 (возникает трехмерная система конвекционных ячеек). Тепловая конвекция была разработана для слоя жидкости или газа с постоянной начальной плотностью вещества.
Билет 5 Явление затягивания осадков в зону субдукции При высокой мощности осадка он проскакивает и может образоваться плюм на поверхности подошвы верхней мантии. Заполнение осадками глубоководных желобов различно. В некоторых случаях их мощность составляет 3-4км, а другие сотни метров. При такой лавинной скорости осадконакопления большинство желобов должны быть полностью засыпанными осадками уже через несколько десятков млн лет, чего в действительности не наблюдается. Объясняется это эффектом затягивания осадков в зону поддвига. Впервые явление было доказано сейсмическими исследованиями на Курильской островной дуге. Механизм затягивания осадков аналогичен механизму попаданию жидких смазочных масел в зазоры между трущимися жесткими деталями машин. При определении вязкости осадков следует исходить из того, что вязкость пелагических илов составляет 2*10^15-2*10^18, однако в зоне подвига эти осадки подвергаются воздействию интенсивных сдвиговых деформаций, повышенному давлению и прогреву, что способствует ускоренным процессам диагенеза и катагенеза. Кроме того, поверхность океанического дна перед его погружением в глубоководный желоб разбита сбросами на ряд ступеней высотой до нескольких сотен метров. В результате профиль дна приобретает пилообразную форму. Понятие о реологии, время релаксации твердотелой ползучести Реология-наука о текучески в-ва.Простейшая реологическая модель-нютоновстакая жидкость(в-во,.в котором необратимые деформации начинаются при сколь угодно слабых напряжениях). tp=η/μ (η-вязкость,μ-модуль сдвига). Время релаксации нужно,когда в жидкости будут распространяться и продольные и поперечные волны.(жидкости с возрастающей вязкостью постепенно не будет растекаться по плоскости). Способность кристаллических тел при определенных условиях к пластическому течению-твердотелой ползучестью.Твердые кристалличекие тела обладают свойством упругости,которое обусловлено действием межатомных сил,удерживающих каждый атом в определенном положении в кристаллической решетке. Эти силы препятствуют внешнему воздействию сблизить или отдалить атому друг от друга. Модель бегущей трещины. В последние годы высказываются обоснованные критические замечания в адрес модели плюм-тектоники. Основное из низ заключается в том, что базальтовые лавы, выплавляющиеся в вулканических аппаратах над горячими точками, имеют относительно низкую температуру плавления порядка 1100 к 1200°С. Если бы мантийные плюмы зарождались в низах мантии, то их температура должна была бы быть не менее 3500°С. Это объясняется тем, что в условиях высоких давлений температура плавления силикатных масс весьма велика. С учетом теплопотерь, которые неизбежны при движении мантийных струй через всю мантию к подош­ве литосферы, температура расплавов, выплескивающихся на по­верхность Земли, должна быть примерно 2100°С, т.е. быть перегре­той на 800-1000°С по сравнению с реальными лавами. Не подтвер­ждается по данным сейсмотомографии и наличие плюмов в мантии, в частности под Гавайскими островами. Для объяснения явления внутриплитного магматизма Сорохтин выдвинул другую идею. По его мнению, внутриплитный магматизм появляется только тогда, когда в литосфере возникают сквозные трещины, дренирующие верхние слои астеносферы и заполняемые поступающими из них базальтовыми расплавами. Такие расколы могут возникать при перемещении литосферных плит по земной сфере и приспосабливании их к переменной кривизне эллип­соида вращения Земли. Хотя радиус кривизны самих лито­сферных плит при таком движении меняется несущественно, но их деформация может вызвать появление избыточных напряжений рас­тяжения или сдвига в сотни бар, которых будет достаточно для пол­ного раскола океанической литосферы от подошвы до поверхности. Предположим, что крупная литосферная плита (например. Тихо­океанская) перемещается из низких широт в более высокие. В теле плиты постепенно будут нарастать напряжения, пока они не превысят прочности на разрыв. Такой эффект может быть достиг­нут на критических широтах около 18-20° с.ш. Возникнет «бегущая» трещина, на острие которой постоянно будут происходить излияния базальтовых лав. После охлаждения и застывания лав происходит «залечивание» трешины. Однако дальнейшее движение плиты при­водит к образованию нового раскола и к повторному импульсу магматизма.	Билет 6 Двухъярусная тектоника литосферных плит, основные положения Основные положения концепции сводятся к следующему: - существует 2 яруса и, соответственно, два масштаба появления тектоники плит – литосферный и коровый. Первый работает в условиях глобальных горизонтальных движений оболочки, второй - при региональных тектонических процессах. - коровый слой литосферы системами трещин разделен на отдельные микроплиты (их толщина соизмерима с длиной), которые способны перемещаться в горизонтальном направлении автономно относительно мантийной части литосферы. - верхний (коровый) ярус, в отличие от общелитосферного, при столкновении (коллизии) не испытывает субдукцию, а проявляет себя в виде обдукции. - активизация корового яруса происходит в зонах столкновения крупных литосферных плит, в областях высоких концентраций тектонических напряжений По-видимому, главной причиной ТЛП служит интенсивное сжатие, которое возникает в зонах коллизии. Расклинивающее действие приводит к тому, что верхний, коровый ярус литосферных плит испытывает скалывание коровых блоков, которые участвуют в формировании горноскладчатой области, а нижний (литосферный ярус) продолжает испытывать подтекание (субдукцию) под литосферную плиту. Согласно концепции двухъярусной ТЛП мощность земной коры меняется как за счет процессов денудации и осадконакопления, так и благодаря горизонтальному перетеканию вещ-ва ее нижнего пластичного слоя, причем оба эти процесса тесно взаимосвязаны. Так, процесс денудации или стаивания ледниковых шапок будет вызывать приток вещ-ва корового астенослоя в данный регион и изостатическое воздымание территории. Следствие ТЛП – диссипативный разогрев геосреды при движении коровых пластин. Диссипативный разогрев трущихся коровых пластин может привести к расплавлению легкоплавких гранитов с образованием «коллизионного» магматизма. Механизмом двухъярусной ТЛП объясняется образование мощных покровов, которые наблюдаются в месте контактов горноскладчатых поясов с платформами. Энергия гравитационной дифференциации, её роль в развитии З. Энергия гравитационной дифференциации является главным источников эндогенной энергии земли на геологической стадии развития земли. Энергию ГД можно рассматривать как разность потенциальной энергии первичной земли и современной земли. Главным фактором формирования ЭГД является формирование земного ядра. Появление этой энергии во времени происходит пропорционально росту массы ядра. Численно оценка ЭГД колеблется от 1,5 до 2*10 в 38 степени эрг. Часть энергии ушла на сжатие земных недр, остальная часть выделилась в форме тепла и способствовала разогреву недр. Скорость выделения ЭГД не равномерна во времени. Пик активности приходится на поздний архей 87,3*10 в 20 степени эрг/с, что в 32 раза превосходит современный уровень. Движущий механизм литосферных плит. Движущей силой литосферных плит является химико-плотносная и тепловая конвекция вещества мантии. На современном этапе геологического развития Земли наиболее вероятна общемантийная конвекционная модель. Движение плит направлено от областей где к подошве литосферы подходит восходящий конвекционный поток (рифтовая долина океанов), к тем районам, где конвекционный поток трансформируется ветвь конвекционной ячейки (зоны субдукции). Наряду с силами вязкого трения в образовании движущего механизма литосферных плит участвуют также растекания спрединно-океанических хребтов и силы тянущего блока.
Билет 7 Понятие об обдукции в структурных зонах При столкновении литосферных плит часто происходит надвигание океанических пластин на края континентальных плит. Этот процесс получил название обдукция. Одним из первых, кто предположил реальность этого явления, был советский геолог А.В. Пейве. Изучая офиолитовые покровы Урала, он назвал их «океанической корой геологического прошлого». Возможны три основных механизма возникновения обдукции. Первый реализуется в тех случаях, когда к активной окраине континента приближается спрединговый хребет, на котором уже существует рифтовая трещина. При столкновении океаническая литосфера испытывает «растяжение»: ее нижняя часть продолжит субдукцироваться,а верхняя надвинется на край континента. Второй механизм выражается в столкновении с пассивной окраиной континента вулканической (энсиматической) островной дуги. Третий механизм «работает» при закрытии океанических бассейнов и столкновении континентальных плит. Границы столкновения литосферных плит выделяют как сутурные зоны (сутурные швы или сутуры). Главнейшим результатом геосинклинальных режимов является формирование новой континентальной коры с возникновением горноскладчатых областей. Энергия аккреции, её влияние на термику Земли. Эти процессы наиболее активно протекали на догеологической стадии эволюции нашей планеты и основная часть этой энергии проявлялась до момента возникновения земли как планеты. Энергия аккреции выделялась особенно тогда, когда процесс собирания вещ-ва шел в больших масштабах. Аккреция – это работа, которую необходимо затратить, чтобы удалить все вещество Земли на бесконечность. Энергия аккреции равна потенциальной энергии первичной земли с обратным знаком. По Сорохтину Ea=23,24*10 в 38 степени эрг. 1 эрг=10 в минус 7 степени Дж. Часть энергии аккреции ушла на упругое сжатие, но большая часть перешла в тепло. Если бы в процессе аккреции не происходило больших теплопотерь, то земные недра могли бы нагреться до таких высоких температур, что вещество Земли бы полностью испарилось. Значительная часть энергии аккреции выделялась в догеологическое время, когда еще Земля в полной мере не оформилась в планету. Уже к началу своей геологической истории Земля получила свой запас тепловой энергии + дополнительное уплотнение шло с помощью энергии вещ-ва Земли. Ее недра нагрелись, но температура недр не достигала точки плавления вещества. Первые расплавы появились не ранее 4 млрд лет назад. Плавление же земного вещ-ва происходило в приповерхностных зонах и на пов-ти молодой Земли. Энергия аккреции не могла расплавить Землю т.к.: 1) известны древнейшие породы осадочно-хим. происхождения (железистые сланцы, карбонаты-Гренландии) возрастом 3,8*10 млрд лет. 2) существовали живые организмы примерно 3,85 млрд лет назад. 3) обнаружены обломки циркона 4,4 млрд лет. 4) если бы на самом начальном этапе эволюции произошло расплавление Земли, то должна была произойти практически полная дегазация ее недр. В этом случае, геологическая и биологическая эволюция нашей планеты пошла бы совсем другим путем. Горизонтальные течения в астеносфере, причина возникновения, скорость Конвекционную ячейку в мантии следует рассматривать, как структуру состоящую из субвертикальных восходящих и нисходящих потоков и замыкающих их субгоризонтальных потоков проходящих в слое D’’ и астеносфере. Такие структуры определены тем, что слой D’’ и астеносфера обладают низкой вязкостью по сравнению с окружающей мантией. Это приводит к тому, что через тонкий астеносферный слой будет протекать большая часть вещества принесенного восходящим мантийным потоком. Движения вещ-ва происходит путем фильтрации через перидотитовую матрицу астеносферы. Астеносферное течение за счет сил вязкого трения увлекает за собой литосферные плиты, которые стремятся переместиться из области восходящих субвертикальных мантийных потоков к местам нисходящих потоков. Мощность астеносферы возрастает под океанами, и уменьшается под континентами, поэтому под океаническими плитами астеносферные потоки будут более скоростными, а следовательно увеличится скорость перемещения океанических плит, по сравнению с континентальными.	Билет 8 Геодинамическое понятие геосинклиналях и геосинклинальные процессы. Геосинклинали - области столкновения литосферных плит, где происходит геосинклинальный процесс, который выражается в образовании континентальной коры за счёт дегидратации и переплавления пододвигаемой океанической коры и за счёт магматической переработки, метаморфизма и деформации фронтальных участков столконовения плит. После завершения геосинклинального развития, накопившийся материал остаётся под горноскладчатым сооружением, создавая типичную континентальную кору. С позиции тектоники литосферных плит разнообразие геосинклинального магматизма обьясняется различным составом пород океанической коры, попадающих в зону подвига. Под геосинклинальным магматизмом следует понимать магматизм островных дуг, активных окраин континентов или зон столкновения континентов. Региональный метаморфизм обьясняется внедрением горячих флюидов, поднимающихся из зон подвига в вышезалегающие толщи осадочно-вулканогенных пород островных дуг. Горячие флюиды будут вызывать в породах изменения, характерные для регионального метаморфизма. Физические свойства земных недр, вязкость, добротность Физические свойства земных недр: плотность, давление, температура, вязкость и добротность. Вязкость – важнейший физический параметр, определяющий геодинамику Земли. О вязкопластичном состоянии земных недр свидетельствует фигура планеты – геоид, который соответствует эллипсоиду вращения жидкого тела. Вязкость мантии в среднем = 10²² Пуаз. Вязость астеносферы – 5*10²° Пуаз. Добротность мантии – физический параметр, характеризующий реологические свойства мантии. Добротность мантии обратно пропорциональна диссипативной функции, определяющей затухание сейсмических волн и собственных колебаний на разных глубинах мантии. Добротность характеризует степень приближения реального вещ-ва к идеально упругому телу: чем выше добротность, тем вещ-во более приближается к пластичным средам. Если эффективная вязкость вещ-ва уменьшается, то фактор добротности снижается. Максимальная добротность фиксируется на глубине 1800-2500 км. Аккреционные призмы механизмы образования, строение. В некоторых районах (Аляска и тд) мощности осадков существенно превышают критические значения, а процесс подвига сопровождается соскребанием осадков с океанского дна (скрэпинг) и смятием их перед литосферным выступом. В таких случаях перед вулканическими островными дугами возникает внешняя невулканическая гряда, отдельные части которой образуют острова. Это так называемые аккреционные призмы. Они состоят из пакетов деформированных и смятых океанических осадков, содранных с пододвигаемой плиты и приращенных к внутренней стенке желоба. В процессе эволюции аккреционной призмы происходит ее разрастание и выдвигание вместе с глубоководным желобом в сторону открытого океана (эдукция). Внутри аккреционных призм существуют поверхности срыва, по которым массы могут перемещаться автономно относительно друг друга. С поверхностями срыва связаны зоны деформаци, где установлена чешуйчатость глинистых пород, прожилки, заполненные кальцитом. В аккреционных призмах широко развиты процессы срыва отдельных пакетов осадков и их горизонтальное смещение.
Билет 9 Циклы Вильсона, Бертрана и Штиле. По Хаину: долгопериодические циклы связаны с глубинными процессами а коротко периодические могут иметь и астрономическое происхождение. Цикл Вильсона – самый продолжительный и значимый по геологическим результатам. Он охватывает время от начала новообразования океана до его закрытия и включает в себя событие от континентального рифтогенеза до столкновения континентов, с промежуточными стадиями спрединга и раскрытия океана, субдукции и образования магматической дуги. В геологической истории 4 цикла Вильсона, каждый из которых заканчивался образованием суперконтинента. Продолжительность цикла - 600-800млн. лет. Цикл Бертрана. Бертран выделил гуронский, каледонский, герцинский и альпийский циклы. Позднее гуронский утратил свое значение, и был добавлен байкальский цикл. Цикл Бертрана включает две стадии: геосинклинальную (активное прогибание и накопление мощных осадочно-вулканогенных толщ) и орогенную (инверсия тектонического режима с образованием горно-складчатых сооружений на месте геосинклинальных прогибов). Проложительность его в три раза короче цикла Вильсона. Цикл Бертрана выражается в раскрытии и последующем закрытии малых океанических бассейнов и являются составными частями циклов Вильсона. Циклы Штилле - периодичность (30 млн. лет) проявления орогенических фаз, приводящих к образованию горно-складчатых сооружений на месте конкретных геосинклинальных прогибов. Если цикл Бертрана длится 150-200 млн лет, то за это время – 5 циклов Штиле. Каждый цикл - проявление предварительной, частной орогенической фазы, их сумма приводит к завершающему орогенезу. По Хаину: завершение цикла Вильсона – в полной коллизии между континентами и окончательном замыкании крупных океанических бассейнов, завершение цикла Бертрана – в коллизии между микроконтинентами и континентами, в закрытии небольших по размеру океанических пространств, цикл Штиле отражает эпизоды сближения микроконтинентов и закрытие, разделяющих их морских бассейнов. Возможные механизмы выделения земного ядра (седиментационный, выплавление, распад твердых растворов) а) раннее выделение ядра (практически сразу же после оьбразования Земли). Ядро выделилось на протопланетной стадии путем стекания капель железосодержащих соединений и чистого железа («ядерного» вещества) из мантии в центральные сферы планеты. Процесс стекания представляют как процесс седиментации – осаждение тяжелой компоненты под действием силы тяжести. Седиментационное расслоение Земли могло происходить либо в ее твердом состоянии, либо в жидком. Время седиментации: tc=Hm/Vc Где Hm -толщина мантии, Vc -скорость седиментации. Механизм раннего выделения ядра более реален, если допустить, что весь земной шар был расплавлен. В Жидком состоянии гравитационное расслоение могла произойти быстро. Но Земля не была расплавленной планетой. Если бы она была расплавлена, то в ядро вместе с железом стекли бы и другие тяжелые элементы, например свинец. Но доказано, что в древних породах Земли присутствует стабильный изотоп свинца, который был бы вынесен в ядро при жидком расслоении земного вещества. б) позднее выделение ядра – началось не ранее 4 мрлд.л.назад в результате повышения температуры земных недр до начала плавления железа и оксидов железа. Повышение температуры недр планеты произошло за счет взаимодействия Протоземли и Протолуны. Приливные деформации нагрели недра Земли до температуры плавления наиболее легкоплавких элементов земного вещества. Началась зонная плавка. В экваториальном поясе в рез-те постепенного повышения температуры стали возникать железистые расплавы на гл. 200-400 км, которые сформировали первые железистые астеносферы планеты. Фронт зонной плавки продвигался вверх и вниз. В конце концов относительно холодная и недифференцированная сердцевина планеты должна была испытывать выталкивающие действие со стороны жидких и тяжелах железистых масс. В рез-те произошел прорыв тяжелых расплавов в центр Земли и выжимание недифференцированной сердцевины в экваториальную зону одного из полушарий планеты. Прорыв «ядерного» вещества к центру Земли сопровождался возникновением в недрах планеты одноячеистой конвекционной структуры, которая перенесла «ядерное» вещество в центр Земли. При этом образовался первый суперконтинент Моногея. Так, 2,6 млрд. л.назад ядро выделилось. Дальше выделение железистой компоненты из мантии и рост ядра происходит по механизму барродиффузии (распад твердых растворов под влиянием высоких давлений, диффузии железа и его оксидов из кристаллических решеток железосодержащих силикатов мантии в межгранулярные пространства). Суть механизма в том, что внешнее воздействие, выводящее систему из термодинамического равновесия, вызывает в ней процессы, стремящиеся ослабить результаты этого воздействия. Твердые растворы (в данном случае, вещество мантии) под действием высоких давлений способные распадаться, когда растворение какого-то компонента приводит к увеличению объема раствора. По исследованиям Киркинского, при достаточно высоких давлениях силикатные растворы, содержащие оксид железа, могут распадаться. Закон распада твердых растворов описывается законом распада жидких растворов. Основываясь на исследованиях Сорохтина и Ушакова, принимается что выделение и формирование земного ядра происходило постепенно без плавления силикатов. Процесс начался не ранее 4 млрд лет в результате повышения температуры земных недр до начала плавления железа и его оксидов. Гидратация океанической коры На минеральный состав коры важное влияние оказывает контакт основных Ии ультраосновныхтпород с океанической водой. Этот контакт начинается и с горячими лавами, и со сформировавшейся корой за счет проникновения водыпо трещинами и расколам. Данная реакция многостадийна. Вначале за счет взаимидействия растворенного кислорода с горячим оливином образуется магнетит и энстатит: (3Fe2SiO4+3Mg2SiO4)+O2=2Fe3O4+6MgSiO3 Далее при температуре ниже 400-500 С образуется серпентинит и происходит гидратация габбро: 6MgSiO3+8H2O=Mg6[Si4O10](OH)8+2Si(OH)4 4Mg2SiO4+6H2O+2CO2= Mg6[Si4O10](OH)8+ 2MgCO3 Так, в результате гидратации третий слой океанической коры оказывается сложен метаморфизованными габбро и серпентинитом. Поэтому он носит название габбро-серпентинитового слоя.	Билет 10 Двухъярусная тектоника литосферных плит Основные положения двухъярусной ТЛП: - существует 2 яруса и, соответственно, два масштаба появления тектоники плит – литосферный и коровый. Первый работает в условиях глобальных горизонтальных движений оболочки, второй - при региональных тектонических процессах. - коровый слой литосферы системами трещин разделен на отдельные микроплиты (их толщина соизмерима с длиной), которые способны перемещаться в горизонтальном направлении автономно относительно мантийной части литосферы. - верхний (коровый) ярус, в отличие от общелитосферного, при столкновении (коллизии) не испытывает субдукцию, а проявляет себя в виде обдукции. - активизация корового яруса происходит в зонах столкновения крупных литосферных плит, в областях высоких концентраций тектонических напряжений По-видимому, главной причиной ТЛП служит интенсивное сжатие, которое возникает в зонах коллизии. Расклинивающее действие приводит к тому, что верхний, коровый ярус литосферных плит испытывает скалывание коровых блоков, которые участвуют в формировании горноскладчатой области, а нижний (литосферный ярус) продолжает испытывать подтекание (субдукцию) под литосферную плиту. Согласно концепции двухъярусной ТЛП мощность земной коры меняется как за счет процессов денудации и осадконакопления, так и благодаря горизонтальному перетеканию вещ-ва ее нижнего пластичного слоя, причем оба эти процесса тесно взаимосвязаны. Так, процесс денудации или стаивания ледниковых шапок будет вызывать приток вещ-ва корового астенослоя в данный регион и изостатическое воздымание территории. Следствие ТЛП – диссипативный разогрев геосреды при движении коровых пластин. Диссипативный разогрев трущихся коровых пластин может привести к расплавлению легкоплавких гранитов с образованием «коллизионного» магматизма. Механизмом двухъярусной ТЛП объясняется образование мощных покровов, которые наблюдаются в месте контактов горноскладчатых поясов с платформами. Состав и строение ядра. Модель Пущаровского Ядро занимает центральную часть Земли, 17% от объема и 33% от массы Земли. Выделяют: 1) внешнее ядро, 2) переходную оболочку и 3) внутренне ядро. Внешнее ядро (слой E) – слой (2900-5000 км) состоит из вещ-ва находящегося в расплавленно-жидком состоянии, ее вязкость 0,4 П. Внешнее ядро делится на 2 оболочки: верхнюю и нижнюю. Верхняя оболочка внешнего ядра рассматривается, как некая слоистая зона, а нижняя как зона интенсивной конвекции (модель Пущаровского). Переходная оболочка (слой F) (5000-5200 км) распологается в основании внешнего ядра. Ее мощность около 140 км. Слой характеризуется увеличением продольных упругих волн до 10,4 км/с, однако поперечные волны ее в пределах не прослеживаются. Внутреннее ядро (субъядро, слой G) радиусом 1250 км. В его пределах скорость продольных волн возрастает до 11,4 км/с, а поперечных - до 3,6 км/с, что свидетельствует о том, что вещ-во субъядра находится в твердом состоянии. Существуют 2 точки зрения по хим. и мин. Составу ядра Зели: 1)железо-никелевое, 2)силикатное. Каменный состав ядра был отвергнут путем экспериментальных данных. Было доказано, что основным соединением внешнего ядра являются соединения Fe с более легкими элементами (Si, O, H). По Сорохтину, основное соединение – оксид одновалентного железа (Fe2O). Внутреннее ядро состоит из сплава Fe c Ni (содержание Fe-0,9, а Ni-0,1). Наиболее активно процессы кристаллизации железа происходят в переходной оболочке (слой F). В результате этого процесса идет осаждение свободного железа и приращение внутреннего ядра. Причины возникновения гравитационной неустойчивости и нисходящего плюма в низах мантии. По оценке Сорохтина разница в плотности между мантийным веществом, прошедшим дифференциацию на границе мантия-ядро, и окружающей мантией составляет порядка 0,017 г/см3, при этом подьёмная сила на уровне рассматриваемого перехода достигает 4,5 кбар. Восходящий поток относительного разуплотненного и нагретого вещества (мантийный плюм) образует восходящую ветвь в будущей конвекционной ячейке. Пепремещение вещества вверх происходит на атомном и молекулярном уровне путём переползания вакансий дислокаций из плоскости в плоскость, путём механизма твёрдотелой ползучести. Распад железосодержащих минералов в слое D'' с отжатием части железа в ядро приводит к возникновению тепломассопотоков (плюмов), поднимающихся с границы ядро-мантия вверх. При этом наблюдается « размыв» верхней границы нижней мантии, в меньшей степени это присуще и другим поверхностям раздела внутри мантийной геосферы Земли.
Билет 11 Магматизм островных дуг, причины его возникновения, состав понятие об андезитовой линии. Островные дуги – система надводных и подводных горных гряд, приуроченных к единому цоколю. Наиболее активна – вулканическая островная дуга. Активная вулканическая деятельность приводит к увеличению объема и массы всей островодужной системы. Магматизм островных дуг объясняется локальным разогревом, связанным с трением плит и диссипацией энергии трения и сдвиговых деформаций, которые испытывает погружающая плита. Вязкость коры ниже вязкости литосферы, поэтому диссипация энергии трения в зоне подвига полностью происходит в самой коре. В этом случае, удельное количество тепла, выделяемого за счет сдвиговых деформаций в слое коры при смещении литосферных плит вдоль зон ВЗБ на интервале dl, равно: Удельная тепловая энергия, выделяемая при опускании пододвигаемой литосферной плиты на глубину Н: Магматизм островных дуг произошел от фрикционного разогрева литосферы при трении погружающейся океанической плиты под островную дугу или под край континента. Андезитовая линия - граница между андезитовыми вулканами Тихоокеанского кольца и базальтовыми вулканами внутриокеанических островов. Многие исследователи рассматривают ее как границу континента и океана. Понятие о деффектах кристалла, вакансии, дислокации Все кристаллические тела обладают точечными дефектами, т.е. у них не все узлы кристаллической решетки заполнены атомами – так называемые вакансии, а в пространстве между узлами всегда есть свободные атомы – это дислокации. Вакансии и дислокации возникают в процессе роста кристалла, при пластических деформациях, при тепловых эффектах. Например, при температурах близких к температуре плавления, атомы в кристаллическом твердом теле, приобретают подвижность, достаточную для того, чтобы под действием девиаторных (отклоняющих) напряжений начался процесс твердотелой ползучести. Впервые понятие о тепловых дефектах кристалла в физику твердого тела было введено советским ученым Френкелем. По Френкелю дефект кристалла состоит из пары невзаимодействующих частиц: дислокации (межузельный атом) и вакансии, которая ведет себя как квазичастица. Возможен и обратный процесс, когда дислокация соединяется с вакансией. В состоянии теплового равновесия все время происходят процессы образования дефектов и их рекомбинация. Позже немецкий физик Шоттки ввел понятие о дислокационных дефектах в кристаллах. В этом случае источником дефекта является напряжение (давление), а атом или ион, покинув свой узел, располагается не в межузельном пространстве, а на поверхности кристалла или трещины. В любом случае для возникновения точечного дефекта узельный атом должен преодолеть некий барьер (Н). В реальном кристалле точечные дефекты все время находятся в хаотическом тепловом движении, как бы перемешивая кристалл. Концентрация тепловых дефектов сравнительно мала и достигает максимальных значений (приблизательно одна вакансия на 10^3– 10^4занятых узлов) вблизи точки плавления. Типы химико-плотностной конвекции (общемантийная, двухъярусная, каскадная) Химико-плотностная конвекция - конвекция, которая вызывается изменением плотности вещ-ва за счет изменения его хим. состава. В основе идеи лежит модель распада твердых растворов с выделением из силикатов мантии «ядерного» вещ-ва по механизму бародиффузии. Наиболее активно дифференциация мантийного вещ-ва начинается примерно на глубине 2000 км (в нижней мантии), где температура мантии приближается к температуре плавления мантийного вещ-ва, а дваление – к критическому значению, при котором начинается распад железосодержащих минералов: Fe2SiO4=Fe2O+SiO2+O, где Fe2SiO4 – фаялит. Если конвекционный процесс охватывает мантию вцелом, то это общемантийная конвекция. Для определения возможного возникновения и характера общемантийной химико-плотностной конвекции можно воспользоваться параметрами, рассмотреть модифицированное число Релея к мантии ; Где ∆ρ-средний перепад плотности, возникающий при изменении хим. состава вещества мантии в процессе его дифференциации в слое D''; D-коэффициент самодиффузии силикатов; η-динамическая вязкость мантии. 10^17<Rg<10^34; Rg намного превышает критическое число Рэлея и может приниматься бесконечным. При заданных значениях вязкости и перепадах плотности химико-плотностная конвекция должна развиваться с максимально возможной скоростью, но она может быть и низкой, если вязкость мантии высокая. Характер движения конвекционного потока может быть ламинарным (упорядоченным) и турбулентным (беспорядочным). Характер движения потока определяется безразмерным числом Рейнольдса (Rₑ): Rₑ=Vh/η, Где V-скорость течения; h-сечение слоя; η-динамическая вязкость среды. Малые числа Рейнольдса (Rₑ<<1) соответствуют ламинарному движению потока, а большие (Rₑ=3*10 в 5 степени и более) – турбулентному. В мантии число Рейнольдса очень мало (10ˉ²° ÷10ˉ²³), поэтому в мантии возможно лишь упорядоченное, плавное, ламинарное движение вещества. Двухъярусная конвекция подразумевает существование самостоятельных конвекционных систем в нижней и верхней мантии. В нижней геосфере возникает свободная химико-плотностная тепловая конвекция в результате проявления бародиффузивного механизма в недрах мантии. В верхней геосфере (преимущественно в астеносфере) возбуждается вынужденная конвекция, как реакция на конвекционные процессы в нижней мантии. Характер конвекции определяет формы и размеры конвекционных ячеек. Рис! Каскадная конвекция – Пущаровский высказывает идею, о существовании многоуровневой глубинной конвекции. Тепломассапотоки (плюмы), идущие из области раздела мантии и ядра разномасштабны и разноинтенсивны. Некоторые из них достигают подошвы литосферы, другие локализуются на самых разных глубинных уровнях. 3 фазы каскадной конвекции: 1) слабая конвекция, в нижней мантии возникающая при малом избытке тепла и хим. составе вещ-ва близкому к составу ядра. 2) сложная конвекционная структура, когда большой запас плавучести материи приводит к выносу ее к границе верхней мантии. 3) конвективное возмущение, которое затрагивает верхнюю мантию, где мощные тепломассапотоки сильно дифференцированы. Идея сложной конвекции в мантии представляется более реальной, чем упрощенные модели общемантийной или двухъярусной конвекции. Скорее всего, в мантии происходят разнотипные движения масс как конвективного, так и адвективного характера. Рис!	Билет 12 Характеристика реологических профилей литосферы Литосфера по вертикали реологически стратифицирована и состоит из чередования жестких и хрупких слоев с прослоями пониженной прочности геосреды, которая отождествляется с волноводами. Под действием высоких нагрузок в литосфере могут возникнуть прослойные дифференциальные движения в субгоризонтальном направлении со смещением верхних слоев коры относительно нижних ее горизонтов и мантий. Это свойство литосферы является основой концепции тектонической расслоенности, известная как двухъярусная ТЛП. Стр. 242 Дивергентные или конструктивные границы Дивергентные или конструктивные границы совпадают с глобальной рифтовой системой океанов, а иногда и континентов. Образование их обусловлено восходящими мантийными конвекционными потоками. Вдоль этой границы происходит симметричное образование новоокеанической литосферы за счет выплавления базальтовых дифференициатов из вещества мантии, где в подошве литосферы подходят восходящие ветви конвекционных ячеек. Выплавление магм происходит на глубине 20-30 км под рифтовой зоной. Этот процесс является результатом плавления мантийного вещества, в результате снижения давления (декомпрессии). Начиная со 100 км, поднимающееся из глубин мантийное вещество начинает плавиться. Из мантии прежде всего выплавляется базальт, так как имеет низкую температуру плавления. Вдоль рифтовых зон могут существовать вулканические камеры размером 30-40км. Пульсирующие процессы излияния базальтов являются следствием пульсирующего механизма деформации краевых зон рифтовых долин. Реологическая стратификации литосферы. Реологические характеристики горных пород (геоматериала, геосреды) зависят от многих факторов: состав пород, температуры, окружающего давления, порового давления, насыщающей жидкости, от величины и скорости, изменения напряжений и деформаций в среде. От этого вытекают, что реологические св-ва литосферы изменяются не только по горизонтали, но и по вертикали. В качестве основной реологической характеристики литосферы использовалась эффективная прочность геосреды. Для областей упругих деформаций и хрупкого разрушения это понятие соответствует принятому в механике определению прочности материала. При пластическом течении геосреды ее эффективная прочность, поднимается всмысле предела текучести. В условиях нелинейно вязкого течения среды, применяют понятие криповой прочности, с учетом этих понятий экспериментальных данных Лобковским было установлено, что распределение с глубинной эффективной прочности литосферы. При низких температурах и давлениях, что соответствует гранитному слою коры горные породы испытывают хрупкое разрушение с образованием системы трещин, по поверхностям которых происходят скольжение отдельных блоков, пластин коры.
Билет 13 Нестационарность химико-плотностной конвекции. Тепловая конвекция в однородном вязком слое при полном тепловом балансе должна быть строго стационарна. В отличие от нее химико– плотностная конвекция всегда нестационарна, т.к. она вызывается необратимыми изменениями плотности в среде. Нестационарность химико – плотностной конвекции выражается в периодическом изменении её режима, а именно в перестройке конвекционных структур. Возможная схема периодических перестроек мантийной конвекции рассмотрена Мониным, Сорохтиным на качественном уровне. Выводы: Химико–плотностная конвекция не постоянная во времени. Непостоянство реализуется в виде периодической перестройки конвекционных структур в мантии. Перестройка конвекционных структур в мантии представляет собой периодическое объединение и разъединение. Литосфера, определение, строение, литосферные плиты. Литосфера – жесткая оболочка, характеризующаяся высокой прочностью и упругими свойствами, залегает на ослабленном, пластичном астеносферном слое (в нем скорости сейсмических волн понижаются, свидетельствуя об изменении пластичности пород), включает в себя земную кору и верхний слой верхней мантии. В строении литосферы выделяют подвижные области (складчатые пояса) и относительно стабильные платформы. Подошва литосферы определяется положением температурной поверхности солидуса мантийного вещ-ва (1300 градусов). Под материками подошва литосферы на глубине 150-200 км (под молодыми платформами) и 250-350 км (под щитами древних платформ), под океанами – на глубине 7-10 км (под гребнями СОХ) и 30-90 км (под абиссальными участками дна). Литосфера под океанами и континентами значительно различается. Литосфера под континентами (мощностью до 80 км) состоит из осадочного, гранитного и базальтового слоев. Литосфера под океанами (толщиной 5-10 км) претерпела множество этапов частичного плавления в результате образования океанической коры, она сильно обеднена легкоплавкими редкими элементами, в основном состоит из дунитов и гарцбургитов, а гранитный слой полностью отсутствует. Важная особенность строения литосферы – тектоническая расслоенность (деламинация). Это свойство явно проявляется в активных горноскладчатых областях. Литосфера не является сплошной оболочкой, а состоит из нескольких крупных плит, границами которых являются зоны повышенной сейсмичности и вулканизма. Т.о. литосфера – слоисто-блоковое образование. Блоки литосферы - литосферные плиты - двигаются 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. Причины, приведшие к выделению земного ядра. В начале архея Земля начала прогреваться в верхних слоях экваториального пояса. Именно там образовались древнейшие континентальные блоки, возникли конвективные течения и начались процессы дифференциации земного вещества с выделением земного ядра Процесс дифференциации земного вещества постепенно продвигался вглубь Земли, вызвав гравитационную неустойчивость планеты. Для восстановления устойчивости планеты, первичное земное вещество «выжималось» в экваториальном поясе одного из полушарий. А с противоположной стороны происходило опускание тяжелых расплавов к центру Земли. Все это создало в конце архея сильную асимметрию в строении планеты. Возникла конвективная структура с одним восходящим потоком над местом всплытия бывшей сердцевины Земли и одним нисходящим потоком над областью стока “ядерного” вещества. Предположительно именно над этим нисходящим мантийным потоком на рубеже архея и протерозоя сформировался первый в истории Земли суперконтинент – Моногея (Пангея 0). На этом завершилась первая и наиболее бурная стадия формирования земного ядра. Его дальнейшее выделение и рост происходили уже более спокойно.	Билет 14. Характеристика внутриконтинентальной субдукции Внутриконтинентальная субдукция - конвергентное взаимодействие двух континентальных литосферных плит, обладающих низкой плотностью и большой мощностью, в результате чего происходит расслаивание верхней части литосферы, в ходе которого происходят надвиги пластин континентальной коры. Общий процесс взаимодействия двух континентальных плит называется коллизией. 2.Типы и причины образования горноскладчатых поясов Земли. Как известно, геосинклинальный цикл эволюции литосферы предусматривал в своем развитии наличие двух крупных этапа: - этап интенсивного прогибания, которое компенсировалось накоплением мощных осадочно-магматическиких толщ, - этап инверсии тектонического режима, когда на месте геосинклинального прогиба возникала горноскладчатая система. Выделяют 2 типа горноскладчатых областей: 1) аккреционные Формируются в условиях не прекращающейся субдукции за счет тектонического скучивания аккреционных призм, островных дуг, обдукционных и коллизионных аллохтонов. За счет этих процессов прогрессивно наращивается континентальное пространство по периферии материнского континента. Горноскладчатые пояса аккреционного типа – вдоль Тихоокеанский побережий Южной и Северной Америк, Азии. 2) коллизионные Возникают при «лобовом» столкновении (коллизии) двух континентов. В пространство столкновения попадают разнородные и разновозрастные микроконтиненты, островные дуги, окраинные моря и тд. Любая коллизионная зона – гетерогенный и гетерохронный тектонический коллаж. Пример – Адьпийско-Гималайский пояс. Он возник на месте океана Тетис, который в мезозойско-кайнозойское время разделял Евразию, Африку и Индию. Сближение континентов привело к закрытию океана, литосфера которого практически полностью субдуцировала под Евразийский континент. Отличие коллизионных поясов от аккреционных в том, что коллизионные представляют собой своеобразный пояс межплитного торошения, сложенного микроплитами и окоймляющими их складчатыми сооружениями. 3.Геодинамика мантии, основные моменты. Геодинамика мантии – комплекс сложных физико-геологических процессов, приводящих к движению мантийного вещ-ва и определяющих тектономагматическую активность литосферы. Существуют различные модели геодинамики мантии, наиболее известны 2: - мантийная конвекция Модель мантийной конвекции хорошо разработана и обоснована. Она опирается на сейсмотомографические данные, лабораторные эксперименты. Конвекция - это закономерное кругообразное перемешивание микроскопицескиких частиц среды, приводящее к переносу массы, тепла и многообразным физическим явлениям. - плюм-тектоника. В этом случае движение мантийного вещества из глубинных недр к подошве литосферы рассматривается в виде адвекции, т.е. направленного подъёма материала в форме "струи", которая растекается по подошве литосферы не образуя замкнутой конвекционной ячейки. Тектономагматическая активность Земли (горизонтальное движение материков и литосферных плит) связывается с конвективными движениями вещ-ва матии. Конвекция в мантии – основной геодинамический процесс земных недр.
Билет 15. 1.Происхождение гидросферы и атмосферы З. Атмосфера и гидросфера сформировались благодаря деятельности вулканов. Известны две основные гипотезы возникновения на Земле гидросферы и атмосферы. Первая сводится к следующему. Если Земля была однажды полностью расплавлена, большая часть воды и многих других веществ одновременно улетучилась тогда в горячую древнюю атмосферу. Позже, когда Земля застыла, водяной пар сконденсировался и образовался первичный океан. Согласно этой гипотезе, современная атмосфера и океан являются простым остатком горячей древней атмосферы. Вторая гипотеза основывается на толковании сложного и сравнительно малоизученного процесса «дегазации» пород в глубоких недрах Земли. Можно наметить два варианта второй гипотезы:       а) вода и другие летучие вещества выделились из недр Земли за очень короткий период времени на заре земной истории;       б) эти летучие вещества выделялись из глубин Земли постепенно и примерно с одной и той же скоростью в течение значительного геологического времени.        В конце концов молодая Земля была окружена плотной оболочкой паров и газов — праатмосферой, которая существенно отличалась от современной атмосферы не только температурой и давлением, но и прежде всего химическим составом. В нее входили такие же газы, которые выделяются действующими вулканами современной геологической эпохи. Она состояла, по-видимому, из двуокиси углерода, азота, водяного пара, различных углеводородов, аммиака и других газообразных соединений, а также благородных газов. Эта праатмосфера обладала собственно восстановительными свойствами. Облака горячего газа, возможно, полностью окутывали Землю в течение длительного времени.        Процесс застывания и охлаждения земной коры около 4 млрд. лет назад продвинулся настолько, что постепенно была достигнута и в конце концов пройдена точка кипения воды — 100°С. Тогда началось осаждение водяного пара из праатмосферы в виде дождей, которые первое время с трудом достигали поверхности Земли вследствие все еще высокой ее температуры и тут же вновь испарялись. Однако после того как поверхность оказалась способной принимать воду, осадки стали выпадать с большей силой и в огромных количествах, при этом вода пропитывала высохшую поверхность. Началось формирование водной оболочки Земли — гидросферы, возникли первые моря.        Как атмосфера, так и гидросфера ранней Земли являются продуктами вулканизма и сформировались в результате дегазации Земли. Масса воды, осаждавшаяся из атмосферы, вымывала значительную часть кислот, поэтому первоначальные моря преставляли собой кислотный раствор. Их преобразование в современный солевой раствор является опять-таки следствием взаимодействия с продуктами разрушения первичной вулканической коры Земли, подвергшимися выветриванию и перенесенными в море.        Однако и восстановительная атмосфера, возникшая в результате вулканической дегазации, подверглась процессу постепенного преобразования, существенное участие в котором принимали древнейшие растительные организмы.        Из всех вулканов подводные их представители должны рассматриваться в качестве особо благоприятной среды для образования более высокоорганизованных молекул из упомянутых выше газов, они могли сыграть решающую роль в возникновении жизни на Земле. 2.Самодиффузия кристаллов. В реальном кристалле точечные дефекты находятся в хаотическом движении, перемешивая кри. Концентрация тепловых дефектов сравнительно мала и достигает максимальных значений вблизи точки плавления. Способность кристалла к «самоперемешиванию» определяется коэф. самодиффузии кри: D=D0e^-^H^*^P^/^kT, где D0 – величина размерности длина^2/время, слабо зависящая от давления и температуры; H* – энергия активации для самодиффузиции; k – постоянная Больцмана. Н*=Н+На = энергия образования дефекта + энергия активации 3. Дивергентные (конструктивные) границы литосферных плит, общая характеристика. Дивергентные или конструктивные границы совпадают с глобальной рифтовой системой океанов, а иногда и континентов. Образование их обусловлено восходящими мантийными конвекционными потоками. Вдоль этой границы происходит симметричное образование новоокеанической литосферы за счет выплавления базальтовых дифференициатов из вещества мантии, где в подошве литосферы подходят восходящие ветви конвекционных ячеек. Выплавление магм происходит на глубине 20-30 км под рифтовой зоной. Этот процесс является результатом плавления мантийного вещества, в результате снижения давления (декомпрессии). Начиная со 100 км, поднимающееся из глубин мантийное вещество начинает плавиться. Из мантии прежде всего выплавляется базальт, так как имеет низкую температуру плавления. Вдоль рифтовых зон могут существовать вулканические камеры размером 30-40км. Пульсирующие процессы излияния базальтов являются следствием пульсирующего механизма деформации краевых зон рифтовых долин. Дивергентные (конструктивные) границы имеют полосчатое строение.	Билет 16. 1.Тектоническая активность З,понятие,оценка, функция тектонической активности.(стр.146) Большинство современных ученых тектономагматическую активность Земли связывают с глубинными процессами. В начальные периоды они могли выразиться в появлении и росте ядра Земли. Начиная с момента возникновения ядра и установления крупномасштабной конвекции в мантии, тектонические движения, охватывающие литосферу нашей планеты, все многообразие геологических явлений вызываются конвекционным перемещением глубинного вещества. Активация конвекции в мантии приводит и к увеличению интенсивности тектономагматических процессов. Исходя из фундаментальной зависимости тектоническую активность Земли можно определить конвективным массообменом в мантии. Пусть n доля массы мантии, прошедшая дифференциацию на поверхности ядра за время t, тогда величина конвективного массообмена в мантии будет определяться произведением n* Mm, где Mm – масса мантии. О.Г.Сорохтин ввел параметр тектонического развития Земли – «y», который показывает какая часть конвективного массообмена в мантии уже завершена: 2. Лабораторные исследования оливина. Экспериментально установлено, что при скоростях деформации оливина, которые были достигнуты в лабораториях доминирующим механизмом деформации является дислокационная ползучесть. Отсюда можно заключить, что предпочтительным механизмом определяющей ползучесть будет тот, который требует минимального напряжения для обеспечения данной скорости деформации. Для диффузионной ползучести оливина процессом определяющим скорость деформации является диффузия атомов кислорода. По средствам прямых измерений диффузии методом протонной активации и определения скорости с помощью отжима дислокации для оливина найдены значения коэффициента самодиффузии (D=10в минус первой м^2/с) и энергетического барьера H= 523Кдж/моль. На рисунке приводится экспериментально установленная зависимость скорости деформации оливина от напряжений при t=1400С, то есть дислокационная ползучесть оливина. 3.Причины изменения эвстатического уровня мирового океана. Традиционно трансгрессии и регрессии моря объяснялись вертикальными движениями земной коры. Но ведущая роль в этих процессах принадлежит другим причинам, в частности тектонической активности Земли, которую можно выразить через скорость движения литосферных плит. Можно выделить четыре основные причины колебания уровня Ми­рового океана. Во-первых, благодаря дегазации мантии масса воды в океанах постепенно увеличивается. По этой причине за последние А млрд. лет уровень океана в среднем поднялся на 4.5 км. Во-вторых, изменение объёмаСОХ. Как показал Г. Менард, образование современных СОХ могло при­вести к подъему уровня океана более чем на 300 м. Изменения их объёмов напрямую зависит от тектонической активности Земли. Чем она выше, тем положе становятся хребты, соответственно уменьша­ется объём океанических впадин, и большие объёмы воды вытесня­ются на континенты. Уменьшение тектонической активности Земли приводит к замедлению роста хребтов, увеличению их высоты, и углублению впадины дна океана. Соответственно, будет наблюдаться глобальная регрессия моря. В-третьих, периодические колебания тектонической активности нашей планеты в связи с перестройкой структуры хнмико-плоскостной конвекции в мантии. Соответствующие им колебания уровня океана происходят с периодом примерно п 100 млн лет и ам­плитудами порядка +-200-400 м. В-чствсртых, наиболее быстрые изменения уровня океана происходят за несколько тысяч лет благодаря возникновению или таянию покровных ледков на материках. Периоды гляциоэвстатических колебаний поверхности океана имеют порядок 100 тыс. лет, а их амплитуда достигает +-100-150 м. Изложенное доказывает, что глобальные трансгрессии и регрессии моря далеко не всегда связаны с тектоническими движениями земной коры, часто причиной этого могут быть климатические изменения.
Билет 17. 1.Причины периодичности в объединении и разъединении континентов, влияние этих процессов на климат и биосферу Земли. Перестройка конвекционных структур в мантии неизбежно ведет и к перестройке плана движения всего ансамбля литосферных плит. При этом их дрейф должен происходить, от восходящих мантийных потоков к нисходящим. В моменты образования одноячеистых структур с одним нисходящим потоком все материки должны объединяться в единый суперматерик, а во время функционирования 2-х ячеистой структуры, суперматерик должен испытывать деструкцию разделение на фрагменты и их дрейф от восходящих мантийных потоков к нисходящим. Таким образом, главным геологическим следствием нестационарности химико-плоскостной конвекции является периодическое объединение и разъединение континентов. В геологической истории Земли можно наметить 4 эпохи объединения континентов: конец архея – Моногея (Пангея 0, 2,6 млрд. лет), конец раннего протерозоя – Мегагея (Пангея 1, 1,9-1,8 млрд. лет), конец позднего протерозоя – Мезогея (Родиния), конец палеозоя – Пангея. Вильсон первый сформулировал идею о крупномасштабной цикличности тектонических процессов. 2.Строение и химический состав земной коры, литосферы. Земная кора - верхняя оболочка Земли, отделенная от нижерасположенной мантии поверхностью Мохо. Масса земной коры 0,48%, преобладают алюмосиликаты. Элементный состав:О2 -49,13%, Si 26%, Al 7,4%. Выделяют 3 типа ЗК: континентальный, океанический, промежуточный. Континентальная кора состоит из мощного гранито-гнейсового слоя. С поверхности этот слой перекрыт осадочным слоем, а подстилается гранулито-базитовым (гранулито-эклогитовым) слоем. Океаническая кора состоит из осадочного, базальтового и габбро-серпентинитового слоев. Для промежуточной коры характерны признаки как континентальной, так и океанической коры, в связи с чем различают два подтипа: субконтинентальный и субокеанический. Литосфера – это жесткая оболочка, характеризующая высокой прочностью и упругими свойствами, залегает на ослабленном пластичном астеносферном слое. Подошва литосферы определяется положением температурной поверхности солидуса мантийного вещества (1300С) под материками подошва литосферы залегает на глубинах 150 – 200 км. Под молодыми платформами до 250 км, под щитами древних платформ порядка 350 км, под океанами 70 км, под гребнями срединно-океанических хребтов (СОХ) 30-90 км. Важной особенностью строения литосферы является ее тектоническая расслоеность (деламинация). Это свойство явно проявляется в активных горноскладчатых областях, в латеральном отношении литосфера не является сплошной оболочкой, а состоит из нескольких крупных плит, границами которых являются зоны повышенной сейсмичности и вулканизма. Следовательно литосферу можно представить себе, как слоисто-блоковое образование. 3. Механизмы формирования внутреннего ядра. Одновременно с выделением жидкого ядра и его последующей эволюцией происходило образование и рост внутреннего твердого ядра. Начало формироваться в результате выделения избытка железа и никелевого материала из «ядерного» в-ва при постепенном понижении температуры. Кроме того, под действием сверхвысоких давлений происходит распад оксида железа с выделением Fe в свобод. фракцию 2 Fe2O – 4Fe+O2 процесса кристаллизации Fe наиболее активно протекает в переходной оболочке(F). В результате идет осаждение железа на поверхность внутреннего ядра и приращение его объема.Внутреннее ядро имеет сложное строение-состоит из ряда концентрических оболочек с несколько различающимся составом.	Билет 18. 1.Понятие о процессе субдукции и зоны субдукции. Границы поглощения возникают под нисходящими мантийными конвекционными течениями, при которых одна из литосферных плит ломается и погружается в мантию. Этот процесс получил название субдукция. Он сопровождается интенсивными деформациями, в связи, с чем рассматриваемые границы литосферных плит характеризуется обычно обильной концентрацией землятресения. Два основных типа зон субдукции:1) Островные дуги 2) активные континентальные окраины. Их общими морфологическими элементами являются глубоководный желоб и краевой вал. Эти структуры связаны с упругим изгибом океанической литосферы, субдуцирующей в мантию. Процессы субдукции:упругий изгиб,пластические деформации и различные нарушения пододвигаемой и «нависающей» плиты;аккреция и поглощение осадков;деерпентизация и дегидратация погружающейся плиты;диссипативный разогрев и конвективные течения за остаровной дугой;задуговой спрединг и формирование окраинных морей. 2. Понятие о нелинейной геодинамике. Геодинамика мантии и геологические явления в целом эти процессы многопричинны , сложны и далеко не всегда укладываются в установленную систему закономерностей, такие тенденции получили название нелинейной геодинамики. Большинство геологических процессов тем более тектонических и геодинамических нелинейны, поэтому в последние 15 лет в геологию стали впроникать идеи школы и.р. пригожина, связанные с проведением физических систем вдали от состояния равновесия и с нелинейными эффектами. У нас в стране идеи нелинейности развивают пущаровский, фадеев, кузнецов. Нелинейные явления это когда видимая линейная закономерность нарушается хаотическими процессами. Система может переходить в 2 или более новых состояний(«бифуркация»),понятие «каскадной конвекции»,воздействие на геолог.процессы гравитационно-волнового поля,зависимость эволюции Земли от космич.сил. Возможные размеры и формы конвекционных ячеек В конвектирующей жидкости размеры ячеек устанавливаются таким образом, чтобы затрата энергии на возбуждение движений оказывалась минимальной. Если бы ячейки были узкими,с горизонтальными размерами меньше сечения слоя λ/2<<h, то восходяшие и нисходящие потоки вещества располагались бы слишком близко друг к другу и между ними возникали бы слишком большие силы трения, на преодоление которых тратилось бы слишком много энергии. В этом случае эффективность конвективного выноса тепла заметно бы упала. В обратном случае, если бы горизонтальный размер ячеек был много больше вертикального, то часть механичес­кой энергии, освобождаемой в конвективных потоках, расходовалась бы на преодоление сил вязкого трения в горизонтальных течениях. Поэтому с энергетической точки зрения равновесие между двумя механизмами, снижающими эффективность конвекции в жидком слое с постоянной вязкостью, достигается тогда, когда конвективные ячейки примерно изометричны. Если же два пограничных слоя, огра­ничивающих слой конвектирующей жидкости того же состава, облада­ют пониженной вязкостью, то в такой системе возможно возникнове­ние сильно удлиненных ячеек, горизонтальные размеры которых на­много превышают вертикальные. Применительно к мантии, ограничен­ной сверху астеносферой, а снизу - маловязким слоем D'' это ус­ловие позволяет возникать в ней ограниченному количеству конвек­тивных ячеек, одной или двум. λ=2корня из 2h (длина конвекционной волны) (h-сечение слоя). След-но, наиболее оптимальным размером конвекционной ячейки будет λ/2~1,5h,т.е. она будет иметь промежуточную форму,слегка вытянутую длину. (нарисовать конвекционные ячейки)
Билет 19. 1.Механизм образования гранитного слоя в островных дугах Обогащение литосферы кремнеземом и щелочами приводит к фор­мированию андезитовых и более кислых лав, которые по расколам проникают на поверхность Земли. При расплавлении осадков и внед­рении таких расплавов в тело островной дуги образуются гранитные интрузии, постепенно формирующие фундамент островных дуг и актив­ных окраин континентов. Таким образом, образование гранитных ин­трузий, столь характерных для заключительных стадий развития гео­синклинали, можно представить себе как результат расплавления и переплавления мощных осадочных песчано-глинистых толщ, затянутых в зону поддвига плит. Важную роль играли при этом высокотермаль­ные и высокоминерализованные воды, оказывая метасоматическое воздействие на вышерасположенные осадочные породы. Предложенный механизм процессов, протекающих в зонах под­двига литосферных плит, хорошо объясняет формирование континентальной коры и, прежде всего, ее гранито-метаморфического слоя. Исходя из этого механизма можно предположить, что становление континентальной коры происходит в несколько стадий, а большин­ство гранитов образовались на значительных глубинах в результа­те вторичного селективного плавления или глубокого метаморфизма вещества самой коры. В настоящее время точки зрения в палингенном происхождении большинства гранитов является преобладающей среди петрологов, хотя часть гранитов вполне могла возникнуть и за счет метаморфизма осадков. Благодаря этому же механизму становится понятным высокое содержание в континентальной коре K2O (около 3%), тогда как в мантии оксид калия присутствует в количестве 0,012 %. Процесс ассимиляции осадков при поддвиге плит приводит к обогащению коровых пород калием в 250 раз. Таким образом на дивергентных границах литосферных плит происходит не только разрушение океанских плит за счет их погружения в мантию и переплавления, но и создание нового типа коры - континентальной. 2.График энергетического баланса За геологическую историю Земли выделилась энергия:гравитационной дифференциации - 1,46*10^38 эрг; радиоактивного распада 0,42*10^38 эрг; приливного торможения 0,33*10^38 эрг. можно определить суммарное выделение тепловой энергии за время геологической истории Земли. Оно равно примерно 1,98*10^38 эрг. Причем основной вклад (почти 65%) приходится на долю энергии гравитационной дифференциации. Однако скорость выделения тепловой энергии на протяжении жизни Земли была не постоянна. Мах тепловая Е выделена на ранних стадиях(АR) радиактивного распада приливного трения. Такая энергетика приводила к тому,что мантия перегрета больше,чем сейчас,сл-но,увелич Т мантии-подошва поднимается,уменьш. Т мантии-подошва опускается).Получаемой Землей Е достаточно,чтобы обеспечить теплопотери.На рис. видно,что на самых ранних этапах развития Земли преобладала энергия приливного торможения Земли. Примерно через миллиард лет после образования Земли ведущим энергетическим процессом становится гравитационная дифференциация земного вещества, приведшая к обособлению и росту земного ядра.В молодой Земле не работал конвективный механизм выноса тепла к поверхности. Молодая литосфера в то время не была разбита на отдельные плиты. Все это способствовало малым теплопотерям Земли.Знергия тектономагматических процессов,развивающихся на пов-ти З.,складывается из выплавления континентальной коры,деформации лит.плит в зонах субдукц. И излияния базальтовых лав в рифт.зонах Мир.океана. 3. Причины нестационарности химико-плотностной конвекции, ее результат. В отличие от тепловой конвекции, которая при условии равен­ства теплопритока к нижней границе слоя теплопотерям через его верхнюю поверхность может быть стационарной химико-плотностная конвекция всегда нестационарна, поскольку она вызывается необра­тимыми изменениями плотности в среде. Поэтому со временем должна происходить перестройка режима движения. Предполагается, что периодически происходит перестройка конвективной структуры от одноячеистой к двухъячеистой и более сложной, а затем вновь к одноячеистой. Предположим, что имеется в недрах Земли одноячеистая конвективная структура. При этом в зонах с наименьшей скоростью массообмена, расположенных между смеж­ными потоками, плотность вещества меняется мало (застойные зоны), тогда как в остальных частях мантии она постепенно уменьшается в связи с отдачей тяжелого компонента в ядро. Как только средняя плотность мантии становится ниже плотности вещества застойных зон, они начинают опускаться и вовлекаться в общий конвективный массообмен. При этом сокращается сечение восходящего потока, что ведет к увеличению геодинамического сопротивления мантии, замед­ление общего массообмена в мантии и снижению тектонической актив­ности.На второй стадии развития конвективного процесса центры нисходящих потоков постепенно перемешаются в места расположения бывших застойных зон. В результате на третьей стадии эволюции конвективного процесса возникает новый восходящий поток и в мантии возникает двухъячеистая конвективная структура. Перестройка конвективных структур в мантии ведет к перестройке движения всего ансамбля литосферных плит. В периоды существования одноячеистой конвекции преобладают центростремительные направления дрейфа литосферных плит, что приводит к объединению континентов в единые суперконтиненты. Периоды двухъячеистой конвекции характеризуются процессами дробления (деструкции) и раздвижения материков.При этом происходит перестройка дрейфа литосферных плит, кото­рый направлен от восходящих течений к нисходящим. Периодичность в динамике земных недр вызывает и периодичность тектоно-магматической активности Земли. Главным геологич. следствием нестационарности конвекции является периодическое объединение и разъединение континентов.	Билет 20. 1.Движение литосферных плит. Под литосферным плитами будем понимать блоки литосферы вертикальные размеры n*10/n*102 км, а горизонтальные n*103 км. Движение литосферных плит приводит к разнообразным геологическим явлениям, совокупность которых образует плитотектоническую модель геодинамики литосферы, известную как тектоника литосферных плит (ТЛП), под ней понимается образование, строение и взаимные перемещения литосферных плит, сопровождаемые их деформацией, магматическими проявлениями и другими процессами, приводящими к формированию земной коры и связанных с ней полезных ископаемых. Движущей силой литосферных плит является химико-плотносная и тепловая конвекция вещества мантии. На современном этапе геологического развития Земли наиболее вероятна общемантийная конвекционная модель. Движение плит направлено от областей где к подошве литосферы подходит восходящий конвекционный поток (рифтовая долина океанов), к тем районам, где конвекционный поток трансформируется ветвь конвекционной ячейки (зоны субдукции). Наряду с силами вязкого трения в образовании движущего механизма литосферных плит участвуют также растекания спрединно-океанических хребтов и силы тянущего блока. 2.Эффективность конвекции в мантии Эффективность выноса тепла определяется безразмерным числом Нуссельта(Nu), которое понимается как отношение конвективного теплового потока (Q), к тепловому потоку (Q1), передаваемому за счет молекулярной теплопроводности при отсутствии конвекции Для тепловой конвекции Nu = 18, по расчетам Жаркова, т.е. конвективный перенос в 18 раз увеличил эффективную теплопроводность. Для химико-плотностной конвекции Nu=48, конвективный перенос в 48 раз увеличил эффективную теплопроводность. 3.Основные положения двухъярусной ТЛП. 1. существует 2 яруса и соответственно 2 масштаба проявления тектоники плит-литосферный и коровый. Первый работает в условиях глобальных горизонталныких движений оболочки, второй при региональных тектоническиких процессах. 2. коровый слой литосферы системами трещин разделен на отдельные микроплиты, которые способны перемещаться в горизонтальном направлений автономно относительно мантийной части литосферы. 3. верхний (коровый) ярус в отличие от общелитосферного при столкновение (коллизии) не испытывает субдукцию, а проявляет себя в виде обдукции. 4. активизация корового яруса происходит в зонах столкновения крупных литосферных плит в областях высокой концентрации тектоническиких нарушений.
Билет 21. 1.Энергия приливного трения, ее влияние. Взаимное притяжение Земли и Луны порождает приливные дефор­мации, проявляющиеся внешне в виде приливных вздутий (горбов), которые перемещаются по поверхности Земли вслед за движением Луны. По определению Г.Макдональда (1975), скорость выделения приливной энергии (Et) в настоящее время примерно равна 0,3*10^21 эрг/с, причем две трети ее диссипируют в гидросфере. Нынешняя доля приливной энергии не превышает 2% от полной тепловой энергии, генерируемой в недрах пла­неты. Еще меньшее влияние на современную термику Земли оказыва­ют солнечные приливы, эффект которых не превышает 20% от воздей­ствия лунных. Однако если амплитуда солнечных приливов всегда была незначительной, то лунные воздействия в прошлом были гораз­до более ощутимы. Из теории приливов следует, что интенсивность их воздействия обратно пропорциональна шестой степени расстояния между планетами. Поэтому в прошедшие геологические эпохи, когда Луна располагалась примерно в 15 раз ближе к Земле (2,55*10^9 см), ее приливные воздействия на нашу планету были гораздо более силь­ными. По мнению О.Г.Сорохтина, на самых ранних этапах развития Земли приливная энергия превалировала над всеми остальными ис­точниками эндогенной энергии. Выделяемое при диссипации приливной энергии тепло черпается из кинетической энергии вращения Земли. За время жизни системы Земля-Луна (то есть за 4,6*10^9 лет) кинетическая энергия вращения Земли (E) уменьшилась на 3,84*10^37 эрг, а кинетическая энергияорбитального движения Луны (Eω), наоборот, возросла йа 0,54*10^37 эрг. За это же время диссипировало в Земле и превратилось в тепло Et = E - Eω то есть около З,3*10^37 эрг приливной энергии.Сразу же после образования системы Земля-Луна скорое выделения приливной энергии достигла огромной величины 5,5-10^24эрг/с, что почти в 13 тыс.раз больше скорости генерации эндогенной энергии в современной Земле. В то время высота приливов превышала километр, а сейсмическая активность примерно на три порядка превосходила современную. Согласно расчетам Сорохтина, уже через миллион лет приливная теплогенерация в 100 раз, а еще через 10^8 лет достигла уровня 7*10^20 эрг/с, то есть только меньше чем в два раза превышали современную теплогенерацию Земли (4,3.I0^20 эрг/с).В дальнейшем диссипация приливной энергии продолжала плавно снижаться до уровня 1,2*10^20 эрг/с в конце катархея (4,0* 10^9 лет назад).Всего за первые 600 млн.лет существования Земли выделилось около 2,1*10^37 эрг тепловой энергии приливного происхождения. Поскольку молодая Земля в катархее еще не была стратифицирована и у нее отсутствовала астеносфера, то приливная энергия распреде­лялась практически по всей массе Земли и целиком уходила на ее разогрев. В результате этого наша планета могла дополнительно прогреться приблизительно на 500°С. Возможным результатом этого теплового нагрева явилось возникновение первичной астеносферы. В архёе, после появления астеносферного слоя, приливные деформации стали концентрироваться главным образом в этом слое верхней мантии. Образующаяся энергия приводила к дополнительному перегреву и расплавлению астеносферного вещества, а также к расширению самого слоя астеносферы. На этот период приходится второй "пик" или "тепловой удар" выделения приливной энергии, достигший при­близительного 10^22 эрг/с. Однако эта энергия выделялась уже не по всей массе Земли, а только в астеносфере. Ее разогрев (  Т) оценить используя соотношение Т≈ ,где Et ≈1*10^37 эрг – тепловая энергия, выделившаяся за ранний архей в верхней мантии массой m;qT – теплота плавления веществаCp – удельная теплоёмкость вещества при постоянном давлении.Принимая, что для молодой Земли мощность верхней мантии составляла 300 км, тогда m≈6*10^26 г; qT≈ 100 кал/г =4,2*10^9 эрг/с; Cp≈1,1*10^7 эрг/г*град , найдем, что только за первые 100 млн. лет раннего архея приливного тепла было бы достаточно для дополнительного разогрева верхней мантии от температуры солидуса более чем на 500ºС. Однако столь существенного разогрева верхней мантии тогда, вероятно, не происходило, так как образующееся тепло уходило на прогрев первоначально холодных земных недр.В позднем архее и в протерозое выделение приливной энергии было более спокойным, ибо Луна к этому времени уже успела удалиться от Земли на значительное расстояние и заметная часть приливной энергии стала рассеиваться в появившейся земной гидросфере. Всего же за поздний архей, протерозой и фанерозой (последние примерно 3-3,5 млрд.лет) выделилось 0,18*10^37 эрг приливной энергии, рассеянной в геосферах Земли с момента ее образования.Отсюда следует, что основной вклад в термику Земли лунные приливы вносили в катархее и раннем архее, в последующие геологические эпохи этот вклад был очень мал. 2.Геолого-геофизические признаки существования конвекционных потоков в мантии Доказательством существования в мантии восходящих и нисходящих потоков является форма геоида и характер регионального гравитационного поля. Над восходящими, менее плотными конвекционными потоками должен возникать дефицит масс в мантии, что будет сопровождаться понижением уровня геоида и снижение значения гравитационного поля. Над нисходящими, более плотными ветвями конвекционного потока, образуются положительные гравитационные аномалия и вздутие геоида. Убедительным доводом в пользу существования общемантийной химико-плотностной конвекции в мантии современной земли являются данные сейсмической томографии. Сейсмотомографические исследования позволяют получить модели плотностных, а через них и тепловых неоднородностей мантии по скоростным характеристикам распространения упругих колебаний. Эти данные свидетельствуют о существовании не только концентрических геосфер земли, но и сквозьмантийных суперплюмов относительно горячего материала (апвеллинги) и компенсирующих их нисходящих относительно плотных и холодных потоков (даунвеллинги). Обобщенное изучение данных сейсмической томографии земных недр позволяют сделать следующие выводы: 1)Современная мантия Земли характеризуется плотностными и тепловыми неоднородностями, которые фиксируются снижением или возрастанием скоростей сейсмических волн. 2)Неоднородности в виде колоннообразных тел прослеживаются по всему сечению мантии Земли, т.е. имеют общемантийную (сквозьмантийную) природу. 3)Низкоскоростные и высокоскоростные неоднородности мании Земли увязываются в систему крупномасштабной конвекции, имеющей ограниченное число конвекционных ячеек. 3.Границы скольжения литосферных плит. 1300^оС – температурная поверхность солидуса – подошва литосферы. Поверхность Мохо – между литосферой и астеносферой. Границы скольжения (трансформные границы) характеризуются сдвиговыми движениями литосферных плит друг относительно дру­га без существенного расхождения или сближения. Абсолютно чис­тое скольжение происходит не всегда. Обычно обнаруживается ка­кая-то компонента растяжения или сжатия. К границам подобного типа относятся трансформные разломы океанов (Челленджер и Эл-танин в Тихом океане; Атлантис, Романш, Гиббс в Атлантическом океане; Оуэн и Амстердам в Индийском океане и др.) или крупные сдвиги на континентах (разлом Сан-Андреас в Северной Америке). В северной половине Тихого океана закартированы ныне отмер­шие, но некогда гигантские трансформные разломы, амплитуда смещения, по которым достигала 1200 км (Кларион, Клиппертон, Мендосино, Меррей и др.). Обычно амплитуда смещения составляет десятки реже сотни километров. В рельефе дна океана трансформные границы выражены сопря­женными параллельными структурами узких хребтов и ложбин с крутой общей стенкой (рис. 79). Дно трансформных разломов часто бывает нарушено специфическими трещинами, с растяжениями, со сдвиговой компонентой - гьяреши. Как правило, границы скольже­ния амагматичны, лишь „а их флангах могут возникать базальтовые вулканы со щелочной ориентацией. Часто границы скольжения выступают в виде сложно построенных протяженных зон, перемежающихся с зонами субдукции. Среди многочисленных трансформных разломов Мирового океана выделяют три категории - это магистральные (демаркацион­ные), спрединговых хребтов и гребневые. Магистральные разломы, как правило, рассекают целые океаны, разделяя их на сегменты. Наиболее очевидна роль магистральных разломов, как транс­формных границ, в пределах Атлантического океана (рис. 80). По-видимому, магистральные разломы закладывались еще до начала раскрытия океана и в значительной степени определяли его конту­ры. По всей геологической природе они являются глубинными раз­ломами, корни которых лежат в верхней мантии. Разломы спрединговых хребтов рассекают лишь спрединговые хребты и затухают в прилегающих абиссальных котловинах. Масштабы смещения по ним до первых сотен километров. Гребневые Разломы ограничиваются в своем распространении гребнями срединно-океанических хребтов, смещения вдоль них измеряются утками километров.	Билет 22. 1.Первичное вещество Земли, его состав, док-во, понятие о пирролите Состав первичной Земли был сравнительно однородным. Более предметно о нем можно судить, используя следующие данные: Теоретический расчет среднего состава Земли по главным породообразующим оксидам и элементам, состав метеоритов и состав древних земных пород, образование которых происходило до того, как вещ-во Земли прошло значительную дифференциацию. Одним из первых, кто теоретическим путем подсчетов среднего содержания эл-ов определил исходное в-во Земли был ученый-геохимик, академик А.Е. Ферсман.Он считал, что в составе в-ва нашей планеты содержится 37-40% железа, 27-28% кислорода, 14,5% кремния, 8-11% магния и около 3% никеля. Остальные эл-ты играют незначительную роль в составе земного материала. Первичное в-во Земли представляло собой резко выраженную ультраосновную породу, с низким коэф. Насыщенности кремнеземом и относительно высоким содержанием двухвалентного оксида железа. Это предположение подтверждается составом древних пород Земли. Так, в ультраосновных и основных породах архея наблюдается повышенное содержание FeO, в др. базальтах Гренландии, встречается самородное железо. о. Гренландия – гнейсы 3,5 млрд. л. Fe0 – 24% Fe-13 всего37%, что близко к расчетам Ферсмана. Также можно сказать, что сравнительно среднего состава планет и метеоритов Солнечной системы Земля несколько обогащена железом на 50-60%,обеднена S,K,O,в 20 раз обеднена водой и С.Аммиак выметен из зоны твердых планет. Строение первичной Земли Сущ-ет 2 точки зрения. Первая утверждает , что уже молодая Земля была довольно быстро расслоена на ядро, мантию и кору; вторая – доказывает первоначальную гомогенность земного в-ва, а его дифференциация происходила на протяжении всей геологической истории планеты и этот процесс продолжается до сих пор, и будет продолжаться еще многие миллионы лет. Этой точки зрения придерживаются О.Г. Сорохтин, С.А. Ушаков. В соответствии с их представлениями, строение первичной Земли выводится исходя из ее первоначальной хим-кой однородности, а также из лабораторных данных по ударному сжатию силикатов, железа и его оксидов. На основании этого рассчитано распределение плотности и температуры в недрах нашей Земли. В первичной Земле не было никаких границ раздела, кроме зон фазовых переходов в слое Голицына ( в переходном слое С) на глубинах от 300 до 700 км. На Земле еще не существовало ни земной коры, ни мантии, ни ядра. Однородная по составу Земля была расчленена на зоны полиморфными минеральными ассоциациями в зависимости от господствующих на данных глубинах давлений. Плотность в-ва на поверхности молодой Земли достигала 3,9-4 г/см3, а к центру повышается до 7,2. Радиус молодой Земли, по-видимому, слабо отличался от современной его величины R=6,37*108 Из всего вышесказанного вытекает вывод: первичная Земля не имела ни гидросферы, ни настоящей атмосферы. В те периоды молодая Земля могла обладать лишь разряженной атмосферой из благородных газов 2.Внутриплитный тектоно-магматический процесс. Внутриплитные пространства являются относительно спокойными областями литосферных плит, однако в их пределах имеет место проявление активных тектономагматических процессов: внутриплитный магматизм, сейсмичность, вертикальные тектонические движения, поднятия или опускания. Региональным фоном внутренних плитных пространств является напряжение сжатия. Исследования динамических усилий в скважинах при землятресениях показали, что векторы напряжений ориентированы либо перпендикулярно ближайшим осям спрединга, либо фронту горноскладчатых поясов. Следовательно, источником региональных напряжений в пределах внутриплитного пространства служат либо зоны спрединга и отталкивания литосферных плит от оси хребта, либо зоны коллизии. Внутриплитный магматизм объясняют моделью горячих точек. Более реальной является модель О.Г. Сорохтина «бегущей трещины». Кроме того внутриплитный магматизм может проявляться вдоль крупных расколов континентальной коры. Более распростанненым и значимым во внутриплитной тектонике является медленные и длительно проявляющиеся нисходящие и восходящие тектонические движения. Под их влиянием происходит формирование платформенных структур континентов, в том числе осадочных бассейнов, образования месторождений осадочных полезных ископаемых, прежде всего нефти и газа. 3.Этап континентогенеза,хар-ка. Континентогенез выражается в упрочении и наращивании мощности континентальной литосферы. Начальная стадия этого этапа характеризуется формированием и ростом горноскладчатых сооружений. Дальнейшее пенепленизация рельефа и уменьшение тектонической активности недр приводит, к вступлению регионов в платформенную стадию развития. Авлакогенная фаза характеризуется растяжением коры и начальными этапами формирования континентальных рифтов. Дальнейшее прогибание коры приводит к оформлению над авлакогенами изолированных депрессий (синеклиз), которые сливаясь, образуют плитное пространство платформ (плитная фаза). Конечным результатом платформенной стадии развития литосферы яв-ся оформление платформ различного возраста, которые, последовательно присоединяясь, друг к другу формируют континентальное пространство. В дальнейшем возможно активизация магматизма и тектонических движений вследствие влияния диструктивных процессов, возникающих при столкновении литосферных плит или при начале нового цикла океанообразования. Чаще всего коробление платформенных частей континента с образованием глыбовых гор происходит, как результат реакции литосферы на удар при столкновении континентов. Так при коллизии Индийского субконтинента с Евразией образовалась система гор от Тибета до Алтая. Эту стадию развития литосферы рассматривают, как эпиплатформенную. Стадия соответствует тектоническому режиму развития континента и является частью этапа континентогенеза. Активизация тектономагматической деятельности на континенте. Часто являются новым этапом океанообразования. Это означает о завершении этапа континентогенеза.
Билет 23. 1. Характеристика стадии 2.Тепловые и дислокационные дефекты кристаллов По мере роста температуры происходит увеличение амплитуд тепловых колебаний. В кристаллическом теле всегда найдется ка­кое-то число атомов или ионов с весьма большими амплитудами ко­лебаний. В конце концов под действием тепловых флуктуации эти атомы или ионы могут быть выброшены из своих естественных позиций - узлов кристаллической решетки и перейти в междуузельное прост­ранство. Дальнейшие тепловые флуктуации будут удалять такие атомы или ионы от своих "материнских" узлов, в которых образуются ва­кансии. Таким образом, по Я.И.Френкелю, дефект состоит из пары невзаимодействующих частиц: междуузельный атом и вакансия, ко­торая ведет себя как квазичастица). По Я.И.Френкелю возможна и рекомбинация, когда междуузельный атом соединяется с вакансией. В состояния теплового равновесия все время происходят процессы образования дефектов и их рекомбинация таким образом что при заданных Р-Т условиях сохраняется постоянная концентрация дефектов. В 1935 г. В;Шоттки вводит понятие о линейных (дислокацион­ных) дефектах. В этом случае атом или ион, покинув свой узел,располагается уже не в междуузлии, а на поверхности кристалла или трещины. Источником дефектов (по В.Шоттки - вакансий) являются дефекты твердых тел, то есть дислокации Для возникновения точечного дефекта в кристалле должен быть преодолен некоторый потенциальный барьер, поэтому концентрация тепловых дефектов сильно зависит от температуры. В реальном крис­талле газ точечных дефектов все время находится в хаотическом тепловом движении, перемешивая кристалл. Концентрация тепловых дефектов в кристаллах мала и достигает максимума вблизи точки плавления (примерно одна вакансия на 10^3-10^4 занятых узлов). 3.Причина возникновения плюмов(стр149) Причина возникновения мантийных плюмов-погружение холодных литосферных плит,которые достигают границу верхней и средней мантии(~670 км)Здесь происходит накопление холодных и тяжелых фрагментов. Когда их масса достигает достаточно большой величины,они продавливаются вниз и через 300-400 млн.лет проникают до границы Вихерта –Гутенберга.С пов-ти ядра возбуждается поток горячего материала-суперплюм,который поднимается в верхние сферы мантии.Здесь он расщепляется на более мелкие плюмы,с которыми и связан внутриплитный магматизм. Распад желехосодержащих минералов в слое Д с отжатием части железа в ядро приводит к возникновению тепломассопотоков (плюмов), поднимающихся с границы ядро-мантия вверх. При этом наблюдается « размыв» верхней границы нижней мантии, в меньшей степени это присуще и другим поверхностям раздела внутри мантийной геосферы Земли.	Билет 24. 1.Типы горноскладчатых областей с геодинамической позиции. С позиции ТЛП все горноскаладчатые области возникают перед зонами подвига плит за счет сжатия и деформации попавших в эти зоны мощных осадочных толщ, островных дуг или континентальных окраин. В зависимости от геодинамическиз сценариев обычно выделяют 2 типа горноскладчатых областей: аккреционные и коллизионные. Аккреционные области формируются в условиях не прекращающейся субдукции за счет тектонического скучивания аккреционных призм, островных дуг, обдукционных и коллизионных аллохтонов. За счет этих процессов прогрессивно наращивается континентальное пространство по периферии материнского континента. Коллизионные горноскладчатые области возникают при «лобовом» столкновении (коллизии) 2-х континентов. В пространстве столкновения попадают разнородные и разновозрастные элементы прежнего океана (микроконтиненты, островные дуги, аккреционные комплексы, окраинные моря и др.). Любая коллизионная зона представляет собой гетерогенный и гетерохронный тектонический коллаж. Характерной особенностью орогенов как аккреционного, так и коллизионного типов является явно выраженный подвиг континентальной коры под орогены или надвигание последних на прилежащий край континента. 2.Понятие о сейсмическом параметре, уравнение Адамса-Вильюсона Сейсмический параметр-изменение плотности с глубиной. Плотность является возрастающей функцией глубины,что определяется сжатием земного вещества под влияниес давления вышележащих слаев,роста с глубиной концентрации тяжелой компоненты,уплотнением пород и минералов при полиморфных переходах в условиях сверхвысоких давлений. Процессы,приводящие к понижен. Плотности-разогрев в-ва и его плавление,частичное плавление с выделением компоненты меньшей плотности. Ур-е Адамса-Вильямсона(определение изменения плотности в Земле с глубиной): Уравление Адамса-Вильямсона позволяет определить лить градиенты плотности. Модель Наймарка-Сорохтина: 3.Стадии выделения земного ядра а) раннее выделение ядра – ядро выделилось на протопланетной стадии путем стекания «ядерного» в-ва, представленный процессом седиментации – осаждение тяжелой компоненты из раствора под действием силы тяжести. Время седиментации: tc=Hm/Vc – толщина мантии / ск-ть седиментации. Земля не была расплавленной планетой. Если бы она была расплавлена, то в ядро вместе с железом ушли бы и другие тяжелые элементы, например свинец, т.к. в древних породах присутствуют изотопы свинца. б) позднее – началось не ранее 4 мрлд. л .н. в результате повышения земных недр до начала плавления железа и оксидов железа. Источник энергии – лунные трения, началась зонная плавка, а одноячеистая конвекция в мантии перенесла «ядерное» вещество в центр Земли, при этом образовался первый суперконтинент Моногея. 2,6 млрд. л.н. ядро выделилось. Дальше оно накапливается по механизму барродиффузии. Основываясь на исследованиях Сорохтина и Ушакова, принимается что выделение и формирование земного ядра происходило постепенно без плавления силикатов. Процесс начался не ранее 4млрд лет в результате повышения температуры земных недр до начала плавления железа и его оксидов.
Билет 25. 1.Концепция террейнов Следствием идеи двухъярусной ТЛП является оформление в гео­логии нового научного направления-концепция террейнов. В начале 80^ых годов прошлого столетия, изучая геологию Северо-Американских Кордильер, ученые обратили внимание на то, что внутренние зоны горной системы состоят из большого числа блоковразделенных разломами. Эти блоки представляли собой обломкимикроконтинентов, островных дуг, крупных подводных гор (гайотов) и т.д. Причем геологическое строение соседних блоков сильно разнилось друг от друга. Наличие фауны, которая резко отличалась от Северо-Американской, заставило ученых предположтъ, что блоки попали сюда, проделав длинный путь в сотни и тысячи километ­ров. Последующие палеомагнитные определения подтвердили та­кую возможность. Такие блоки коры, зажатые между складчатыми структурами и не понятного происхождения, получили название «подозрительных земель» или просто террейнов. Это явление хорошо объяснимо с позиции двухъярусной ТЛП. Поскольку коровые блоки-террейны находятся на пластичном осно­вании, отделяющем их от более жесткой мантии, то при лобовой коллизии они сравнительно легко отслаиваются от подстилающей литосферы и «припаиваются» друг к другу или к континентальной окраине. Сама идея террейнов не представляет собой принципиально но­вого в более широкой концепции мобилизма, но возбуждает новый подход к пониманию геологического строения подвижных складча­тых поясов Земли. Их внутренние области представляют собой кол­лаж совершенно чуждых друг другу структурных элементов (террейнов-мигрантов), некоторые из которых до этого проделали длинный путь в сотни и тысячи километров. С позиции тектоники террейнов геологическая история Северо-Американских Кордильр в мезозое и раннем кайнозое стала интерпретироваться как последовательное «причаливание» к краю Северо-Американского конткнента все новых и новых блоков, некоторые из которых перед этим соединялись между собой, образуя террейновые ассоциации. Выделяемые ранее структуры земной коры- «серединные массивы» чаще всего трактуются теперь как террейны. Причем последние выделяются и в структуре фундамента, по крайней мере, молодых платформ, под осадочным чехлом. Дальнейшее развитие концепции террейнов привело к тому, что стали признавать возможность объемной деформации тектонического течения в консолидированной коре повсеместно, а не только на границах литосферных плит(М. Г. Леонов, Н.М. Кунина и др.). Авторы считают, что кристаллические массы фундамента обладают объемной (ЗД) подвижностью, обусловленной пластичной (реидной по Леонову) деформацией. В качестве механизма, обеспечивающего объемное течение геосреды рассматривается: пластическая деформация, хрупкая доменно-блоковая и доменно-кливажная. Эти механизмы могут проявляться на всех глубинных уровнях консолидированной коры. Следствием объемной (ЗД) подвижности консолидированной коры является возникновение в ее пределах латеральных тектонических потоков «Вмороженные» в земную кору, они формируют своеобразные элементы – «плиты-потоки» (аналогии террейнов). «Плита-поток» - это пространственно ограниченное горизонтально-плоское геологическое тело, обладающее признаками объемной (ЗД) реидной деформацией горных масс. Своим существованием они отражают реальную внутреннюю подвижность огромных объемов геосреды и реальную возможность их перераспределения на разных глубинных уровнях континентальной литосферы. Возникновение плит-потоков обязано существованию реологически ослабленных зон с пониженной вязкостью (астенослоев). 2.Гипотиза протолуны, геологическое следствие. Современная Луна образовалась из более крупной планеты-Протолуны,захваченной растущей Протоземлей с соседней орбиты и разрушенной приливными силами на пределе РошаПрополуна и Притоземля образовались в одном районе материнского газопылевого облака.После оформленияих как планет они вращались вокруг солнца в относительной близости друг от друга по гелиоцентрицеским орбитам.Будучи более крупной планетой Протоземлей при определенных условиях,смогла захватить Протолуну на свою орбиту. .(масса Луны в 4 раза меньше,чем масса Протолуны). Замедляется скорость вращения Луны.Луна сталкивается с др.телами орбиты. В результате этих событий происходит рост массы Луны,и гравитационное поле Земли притягивает к себе Луну.Вращаясь по спирали,Луна приближается к Земле до предела Роша. Происходит перескок с гелиоцентральной орбиты на геоцентральную орбиту –околоземную. Рош показал,что взаимодействие 2-х небольших тел продолжается до предельного момента и разрушается.Оказавшись ближе,Земля и Луна испытали мощные приливные силы.Луна испытала выделение огромного количества тепловой Е.По Сорохтину на Луне должно было выделиться 1,5*10в 37 эрг энергии ~ 1200 ккал/гр в-ва Протолуны. Этой Е=1,5*10 в 37 эрг было достаточно для расплавления Луны до Т=3700 С за счет Е приливного трения. Погружение происходило быстро.Каждый год на 50 км Луна становилась ближе к Земле.Тело Луны деформировалось,приобретало каплевидную форму.Гравитационное поле Протоземли не деформируется;гравитац.поле Протолуны разрушается. Инерционный отскок отбросил остатки Протолуны от разрушительной сферы Роша.С этого момента на околоземной орбите возникла Луна,образовавшаяся после крупной материнской планеты-Протолуны. В-во Протолуны оседает на Протоземлю.,она прибавляет в своей массе,увеличивает угловую скорость вращения ,превратившись в совеременную планету Земля.После инерцион.отскока Луна постепенно удаляется от Земли. 3.Процесс десерпенизации и дегидротации океанической коры Океаническая кора, попадая в зону субдукции испытывает сложное преобразование, которое начинается с процесса дегидратации протекающей по сложной многоступенчатой схеме. Вначале происходит дегидратация серпентинитов. В дальнейшем при еще большем погружении и повышении температуры дегидратируются амфиболы и слюды. Важную роль в процессах дегидратации будут играть и солевые растворы поровых вод, содержащихся в осадочных породах океанической коры. Присутствие в растворах NaCl способствует альбитизации расплавов. Океанические осадки приносят с собой к зонам подвига рассеянные геохимические элементы, прежде всего K, щелочи, радиоактивные элементы. При дегидратации океанической коры, освободившаяся вода в виде перегретого пара насыщенного SiO2 (кремнезема), щелочами и летучими компонентами под действиями избыточного давления выжимаются зоны контакта литосферных плит, поднимаясь вверх и пропитывая горные породы во фронтальной части надвигающейся литосферной плиты, вызывая у них метасоматические изменения. Легко подсчитать, что в настоящее время под зонами поддвига выделяется более 3 км^3 термальных вод в год,(dm/dt):dm/dt = (H2O) = L hокк окк l C(H2O), здесь L - длина рифтовых зон, где образуется океанская кора; hокк- мощность океанской коры; окк - ее плотность; l - средняя скорость движения плит;C(H2O) - концентрация воды в океанской коре ≈ 6% (в серпентинитах 12%,в гидратированных базальтах ≈2,5%). Подставив в формулу (43) численные значения параметров, получим: dm/dt= 6*10^9см • 6,5*I0^5 см • 2,9 г/см^3• 5 см/год х 0,06 ≈ 3,4*10^15см^3≈3,4 км^3 В прошлые геологические эпохи образование термальных вод происходило еще активнее, например, в раннем протерозое до 7 км в год. Всего же за время существования нашей планеты через зоны поддвига "профильтровалось" 16 млрд.км^3 воды, что в 7 раз больше, чем содержится ее в Мировом океане и в земной коре вместе взятых. Другими словами, вся вода земной гидросферы многократно проходила через зоны поддвига, частично задерживаясь в коре, но большей частью вновь поступая в моря и океаны. Обогащение литосферы кремнеземом и щелочами приводит к формированию андезитовых и более кислых лав, которые по расколам проникают на поверхность Земли.	Билет 26. 1.Этап океаногенеза, в геолог. истории З, хар-ка, стадии, фазы. Океаногенез-процесс дробления и деструкции ранее существовавшей литосферы в следствие рифтогенеза и формирование новой океанической коры путем спрединга. Этап делится на 2 стадии –предокеанической и собственно океанич. Первая начинается с возбуждения верхней мантии поднимающимися разогретыми мантийными массами, раскола литосферы с проникновением основных и ультраосновных магм на поверхность(фаза начальной деструкции).Дальнейшее протекание процесса приводит кобразованию специфических стукрут проседания с раздвигом-рифтов. Обычно они складываются в протяженные внутриконтинентальные системы, выраженные в рельефе грабенами,эскарпами,озерными бассейнами,речными долинами(фаза континентального рифта). Собственно океаническ. Стадия хар-ся раскрытием океана.Вначале это узкие межконтинентальные моря грабеобразного строения (фаза межконтинентального или морского рифта),а в дальнейшем-нормальные океаны с «расползающим» дном(фаза спрединга).Со временем океанич.бассейн приобретает тенденцию к закрытию,и спрединг сменяется процессом субдукции. Первоначально процессы спрединга и субдукции сосуществуют (фазы частичной субдукции), а затем последняя доминирует (фаза полной субдукции или субдукционно-обдукционная фаза). Происходит скучивание в-ва,его аккреция. Формируются складчатые сооружения,в пределах которых сравнительно большие мощности осадков зачастую определены не тектоническим прогибанием,компенсированным осадконакоплением,а аккрецией,т.е. тектоническ. Скучиванием в-ва за счет подвига литосферных плит. 2 последник фазы соотвеств. Собственно геосинклинальному процессу.В фазу полной субдукции происходит закрытие океана и возникновение на его мете континентальной стр-ры. 2.Астеносфера, определение, признаки выделения, строение, состав. Астеносфера — (от др.-греч. asthees — слабый) верхний пластичный слой верхней мантии Земли называемый также слой Гутенберга. Астеносфера выделяется по понижению скоростей сейсмических волн. Выше астеносферы залегает литосфера — твёрдая оболочка Земли. Граница между литосферой и астеносферой может лежать на глубине от 4 (под рифтами) до 200 (под кратонами) км. Астеносфера обладает вязкостью ~10^20-5×10^20 Пуаз. Верхняя мантия включает подкоровую часть литосферы и астеносферы. При прохождении сесйсм. волн через астеносферу скорость их распространения уменьшается, что указывает на снижение плотности вещества астеносферного слоя. Под океанами астеносферный слой мощнее чем под континентом, а его подошва практически совпадает с подошвой верхней мантии. На существование астеносферы впервые указал Барел в 1914. В 1926 Гуттенберг отметил первые ее геофизич признаки в виде снижения скорости распространения упругих волн. В пределах астеносносферы происходит частичное расплавление базальтовых составляющих. Таким образом, астеносносфера с одной стороны, служит генератором тектонической активности литосферы, поскольку в ее пределах происходит движение магматических масс, с другой стороны - это область затухания движения литосферы, своеобразный амортизатор, смягчающий проявление в литосфере активности глубинных недр земли. 3.Понятие о химико-плотностной конвекции. Химико-плотностная конвекция рассматривалась в трудах многих отечественных ученых Артюшкова Е.В., Монина А.С., Сеидова Д.Г., Сорохтина О.Г., Лобковского Л.И. и др. Под ней понимается конвекция, которая вызывается изменением плотности в-ва за счет изменения его хим. состава. В основе идеи лежит модель распада твердых растворов, с выделением из силикатов мантии «ядерного» в-ва по механизму бародиффузии. Для определения возможного возникновения и характера общемантийной химико-плотностной конвекции можно воспользоваться параметрами, рассмотреть число Релея к мантии; 1017 <Rg<1034, Rg превышает критическое число Релея и может быть ∞.При заданных значениях вязкости и перепадах плотности химико-плотностная конвекция должна развиваться с максимально возможной скоростью, но она может быть и низкой, если вязкость мантии высокая. В нижней геосфере возникает свободная химико-плотностная тепловая конвекция в результате проявления бародиффузивного механизма в недрах мантии. В верхней геосфере возбуждается вынужденная конвекция, как реакция на конвекционные процессы в нижней мантии. Характер конвекции определяет формы и размеры конвекционных ячеек.
Билет 27. 1.Механизм локального разогрева островных дуг, геологическое следствие. Островные дуги - важный, составной элемент границ поглоще­ния островодужного типа. Эта система надводных и подводных гор­ных град, приуроченных к единому цоколю. Магматизм островных дуг объясняется локальным разогревом, связанным с трением плит и диссипацией энергии трения и сдвиговых деформаций, которые испытывает погружающаяся плита. Оценить величину разогрева можно следующим образом (по О.Г.Сорохтину). Вязкость коры существенно ниже вязкости литосферы, поэтому дисси­пация энергии трения в зоне поддвига будет практически полностью происходить в самой коре. В этом случае количество тепла ( dq ), выделяемого за счет сдвиговых деформаций в слое коры при смещении литосферных плит вдоль зон ВЗБ на интервале dl, определяется выражением:dq ≈ (39)где Р=Нg- давление;Н - глубина погружения рассматриваемого объекта в зонеподдвига;  - угол внутреннего трения, h и  - соответственно толщина и плотность океанской коры. Учитывая, чтоdl = d/sin где  - угол падения зоны ВЗБ, найдем тепловую энергию (q), выделяемую при опускании пододвигаемой литосферной плиты на глубину: q ≈ Н^2gtg/(2hsin) Принимая =30°4;  = 45^0 и учитывая, что в зонах пластических деформаций h≈2h0≈13 км ( h0 -толщина недеформированной океанской коры в стороне от зоны поддвига), найдем, что при погружении океанской коры на глубину подошвы надвигаемой литосферной плиты под островной дугой (Н = 80-100 км) на каждый грамм ее вещества выделяется около 470-730 кал.Если бы в зоне поддвига не существовало выноса тепла, то количество генерируемого тепла было бы достаточно для прогрева вещества коры до 1500-2400°С. Однако в зоне поддвига действует механизм охлаждения, главным образом за счет выноса тепла тер­мальными водами и магмами на поверхность. 2.Состав и строение первичной З., взаимодействие З и луны на раннем этапе развития, гипотеза протолуны. Состав первичной Земли был сравнительно однородным. Более предметно о нем можно судить, используя следующие данные: Теоретический расчет среднего состава Земли по главным породообразующим оксидам и элементам, состав метеоритов и состав древних земных пород, образование которых происходило до того, как вещ-во Земли прошло значительную дифференциацию. А.Е. Ферсман считал, что в составе в-ва нашей планеты содержится 37-40% железа, 27-28% кислорода, 14,5% кремния, 8-11% магния и около 3% никеля. Остальные эл-ты играют незначительную роль в составе земного материала. Первичное в-во Земли представляло собой резко выраженную ультраосновную породу, с низким коэф. Насыщенности кремнеземом и относительно высоким содержанием двухвалентного оксида железа. Это предположение подтверждается составом древних пород Земли. Так, в ультраосновных и основных породах архея наблюдается повышенное содержание FeO, в др. базальтах Гренландии, встречается самородное железо. о. Гренландия – гнейсы 3,5 млрд. л. Fe0 – 24% Fe-13 всего37%, что близко к расчетам Ферсмана. Также можно сказать, что сравнительно среднего состава планет и метеоритов Солнечной системы Земля несколько обогащена железом на 50-60%,обеднена S,K,O,в 20 раз обеднена водой и С. Аммиак выметен из зоны твердых планет. Строение первичной Земли Сущ-ет 2 точки зрения. Первая утверждает , что уже молодая Земля была довольно быстро расслоена на ядро, мантию и кору; вторая – доказывает первоначальную гомогенность земного в-ва, а его дифференциация происходила на протяжении всей геологической истории планеты и этот процесс продолжается до сих пор, и будет продолжаться еще многие миллионы лет.. В соответствии с их представлениями, строение первичной Земли выводится исходя из ее первоначальной хим-кой однородности, а также из лабораторных данных по ударному сжатию силикатов, железа и его оксидов. На основании этого рассчитано распределение плотности и температуры в недрах нашей Земли. В первичной Земле не было никаких границ раздела, кроме зон фазовых переходов в слое Голицына ( в переходном слое С) на глубинах от 300 до 700 км. На Земле еще не существовало ни земной коры, ни мантии, ни ядра. Однородная по составу Земля была расчленена на зоны полиморфными минеральными ассоциациями в зависимости от господствующих на данных глубинах давлений. Плотность в-ва на поверхности молодой Земли достигала 3,9-4 г/см3, а к центру повышается до 7,2. Радиус молодой Земли, по-видимому, слабо отличался от современной его величины R=6,37*108 Из всего вышесказанного вытекает вывод: первичная Земля не имела ни гидросферы, ни настоящей атмосферы. В те периоды молодая Земля могла обладать лишь разряженной атмосферой из благородных газов. Взаим-е Луны и Земли. В т о время тепловая Е была больше,чем сейчас. Скорость выдел-я Е приливн.трения была в 13000 раз большевсей тепловой Е(тепловой удар).Удар привел к тому,что Т стала повышаться(Т увелич.на 500). Земля за чет взаимодействия с протолуной получила доп.нагрев на 500 гр. И в недрах Земли стали появляться первые расплавы. Современная Луна образовалась из более крупной планеты-Протолуны,захваченной растущей Протоземлей с соседней орбиты и разрушенной приливными силами на пределе РошаПрополуна и Притоземля образовались в одном районе материнского газопылевого облака.После оформленияих как планет они вращались вокруг солнца в относительной близости друг от друга по гелиоцентрицеским орбитам.Будучи более крупной планетой Протоземлей при определенных условиях,смогла захватить Протолуну на свою орбиту. .(масса Луны в 4 раза меньше,чем масса Протолуны). Замедляется скорость вращения Луны.Луна сталкивается с др.телами орбиты. В результате этих событий происходит рост массы Луны,и гравитационное поле Земли притягивает к себе Луну.Вращаясь по спирали,Луна приближается к Земле до предела Роша. Происходит перескок с гелиоцентральной орбиты на геоцентральную орбиту –околоземную. Рош показал,что взаимодействие 2-х небольших тел продолжается до предельного момента и разрушается.Оказавшись ближе,Земля и Луна испытали мощные приливные силы.Луна испытала выделение огромного количества тепловой Е.По Сорохтину на Луне должно было выделиться 1,5*10в 37 эрг энергии ~ 1200 ккал/гр в-ва Протолуны. Этой Е=1,5*10 в 37 эрг было достаточно для расплавления Луны до Т=3700 С за счет Е приливного трения. Погружение происходило быстро.Каждый год на 50 км Луна становилась ближе к Земле.Тело Луны деформировалось,приобретало каплевидную форму.Гравитационное поле Протоземли не деформируется;гравитац.поле Протолуны разрушается. Инерционный отскок отбросил остатки Протолуны от разрушительной сферы Роша.С этого момента на околоземной орбите возникла Луна,образовавшаяся после крупной материнской планеты-Протолуны. В-во Протолуны оседает на Протоземлю.,она прибавляет в своей массе,увеличивает угловую скорость вращения ,превратившись в совеременную планету Земля.После инерцион.отскока Луна постепенно удаляется от Земли. 3.Основные положения концепции двухъярусной тектоники литосферных плит - существует 2 яруса и, соответственно, два масштаба появления тектоники плит – литосферный и коровый. Первый работает в условиях глобальных горизонтальных движений оболочки, второй - при региональных тектонических процессах. - коровый слой литосферы системами трещин разделен на отдельные микроплиты (их толщина соизмерима с длиной), которые способны перемещаться в горизонтальном направлении автономно относительно мантийной части литосферы. - верхний (коровый) ярус, в отличие от общелитосферного, при столкновении (коллизии) не испытывает субдукцию, а проявляет себя в виде обдукции. - активизация корового яруса происходит в зонах столкновения крупных литосферных плит, в областях высоких концентраций тектонических напряжений	Билет 28. Понятие о градиенте вакансий, диффузионный поток Под градиентов вакансий можно понимать частоту перемещения данной вакансии на величину периода решётки (b) в направлении x: Г=W/6τ, где W- вероятность того,что соседний с вакансией атом имеет энергию большей величины энергетического барьера H. 1/6τ- частота, с которой атом движется в направлении вакансий.Выравнивание градиентов вакансий под действием диффузионных сил будет сопровождаться переносом вещества, то есть его течением. Диффузионные процессы в кристалле определяют диффузионную вязкость и диффузионную ползучесть в-ва. Диффузионная ползучесть вещества зависит от диффузионного потока вакансии. Плотность диффузионного потока J прямопро порцональна градиенту концентрации вакансии: J= - b²Гdn/dx. b-период решетки, n-число вакансий в единице объема кристалла с координатой «х». Знак – означает ,что вакансии диффундируют из об-ти высокой концентрации вакансии в об-ть низкой концентрации. dn/dx- число вакансии с координатой Х в единице объема кристалла.Коф-т b²Г-коэф-т самодиффузии кристалла, тогда J= - Ddn/dx (1 з-н диффузии). Диффузионные процессы в кристалле определяют его диффузионную вязкость. 2.Хар-ка спрединга, механизм, скорость,цикличность. Допускается что при движении вверх магма может заполнять несколько промежуточных камер самая верхняя из которых располагается на глубине 1-2 км. От дна. Зона спрединга(зона растяжения) протягивается обычно на многие тысячи км. По поверхности земли имея ширину 10-20 км. Однако сам процесс спрединга локализируется в очень узких шириной порядка 10км. Осевых зонах СОХ. В зависимости от скорости спрединга различают медленно раздвигающиеся СОХ 0,5-5 см. в год, с умеренной скоростью раздвижения 5-9см. в год и быстро раздвигающиеся 9-19 см. в год. От скорости раздвижения зависит и строением гребневых зон СОХ, так рифтовая долина ограниченная высокими сбросами характерна для медленно раздвигающихся хребтов. 3.Геодинамическая цикличность в развитии З, общая хар-ка, основные этапы, фазы Хаин считает, что долгопериодические циклы связаны с глубинными процессами, а коротко периодические могут иметь и астрономические происхождения. Цикл Вильсона- наиболее продолжительный по времени и наиболее значимый по геологическим результатам. он охватывает время от начала новообразования океана до его закрытия и включает в себя событие от континентального рифтогенеза до столкновения континентов, с промежуточными стадиями спрединга и раскрытия океана,субдукции и образования магматической дуги.Цикл длится 600-800млн. лет. Цикл Бертрана включает две стадии: геосинклинальную(прогибание и накопление толщ) и орогенную ( инверсия тектонического режима) , она в три раза меньше Вильсона.Он выделил гуронский,каледонский,герцинский и альпийский циклы. Циклы Штилле периодичность проявления орогенических фаз 30млн. лет каждая из них следует рассматривать как проявление предварительной, частной орогенической фазы, их сумма приводит к завершающему орогенезу. В фанерозойской истории земли от20 до 33 орогенических фаз. За возникновение циклов Вильсона ответственна-химико-плотностная конвекция в мантии;Бертран-процессы в верхней мантии;Штилле-в астеносфере. Полный геодинамический цикл состоит из 2 этапов-океанообразование(океаногенез) и континентообразование(континентогенез). Океаногенез-процесс дробления и деструкции ранее существовавшей литосферы в следствие рифтогенеза и формирование новой океанической коры путем спрединга. Этап делится на 2 стадии –предокеанической и собственно океанич.Предокеонич.:фаза начал. Деструкции литосферы,фаза континентального рифта; собст.океонич. фаза морск.рифта,спрединга,частичной субдукции,полной субдукции. Континентогенез- выражается в упрочении и наращивании мощности континентал.литосферы. Стадии:эпиокеаническая, платформенная, эпиплатформенная. Эпиокеанич.хар-ся орогенной фазой.Платформенная:авлокогенная,синеклиз,плитная.Эпиалатформ.:эпиплатформенная активизация.