31.Различают 4 типа океанических впадин. 1)Глубоководные желоба, расположенные по периферии океанов, наиболее широко распространены в Тих океане, ограниченно - в Инд, локально - в Атлант океане;

31. Различают 4 типа океанических впадин. 1)Глубоководные желоба, расположенные по периферии океанов, наиболее широко распространены в Тих океане, ограниченно - в Инд, локально - в Атлант океане; обычно паралл окаймляющ их островным дугам и молодым прибрежным горным сооруж; имеют резко асимм поперечн профиль. Со стороны океана к ним примыкает глубоков равнина, с противопол стороны - островная гряда или высокий горный хр. Превышение вершин гор над днищем желобов может достигать 17 км. Такие желоба типичны для талассократонных побережий. 2)Впадины окраинных морей, окаймляющих Тихий океан, имеют асимметр строение. К этим впадинам со стороны океана примык островная дуга, а с против - глубоководная равнина. Формируются в квазикратонных р-нах. 3)Поперечные, или ответвляющиеся желоба пересекают океан хр, плато и структуры материков. Имеют поперечное, диагональное или кулисообразн плановое строение, симметр построены и прямолинейны. 4)Параллельные промежут впадины расположены параллельно желобам 1-го и 2-го типов, имеют сдвоенные островные дуги или погружённые хр. Промежут впад распол м/у внутр вулканич и внешней невулканич островн дугами.

32. Возраст впадин молодых океанов (Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого) совпадают с возрастом их дна, возраст же древнего Тихого океана значительно превосходит возраст его дна. Впадина Тихого океана существует с позднего PR, а возраст наиболее др участков дна этого океана не превышает 160 млн, тогда как его большая часть образовалась только в KZ, т.е. моложе 67 млн. Возраст впадины Тихого океана около 200 млн. лет, Атлантического и Индийского – 150-170 млн. лет, Северного Ледовитого – около 50 млн. лет. По проекту Mohole в марте-апреле 1961 г.пробурили пять пробных скважин у мексиканского о.Гуадалупе напротив побережья Калифорнии. Одна из скважин при глубине моря 3500 м прошла 167 м осад чехла миоц возраста (до 23 млн лет) и на 13 м вошла в океанский фунд, представл базальтами-эффузивными магматич породами о состава. Было установлено, что океанская литосф увелич свой возраст по мере удаления от осевой части хр в обе стороны.

33. Элементы материков: древние платформы - Восточно-Европейская, 2 - Сибирская, 3 - Таримская, 4 - Северо-Китайская, 5 - Южно-Китайская, 6 - Североамериканская, 7 - Северо-Африканская, 8 - Южно-Африканская, 9 - Аравийская, 10 - Индостанская, 11 - Австралийская, 12- Южноамериканская, 13 - Бразильская, 14 – Антарктическая. 1) Геосинкл области (зоны складчатости)- это тектон подвижные обширные участки ЗК, вытянутые на тысячи км. Процесс формир начинается с длинного прогиба глубокого дна океана между материками или вдоль стыка океан дна с материком. Под тяжестью накопления морских осадков прогиб приближается к верхней мантии (астеносфере). Это сопровождается образованием трещин и разломов, по которым магма из мантии внедряется в ЗК прогиба. Эти внедрения способствуют преобраз г.п. в ЗК прогиба, их метаморф и образованию ПИ. Затем начинается складкообраз процесс, сопровожд подъемом отдельных участков прогиба. Подъем приводит к формир островов. Завершается процесс образованием складчатых областей. В рельефе геосинкл областям соответствуют горные страны. 2) Платформы -это обширные, малоподвижные участки ЗК. Они имеют двухъярусное строение. Верхний ярус (чехол) сложен осад пор, гориз залегающ или смятыми в пологие складки. Эти осадочные породы могут быть морского и контин типа, что свидетельств о медленных вертик колеб, которые совершает платформа. Мощн осад чехла 3-4 км. Под чехлом располаг нижний ярус платформы, называемый фундаментом. Он сильно смят в складки. Фундам платф-остаток геосинкл области. По возрасту платформы делятся на: а) древние платф. Сюда относятся платформы, имеющие фундамент докембр возраста. Фундамент у таких платформ покрыт спокойно залегающими породами более позднего периода, это: Русская, Сибирская, Северо-Амер, Южно-Амер, Китайская, Индокит, Афр-Арав, Австрал, Антаркт; б) молодые платф. У этих платформ в складки смяты не только докембр, но и PZ породы (результат калед и герц складч)- Зап-Сиб платф. в) переходные -еще не оформивш оконч и представл переход от стадии геосинкл к платф. У них поверх складч фунда еще не успел образ платф чехол. Их называют областями MZ складчатости. Участки платф, покрытые толщей (10-16 км) осадочных пород, называются плитами. 3) Краевые прогибы - образовались в результ подъема гор на границе с платф. Достигают 15-17 км в глуб, а длина равна длине горного сооружения.

34.Складчатый пояс- линейная планетарная структура протяжен тысячи км и Ш тысячи км складчато-надвигового строения с большой мощн вулканог и осад толщ, интенсивным проявл магматич и метаморф проц, заним межконтин или окраинно-континент полож. Главные складч пояса: Тихоокеанский, Урало-Охотский, Средиземн, Северо-Атлант, Арктич. Прежде такие мегаструктуры называли геосинкл поясами. С позиции тект плит основной рисунок складчатых поясов составляют фрагменты субдукционно-аккреционных и аккреционно-коллиз компл, которые цементируют блоки кратонов, микроконт, островных дуг, окраинн морей и ложа океанов. В свою очередь, пояса пронизаны коллиз и постколлиз гранитами и перекрыты крупными постколлиз осадочными басс. Строение: в попер сеч выдел внутр и внешн зоны складч поясов, рассматривавшиеся ранее в качестве эвгеосинкл и миогеосинкл. Современн исслед устан, что внутренние зоны (осевые пояса коллиз-х орогенов), представл собой коллаж разнородных структурных элементов (террейнов): островных дуг, образований ложа океанов и окраинных морей, внутриок поднятий, микроконт. Весьма характерны офиолиты, на основе которых возможно выделение структурных зон(швов, маркирующих границы столкн континент масс). Преобл морские осадки больш мощн (граувакки, кремнистые и вулкан породы и т. п.). Характерна высокая вулканич и интруз активность, интенсивное проявл складчатых и разрывных дислокаций и зональный метаморф. Внешние зоны более однообразны по строению и развитию, располагаются на той же континентальной коре, что и фундамент прилегающ платформы. Осад компл внешних зон отвечает вовлеченным в орогенез образованиям шельфа и континентального склона (карбон, песч-глин, кремн-глин отлож), но обычно сорванным с фундамента и перемещ на многие км в сторону платформы. При этом толщи приобретают чешуйчато-надвиговую структуру. Магматизм большей частью отсутствует. Окраинные зоны складчатых поясов представлены передовыми (краевыми) прогибами, занимающими пограничное положение с континент платф. Передовые прогибы закладываются в пределах тыльных частей пассивных окраин континентов, в зоне внутреннего шельфа и начинают формир одновр с началом поднятия смежного складчатого сооруж.

35.Геосинклинали – 1)субдукционно-аккреционные и аккреционно-коллизионные компл, в которых совмещ в виде складчато-надвиг ансамблей блоки ЗК различных геодинам обстановок формир: кратоны, микроконт, островные дуги, задуговые басс. Первоначально они формировались в удалении друг от друга в результате различного типа геодинам процессов, а на заключ этапе оказались совмещ в результ значит латеральных перемещений литосф плит, завершающихся коллиз континентов. Для орогенич поясов установлена закономерная повторяемость основных элементов (структ-формац компл) в пространстве и времени. В старой «геосинклин» терминологии выделялись стадии развития, которые находили объяснение во вполне закономерной смене знака вертик движений ЗК, происходящих на одном и том же «фиксиров» месте. С новых мобил позиций стадии развития «геосинкл» можно трактовать следующим образом. Начальную стадию следует понимать как стадию раздвиж контин и открытия океанов. Ранняя стадия характериз образованием зон субд хотя бы с одной стороны сформировавш океана. Средняя стадия может протекать в несколько этапов: начинается с коллизии островн дуг, микроконтин м/у собой или с большим кратоном, сокращ площади океана и завершается столкнов контин и полным закрытием океана. Поздняя стадия отмечена массовым внедрением позднеколлиз гранитоидов, в т. ч. генерацией гранитогнейс куполов и сопровождается формир континент-х, часто вулканог молассовых прогибов. Заверш стадия характ-ся отсутствием вулканизма. В это время формир крупные постколлизионные басс озерного или мелководн морского происх, наложенные на предыдущие молассы, вулканич прогибы и рифты. Подобная последоват характерна для молодых поясов, начиная с рубежа 1800–2000 млн лет. 2)Более или менее непрерывно опускающиеся области, примыкающие к кратону (ортогеосинкл по Г. Штилле, 1936), развивающиеся вдоль окраин материков. Рано или поздно большинству континент окраин предопределено стать зонами коллизии м/у контин или фрагм контин. Это вызывает интенс деформ всех пород вдоль сталкив окраин, т. е. процесс, известный под названием орогения. Таким образом, геосинклинали эволюционируют в орогенич пояса.

36.Миогеосинкл- продольно вытянутый внешний прогиб в пределах геосинклин систем, располож по соседству с платформой и возникший на том же фундаменте. Характериз преоблад осадочн толщ, слабым проявл магматизма и метаморф. М. менее подвижны по сравн со смежными, внутренними эвгеосинкл; они позже последних вовлек в складчат, иногда интенсивную и осложнённую надвигами или шарьяжами, направл к платформе (к краевым, передов прогибам). Эвгеосинкл -внутренняя, наиб подвижная и насыщенн продукт магм-ма часть геосинклсистемы. Э. вытянуты в виде линейных зон и простираются на 1000-и км. Нижние части их стратиграф разреза сложены офиолитами, верхние-обломочными толщами грауваккового состава, флишем, рифогенными известн. Слои сложноскладч и образуют чешуйч-е стр-ры и покровы. Развитие Э. завершается образованием сложно построенных складч зон, обладающих континент ЗК. Параллельно с деформацией развивается высокотемпер метаморф; происх формир гранитно-метаморф слоя. Примеры Э. — Тагильско-Магнитогорск зона Урала, Пьемонтская зона Альп. Типичные Э. вначале проходят океанич стадию развития с образованием глубоков осадков и вулканитов о состава, которая сменяется стадией островных дуг и окраинн морей. Э. возникают на месте былых океанич басс (или окраинн морей с корой океан типа) и активных переходн зон от океана к контин, которые в ходе орогенич проц оказались включенн в складчатые пояса контин.

37.Стадии развития геосинкл: В первой стадии геосинклин область представл собой единый, покрытый морем широкий прогиб или не расчлененн внутр поднятиями, или слаборасчл. Для этой стадии характерно опускание ЗК и накопл в прогибах мощных терриг глин осадков, приносимых реками с плоских платформ равнин и островов внутри геосинкл. Дальнейшее развитие характер тем, что стр-ра единого или слаборасчлен прогиба усложняется. В нем появл внутр поднятия, разделяющ прогиб на более узкие внутр геосинкл. Но при этом усложн преоблад погруж ЗК, хотя возникшие частные геоантикл могут подниматься или же опускаться, но с меньшей скоростью, чем смежные прогибы. Идет процесс накопл осадков, достигающ наиб мощн во внутр прогибах. Происх внедрение о магмы, образ пластовые интруз (силлы), местами подводные трещинные излияния лавы. Вторая стадия характериз продолжающ прогиб геосинкл и дальнейшей дифференц тектонич движ ЗК. Геосинкл область раздел на ряд поднятий и прогибов, огранич крупн разл. Образуются линейно вытян цепи островов, м/у которыми на месте впадин располаг моря-проливы. В прогибах накаплив мощные флишевые отложения. Флиш - это морские осад образ, для которых характ чередов 3-4 разновидн пород(ритмов). В каждом ритме грубозерн отлож располаг внизу, более тонкие вверху. Мощн толщи составляет многие 1000-чи м. Многокр повтор ритмов отражает пульсац хар-р колеб-х движ в геосинкл, накладыв на общее крупное прогибание. Происх дальнейшее расшир геосинкл. В прогибы вовлек смежные части платформ. Внутри геосинкл слои начинают сминаться в складки (ранняя геосинкл складч). В третью стадию, или раннеорог, существенно измен направл развития всей геосинкл области. Общее прогиб геосинкл, сменяется поднятием. Наибольшие поднятия охватыв центральные части геосинкл, где формир центральные поднятия. Начинается интенсивная складч, которая развив от поднятий к прогибам. Постепенно поднятие охватывает почти всю геосинкл обл. Исключение сотавл периферич части геосинкл области, где образуются передовые, или краевые прогибы. В морские водоемы этих прогибов сносится терриг материал, преимущ тонкий глин или алеврит. В этой стадии г.п. подверг регион метаморф. Образуются крупные интруз массивы-батолиты. В ходе этой стадии на месте первонач геосинкл прогиба возникает сложное складч поднятие, т.е. происходит обращение, инверсия (по В.В. Белоусову) тектонического рельефа. Четвертая стадия, или позднеорогенная, характер значит усил восходящ тектонич движ ЗК и крупным сводовым поднятием всех собранных в складки г.п., образов хр, передовых и межгорн прог. В эти прогибы с растущих горных хр реками сносится большое кол-во облом матер, в них накаплив мощные конглом, песч, глины. Геосинкл завершает свой цикл развития превращ в сложную горно-складч или глыбово-складч область. Формации. На разных этапах в геосинкл происх отлож морских осадков и отложение вулканич толщ. 4 основных ряда: 1)Форм геосинкл прогибов:;2)Форм чехла срединных массивов;3) Форм орог впадин;4)Форм геоантиклин поднятий. Формации: вулканогенная, песч-глин-я, кремн-сланц, вулк-кремнистая, карбонатн, флишевая: терриг-я, туфог-я, карбон-я. Формац орог впад: молассовая- грубооблом породы., соленосная, угленосная.

38.Переходные зоны от континента к океану-области, в пределах которых происх смена континент ЗК на океанич. Переходн зоны чётко распад на 2 типа- пассивных и активных окраин контин. В первом случае переход происх постепенн утонением контин коры (за счёт растяж при рифтогенезе), а во втором континенты и их окраины отделены от океанов глубоководн желобами, в которых идёт субдукц (поглощ) океанич литосф плит. Перех зоны, приуроч к пассивным континент окраинам (или зоны атлантич типа), включают в поперечн разрезе следующ морфологич элем: прибрежную равнину; шельф(Г до 200-400 м и Ш до 100 км); контин склон крутизн 7-10°, до Г 3,5-4км; континент поднож, представл собой покатый подводный осадочн шлейф, полого погружающ до абисс Г 5-6км. Морфология пассивн окраин имеет, аккумулятивн природу. В зависимости от климатич условий среди осадков преобл либо обломочные толщи, либо рифовые известняки, либо эвапориты (в случ замкнутых водоёмов). Мощн осадо чехла 3-5 км. Образование пасс окр в результ первичн раскола и отодвиг контин, когда ЗК раскалывается сбросами на серию блоков, смещённ последов вниз в сторону океана. Это вызывает опуск и формир осад басс. Перех зоны активных окраин (зоны тихооко типа) образов либо системами краевых морей, вулканич островных дуг и глубоков желобов (зоны от Азии к Тихому океану), либо активной континент окраиной с жёлобом, но без окраинн моря и островных дуг (зоны от Южной Америки к Тихому океану). В последнем случае на краю контин наблюдается цепь наземных вулканов, вытянутая вдоль сопровождающ её глубоков жёлоба. Последовательность морфологич и структурн элем (от океана к континенту): глубоков жёлоб; приостровной (или приконтинент) склон жёлоба со сложной чешуйч-надвиговой структ; преддуговой прогиб, выполненный толщей осадков мощн 3-5 км; вулканич дуга, находящаяся на расстоянии от 100 до 250-300 км от оси жёлоба и сложенная продукт вулканизма. От континента краевое море отделено переходной зоной такой же, как переходные зоны пассивных континентальных окраин. Краевые моря заполнены осадками мощн от 1-2 до 4-5 км. Их океанич ложе возникло после образования вулканич дуг, т.е. после начала субдукц. Формир океанич коры связано с явлением задуговогоспред.

39.Орогенная обл. -крупный самост структ элемент ЗК, формир-ся в особую стадию развития платф и геосинкл. О.о. характериз горным (глыбовые, сводовые, сводово-глыбовые, складчато-глыбовые горные сооружения) рельефом, специфич складчатыми формами (германотипная складчатость, складчатость приразломная), существенно моласс форм.и магматизмом. О.о. образуется: 1) в заключ стадию формир геосинклин складч обл в обстановке сложного дифференцир тект. режима; 2) при раздроблении (активизации) платформ в связи с дифференцированн сводово-глыбовыми движ в ее пределах или в связи с интенсивн движ в соседней геосинклин обл. Ороген пояс – совокупн деформационных (складчато-надвиговых) структур, возникающ на месте и (или) окраине океанич басс в результ аккреции терр к континенту (кратону) либо к островам, отделенным от контин окраинн морями, или при столкновении (коллизии) континент блоков. Характерная особенн орогенн поясов состоит в том, что аккреция и коллизия при их формир нередко происх в короткие отрезки геологич времени. Показателем завершения формир орогенного пояса явл массовые внедрения гранитоидов, собственно горообраз и интенсивн размыв новообразованн гор. Различают орогены межконтинент коллизионные, образовавш при коллизии континент плит (Среднеземн-Гималайский пояс), окраинноконтиненте, образов за счет активных континент окраин и аккреции островных дуг (MZ-KZ вдоль восточного обрамл Тихого океана) и внутриконтинент – вторичные эпиплатформенные. Образованию последних предшеств платформ этап развития. По динамике выдел 2 главных типа коллизионных орогенов: с кандинавский – ороген формирующ при сильном фронтальном сжатии, представлен сочетанием крупн шарьяжных структ и более поздних многочисл куполов и диапиров; и шотландский – ороген, образующ при слабом или косом сжатии, при котором формир крупные сдвиги в сочетании с зонами локальн растяж.

41.Офиолиты – ассоц толеитовых базальтов, габброидов, габбро-перидот компл, у/о пород и часто, осадочных пород глубоков типа, залегающая в виде тектонических покровов в складчато-надвиговых поясах и окраинно-контин-х зонах. Многими исследов рассм-ся в качестве древней коры океанич типа. Офиолиты могут отлич по своему происх: отвечать образованиям спрединговых зон открытого океана, зонам спрединга задуговых басс, либо представлять основание энсимат вулканич дуг. В полной офиолитовой ассоциации снизу вверх по разрезу представлены следующие типы пород (снизу вверх): Ультрабазит компл, состоящий из гарцбургитов, лерцолитов и дунитов. Слой расслоенн габбрх интрузий. Компл паралл даек диабазов. Компл баз и кремнистые осадки. Все эти слои характерны и для типичной океанич коры, и возник в результ спрединга в СОХ.

42. Глубинный разлом – длительно развивающ разлом большой протяж, рассекающ ЗК или литосферу. Прослежив на 1000 км по простиранию и до 700 км в глубину при Ш 100м-10-ки км. Г. р. разделяют ЗК на глыбы, отличающ характером движений и структурой. Развив на протяж длительн интервалов геологич времени. Возникне первых Г. р. относят к началу PR (2,5 млрд. лет назад). Г. р. служат зонами повыш прониц ЗК и верхн мантии, благодаря чему в их пределах возникают магматич очаги (первичные в мантии, астеносфере, вторичные в коре). К Г. р. приуроч вулканич пояса, пояса внедрений у/о магмы, плутоны гранитоидов и рудные поля. С Г. р. часто связаны границы контин, морей и океанов, горных стран и др. По данным сейсмологии, Г. р. разделяются на три группы: затухающие в самых верхах мантии (выше астеносферы), достигающие глубин 100-300 км(ниже астеносферы), достигающие глубин 400—700 км (средней мантии). Наиболее широко распространены Г. р. первой группы (нормальные). Г. р. второй и третьей групп приурочены только к геосинкл подвижн поясам, причём Г.р. третьей группы (сверхглубинные)-исключительно к периферии Тихоок пояса. По характеру перемещений Г. р. подразделяются на: 1) глубинные сбросы, 2) глубинные раздвиги, 3) глубинные сдвиги, 4) глубинные надвиги. Г. р. типа сбросов многочисленны и в геосинкл (на стадии их погружения), и на платформах, и по периферии молодых океанов. Раздвиги образуют структуры типа рифтов-Байкальского, Рейнского, Восточно-Африк, рифтов СОХ; они формир в условиях растяж и сопровожд излияниями базальтов. Глубинн сдвиги наблюд в различных геострукт областях, как в океанах, так и на континентах, но развив в определённые геологич эпохи (в геосинкл в эпохи орогенеза). По отношению к простиранию подвижн поясов они бывают продольными, поперечными или диагональными. Глубинные надвиги развиты во внутр зонах геосинкл поясов и по их периферии (кольцо разломов вокруг Тихого ок.).

43.Геосинклин складчатость. По морфолог признакам разделяется на полную, голоморфную, или линейную (альпинотипную), состоящ из длинных узких складок, выпуклых (антиклиналей) и вогнутых (синклиналей), непрерывно заполняющих складч зону; прерыв, или идиоморфн, представляющую собой группы отдельных, разрозн, преимущ антиклин складок разной формы (валы, купола, поднятия неправ очертаний), разделённых участками спокойного залег слоев; геосин. складч промежуточного типа (германотипную), складывающ из чередов широких пологих синкл и узких крутых антикл (гребневидная) или антиклин складок «сундучной» формы (с крутыми крыльями и плоской вершиной) и щелевидных синклиналей. По кинематич условиям образования геосин. складч. разделяется на глыбовую (штамповую, отражённую), нагнетания, общего смятия и глубинную (или метаморфогенную). Глыбовая геосин. складч. образуется при изгиб слоев осад чехла над отдельн поднявш и опустивш глыбами более древнего метаморфич (кристаллич) основания; морфологически это прерывистая геосин. складч. Для складчатости нагнетания характерна различная (дисгармоничная) деформ разных по плотности и пластичн слоев: в пачке слоев, находящейся в условиях глубокого погруж и обладающих пониж плотн (соли) или большой пластичностью (глины), происходит перетек материала, при котором он из одних мест выжим, а в другие нагнетается; в последних образуются ядра нагнетания (протыкания), приподнимающие (прорывающие) вышележ слои в виде купола или гребня (диапировые складки). Морфологически складчатость нагнетания частично относится к типу прерыв складч, частично- к гребневидной разновидн промежут типа. Геосин. складч общего смятия образ под влиянием продольного, т.е. паралл слоям, сжатия; поскольку первоначально слои залег гориз, сжатие также гориз; морфол эта складчатость относится к типу полной (линейной). Глубинная (метаморфогенная) геосин. складч. характ-ся чрезвыч сложностью рисунка, в котором можно усмотреть результат налож друг на друга складок разного порядка, формы и направл; такая складчатость могла образоваться, в обстановке течения пород при их большой пластичн под влиянием объёмных сил. Их можно свести в две основные группы.1)Складч, по этим представл, образ-ся в результ внедр магмагич масс с соответствующ раздвигом и смятием слоев в складки. Основная идея этой концепции, получившая название «глубинного диапиризма», заключ в том, что в проц регион мет-ма и гранитизации геосинкл отложения в осевых частях прогибов увеличиваются в объеме, уменьшают свою плотн и в связи с огранич на глубине пространством сжимаются в складки и подним вверх в направлении наим сопр, раздвигая и сминая породы периферич частей геосинкл. 2)механизм гравитационной складчатости, вступает в действие в результате образов и роста горного сооружения, когда под влиянием силы тяжести слои начинают сползать с его свода вниз по склонам, сминаясь в складки; срыв происходит по пластичным горизонтам разреза.

44.Складчатая область – крупный отрезок складчатого пояса, отличающийся от других его частей историей развития, строением и отделенный от них поперечными разломами или пережимами (например, Восточно-Казахстанская, Алтае-Саянская и Монголо-Охотская складчатые области Урало-Охотского складчатого пояса)

КОМПЛЕКС СТРУКТУРНО-ФОРМАЦИОННЫЙ— выделяемая в основном в складчатых областях характерная гр. или асс. форм. осад. и вулканогенных п., образовавшаяся в особых типах геол. структур (зонах структурно-формационных) при определенном тект. режиме и специфических физико-географических условиях и вследствие этого характеризующаяся своеобразным составом отл. и особенностями складчатых форм. К. с.-ф., как правило, отделены друг от друга значительными региональными несогласиями.В настоящее время в близком понимании употребляется ранее очень распространенный термин “комплекс структурно-фациальный”. В отличие от К. с.-ф. складчатых областей для платформ Старицкий (1965) предлагает выделять комплексы форм.

45.Срединные массивы - относительно устойч участки ЗК внутри геосинкл пояса (области) изометр очерт, разделяющ геосинкле системы; отличаются от последних меньшей подвижн и развитием древней, континент коры, составл фундамент С. м. С. м. представл собой реликтовые обломки древнего континент основания, на котором закладывал межконтин геосинкл пояса фанерозойск эона. Накоплению мощных геосинкл толщ (формаций) в смежных геосинклин системах на С. м. отвечает образов менее мощного осад чехла, сложенного мелководно-морскими и контин осадками и вулканич породами; в отдельных случаях в тело С. м. могут вклиниваться по разломам узкие геосинкл прогибы, отличающ кратковременн развития. Осад-вулканог чехол С. м.подвергается менее интенсивным деформ, чем толщи геосинкл систем; эти деформации, как и разломы, распределены неравн и нередко обладают изменчивыми простир. Магматизм С. м. проявляется по их периферии (вулкано-плутон пояса), а продукты его обычно отличаются от геосинкл магматич пород повыш содержанием кремнезёма и (или) щелочей. На орогенных этапах развития геос поясов С. м. вовлекаются либо в опускание межгорных прогибов с накоплением моласс, либо в поднятие смежных складч горных сооруж. Поднятые С. м. часто подверг интенсивн гранитиз, мощн их коры значит увелич; такие С. м. нередко надвигаются на смежные геосинкл системы, тектонически перекр их внутр зоны. Напротив, периферич части опущ С. м. часто перекрыв надвинутыми на них складч толщами смежных горн сооруж. В конце отдельных тектонич-х этапов некоторые С. м. расшир за счёт соседних геосинкл систем благодаря складч, метаморф и гранитиз.

46.47.Континент платф представл собой как бы ядра материков и занимают большие части площади материков. Слагаются континент платф типичной контин корой, мощностью 35-40км. В пределах платформ мощность литосф достигает 200-400км. Значительная часть платформ покрыта неметаморфиз осадочным чехлом, мощностью 3-5км, а в перегибах и впадинах мощность достиг 10-12 до 25км. Там, где платформы не покрыты чехлом, на поверхн выходит фундамент, сложенный метаморфич породами разной степени метаморфизма, а также интрузивно-магматич породами, в основном гранитами. Платформы облад равнинн рельефом (низменным или плоскогорным). Для платформ характерна низкая соврем вертик движ, очень слабая сейсмичн, отсутствие вулканич деят и пониж тепл поток. Континент платф делятся на: 1. Древние с докембрийским фундам и составл древнейшие центр части материков (Северо-Амер, Восточно-Европ, Сибирская). В фунд этих платформ преобл арх образования. Древние платформы имеют полигон очертание и отделены от смежных сдвигово-надвиговых сооруж передов прогиб. Основные признаки древних контин платф: 1)двухэтажное строение (фунд докембрийск и осад чехол); 2)большое распростр осад чехла выдерж мощн и одинак состава; 3)складч прерыв типа; 4)отсутствие прямой унаследов связи м/у структ чехла и складч фундамента. 2. Молодые занимают меньшую площадь материков (около 5%) и располаг по периферии контин либо м/у др платф. (Среднеевроп и Западноевроп, Восточноавстрал). Фундам молодых платф сложен осадочно-вулканичпородами фанерозойского возраста, которые слабо метаморфиз. Граниты и другие интруз образования играют подчин роль в составе фунд и поэтому фунд молодых платформ именуется складчатым. Фундам молодых платформ отлич от фундамента осад чехла высокой дислоцир. Все платф подраздел на: эпикаледонские, эпигерцинские, эпикиммерийские. Осад чехол мол платф сложен J, K-Q отлож. Основные признаки: 1)трехэтажн стр: фундамент, промежут компл и осад чехол; 2)располаг на периферии геосинкл поясов и на стыке др платф; 3)частичная унаследованн структурного плана и типа складч основания в осадочном чехле; 4)наличие как прерывист, так и линейн типа складч.

48.Основные структурные элементы поверхности фундамента и осадочного чехла континентальных платформ. Наиб крупными структ элем платформ явл щиты и плиты.Они сочленяются либо путем постепенного погруж фунд под осад чехол, либо через флексуры и разломы. Щиты занимают терр в поперечн до 1000км и в течение всей истории своего развития они обнаруживают тенденцию к поднятию денудации. Более-менее крупные и более длительное время затопляемые морем выступы фунд назыв масс. Плиты – области платформ, перекрытых осадочным чехлом, мощность до 10-15км в синеклизах. Молодые платф целиком или почти целиком представляют собой плиты, а щиты и массивы на молодых платф встречаются только в виде исключения. Помимо щитов и плит в структуре платформ иногда выделяют третий элемент того же порядка – перикратонные опускания. Они приурочены к зонам м/у щитами и орогенами или м/у щитами и передовыми прогибами. Зоны перикрат опуск характ-ся моноклин или ступенч-моноклин погруж фунда в сторону смежных подвижн поясов. В пределах плит выделяются структурные элементы подчиненного порядка, к которым относятся: антиклизы, синеклизы и овлакогены. Антиклизы -крупные и пологие поднятия фундамента, в поперечнике составляющие 100 км. Мощность осадочного чехла 1-2км. В некоторых случаях в центре антиклизы имеются выходы фунд на поверхность. В иных случаях антикл являются многоверш (вершины называются сводами). Встречаются антиклизы как на древних, так и на молодых платформах. Синеклизы – крупные, пологие, почти плоские впадины фунд с мощн осадочного чехла 3-5км. Синекл наблюд не только в пределах плит, но и в пределах щитов. В геотект различ 2 типа синеклиз 1) трапповые синеклизы. В разрезе таких синеклиз сверху залегает мощная платобазальтовая формация. В рельефе такие синеклизы выражены плоскогорьями. 2) Авлакогены – четкие линейные грабен-прогибы длиною 100-ни км и Ш в 10-ки км, огранич разломами (сбросами), заполненн мощн толщами осадков с небольшим колич вулканитов. Авлакогены – палеорифты заполненные осадочной толщей. К элементам 4 порядка континент платформ относятся валы, своды, прогибы, впадины и седловины. Валы –представляют собой пологие линейные поднятия протяж несколько 10-ов км. Развиты над осевыми частями авлаког либо в бортовых частях над разрывами. По структур особенн выделяют1)Унаследованные 2)шовные над разломами фундамента3)Инверсные приурочены к осевым зонам грабенообразным впадинам. Прогибы - линейные депрессии литосферы Впадины – депрессии изометричной формы с соотношением длинной и короткой осей не менее 3:1. Седловины - структ сложной формы напоминающие седло.В пределах платформ выделяют эпиплатформенные орогенные пояса, краевые прогибы и кольцевые структуры. Эпиплатформенные орогенные пояса –активизир-е области платф развивш на длительно развивающ-ся платформах. Краевые прогибы – крупные сложно построенные депрессии располож на окраинах платформ в зонах их сочленения с геосинкл поясами. Возникли в период орогенеза в геосинкл.

49.Особенности развития платформ. Выделяют 2 этапа: 1)доплитный, выдел 2 стадии: кратонизация и авлакогенная. Кратониз- характериз-ся проц-ми денудации, пенеплениз-ции. Авлаког. стадия- происх заложение грабенообр-х впадин, в которых образуются озерные басс; осадконак- континент-е, лагунное, угленосн, соленосн формац. В конце авлаког стадии происх трансгресс моря из соседних геосинкл областей и фиксир-ся начало плитного этапа. Над авлакогеном заклад-ся синеклизы. 2)на плитном этапе выдел циклы по трансгресс и регресс моря. В пределах цикла выдел 5 стадий: на ранней формир-ся базальная платформ-я терриг формац; на средней- формир-ся трансгресс-терриг-я формац(глауконит-е песч, фосфор отлож; на след-ей стадии формир-ся карбон-я формац; след-я стадия- начало регрессии моря, формир-ся регресс-терригформация; на заключит стадии формир-ся прибрежн осадки угленосн формац.

50. Платформенный чехол -верхний структ ярус платф, сложенный обычно неметаморфиз осад г.п. Магматич образ, представлены породами трапп формац. В основании осад чехла иногда присутств кислые вулкан образования. Траппы -серии основных эффузи накоплений (лав, туфов и туфобрекчий), сопровожд большим числом интруз пласт жил- силлов; образуются на платф, в контин условиях. С отлож осад чехла связаны мест нефти и газа, бурых углей и горючих сланцев, асфальтитов, мела, строительных матер — песков, глин, песчано-грав смесей.

51.Платформа молодая – платф, возникш в послепротер время на месте либо байк, калед, герц или мезоз складч обл. Фундамент их сложен осадочн и осадочно-вулкан образов, испытавш слабый(зеленосланцевая фация) метаморфизм и складчатость, он именуется складчатым. Чехол молодых платформ отличается от фундамента не контрастно. Для него характерна унаследованн разломов фундам и даже воспроизводство (копирование) складок фунд, но в ослабл форме. М/у складч основ и чехлом нередко присутств промеж компл, выполн отдельные впадины, отличающ от фундамента слабой дислоцир, полным отсутств метаморф и гранит, а от чехла – несогл и более выс плотн пород. В формац отнош это моласс-е, моласс-вулканог облом-е образ межгорных впадин и рифт граб, сформир-ся в заключит этап развития подвижн пояса, ставшего фундам молодых платф. Отдельные области платф характ-ся аномально большой мощн чехла (10 км и >). Геофиз исслед указыв на их полож над рифт зонами в фунд, что сопров-ся значит утонением контин коры и возможно даже появл коры океан типа (базальтового окна).

52.Краевой прогиб (передовой прогиб) – узкая линейная зона прогиб-я, паралл-я границе платф и складч обл. Ш=50-100км, L=1000км, m до 15км (Предверхоянский, Предуральский). Формир-е связано с горообраз-ем и отступанием моря. Приурочены местор солей, нефти, газа, кам угл. Краевой шов - глубинный разлом, отделяющий геосинкл складч обл. от платф.(Саянский, Прибайк-й). Особенно четко проявлен при отсутствии прогиба краевого. По Шатскому (1945), при низком положении платформы Ш. к. перекрывается краев прогибом, при высоком — может быть просл на поверхн в виде надвигов, сбросов и взбросов. Иногда Ш. к. может быть выражен полосой сильно раздробленных п. (катаклазитов и милонитов), подверж местами полной перекрист с образ диафторитов. Шарьяж – пологий или волнистый крупный надвиг с перемещ пород на многие 10-100ни км по субгориз сместит. Перемещённые породы называются аллохтоном, подстилающ аллохтон – автохтоном. Офиолиты – ассоциация толеит баз, габброидов, расслоенных габбро-перидот компл, у/о пород и часто, осадочных пород глубоков типа, залегающая в виде тектон покровов в складчато-надвиг поясах и окраинно-контин зонах. Рассматрив в качестве древн коры океан типа.

53.Платф-й магматизм -отличается от магм складчх обл меньшей интенсивн проявл и большим разнообр своих продуктов, представляющ собой почти исключ производные о и щел-о магм. По Хаину М. п. типичен для подвижных платф и всегда связан с наруш платформ тект. режима, которое вызывается оживл движ по разломам. Для М. п. типична неравномерн распредел магм. образов в простр. Ареалы М. п. нередко располож на краю геосинкл обл, испытыв складч, и разделяются амагм. областями. Несмотря на некоторые общие черты, М. п. на древних (докембрийских) и молодых платформах заметно различается. Для нач стадии разв др платф характерны: 1)проявления наземного вулк кислого состава среди отл., сходных с молассами; 2)протероз крупные дифференцир пластовые интрузии и лополиты габбро-норитов, ассоциир с гранитами и гранофирами (Бушвельд), и пластообр интрузии гран рапакиви с сопутствующ габбро-лабрад и иногда интрузии щел сиен. Для послед стадии развития некоторых др платф типичны грандиозные излияния толеит-базальт магм, сопровожд накопл пирокластов и крупными пластов телами и дайками долер и габбро-диабазов — трапповые форм. Для М. п. характерны небольшие по м-бу вулканог проявл трахибаз, щелочно-базальт и щелочно-у/о магм. которые контр-ся рифтовыми зонами, глубинными разломами и узлами их пересеч. Магматизм эпипалеозойских платформ проявлен несравненно слабее и менее разнообразен. С ранней стадией их развития связаны небольшие по м-бу излияния толеит-баз магм. приуроченные к грабенообр структурам. К неоген-четвертичной поздней стадии развития эпипалеоз платф относятся локальные вулк. проявл дифференцир трахибаз магм. Магмат складч-й обл - тесно связан с высокой тект. активностью. Характер М. с. о. и его интенсивн измен в зависимости от возраста складч обл, их типов и стадий развития. Общая черта М. с. о. разл. возраста — направленность развития от основного с подчиненной ролью у/о в стадию геосинкл погруж к кислому-в стадию главной складч и поднятия и после заверш складч и образ разломов- к смешанному (кислому и основному).

54.Активизированная др платф или параплатформа является тектоническим элементом, на котором формируется осад басс, называемый параплатформенным, с двухъярусным строением и с удвоенной мощностью осадочного чехла, достигающей 15-20 км.

55.Дейтероорогенез – возобновл тектонич активн во внутр частях контин, в том числе, как в переделах платф, так и ранее сформир складч областей после длит перерыва активной тектонич деят. Характеризуется преобл вертик типа движ, поднятий и опусканий, формир обш сводово-глыб поднятий и поясов и, появлением средне- и высокогорн рельефа. Отражает проявление повторного орогенеза. Общей чертой возникающ в результ дейтероорог структур служит преобл поднятий на фоне которых впадины заним подчин место. Поднятия рассматрив как горст-мегаантикл, а прогибы –как грабен-мегасинкл. Последние бывают заполнены мощными моласс толщами. Отдельные структ сопровожд магматич деятельн.

56.Рифт — крупная линейная впадина в земной коре, образующаяся в месте разрыва коры в результате её растяжения или продольного движения. Существует две модели образования рифтов: модель Вернике и модель Маккензи. В последнее время геологи чаще используют смешанную модель. Активным рифтовым зонам континентов свойственны расчлененный рельеф, сейсмичность, вулканизм, которые отчетливо контролируются крупными разломами, преимущественно сбросами. Главный современный пояс континентального рифтогенеза, протянувшийся почти меридионально более чем на 3 тыс. км через всю Восточную Африку, так и был назван поясом Великих африканских разломов. Образующие его зоны разветвляются и сходятся, подчиняясь сложному структурному рисунку. В рифтах этого пояса образовались озера Танганьика, Ньяса (Малави) и другие; среди приуроченных к нему вулканов - такой гигант, как Килиманджаро, и известный своей активностью Ньирагонго. Байкальская рифтовая система также принадлежит к числу наиболее представительных и хорошо изученных. Рельеф, структура и осадочные формации. Центральное положение в рифтовой зоне обычно занимает долина шириной до 40 – 50 км, ограниченная сбросами, нередко образующими ступенчатые системы. Такая долина иногда протягивается вдоль сводового поднятия земной коры (например, Кенийский рифт), но может формироваться и без него. Тектонические блоки на обрамлении рифта бывают приподняты до отметок 3000-3500 м, а горный массив Рувензори на севере Танганьикской зоны возвышается до 5000 м. Нередко рифты осложнены продольными или диагональными горстами. В области Бассейнов и Хребтов Северной Америки растяжение земной коры распределилось по обширной (почти 1000 км) площади, где образовались многочисленные сравнительно мелкие грабены, разделенные горстами, что создает сложный тектонический рельеф. Иногда, как, например, на востоке Бразильского щита, наблюдаются системы асимметричных односторонних грабенов. В целом асимметрия структуры и рельефа характерна для многих континентальных рифтовых зон. В своей верхней, обнаженной части сбросы наклонены к горизонту под углом до 60 градусов. Однако, судя по сейсмическим профилям, многие из них выполаживаются на глубине, их называют листрическими (греч. ковшеобразные). При смещении по сбросам нередко заметна и сдвиговая компонента (на Байкале левосторонняя - pppa.ru). Для сейсмоактивных разломов растяжение по сбросам и сдвиги определяются и при решении фокальных механизмов. Как показал В.Г. Казьмин (1987), диагонально ориентированные разрывы со сдвиговым смещением и их эшелонированные системы в ряде случаев переносят движение от одного раскрывающегося рифта к другому и в этом отношении аналогичны трансформным разломам океанского рифтогенеза. В сложно построенных рифтовых зонах, таких как Восточно-Африканская, сбросы и сдвиги образуют закономерные и весьма выразительные парагенезы. Вдоль некоторых сравнительно полого ориентированных разрывов параллельно их сместителю развивается динамотермальный метаморфизм, о чем можно судить в тех случаях, когда при дальнейшем растяжении метаморфиты обнажились или приблизились к поверхности. Для осадочных формаций континентальных рифтов, преимущественно молассовых, характерно сочетание с тем или иным количеством вулканитов, вплоть до случаев, когда осадочные формации полностью замещаются вулканическими. Согласно Е. Е. Милановскому, мощность кайнозойского заполнения рифтов может достичь 5-7 тыс. м (например, в Южно-Байкальском), но обычно не превышает 3-4 тыс. м. Преобладают обломочные отложения озерного (в том числе озерные турбидиты), аллювиального, пролювиального, а в Байкальских впадинах также флювиогляциального и ледникового происхождений. Как правило, снизу вверх грубость обломочного материала возрастает. В климатических условиях рифта Афар оказалось возможным накопление эвапоритов. В зоне вулканизма вынос вещества гидротермальными растворами создает условия и для отложения специфических хемогенных осадков - карбонатных (в том числе содовых), кремнистых (диатомовых, опаловых), сульфатных, хлоридных. Механизмы рифтогенеза. Физические модели образования рифтов учитывают наблюдаемую концентрацию растяжений в сравнительно узкой полосе, где происходит соответствующее уменьшение мощности континентальной коры. Вдоль ослабленной зоны образуется все более тонкая «шейка» (англ., necking), вплоть до разрыва и раздвига континентальной коры с их заполнением корой океанского типа. В разных рифтах такой критический момент наступает, по-видимому, при разной предельной толщине сиалической коры (в Красноморском и Аденском рифтах она была утонена приблизительно вдвое) и означает переход от континентального рифтогенеза к океанскому. Модели континентального рифтогенеза. По Р. Алмендингеруа - классическая модель симметричных горстов и грабенов; б - модель Смита и других с субгоризонтальным срывом между ярусом хрупких и ярусом пластичных деформаций; в - модель У. Гамильтона и других с линзовидным характером деформаций; г - модель Б. Вернике, предусматривающая асимметричную деформацию на основе пологого сброса. Поскольку у земной поверхности растяжение в континентальных рифтах происходит посредством сбросовых смещений, первоначальная, классическая модель рифтогенеза учитывала только эти хрупкие деформации. По подсчетам Ж. Анжелье и Б. Колетты, суммарный эффект смещения по сбросам дает растяжение на 10-50% в Суэцком заливе до 50-100% в Калифорнийской системе и до 200% на юге области Бассейнов и Хребтов. На одном из отрезков долины Афар подсчеты У. Мортона и Р. Блэкка дали трехкратное растяжение. Столь высокие значения получили удовлетворительное объяснение в более поздних моделях, которые строились с учетом изменения механических свойств пород с глубиной, по мере нарастания давлений и температур. Модель Р. Смита предусматривает в низах коры, под ярусом хрупких деформаций, существование яруса пластических деформаций. При этом по мере растяжения сбросы изгибаются и выполаживаются в своей нижней части, становятся листрическими. Опускание блоков по таким сбросам сопровождается их вращением (опрокидыванием), а степень растяжения нарастает от краев рифтовой зоны к ее центру. Тот же эффект может быть получен и при допущении, что в средней части коры существует еще один, переходный, ярус деформаций, где смещение рассредоточено по множеству мелких диагональных сколов или субгоризонтальных поверхностей скольжения. Все эти варианты рифтогенеза предусматривают локальное утонение коры под действием растягивающих напряжений с образованием симметрично построенной рифтовой зоны. Д. Маккензи (1978) дал количественную оценку последствий такого утонения: изостатическое опускание коры и встречное поднятие астеносферного выступа, которому этот исследователь отводит пассивную роль.

Дата добавления: 2015-11-04