61.Тектонические циклы (этапы), большие (более 100 млн. лет) периоды геологической истории Земли, характеризующиеся определённой последовательностью тектонических и общегеологических событий.

61.Тектон и ческие ц и клы (этапы), большие (более 100 млн. лет) периоды геологической истории Земли, характеризующиеся определённой последовательностью тектонических и общегеологических событий. Наиболее ярко проявляются в геосинклиналях, где цикл начинается погружениями земной коры с образованием глубоких морских бассейнов, накоплением мощных толщ осадков, подводным вулканизмом, образованием основных и ультраосновных интрузивно-магматических пород. Возникают островные дуги, проявляется андезитовый вулканизм, морской бассейн расчленяется на более мелкие, начинаются складчато-надвиговые деформации. Далее происходит формирование складчатых и складчато-покровных горных сооружений, окаймленных и разделённых передовыми (краевыми, предгорными) и межгорными прогибами, которые заполняются продуктами разрушения гор — молассами (см. Тектонические прогибы). Этот процесс сопровождается региональным метаморфизмом, гранитообразованием, липарит-базальтовыми наземными вулканическими излияниями. Сходная последовательность событий наблюдается и на платформах: смена континентальных условий трансгрессией моря, а затем сноварегрессией и установлением континентального режима с образованием кор выветривания, с соответствующим изменением типа осадков — вначале континентальных, затем лагунных, нередко соленосных или угленосных, далее морских обломочных, в середине цикла преимущественно карбонатных или кремнистых, в конце снова морских, лагунных (соли) и континентальных (иногда ледниковых). Интенсивным складчато-надвиговым деформациям и горообразованию в одних геосинклинальных зонах нередко соответствуют образование в их тылу новых зон геосинклинальных погружений и формирование систем рифтов — авлакогенов на платформах. Средняя продолжительность Т. ц. в фанерозое 150—180 млн. лет (в докембрии Т. ц. были, по-видимому, более продолжительными). Наряду с такими циклами иногда выделяют более крупные — мегациклы (мегаэтапы) — длительностью в сотни млн. лет. В Европе, отчасти в Северной Америке и Азии, в позднем докембрии и фанерозое установлены следующие циклы: гренвильский (средний рифей); байкальский (поздний рифей — венд); каледонский (кембрий — девон); герцинский (девон — пермь); киммерийский (триас — юра): альпийский (юра — мел — кайнозой). Первоначальное схематичное представление о Т. ц. как строго синхронных в масштабах всей планеты, повсеместно повторяющихся и отличающихся одинаковым комплексом явлений, справедливо оспаривается. В действительности конец одного и начало других циклов нередко оказываются синхронными (в разных, часто смежных регионах); в каждой отдельной геосинклинальной системе наиболее полно выражены обычно один или два цикла, непосредственно предшествующие её превращению в складчатую горную систему, а более ранние отличаются неполнотой набора характерных для них явлений и иногда сливаются друг с другом. В масштабе всей истории Земли тектоническая цикличность выступает лишь как осложнение общего её направленного развития; отд. циклы образуют стадии мегациклов, а эти последние — крупные этапы истории Земли в целом. Причины цикличности пока не установлены; высказываются предположения о периодичном накоплении тепла и возрастании теплового потока, исходящего из глубоких недр Земли, о циклах подъёма или круговорота (конвекции) продуктов дифференциации вещества мантии и др.

62. Эпохи складчатости. БАЙКАЛЬСКАЯ СКЛАДЧАТОСТЬ - вторая по древности эпоха интенсивного горообразовании, проходившая в конце протерозойского и начале кембрийского периодов геологической истории Земли. Ее проявления известны почти на всех континентах и, как правило, по периферическим частям древних платформ. С базальтовой складчатостью связаны богатейшие месторождения цветных, драгоценных и редких металлов и элементов. АЛЬПИЙСКАЯ СКЛАДЧАТОСТЬ — комплекс горообразования, вулканизма и извержения гранитных магм. Началась в конце мезозойской эры, продолжалась весь кайнозой (палеогеновый, неогеновый и четвертичный периоды) и еще не утих сейчас, что видно по разрушительным землетрясениям и вулканическим извержениям. Альпийская складчатость охватывает Тихий океан с его островами и побережьями материков. Вторая полоса складчатости проходит широтно через Средиземноморье до Малаккского полуострова. В связи с относительной молодостью горы альпийской складчатости отличаются крутизной склонов и высочайшими вершинами мира как на суше (Гималаи), так и на дне океанов. Название этой складчатости установлено по названию Альп, где она впервые исследована. В горных сооружениях и предгорных прогибах сосредоточены многочисленные полезные ископаемые, богатейшие нефтяные месторождения (Алжир, Иран, Ближний Восток, Предкавказье, Средняя Азия, Индия, Сахалин и другие). ГЕРЦИНСКАЯ СКЛАДЧАТОСТЬ - эпоха интенсивного горообразования, продолжавшаяся не менее 150 млн. лет от конца девонского до начала триассового периода, а наиболее интенсивное горообразование относят к каменноугольному и пермскому периодам палеозойской эры. Герциниды образовали мощные горные системы и жесткие структуры плит (основание Западно-Сибирской равнины). На Дальнем Востоке Герцинская складчатость переработана более поздними тектоническими движениями. Название эта складчатость получила от Герцинского леса в горах Центральной Европы. КАЛЕДОНСКАЯ СКЛАДЧАТОСТЬ- складкообразование, тектонические движения, интенсивная вулканическая деятельность с широким внедрением расплавленных магм (гранитизация), длившаяся с разной степенью интенсивности в течение кембрийского, ордовикского и силурийского периодов палеозойской эры. Горные системы, созданные каледонской складчатостью (каледониды), сохранились в мало нарушенном виде последующими складчатостями и протягиваются от Аппалачей в Северной Америке через Гренландию, Британские острова, Западную Скандинавию на Шпицберген и север Восточно-Европейской платформы (полуостров Канин и Тиманский кряж). МЕЗОЗОЙСКАЯ СКЛАДЧАТОСТЬ - развитие геосинклиналей с глубокими прогибами земной коры и накоплением мощных осадков, которые были смяты в складки, подняты в виде гор, прорваны внедрениями гранитной магмы и вулканическими извержениями, продолжавшимися с конца триасового до начала палеогенового периода. В разных областях эта складчатость проявлялась с неодинаковой интенсивностью и неодновременно, в связи с этим она имеет несколько названий. Наиболее рано мезозойская складчатость началась в Юго-Восточной Европе, Южной Азии, на Таймыре, особенно длительно и интенсивно она проходила вдоль материковых окраин Тихого океана и после небольшого перерыва возобновилась уже в альпийскую складчатость. С её гранитными интрузиями связаны разнообразные полезные ископаемые и многочисленные месторождения цветных металлов и золота, особенно в Северной Америке и на Северо-Востоке России. Фаза складчатости — сравнительно кратковременное явление ускорения вообще длительных и непрерывных тект. движений, в особенности складкообразования, обычно зафиксированный угловым несогласием, благодаря сочетанию с колебательными движениями переменного знака. Штилле предполагал, что формирование складок происходит в течение коротких фаз, в перерывах между отложением толщ, разделенных несогласиями, каждое из которых отвечает определенной Ф. с., отождествляемой с фазой орогенеза.

64. Вопрос 16.

65.Догеологческая стадия формир. З. 1)Допланетная стадия. Возникла He-H вселенная (12 млрд.л.н) в результате Большого взрыва. Большой взрыв породил катастрофическое расширение сопровождаемого охлаждением очагового характера и появлением мириадов звезд. Земля образова 5 млрд лет н в рез вспышки сверхновой звезды, термояд реакции в которых приводят к образ все более тяж элем, слагающих их ядра, которые и состоят из Fe. 2)Небулярная стадия. Синтезир легкие элем Li, Be, B, а по мере охлажд при участии Mg, Si, Fe элементов начинается дифф газового облака с отделением от газовой фазы железо-каменного вещ (космич пыли) в результате реакций образования тугоплавк металл, оксидных и силик соед. 2)Протопланетная стадия. Гипотеза образования Земли разработана на основе представл об ее аккумул из твердых тел и частиц (силик и металлич). В течение всего периода роста З оставалась окруженной туманностью. В результ гравитац притяж вокруг нее возникла флюидн оболочка, препятствующая потере ею аккрец тепла, так что температура ее достигла значений (более 4000° К), достаточных для расплавл, что определило расслоение З на оболочки. В эту стадию у З в результате дифференц вещества были сформир Fe-Ni ядро и мантия. С заверш дифференц З стала остывать. На поверхн в это время формир первонач «базальтовый» слой коры.

66.Протогей (AR). Этот этап документирован породами, обнаруженными на всех древних кратонах (на Балтийском, Украинском и Алданском щитах). Породы этого возраста отнесены к нижнему архею и представлены гранитогн тоналитового состава («серыми гнейсами»), но встречаются и основные, и осадочные породы, образовавш в водной среде. Происх тоналитовых гранитогн коры, похожей на континентальную не ясно. Некоторые допускают ее выплавл из мантии, учитывая, что в эту эпоху она была еше сильно насыщ флюидами, в том числе водой. Другой путь -метасоматич переработка первичной базальт коры мантийными флюидами. И третий путь - переплавл этой коры при участии тех же флюидов. Редкая встречаемость цирконов с возрастом более 3,5 млрд.л. в более молодых облом породах приводит к выводу, что возможно протоконтинент кора к началу AR выступала над поверхностью мелков протоокеана отдельными островами. Эти острова могли послужить ядрами будущих материков. Таким образом, на этом этапе З обогатилась двумя оболочками — протоконтинент корой и гидросф. Более того начинает фолрмир биосфера. Широкое распр-е получили зеленокам-е пояса, которые причленялись к ядрам протоконтин коры, которая подвергалась переплавл-ю с образов-ем гранитоидов. Этот процесс привел к созданию гранит-зеленокам областей, которые составили основу фундам будущих кратонов. К концу AR сформир суперконт Пангея и океан Панталасса с корой океанск типа. Итогом развития З в AR было становление контин коры, конвекция стала более упорядоч-й.

67.Дейтерогей (ранний PR). В рез-те снижения теплового потока, кора в верхней части стала хрупкой для образ-я трещин и разломов(Великая дайка Зимбабве). Дробление привело к распаду Пангеи на блоки(протоплатф). На них появл рифтогенные стр-ры- протоавлакогены, они содержат те же типы осадков, что и протосинекл, но повыш мощн. М/у блоками пролегли подвижн пояса, образ-ся за счет раздвига протоплатф. Пояса обладали Ш=100-ни км, L=тыс км. Развивались также гранул-гнейс-е пояса. Развитие всех подвижн поясов закончилось к концу этого этапа и привело к воссоединению протоплатф и образ-ю Пангеи-2. Далее Пангея-2 сохраняла свою сплошность и подвергалась некотор раскалыв с образ-ем рифтов, которые превращ либо в складч-е системы, либо в авлаког. Пангея разогревалась и это привело к проявлению кислого вулканизма и становлению крупных плутонов габбро-анортоз и гранитов-рапакиви.

68.Неогей (рифей-фанерозой). Стадии: 1)конец PR-рифей. Характериз-ся деструкцией ЗК, распадом пангеи, залож подвижных поясов, проявление Байк-й и Калед-й складч, считается незаверш. 2)позднепалеоз-я(200-400млн.л). Характ-ся образ-ем Пангеи-3, состоящей из Лавразии и Гондваны, проявл Герц складч, прекратили сущесв-е Атлант-й и Ур-Монг пояса. 3)Мезокайнозойская(200млн.л.-до наст врем). Характер распадом Гондв и Лавразии, проявл Киммер и Альпийск складч, начало формир соврем-х впадин океанов и горно-складч-х сооруж в Средиз и Тихоокеанск поясах.

69. Особенн соврем-й стадии развития З.

70. Изменение магматизма в ходе тектон развития.

72.Фиксизм – направление в геотектонике, принимающее фиксированное положение континентальных масс во времени относительно подстилающей мантии и решающую роль вертикальных тектонических движений в развитии земной коры. Объясняет развитие складчатых поясов с позиций учения о геосинклиналях, связывая их формирование с процессами, происходящими в основании самих геосинклинальных зон с преобладанием вертикальных тектонических движений без сколько-нибудь существенного растяжения или сжатия. Альтернативной тектонической концепцией является мобилизм, признающий ведущую роль в развитии Земли горизонтальных движений земной коры. Мобилизм – новое направление в геотектонике, сформировавшееся в XX столетии, обосновывающее на основе комплекса методов и, в том числе, непосредств измерений, крупные гориз перемещения континент масс, в противоположн фиксизму, принимающ в качестве догмы их фиксир полож относительно подстилающей мантии. Основой мобилизма служит получившее в настоящее время широкое признание парадигма тектоники литосферных плит. Вместо фиксистского объяснения развития складчатых поясов (геосинклиналей) процессами, происходящими только непосредственно в их основании с преобладанием вертикальных тектонических движений и без сколько-нибудь существенного растяжения и сжатия, с позиций нового направления в качестве первопричины выступают перемещения литосферных плит, вызывающие как растяжение и раздвиг континентальной коры с образованием и разрастанием коры океанического типа – рифтогенез и спрединг, так и сжатие – субдукцию, аккрецию и коллизию.

73. Геосинклинальная концепция. Эта гипотеза возникла в 1873 г. и объясняет возникновение структур земной коры с точки зрения постоянного местоположения устойчивых частей континентов и подвижных складчатых зон, т. е. описывает геологическое развитие Земли с фиксистских позиций. В настоящее время геосинклинальная теория происхождения структур земной коры утратила свое положение и имеет историческое значение. Согласно этой теории все элементы строения земной коры возникли в результате процессов происходивших в так называемых геосинклинальных поясах или геосинклиналях, которые в пространстве земной коры занимают переходные зоны между главнейшими ее структурными элементами - континентами и океанами, а во времени они постепенно переходят в платформы. Ранее, в прошлом веке, под ГЕОСИНКЛИНАЛЬЮ понимали: — подвижные части земной коры прошлого имеющие глобальный масштаб, возникавшие на границе литосферных плит и длительно служившие местами интенсивного вулканизма и осадконакопления и превратившиеся в итоге своего развития в складчатые или складчато-надвиговые (покровные) горные сооружения с мощной новообразованной континентальной земной корой; — области высокой подвижности и повышенной проницаемости литосферы, интенсивного магматизма, осадконакопления и метаморфизма, для которых на ранних этапах развития характерны отрицательные структуры (прогибы, впадины) и утоненная земная кора, а на заключительных — складчато-покровные сооружения с мощной континентальной корой. Геосинклинальные пояса по своему внутреннему строению подразделялись на эвгеосинклинальные и миогеосинклинальные области. Почти все геосинклинали состояли из одного или двух сопряженных этих элементов. Эвгеосинклинали - это подвижные, как правило внутренние, заложенные на океанической коре части геосинклинальных поясов, характеризующиеся высокой вулканической и интрузивной активностью и большой мощностью отложений. В их пределах преобладают кремнистые, вулканогенные и граувакковые отложения. Широко развиты офиолиты. Выделяли две стадии в развитии эвгеосинклиналей: 1. Офиолитовую, отличающуюся активными тектоническими движениями с общей направленностью на прогибание земной коры. 2. Инверсионную — более спокойную стадию, для которой характерно накопление терригенных отложений. Миогеосинклинали - это менее подвижные, в основном, внешние части геосинклинальных поясов, которые формируются на континентальной коре и отличаются гранитоидным магматизмом. Они обычно окаймляют эвгеосинклинали и являются переходными структурами между ними и кратонами (платформами). В их пределах преобладают терригенные и карбонатные отложения. Современными геосинклиналями считали окраинноконтинентальные ансамбли островных (вулканических) дуг, окраинных морей, осадочных террас, глубоководных желобов, вдоль которых наблюдаются самые энергоемкие геологические процессы современности. Протяженность геосинклинальных поясов прошлого измеряется многими, нередко десятками тысяч километров, с шириной более тысячи до 2–3 тыс. км. Геосинклинальные пояса возникли лишь во второй половине позднего протерозоя, примерно 1350–1000 млн лет назад, одновременно с обособлением древних платформ. В развитии геосинклинальных поясов выделяют следующие циклы: 1) гренвильский (1350–1000 млн лет); 2) байкальский (1000–550 млн лет); 3) каледонский (550–400 млн лет); 4) герцинский (400–210 млн лет); 5) киммерийский или мезозойский (210–100 млн лет); 6) альпийский (100–0 млн лет). Внутри геосинклинальных поясов могут находиться обломки или отторженцы (террейны) близлежащих платформ (как правило древних) называемых срединными массивами. Форма срединных массивов обычно угловато-изометричная, при ширине порядка нескольких сотен, реже более 1000 км. Крупные срединные массивы отличаются наибольшей устойчивостью и приближаются к настоящим платформам (Таримский, Индосинийский массивы). Мелкие массивы именуются просто глыбами. В свете последующих открытий, главным образом в области морской геологии, в этих представлениях обнаружились серьезные недостатки. Прежде всего они были основаны, особенно в интерпретации В.В. Белоусова, на фиксистских принципах, на отрицании какой-либо роли горизонтальных напряжений и движений растяжения и сжатия. В них не дается правильного определение характера геосинклинальных бассейнов на начальной стадии их развития вследствие неправильной интерпретации природы офиолитовых комплексов, неучета их тождества с корой океанского типа. Истолкование природы осадочных комплексов также не учитывает данных об их современных аналогах. Неприменение метода актуализма к интерпретации эволюции геосинклиналей — один из главных недостатков геосинклинальной концепции. Другим её серьезным методологическим недостатком является излишний детерминизм: в ней предполагается, что развитие подвижных поясов происходит по достаточно стройной схеме и в общем однообразно

74.Тектоника литсферных плит - т еория о движении литосферы. Согласно данной теории, в основе глобальных тектон проц лежит горизонт перемещ относительно блоков литосферы – литосф плит. Тектоника плит рассм-т движения и взаимод литосф плит. Основные положения: 1.Верхняя каменная часть планеты разделена на 2 оболочки, различающ по реологич св-ам: жесткую и хрупкую литосф и подстилающ её пластичную и подвижную астеносферу. 2.Литосф разделена по плиты, постоянно движущ по поверхн астеносферы. Границы плит явл областями сейсмич, тектонич и магматич активности; внутр области плит слабо сейсмичны и характ-ся слабой проявленностью эндог проц. 3.Различают 3 типа перемещ плит: расхожд (дивергенция), схожд (конвергенция) и сдвиговые перемещ. 4.Объём поглощённой в зонах субдукции океанск коры равен объёму коры, возникающей в зонах спред. 5.Основной причиной движ плит служит мант конвекция, обусловл мантийными теплогравитац течениями. 6. Перемещ плит подчиняются законам сферич геом и могут быть описаны на основе теоремы Эйлера. Теория тектоники литосф плит впервые в истории геологии дала физически обоснов объясн главных сторон тектонич жизни З, а также друг, производных от нее, геол проц (магм, метам, сейсмичн, геоморфог, седимент). Тектоносф имеет существ различия строения под океанами и под контин, астеносф в разных эндог режимах имеет разную глубину залег и не составл непрер сферы (слоя). Корни материк эндогенных режимов уходят на сотни км в глубь и под этими эндог режимами отсутствует астеносф слой. Это ставит под сомнение перемещ литосф плит по астеносф, так как материковые режимы прочно связаны с процессами, происх на очень больших глуб, больших, чем глубина астеносф.

75.Гипотеза расшир Земли. (Линдеман, Хильгенберг, Тетяев, 30-е гг XX в.) Суть ее заключается в том, что З испытывает постоянное расшир и увеличе своего радиуса. С этих позиций объясняется появл впадин и котловин, а также трещин и разломов. Не поддается объяснению факт складч-надвиг деформ и формир горных систем. Эта гипотеза объясн и образов материков, бывших когда-то единым целым, но разорвавш под действ сил растяж.

76.Пульсац гипотеза. Появилась в 1 трети XX в. (Бухер, Усов, Обручев, Милановский). Согласно ей объем З на протяжении всей геолог истории измен: расшир сменялось сужением и наоборот. Соотв ЗК испытыв те же движения, неизбежно деформир. Эпохи растяж ознаменов активизац вулкан, рифтог и спред, формир молодую океанич кору. Расшир планеты приводило к уменьш емкости океанов, что подразум трансгр и отлож мощн слоев осадков на суше. В эпохи сжатия все эти проц замедл, либо прекращ вовсе. Образ складч-надвиг деформ, проявл регресс и активир проц денуд и эрозии. Изучив процесс формир молодой коры в рифт зонах, ученые пришли к выводу, что кол-во коры, образовавш в зоне спред, приблиз равняется кол-ву старой океанич коры, одновр с этим поглощающ в зоне субд. Т.о. глобальн расшир планеты происх не может, а поскольку проц спред и субд идут всегда в одном направл под сомн оказыв и возможн смены растяж сжатием.

77.Гипотеза глубинной дифференциации. Сложилась в 30-50-е гг. XX в. Белоусовым, Ван Беммеленом. По существу она являлась модернизиров гипот поднятий. Принцип формир горно-складч структ был тот же, однако более подробно был описан сам процесс. Под влиянием р/а тепла плавилось вещ-во астеносф, что вызывало диффер верхн слоя мантии. Этот процесс характерен для геосинкл областей с повыш проявл магмат и повыш кол-вом тепл потоков. Расплавл вещ-во мантии собир в крупные тела - астенолиты, которые по глуб разломам подним к поверхн. Они расплавл и преобразов базальт и гранитн слои ЗК. Одновр с этим слой коры над астенолитом испытыв поднятие.

78.Ротационная гипотеза - существ роль в тектогенезе отводит вращению З и наруш этого вращ, обусловл внеземными причинами. Из последн главные - притяж Луны и Солнца, создающ твердые приливы в коре и в мантии и тем самым замедл ее вращение, что сказыв в изменении фигуры З. В связи с изменен скор вращ и обусловл этим перестр фигуры З в ее коре возник не только радиальн напряж, вызывающ вертикальн движ, но и тангенц - широтные и долготные, а также происх объемн сжатие и растяж коры. Одним из важных следствий вращ З явл увелич скорости вращ в подкоровом пластичн субстр в экватор зоне. Это должно вызв относит смещ глыб материк коры экватор зоны к востоку и в известной мере может объяснить вращат движ материк глыб. Асимм ЗК согласно р. г., возможно, обусловл трехосностью З, экватор плоскость которой представл собой не круг, а эллипс, с большой осью, проходящ ч/з Африку и середину Тихого океана, совпадающ с мерид 15° в. д-165° з. д., и малой осью, совпадающ с мерид 105° в. д — 75° з. д. Некот сторонн ротац гипот склонны считать внеземные прич ведущими в тектогенезе, но большинство исследов с этим не согласно. Все же учитывать влияние этих причин необх.

79.Мобилистские концепции. Впервые предполож о горизонт движ блоков коры было высказано Вегенером в 1920-х годах в рамках гипотезы «дрейфа контин», но поддержки эта гипотеза в то время не получила. Лишь в 1960-х годах исследования дна океанов дали неоспоримые доказательства горизонт движ плит и проц-в расш океанов за счёт формир (спрединга) океанич коры. Возрожд идей о преобладающ роли гориз движ произошло в рамках «мобилистич» направл, развитие которого и повлекло разраб соврем теории тект плит. Основные полож тект плит сформулир в 1967-68 группой америк геофизиков -Морганом, К. Ле Пишоном, Оливером, Айзексом, Сайксом в развитие более ранних (1961-62) идей америк учёных Хесса и Дигца о расшир (спрединге) ложа океанов.

80.Тектонич расслоенн литосф - мобилистская модель развития тектонич. и магматич. процессов в литосф, основан на данных о вертик и латер структ, веществ, физ. и реологич. неоднородн верх. геосфер. Неоднородн при тектонич. импульсах создают условия для гориз срывов поверхн или внутрилитосф горн. масс (литопластин), перемещ с разными скоростями. Результатом такого перемещ является возникн новых неоднородн и т.д. В геол. истории ЗК такой процесс фиксир изменен её структурн плана. Тем самым определ отличие Т. р. л. от исходных представл Тект плит, согласно к-рым плиты явл жёсткими и реологич однородн телами. Одной из поверхн горизонт срывов является поверхность Мохо, разделяющая ЗК и верх. мантию. Срывы и движ литопласт происх также на др. уровнях внутри литосф, чему способствует наличие в ней слоев пониж вязкости. Изучение микроструктурн и текстурных особенн мантийных пород и данные экспериментальной тектоники свидетельствуют о твёрдопластичном течении глубинных пород, вызванном приложением горизонт сил. Наиб ярко тектонич. расчленение литосф на покровы, пластины и надвиги выражено в ЗК. Подавляющ больш подвижн зон (Памир, Кавказ, Урал) имеют покровно-складч строение. Структ гориз-го срыва характ для кристаллич. цоколей др платф. Есть данные о существ латер тектонич. срывов и движ в коре и мантии под океанами. Космогеол. методами установлена структурная дисгармония м/у отд. концентрами литосф, объясняемая их относит, латер проскальзыв. Модель Т. р. л. связывает все эти явл друг с другом; соответств Т. р. л. - результат дифференцир по скорости субгориз движ располож на разных глубинах литосф масс (литопластин) с образ тектонич. ансамблей скучивания в одних местах и деструктивн проц в других. Учение о Т. р. л. даёт освещ дрейфа контин, образов вторичн океанов, Аккреции континент масс, явлений магматич. деят и металлог.

81.Коллиз проц и стр-ры. Коллизия – столкновение литосф плит - геодинам режим на конвергент границе когда с обеих сторон подходит контин литосф, и относительно легкие сиалич породы не погруж в мантию, а вступают в активное механич взаимод. Интенс сжатие порожд сложные стр-ры и горообр. При этом проявл внутр тектонич расслоенн литосф, она делится на пластины, которые испытыв гориз смещ и дисгарм деформ. В условиях тектонич скучив и утолщ контин коры в ней образ палингенные очаги гран магмы, накапл молассы и формир горное складч сооруж. Моласса -комплекс преимущ грубообл пород, выполняющ краевые и межгор прогибы, формирующ в орогенную стадию развития складч поясов в обстановке сж м/у литосф плитами. Гранитообр палингенное -процесс формир гранитоидов в результате переплавл псрвично-магм. г. п. (липаритов, дацитов, гранитов) или г. п., прошедших стадию плавления в условиях постоянства их веществ состава, при наличии лишь внутр перераспр вещества в пределах мобилизов компл п.Образов зон коллизии возможно при сжатии сравнит узких басс красноморского типа, замыкание которых обычно сопровожд обдукцией офилитов. Обду́кция - надвиг тектонич пластин, сложенн фрагм океанич литосф на контин окраину. В результате формир офиолит компл. Офиоли́ты - ассоц г.п, встречаемая на контин. Счит остатк др океанич коры, поднятой на поверхн. Коллиз-е деформ проявл и на удалении от конверг границы, они проявл-ся в образ складч платформ чехла и разрывов преимущ взбросов, так образуются области «торошения» контин литосф. Коллапс коллиз орогенов – это гравит располз орогена, наступающ при высоких градиентах его изостатич воздымания. Такая обстановка, промежуточная м/у субдукц и коллизией, называется аккрецией. В простр м/у сталкив контин попадают разнородн и разновозр тектон элем прежнего океана – микроконт, островные дуги, образов ложа океана и окраинн морей. Все эти относит мелкие разнор блоки, возникш в разных местах и лишь на заверш стадии совмещ в зонах колл, объедин общим назв террейны. Потому любая зона колл представл собой гетерог и гетерохр тектонич коллаж, включающ элем различн генезиса, отнюдь не всегда чисто коллиз. Концепц коллажа террейнов. Коллажтерр - тектонич мозаика, формир путем аккреции (объединения) разнор структ элем - обломков контин, островных дуг, образов ложа океанов и их окраин морей, внутриок поднятий, образовавш в разное время и в разных геодинам обстан. Террейн – блок, характериз специфич разрезом, структурой, геолог историей, тектонич природой. Современное смежное полож терр-в является вторичным в результате значит гориз перемещ.

82.Синтез неомобилизма и учения о геосинкл по Хаину. Хаин и Михайлов, Павлинов, Соколовский геосинкл или геосинкл поясами называли подвижн пояса глоб м-ба, возникающ на границе литосф плит - океанской и контин, или контин на коре океанского типа, или (и) на утоненной и перераб континен коре, длительно служащие местами интенсивн вулк-ма и осадконакопл и превращ в итоге своего развития в складч или складч-надвиг (покровные) горные сооруж с мощной новообраз или регенерир контин корой.Ближайш аналог подвижн поясов (геосинкл поясов) данного типа в геолог прошлом были активные окраины контин и межконтин простр с их достаточно сложным строением, включающ элементы пасс окраин, окраинные глубоков моря, островные дуги с задуговыми, междуг и преддуг прогиб, глубоков желоба и микроконт («срединные массивы»). Таким образом, появилась возможн перейти от абстрактной геосинкл терминол к конкр актуалистич интерпр строения и развития подвижн поясов геосинкло типа, в дальн превращ в складч-орог пояса. По-иному следует смотреть на стадийн и направл эвол этих поясов, установл учением о геосинкл (главным здесь теперь выступает преобр тонкой океанск коры в толстую континент) и на разделение геосинкл систем на внешние амагмат зоны - миогеосинкл - и магмат внутр - эвгеосинк (Штилле, Кэй), в действит отвеч: первые -пассивным контин окраинам, заложенным на контин коре; вторые - окраинн морям, островн дугам, глубоков желобам, развив на коре окeaнcк типа. И наконец, совсем по-другому приходится интерпр геодин эвол подвижн поясов данного типа - вместо господствов в последние десятил, до появл тект плит, фиксистского объясн их развития только проц в мантии, происх непоср в основании поясов без сколько-нибудь существ растяж и сжатия, ныне в качестве первоприч выступают перемещ литосф плит глоб м-ба, вызыв сначала растяж и раздвиг - спрединг, а затем сжатие - конверг и колл поясов со всеми сопутств явл - аккрецией, складч, метам, гранитиз, горообраз, которые и ведут к преобраз океанск коры в контин.

83.Геодинамика глубинных зон Земли. Соотношение плейт-тектоники, плюм-тектоники и тектоники роста в гипотезе яп геофизиков. Исслед яп геоф, осветили методом сейсмич томогр строение недр З в интерв глуб от 78 до 2900 км. Ими разраб новая парадигма тект, увязывающ в единое целое проц, протеке в разных геосферах: коре, верх мант (тектоника плит) нижн мант (плюмтектоника) и внешн ядре (тектоника роста). Отмечая, что тект плит, полож которой они не отрицают, освещ лишь динам тектоносф, яп ученые прих к заключ, что на уровне нижн мантии господств уже не тект плит, а тектоника мантийн струй, т.е. плюм-тектоника, связанная, с тект плит. Эта связь выражв том, что субдуцир холодная литосф погруж до границы верхн и нижн мантии (670 км), здесь накаплив, частично продавлив вниз, а затем через 300-400 млн лет проникает в нижн мантию, достигая ее границы с ядром. Это вызыв измен хар-ра конвекц во внешн ядре и его взаимод с внутр ядром и, в порядке компенс притока матер сверху, образ на границе ядро/мантия восходящ суперпл. Последние подним до подошвы литосф, частично испыт задержку на границе нижн и верхн мантии, а в тектоносф расщепл на более мелкие плюмы, с которыми и связан внутрипл магматизм. Они же стимулируют конвекц в астеносфере, ответственную за перемещ литосф плит.Процессы, происх в ядре, яп авторы обознач, в отличие от плейт- и плюм-тектоники, как тект роста, имея в виду рост внутр, чисто Fe-Ni ядра за счет внешн ядра, пополн корово-мантийн силик матер.

84. Геотектонич режимы. Классиф по Спижарскому. Выдел-ся 2 группы тект. реж. (ТР). Режимы геосинкл З.К. Происх интенс тект. движ-я, сопровожд интенс седиментац. 4 вида режимов: 1)Демиссионный (режим опускания); 2)Инверсионный (переход опускания в поднятия). Формир центральные антиклин поднятия, форм-ся складчатость, проявл основной магматизм, реже гранитный. Разновидн: фемический (магм-м осн. состава) в эвгеосинкл, салич в миогеосинкл, фемическо-салический.; 3)Режим срединных массивов; 4)Импозитивный -режим активных вулкан проявл. Режим континент З.К. 2 типа: 1)Орогеосинкл – переход от горноскладч поясов к платф (краевые перикрат прогибы). 2)Режимы областей заверш складч 2 видов: а) орогенный режим (с преобл поднятий в горноскл обл.); б)кайлогенн режим молодых платф (поднятия и опуск). Классификация по Белоусову. Выд-ся 6 классов эндог режимов: А. Геосинкл класс: Ортогеосинкл тип (собственногеосинкл): Эвгеосинкл подтип – формир глубоков осадков, черед их с вулканит базальт состава и формир офиолит компл. Миогеосинкл подтип – преобл терриг осадков (типа окраинн морей, отсутств вулканитов); Протогеосинкл тип; Парагеосинкл тип; Режим срединных массивов. Б. Платформ класс: Ортоплатф тип – для типичных послекембр платф. Протоплатф-й тип. В. Орогенный класс: включает орто-, прото- и дейтероорог-й тип, соответственно докембр, послекембр-ий и послекембр глыбово-сводовый хар-р структур. Г. Рифтовый класс: контин и океанич-й типы. Д. Класс тектоно-магм активиз: платобазальт режим (траппы), режим интрузий центр типа. Е. Класс контин окраин: атлант типа (осадконак, отсутствие магм, вулк, мет-ма); тихоок типа (магм, вулк, термо-метаморф, складч, субдукц).

85.Классы эндогенных режимов материков. По Белоусову вопр 84.

86,87.Характерные черты геосинкл, орогеных и платф режимов. Геосинкл режим подраздел на: эвгеосинкл, миогеосинкл, парагеосинкл и режим срединн массивов. Он характер контрастн колеб движ ЗК, интенсивной складч-ю, разрывными дислок, магматич деят-ю, проявл регион метама и гранит.В наиб интенс развитии эти явления сопровожд звгеосинкл режимом, т.е. наиболее "возбужденным" эндог реж. В своем развитии он раздел на 2 стадии: офиол и инверс.Признаки офиол стадии: очень большая контрастн глыбововолн колеб движ; большое преобл опуск над подня­т; большая рассеянн прониц ЗК. Для этой стадии характ сильная магмат деят. Складч не характерна для первой стадии эвгеосинкл режима. Но на интрагеоантикл происх глыбов движ, которые в осад чехле этих зон отраж в виде изолир глыб складок.Признаки инверс стадии: умер контрасты глыбово-волновых коле­б движ ЗК. Выравн объемов поднятий и опуск. Регион метаморф и образ гра­нитн массивов. Образов глубинн складч и склад­ч общего смятия и связанн с ними разрывов. Миогеосинкл режим отличот эвгеосинкло отсутств или слабым выраж "начальн магм-ма". Парагеосинкл является промежут м/у геосинкл и платф; контрасты, скорость и ампл колеб движ в нем значительно сглажены. Режим срединн массивов приуроч к участкам внутри геосинкл поясов и основой этих массивов являются "обломки" структуры, созданной в предыд тектон циклы (докембр, калед, герц). Платформенный режим разделяется на режимы древних, молодых и протоплатформ. Наиб типичными являются древние (докембр) платф, которые характ-ся св-ми, противоположн св-ам геосинкл режимов. Они представл устойч стр-ры, складч отсутствует, т.е. образовавш, они в целом сохран в течение последующ времени. Таким образом, режим др платф является более спокойн материк режимом. Однако, все платф в своем строении обнаружив признаки того, что там, где они находятся, раньше существ иной режим - один из геосинклин-х. Молодые платф - это те, которые образовались на байк, калед или герц основании. Они отлич от др большой дробностью расчл на поднятия и прогибы, амплит глубины разломов, размахом вертик движ ЗК. Протоплатф являются самыми древн на материках участками, лишь отчасти сходными с более поздними платф. На северных материках протоплатф появились в конце AR - начале PR, когда возникало первое расчлен материк коры на эндог зоны и зоны относит спокойного развития. Размеры их были намного меньше размеров древних и молодых платформ: они имели облик срединных массивов внутри протогеосинклинальной. Орогенный режим, как и геосинкл, характ-ся большим размахом и контрастн колеб движ. Но отличие заключ в преобл поднятии над опуск. Области ороген режима это горные области, расчлен на зоны поднятий и опусканий. Среди орогенного выделяют эпигеосинкл -й (наступающий после геосинкл режима) и эпиплатф-й (результат орог активиз платф) режимы. Различия м/у ними состоят в составе магматич пород: для эпигеосинкл режима характ кислый и средний магм, для эпиплатф - щелочная магма, которая иногда может вовсе отсутств. В целом орог режим явл следствием геосинкл развития и может рассматр как завершающая (горообраз) стадия в истории геосинкл.

87. Особенн протогеосинкл и протоплатф режимов. см п. 86.

88.Дейтероорог и рифтог режимы. 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. Рифтовый режим имеет сходство с орогенн и иногда принимается как его разновидность. Рифт обозначает совокупн структ растяж (грабенов). На материках типичн рифтами явл Аравийско-Африк, Байкальский, образовавш примерно в одно время, но на различн фундам. Подготовит стадией рифтового режима явл образов обширных выпукл структур типа антиклиз (сводов). Они имеют неправ овальн форму, в поперечнике несколько сотен км и ампл подн в неск км. В дальнейшем в сводах образ расколы, вдоль кот формир сложные грабены Ш З0-60 км, высот 5-6 км. Развитие грабенов сопровожд вулканич деят. Все рифтовые области характ-ся сильной сейсмичн.

89.Режимы континент окраин, соотнош с понятием о геосинклин поясах. Окраины контин обладают существенными особенн эндог разв и их выдел в особую группу режимов – атлант-й и тихоокеанск. Атлантичй режим характериз несогласным залег края океана на срединную до MZ структ матер. Эта до MZ-я структура может быть герцинск складч зоной, эпикалед или др платф. Такой тип окраины преобладает у Атлант и Инд океанов и явл единств вокруг Сев Лед океана. Эти окраины сопровожд обычно широким шельфом. Все до MZ-е стр-ры протягив с суши на шельф, а затем срез его краем, т.е. нет никаких признаков, что в до MZ-е время по соседству существ океан. Тихоок режим имеет более сложное развитие и строение. Здесь к океану примык зона молодой геосинкл, развивш в MZ и KZ, а затем в геотектонич этап на его месте возникла эпигеосинкл орог зона. Это характерно для всего Тихого океана, северо-востока Инд и небольших участков Атланто океана. Частично геосинкл и орог зона лежат полностью на материке, частично они прослежив на островных дугах. На окраинах Тихоок типа наблюд глубокое раскалыв ЗК.В целом, оба окраинн режима в основе своего развития имеют опуск ЗК. Но в одном случае это опуск происх путем спокойн изгиб коры с малой ролью разломов, в другом - полностью связано с глубоким раскалыв коры, глыбовыми обруш и сопровожд сильн магмат деят. Соотношение с понятием о геосинклиналях. Исходя из соврем представл геосинкл в основном соответств сочетанию рифт зон с зонами субдукции. Ассоциации офиолит пород при этом могут рассматр как остатки погрузивш океанич коры, а андезитовые магмат серии, как образ островных дуг. Таким образом в эвгеосинкл развитии можно различ 2 стадии: начальную (океаническую) стадию, в ходе которой образ офиол ассоц (соответствует зоне спрединга), и зрелую (андезитовую) стадию, для которой характ формир компл пород типа островн дуг. Развитие заверш складч, метаморф и гранитн магмат. В процессе геосинкл (орогенного) развития в верхней части ЗК внедряются крупные объемы магмат масс мантийн происх. При этом эвгеосинкл зоны представл собой области, в которые поступают вещество и энергия из верхней мантии. В то время как эвгеосинкл развив на океанич коре, миогеосинк образ-ся на фундаменте контин коры. Зональн, возникающая в ходе развития тект плит (в области зон спрединга и субдукции) в значит степени соответств известной структ-магматич зональности геосинкл (орогенных) областей. Поэтому геосинкл области могут рассм в качестве аналогов систем островн дуги - окраин моря, т.е. они являются областями трансформ океан коры в контин. Структурно-магматич зональности зоны субдукции, проявл в напр погруж зоны Беньофа, соответствует законом металлогенич зон. При этом сущ определ вариации м/у типами остр дуг и андским, которые обусловл структ различ.

---

Дата добавления: 2015-11-04