Б10. 1. Заложение подвижных

поясов. Сущ. 2 типа: межконтинентальный и окраинноконтинентальный. Первый закладывается на зрелой континентальной коре при ее деструкции. Он прошел две стадии: начального рифтогенеза и межконтинентального рифтогенеза. В первую стадию накапливались обломочные толщи озерно-аллювиального происхождения и излились бимодальные вулканиты — базальты, риолиты, щелочные разности. Во вторую стадию появляются эвапориты, затем морские терригенные и карбонатные осадки, а вулканиты принадлежит семейству толеитов. Начинается спрединг. Для поясов окраинного типа заложение может идти по-разному: в межконтинентальных поясах при рифтогенезе в рез-те откола от основного континента массива крупных глыб. Конт. Осадки сменяются морскими терригенными и терригенно-карбонатными толщами, а бимодальные вулканиты — толеитовыми базальтами; образование в океане вулк. дуги типа Алеутской, в дальнейшем эта дуга может испытать расщепление с образованием остаточной дуги ближе к континенту и междугового бассейна. С появлением островной дуги по ее периферии вместо глубоководных илов начинают накапливаться граувакки, флиш, пирокластические осадки. Противоположный, континентальный, край бассейна чаще всего носит характер пассивной окраины с отложением шельфовых обломочных и карбонатных осадков; В третьем варианте на краю континента закладывается зона субдукции и подвижный пояс начинает развиваться по андскому типу. Над зоной субдукции возникает энсиалическая вулканическая дуга, а в ее тылу окраинное море на сиалическом или симатическом, в случае проявления рифтогенеза, основании. В висячем крыле зоны субдукции начинает формироваться аккреционный клин, в энсиалическом окраинном море накапливаются мелководные, а в энсиматическом более глубоководные осадки.

Начальная стадия развития подвижных поясов. Характерной для нее считается обстановка океана атлантического типа, т.е. довольно широкого спредингового бассейна, обе окраины которого относятся к пассивному типу. В действительности это не обязательно и свойственно лишь межконтинентальным поясам, да и то не всем, ибо в окраинно-континентальных поясах пассивной является лишь окраина собственно континента; противоположная, принадлежащая микроконтиненту или вулканической дуге, чаще всего бывает с самого начала активной. На пассивной окраине на данной стадии формируется мощный обломочный клин, сложенный темноцветной сланцевой или флишевой формациями. Мощность этих отложений измеряется многими (иногда более десяти) километрами. В аридном климате существенная роль в сложении осадочной призмы пассивной окраины подвижного пояса принадлежит карбонатам, причем на внешнем краю шельфа нередко протягиваются баьерные рифы, а в их тылу накапливаются лагунные красноцветы, местами с солями. На континентальном склоне и его подножии рифовые известняки сменяются карбонатным флишем с известковыми контуритами.

Зрелая стадия развития подвижных поясов. Эта стадия харакизуется максимальным усложнением геодинамической обстановки, которая может быть очень разнообразной, но в целом практически для большинства поясов близкой к западно-тихоокеанскому типу. В океанском бассейне на этой стадии может функционировать несколько осей спрединга (обычно возникающих разновременно), существовать несколько островных дуг, энсиматических и энсиалических, со своими зонами субдукции, глубоководными желобами над ними, преддуговыми, задуговыми и междуговыми прогибами, а также микроконтинентами. Соответственно наблюдается небольшое разнообразие типов осадков, среди которых наиболее характерны флиш и рифовые известняки.В отличие от флиша континентальных склонов и подножий ранней стадии, песчаники которого обычно являются кварцевыми (счет сноса обломочного материала с платформ), этот флиш по составу граувакковый или туфогенный, поскольку имеет островордужное происхождение. Рифовые известняки могут венчать отмирающие островные дуги, внутриокеанские хребты и поднятия — плато. Континентальные окраины подвижных поясов могут на данной стадии принадлежать разным типам — атлантическому, западнохоокеанскому, андскому. преобладают породы известково-щелочной ассоциации. Появляются малые, частично субвулканические интрузии кварцевых диоритов, гранитоидов, внедренные в основание вулканических дуг.

Орогенная стадия развития подвижных поясов. Наступление этой стадии знаменуется окончанием спрединга, завершением поглощения океанской коры в зонах субдукции и установлением обстановки господства сжатия. Но эти условия не охватывают cpазу весь подвижный пояс, а обычно сначала его периферические или напротив, внутренние системы. В этих зонах происходит столкновение островных дуг или микроконтинентов друг с другом и в конечном счете с окраиной континента и в результате осадочные и вулканогенные толщи, слагающие их склоны, подвергаются интенсивным складчато-надвиговым деформациям с общим смещением в сторону континента. Следует отметить, что в тылу сталкивающихся с окраиной континента микроконтинентов или вулканических дуг может проявляться вторичный спрединг и могут возникать новые бассейны типа окраинных морей. В окраинно-континентальных поясах на данной стадии происходит наращивание (аккреция) края континента примыкающими к нему разнородными террейнами. На орогенной стадии ядро формирующегося складчатого горного сооружения подвергается региональному метаморфизму до амфиболитовой фации и внедрению крупных плутонов гранитоидов, часто батолитовых размеров. В межконтинентальных, коллизионных орогенах это происходит за счет нагнетания и сопутствующего разогрева и плавления нижней части континентальной коры. В окраинно-континентальных орогенах типа Кордильер гранитно-метаморфическое ядро образуется над зонами субдукции, но обычно также при участии плавления нижней части континентальной коры в их висячем крыле. Орогенную стадию (этап) часто разделяют на две подстадии или даже самостоятельные стадии: раннеорогенную и позднеорогенную. В раннеорогенную стадию горообразование идет в основном за счет тектонического скучивания, вызванного тангенциальным сжатием, к которому постепенно добавляется эффект метаморфизма и гранитизации. На позднеорогенной стадии воздымание складчатого сооружения резко ускоряется. Теперь поднятие идет уже в основном за счет изостазии, поскольку к началу этой стадии кора приобретает резко повышенную, вдвое против обычной для платформ с равнинным рельефом, мощность.

Тафрогенная стадия развития подвижных поясов. По окончании орогенной стадии наступает релаксация напряжений тангенциального сжатия и оно сменяется растяжением. Горные сооружения как бы расползаются, нередко вдоль поверхностей надвигов, испытывающих обратные смещения и превращающихся в листрические сбросы. За счет этого они осложняются тафрогенами — грабенами, специфической разновидностью рифтов. Их выполняют континентальные угленосные, на юге красноцветные песчаники, перемежающиеся с покровами толеитовых базальтов. В определенном смысле эта стадия гомологична раннеавлакогенной стадии развития древних платформ

2. Между двумя крайними типами земной коры — океанским и континентальным — существуют переходные типы. Один из них — субокеанская кора — развит вдоль континентальных склонов и подножий и, возможно, подстилает дно котловин некоторых не очень глубоких и широких окраинных и внутренних морей. Суб-океанская кора представляет собой утоненную до 15—20 км и пронизанную дайками и силлами основных магматических пород континентальную кору. Она вскрыта скважиной глубоководного бурения у входа в Мексиканский залив и обнажена на побережье Красного моря. Другой тип переходной коры — субконтинентальный (термины принадлежат русскому геофизику И. П. Косминской) —образуется в том случае, когда океанская кора в энсиматических вулканических дугах превращается в континентальную, но еще не достигает полной «зрелости», обладая пониженной, ме» нее 25 км, мощностью и более низкой степенью консолидированности, что отражается в пониженных скоростях сейсмических волн — не более 5,0—5,5 км/с в низах коры.

3. Синклинорий – сложная синклинальная структура регионального масштаба, осложненная более мелкими складками.

Б11. 1. Общая характеристика подводных окраин континентов. Их делят на пассивные и активные. Пассивные – внутриконтинентальное положение и низкая сейсмогенная и вулканическая активность. Характерны для молодых океанов и выдел 3 глав элемента: шельф – подводное продолжение прибрежной равнины материка, имеет пологий наклон в сторону моря и изменчивую ширину; континентальный склон – узкая полоса дна шириной не более 200 км, имеет крутой уклон 4-35 и даже 90 градусов. Ширина от 100-200 до 1500-3500 м; континентальное подножие – имеет значительную ширину до 100-1000, пологий наклон в сторону абиссальной равнины и происходит понижение уклона почти до горизонтального (ширина 5 км), сложен мощной толщей осадков; краевые плато - опущены на глубину 2-3 км, периферийные участки шельфа, как бы ступени, отделены либо уступом типа континентального склона, либо трогом рифтового происхождения. Ширина неск сот км. Существует 3 стадии пассивн окр: 1) предрифтовая – окраина может быть поднята. 2) рифтовая – образ-тся грабены и горсты, заполненные обломочными континентальными осадками. 3) пострифтовая – хар-ся плавным, а иногда и ступенчат погружен пассивной окраины и последовательным наращиванием осадков шельфа. Погружение объясняется охлаждением литосферы.

Активные окраины: - наличие активной зоны субдукции, с кот связана не только сейсмичность, но и магмат деят-ть, а также складчато-надвиговые деформации и метаморфизм (особенности) Сущ 2 типа: приконтиннетальный и островодужный; 1-ый тип – выражен крутым внутренним склоном этого желоба, явл-ся одновременно контин склоном и узким шельфом. Ширина 200 км. Край контин явл-ся приподнятым; 2-ой тип – включ следующ элементы: континент окраину более узкую, глубоководная котловина окраинного моря, вулканич островная дуга, глубоков желоб; краевой вал океана.

Краевые валы предст собой пограничн поднятия м\у Глубоков желобом и абиссальной равниной океана, вытянутые параллельно желобу. Глубоковнодны желоба – имеют дугообразную форму, протягив на 100 иногда до 1000км, глубина 11 км, зависит от того, как желоб заполнен осадками. Вулканич дуги – протяг параллельно желобам на 200-300 км от их оси, завис от наклона зоны субдукции. Ширина не более 50 км. Бывают 2-х типов: энсиматические – заклдыв на океанич коре, когда одно крыло с древ корой пододвиг под другое крыло мол коры. Энсиалические дуги – обр-ся на континент коре (обычно на коре микроконтинентов.). Задуговые окраинные моря – распол-ся м\у островным дугами и континен ширина может быть более 4 км и подстилается в Глубоков части корой окенич типа, с повыш мощностью осад слоя

2. Основные разделы тектоники. Тектоника – наука о строении, движении и деформ литосферы и ее развитии в связи с развит земли в целом.1-ый раздел – морфологическая тектоника или структурная геология или просто тектоника.Выдел осн типы тектонич дислокац мелкого и среднего масштаба, размером до 10-первых сотен км, такие как синклин, антикл, антиклинории, выделение подвижных поясов, геосинклиналей, платформ, океанов, контин. 2-ой раздел – региональная геотектоника – выделяет и хар-ет утсановленные в структурной геологии типов тектонич структур на площади того или иного региона, страны, континента и даже земного шара.

3-ий раздел – историческая геотектоника – выдел основных этапов и стадий развит структуры литосферы как в глобальн так и в региональном масш. Ее особый подраздел – неотектоника – рассматрив последний этап развит литосфер – олигоцен-четвертичн. Еще одно научное направление – актуотетконика. 4-ый раздел – включает рассмотрение закономерностей проявления тектоноч движ и деформац, особенность развит и услов формирован крупных структурных элементов литосферы, а также мелких тектонич дислокаций – складчатости, разрывн нарушений. Экспериментальная тектоника – физич моделирование различн тектонич структур и тектонофизика, включающая как физич так и матем моделирование. Геотектони смыкается с геодинамикой – изучает силы, действующ в масштабе всего земн шара. Значит роль играет составл тетконич карт, являющихся обычно основой для анализа размещения уже обнаруженных скоплений полез ископ. Тектонич картографирование – составл важный раздел геотектон – история формиров этой структуры. Сейсмотектоника – исследован связи сейсмичности с тектонич структурами и движениями.

3. Ретрошарьяж – в складчато – надвиговом поясе – надвиг, имеющий обратное, относительно преобладающего, направление падения надвиговой поверхности. Смещение по такому надвигу направлено к внутренней части пояса.

Б12. 1. Зона субдукции — место, где океаническая кора погружается в мантию. К зонам субдукции приурочено большинство землетрясений и множество вулканов.Геоморфологическим выражением зон субдукции являются глубоководные желоба.В зонах субдукции происходят наиболее сильные землетрясения и цунами. С зонами субдукции связаны две широко распространенные геодинамических обстановки: Активные континентальные окраины и островные дуги. В классическом варианте зона субдукции реализуется в случае взаимодействия двух океанических или океанической и континентальной плит. Однако, в последние десятилетия выявлено, что при коллизии континентальных литосферных плит, также имеет место поддвиг одной литосферной плиты под другую, это явление получило название континентальной субдукции. Субдукция является одним из основных геологических режимов. При общей протяженности современных конвергентных границ плит около 57 000 километров, 45 000 из них приходится на субдукционные, остальные 12 000 — на коллизионные.Наиболее известные зоны субдукции находятся в Тихом океане: Япония, Курильские острова, Камчатка, Алеутские острова, побережье Северной Америки, побережье Южной Америки. Также зонами субдукции являются Суматра и Ява в Индонезии, Антильские острова в Карибском море, Южные Сандвичевы острова, Новая Зеландия и др.

2. Наиболее крупные структурные элементы платформ — щиты и плиты. В пределах щитов вследствие длительного поднятия и размыва почти полностью отсутствует осадочный чехол и на поверхность выступает фундамент п латформы Плиты, напротив, имеют мощный (3—5 км) осадочный чехол и типичное для п латформ двухэтажное строение. Следующая по значению после щитов и плит категория платформенных структур — антеклизы и синеклизы, представляющие собой поднятия и впадины фундамента и осадочного чехла с очень пологими склонами. Особое место занимают грабенообразные прогибы, или авлакогены. Более мелкие структуры — удлинённые (до 200—300 км) валы, состоящие из цепочек локальных поднятий (плакантиклиналей) и развивающиеся обычно над разломами фундамента. Крупные структурные элементы платформ - синеклизы - это огромные пологие изометричные впадины - прогибы, занимающие обширные площади, достигающие в поперечнике сотни и даже тысячи километров. Они отличаются очень пологим падением слоев - первые метры на километр, что соответствует углу наклона в несколько минут. Примером является Московская синеклиза с центральной частью близ Москвы. Ее поперечное сечение (с севера на юг) достигает 1300 км, а падение слоев 2-2,5 м/км. Крупные пологие поднятия платформ называются антеклизами. Примером их являются белорусская и воронежская антеклизы. Кроме синеклиз и антеклиз, в пределах платформ встречаются желообразные тектонические впадины, линейно ориентированные и ограниченные глубинными разломами, протягивающиеся на многие сотни километров при ширине от десятков до 100-200 км. Эти впадины названы Н.С. Шатским авлакогенами (греч. «авлакон» - борозда). В них наблюдаются повышенная тектоническая активность, большие мощности осадочных пород (пример - Днепровско-Донецкая впадина). Из более мелких складчатых форм развиты валы, брахискладки, купола, флексуры.

3. Пенеплен – термин, введенный Девисом в 1899 для низкой, почти нерасчлененной,слегка волнистой или почти плоской поверхности суши, занимающей значительную площадь. Как полагают, такая поверхность образуется в результате длительной субаэральной эрозии (прежде всего дезинтеграции пород и плоскостного смыва на водоразделах в областях развития зрелого ландшафта, а также эрозионной деятельности рек), почти достигающей базиса эрозии в конце геоморфологического цикла в условиях гумидного климата. Пенепленом называют так же аналогичную поверхность, испытавшую воздымание и превратившуюся в плато, которое в настоящее время подвергается расчленению. В современной геоморфологической литературе термин употребляется в более широком смысле и включает все выровненные поверхности, образованные в результате морской, ветровой и даже ледниковой эрозии. Для пенеплена характерны выровненные, слегка выпуклые водоразделы, которые полого опускаются к ложу широких долин, несогласно срезая слои пород с различной устойчивостью и тектонической структурой, а также соответствие различных высотных уровней друг другу и наличие отдельных эрозионных останцов, возвышающихся над пенепленом.

Б13. 1. Зона Беньофа -неровная, криволинейная зона концентрации гипоцентров землетрясений, наклоненная в сторону от океанских желобов под активные островные дуги или континентальные окраины на глубину до нескольких сотен километров, по которой происходит погружение одной плиты под другую. Иногда состоит из двух зон, расположенных сверху и снизу погружающейся пластины. В середине 30-х годов К. Вадати установил под Японией первую такую зону.

Глубинность зон Беньофа зависит главным образом от зрелости субдуцирующей океанской литосферы, которая с возрастом наращивала свою мощность и охлаждалась. Не случайно среди сейсмофокальных зон, уходящих до максимальных глубин 600—700км (а отдельные слабые очаги замечены и до глубин 850 км), — Японская, Идзу-Бонинская, Марианская, Тонга, Кермадек, где субдуцирует литосфера с возрастом 120—150 млн. лет. Напротив, там, где субдукция начинается вблизи осей спрединга, тонкая и высокотемпературная литосфера сейсмична лишь до глубин 200—100км, а иногда и менее (у Каскадных гор, у Мексиканской и Южно-Чилийской окраин, в зонах Нанкай, Яп-Палау и Южно-Соломоновой).

Второй важный регулятор глубинности зон Беньофа — скорость субдукции. При высоких скоростях (9—10,5 см/год) даже литосфера с возрастом 80—40 млн. лет сохраняет свои упругие свойства до глубин около 600 км. Таковы, в частности, соотношения при субдукции под Камчатку. И наоборот, при низких скоростях B 3,5см год) литосфера даже более зрелая становится асейсмичной уже на глубинах 250—300 км.Наблюдаемая глубинность зон Беньофа широко варьирует как от одной зоны к другой, так и по простиранию одной и той же зоны. В частности, глубинность одной из наиболее протяженных сейсмофокальных зон, Андской, убывает от 600 км в ее центральной части до 150—100 км на флангах. Изменения происходят дискретно, в соответствии с сегментацией этой зоны субдукции.

Вертикальное распределение сейсмических очагов в зонах Беньофа крайне неравномерно. Их количество максимально в верхах зоны, убывает по экспоненте до глубин 250—300 км, а затем возрастает, давая пик в интервале от 450 до 600 км. Под активными вулканическими поясами наблюдается еще один низкосейсмичный (а иногда асейсмичный) пробел на глубине 150—200 км.

Зона Беньофа наклонена, таким образом, под более молодую океанскую литосферу, где бы она ни находилась

Сейсмичность над зонами Беньофа определяется главным образом мощностью литосферы в висячем крыле, а также распределением и интенсивностью проходящего сквозь нее теплового потока, снижающего упругие свойства пород. Главный источник динамических воздействий, создающих в этой литосфере сейсмогенные напряжения, — субдукция, а следовательно, важны параметры субдукции и сила сцепления литосферных плит на конвергентной границе.

2. Горные породы в земной коре находятся под нагрузкой вышележащих образований, создающей в них соответствующий уровень напряжений. Пластические деформации, приводящие к складчатости в горных породах, возможны только при избыточном давлении по одному из направлений (стресс). Форма и размеры возникающих складок зависят от многих условий. Основное значение имеют физические (реологические) свойства пород, кинематическая и динамическая обстановка, характер возникающих в породе напряжений и влияние внешней среды.

При прочих равных условиях интенсивность складчатости зависит от физических свойств пород, главным образом от их вязкости. Чем ниже вязкость, тем сложнее и мельче складки. Влияние всестороннего давления на развитие складчатости двоякое: с одной стороны, оно повышает сопротивление тела пластической деформации, а с другой — тот же фактор сильно понижает пределы упругости и прочности. Большое значение имеет температура окружающей среды. Повышение температуры ведет к повышению пластичности.

Скорость деформации — также один из основных факторов влияющих на пластические свойства горных пород. Повышение скорости деформации приводит к увеличению сопротивления пород и понижению их пластичности. Наоборот, относительно более медленная деформация повышает пластичность тела..

Соприкосновение пород с растворами того же состава повышает их способность пластично деформироваться, но присутствие в порах жидкостей другого состава, например воды, создает впутрипоровое давление, снимающее внешнюю нагрузку, что понижает пластичные свойства пород и увеличивает их хрупкость.

Кроме перечисленных выше свойств горных пород большое влияние на образование складок оказывает ползучесть материалов, выражающаяся в способности всех без исключения горных пород пластично деформироваться при напряжениях ниже предела упругости, но при обязательном длительном действии напряжений.

Среди всего многообразия складок с позиций механики, выделяются только три типа: складки продольного изгиба, складки поперечного изгиба и складки течения. Впрочем, между двумя последними типами иногда выделяют промежуточный тип — складки скалывания.

Складки продольного изгиба вызываются силами, действующими вдоль слоистости. При изгибе в слое происходит перераспределение вещества таким образом, что оно перемещается от изгибов с относительно малым радиусом кривизны к изгибам с большим радиусом кривизны. Во всем объеме толщи, подвергшейся продольному изгибу, общее перемещение пород происходит в направлении, перпендикулярном к действию сжимающих усилий, — в участки с относительно малым давлением, что приводит к интенсивному росту складок вдоль осевых поверхностей Благодаря этому при образовании складок продольного изгиба происходит общее сокращение площади, занимавшейся слоистой толщей до складкообразования.

Складки поперечного изгиба испытывают не сжатие, а неодинаковое по интенсивности растяжение. Ось максимального сжатия пород расположена перпендикулярно к слоистости, а ось удлинения направлена вдоль слоев.

Складки течения в условиях сравнительно низких температур и давлений развиваются только в породах с низкой вязкостью: солях, гипсах, углях, глинах. При высоких температурах (сотни градусов) вязкость пород резко снижается и способность образо вывать складки течения приобретают даже такие породы, как мраморы, кварциты, аплиты, гнейсы, амфиболиты и т.п. При этом происходят перекристаллизация вещества и появление новых минералов. При однородности физических свойств пород течение происходит рассредоточение; в разнородных толщах оно сосредоточивается в слоях с наименьшей вязкостью. Заметить поверхности скольжения, свойственные пластической деформации, почти никогда не удается из-за происходящей одновременно перекристаллизации пород.

Складки течения обладают наименее правильными формами, с многочисленными раздувами, утолщениями и пережимами слоев. Их осевые поверхности могут быть ориентированы различным образом относительно первоначального положения слоев, но преимущественно в направлении течения

3. Формация (Ф) или геоформация – это закономерное и устойчивое сочетание (парагенез) определенных генетич типов г.п., связанных общностью (близостью) условий образования и возникших на определ-х стадиях развития основных структурных элементов земной коры.

Б14. 1. Геоморфологические методы применяются при исследовании новейших движений, деформаций и порожденных ими структур. Они находят непосредственное отражение в современном рельефе, который в основном создан новейшими движениями и деформациями и обычно не полностью изменен процессами денудации и аккумуляции. Последнее относится в особенности к структурам океанского ложа, что и позволило применить к ним наименования, взятые из геоморфологии,— хребты, котловины, желоба и др.

2. Уже давно установлено, что образование складок, развитых в осадочных толщах верхней, приповерхностной, части земной коры, не сопровождается существенными изменениями первоначального состава пород. Эти складки названы покровными складками или складками чехла. Другую группу составляют складки, развитые в метаморфических толщах, в той или иной степени, а иногда и полностью перекристаллизованных и состоящих из кристаллических сланцев, амфиболитов, гнейсов и других подобных пород. Складчатость, возникающая в таких условиях, получила название глубинной. Покровная складчатость. Самым широким распространением среди покровной складчатости пользуются складки регионального сжатия (компрессионные), возникающие в результате продольного изгиба слоистых толщ под воздействием горизонтально ориентированного стресса. Складки регионального сжатия характеризуются четко выраженной линейностью, выдержанной ориентировкой осей, а также наклона осевых поверхностей складок — вергентностью. Это главный тип складчатости, называемый еще альпинотипным. Равное по площади и по форме распространение антиклиналей и синклиналей, согласная ориентировка осей складок и выдержанная вергентность указывают на региональное воздействие сжимающих сил в направлении, перпендикулярном к осям складок, и неизбежное при этом сокращение площади, занимавшейся осадочными породами до складкообразования. В отношении образования складчатости регионального сжатия за последние 150 лет был выдвинут целый ряд механизмов. Их можно свести в две основные группы. Представители первой группы связывали генезис региональной складчатости с вертикальными движениями, развивающимися внутри геосинклинали. Эта концепция наталкивается на следующие основные возражения. Во-первых, микроструктурный анализ указывает на горизонтальную, а не вертикальную ориентировку усилий при образовании линейной складчатости. Во-вторых, не всегда складчатые сооружения имеют метаморфические ядра, в которых метаморфизм достигает амфиболитовой фации, обеспечивающей разуплотнение пород. И в-третьих, размеры этих ядер не соответствуют размеру сокращения поперечника складчатой зоны на периферии ядра, оказываясь заметно меньшими.

Дрyгой мexaнизм, в котором приоритет также отдается вертикальным движениям, это механизм гравитационной складчатости. Он вступает в действие в результате образования 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. Однако в качестве главного универсального механизма образования складчато-покровных систем гравитационный механизм не подходит по ряду причин. Во-первых, хотя для гравитационного сползания достаточно уклона всего в первые градусы, такой уклон образуется лишь на позднеорогенной стадии развития подвижных систем, в то время как наиболее интенсивная складчатость их внутренних зон возникает уже на раннеорогенной стадии. Во-вторых, многие горные сооруженияпостроены в основном моновергентно, т.е., складки и надвиги на обоих склонах сооружения наклонены в одну и ту же сторону, следовательно, на одном из склонов вверх, а не вниз по склону. В-третьих, если слои сползли под влиянием силы тяжести со свода, на самом своде они должны вторично отсутствовать, т.е. должна образоваться зона тектонической денудации, причем равновеликая зоне гравитационной складчатости в распрямленном виде. В действительности такие юны обычно не обнаруживаются.

Складчатость регионального сжатия на платформах. Происхождение платформенной складчатости долго оставалось неясным. Многие считали, что платформенные складки обязаны своим возникновением блоковым подвижкам фундамента, т.е. его вертикальным движениям. Ученые пришли к заключению, что платформенная складчатость также образуется вследствие регионального сжатия, направленного от складчатых орогенов. При этом сжатие передается вдоль компетентных, преимущественно карбонатных пачек, которые отслаиваются от нижележащих пачек и от фундамента вдоль некомпетентных пластичных глинистых пачек, испытывающих нагнетание в своды растущих антиклинальных изгибов. Не все платформенные складки являются бескорневыми, под некоторыми из них действительно выявлены поднятые блоки фундамента, что особенно характерно для молодых платформ. Очевидно, в этом случае напряжения передавались через фундамент, причем не всегда от периферии платформ

Складки облекания (отраженная, штамповая складчатость) представляют собой поперечные изгибы в осадочном чехле, образующиеся при блоковых перемещениях фундамента. Этот тип складок характерен для платформ, отчасти межгорных и передовых (их внешние борта) прогибов.

Приразрывные складки образуются при перемещении крыльев разрывов по наклонным сместителям. Чаще всего они развиваются в верхних активных крыльях взбросов и надвигов. Если же верхнее крыло сложено малопластичными, крепкими породами, в частности породами фундамента, то приразрывные складки могут возникнуть и в нижнем крыле под воздействием напора верхнего крыла.

Диапировые складки (складки нагнетания) развиваются в осадочном чехле нередко независимо от строения фундамента и представляют собой антиклинальные структуры, образующиеся в слоистых толщах при внедрении в них пород, обладающих низкой вязкостью или низкой плотностью. Это соли, ангидрит, гипс, угли, глины, насыщенные водой, способные пластично деформироваться и течь в сторону меньшего давления или под влиянием собственного веса.

3. Парааллохтон – породы, связанные с относительно недалеким источником и отложенные на аллохтонном массиве или вблизи него в процессе перемещения.

Б15. 1. Полосовые магнитные аномалии — линейные магнитные аномалии океанической коры, параллельные осям срединных океанических хребтов и расположенные симметрично по отношению к ним. Причина происхождения - процесс рождения океанической коры в зонах спрединга срединно-океанических хребтов, излившиеся базальты при остывании ниже точки Кюри в магнитном поле Земли приобретают остаточную намагниченность. Направление намагниченности совпадает с направлением магнитного поля Земли, однако вследствие периодических инверсий магнитного поля Земли излившиеся базальты образуют полосы с различным направлением намагниченности: прямым (совпадает с современным направлением магнитного поля) и обратным.

Линейные магнитные аномалии в океанах были обнаружены в 50-х годах при геофизическом изучении Тихого океана. Это открытие позволило в 1968 году Хессу и Дицу сформулировать теорию спрединга океанического дна, которая выросла в теорию тектоники плит. Они стали одним из самых веских доказательств правильности теории. Полосовые магнитные аномалии используются для определения возраста океанического дна. Такие аномалии были обнаружены не только в океанах, но и в зонах промежуточных между континентами и океанами. Они оказались надежным признаком захороненной океанической коры. Во многих крупных депрессиях слой осадочных пород так велик, что достигнуть его фундамента путем бурения не представляется возможным, и тогда на помощь приходит геофизика. Обнаружение в таких районах полосовых магнитных аномалий может признаком захороненной океанической коры. Такое геологическое строение установлено для впадины Каспийского моря. Однако, как и всегда в геологии, этот признак следует применять с осторожностью. Структуры похожие на полосовые магнитные аномалии установлены на Марсе при геофизическом изучении со спутника.

2. Среди коровых разрывов выделяют сбросы, взбросы, сдвиги, раздвиги, надвиги и покровы (шарьяжи).. К сбросам относят разрывы, в которых поверхность сместителя наклонена в сторону опущенных пород. К взбросам относятся разрывные нарушения, в которых поверхность разрыва наклонена в сторону приподнятых пород. Грабены представляют собой линейные структуры, образованные сбросами, центральные части которых опущены и на поверхности сложены породами более молодыми, чем в поднятых краевых частях. К горстам относят линейные структуры, образованные сбросами или взбросами, центральные части которых приподняты и на поверхности сложены более древними породами, чем в краевых частях. К сдвигам относятся разрывы, смещение по которым происходит в горизонтальном направлении параллельно простиранию. Разрывы, в которых перемещение крыльев происходит перпендикулярно к поверхности отрыва, следует относить к раздвигам. Надвиг – разрыв с падением не круче 45, висячее крыло которого смещено вверх относительно лежачего крыла и надвинуто на него.

3. Клип – (а) эрозионный останец надвиговой пластины, который со всех сторон окружен обнаженными породами лежачего бока надвига; (б) изолированный блок горных пород, представляющий собой эрозионный останец или отторженец тектонического покрова. Первоначально этот термин использовался как описательный применительно к любому эрозионному останцу.

Б16. 1. Пассивная континентальная окраина - граница блока континентальной коры с океанической корой, но нет межплитной границы. В настоящее время главными особенностями пассивных окраин надо считать их внутриплитное положение и низкую сейсмическую и вулканическую активность с отсутствием глубинных сейсмофокальных зон. Пассивные окраины характерны для молодых океанов — Атлантического, кроме двух участков против Антильской и Южно-Сандвичевой вулканических дуг, Индийского, кроме обрамления Зондской дуги, Северного Ледовитого, а также для антарктической окраины Тихого океана. Образовались они в процессе раскола суперконтинента Пангея, начавшегося около 200 млн. лет назад, и их возраст колеблется в пределах от этой даты до эоцена включительно. В строении типичных пассивных окраин всегда выделяется три главных элемента (не считая прибрежной равнины):

4. шельф;

5. континентальный склон;

6. континентальное подножие.

Этот тип континентальных окраин был, по существу, впервые выделен еще Э. Зюссом в 1885 г., указавшим на различие между двумя типами берегов — атлантическим, с несогласным срезанием складчатых систем суши береговой линией океанов, развитием широких прибрежных равнин и отсутствием параллельных берегу островных дуг, и тихоокеанским, обладающим противоположными признаками.

2. АНАЛИЗ ФАЦИЙ. Под фациями понимают определенные типы осадочных пород, возникших в определенных физико-географических условиях. Иногда ограничиваются выделением литофаций.Анализ фаций применим в двух аспектах – пространственном, когда изучается распределение фаций по площади для строго ограниченного стратиграфического интервала, и временном, когда исследуется смена фаций во времени в пределах ограниченного района, часто даже точки, где расположен обнаженный разрез или пробурена скважина. Большое значение для анализа фаций в последнее время приобрели данные сейсмостратиграфии, по которым выявляются фациальные изменения как в латеральном, так и в вертикальном направлениях.Анализ распределения фаций по площади проводится по данным изучения разрезов и на сейсмостратиграфических профилях.Интерпретация карт фаций включает прежде всего выделение областей накопления осадков данного стратиграфического интервала и их отсутствия.Карты фаций могут использоваться также для определения величины горизонтальных смещений по сдвигам. Анализ фаций помогает также определить амплитуду смещений по крупным надвигам – шарьяжам. (палинспатические реконструкции). АНАЛИЗ МОЩНОСТЕЙ. Анализ распределения мощностей осадочных и вулканогенных толщ – один из важнейших методов палеотектонического анализа. Он проводится на основе составления карт линий равных мощностей, или изопах; такие карты обычно совмещаются с картами фаций, поскольку исходным материалом для тех и для других служат разрезы в естественных обнажениях и в скважинах.В отличие от метода анализа фаций анализ мощностей позволяет дать в определенных условиях не только качественную, но и количественную оценку вертикальных движений. Тектоническое погружение становится регулятором и мерой мощности осадков. Подобно анализу фаций анализ мощностей может применяться в региональном и детальном плане. Детальный анализ используется для установления времени зарождения и истории развития локальных поднятий, что очень важно для поисков залежей нефти и газа. Определенные трудности при применении анализа мощностей создают их вторичные изменения, связанные с разными причинами: 1) уплотнением осадков под влиянием веса вышележащих отложений; 2) изменением мощности при складкообразовании; 3) последующим размывом отложений.

3. Обдукция – надвигание или шарьяжное перекрытие внешнего края континентальной литосферной плиты океанической корой.

Б17. 1. Абиссальные равнины — глубоководные равнины океанических котловин и впадин краевых морей. Абиссальные равнины занимают ~40 % площади ложа океанов и лежат на глубинах 2500—5500 метров. Они расположены между подножьем континента и срединно-океаническим хребтом^[1]. Абиссальные равнины обычно располагаются у подножий континентальных склонов, при этом существует три основных типа сочленения континентов с абиссальными равнинами:

• Пассивные окраины континентов, в которых шельф подстилается континентальной корой, в пределах континентального склона развита кора переходная от континентальной к океанической и в зоне подножия переходная кора замещается нормальной океанической. Такой тип перехода характерен для Атлантического океана, для запада, юга и юго-востока Индийского океана и для Северного Ледовитого океана
• Сочленение через поперечный трансформный разлом. Такое сочленение сходно с пассивными окраинами, но отличается узостью и крутым континентальным склоном, приуроченным к разлому. Примерами такого типа являются северная окраина Гвинейского залива и южная окраина Ньюфаундленда в Атлантическом океане, крайний южный участок африканской окраины Индийского океана
• Активные континентальные окраины, на которых сочленение происходит через океанические глубоководные желоба, обычно через пологие краевые валы. Такой тип сочленения приурочен к зонам субдукции, окаймляющих почти со всех сторон, кроме южной, Тихий океан, восточную часть Индийского океана (Зондский жёлоб) и отдельным окраинам Атлантического океана (у Антильской и Южно-Сандвичевой островных дуг).

Морфологически абиссальные равнины разделяются на два типа — плоские (субгоризонтальные) и холмистые. Рельеф базальтового ложа обоих типов равнин сглажен осадочным чехлом, мощность которого колеблется от 5000 до менее чем 1000 м. Плоский рельеф нарушается абиссальными холмами — округлыми или эллиптическими в плане образованиями до 1000 м высотой, ориентированными параллельно срединно-океаническим хребтам, возникшим при спрединге и вулканическими горами и гайотами.

• Плоские абиссальные равнины приурочены к окраинным частям океанических котловин или к центральным частям котловин краевых морей и наиболее распространены в Атлантическом океане, менее типичны для Индийского и Тихого океанов; такие равнины являются наиболее плоскими областями рельефа Земли: уклоны дна составляют менее 0,001. Такая выравненность обусловлена благоприятными условиями для накопления осадков у пассивных континентальных окраин.
• Холмистые абиссальные равнины более типичны для океанов с активными континентальными окраинами: в этом случае глубоководные желоба окраин играют роль ловушек для осадочного материала, выносящегося с континентов. Холмистые абиссальные равнины наиболее распространены в Тихом и Индийском океанах и менее типичны для Атлантического океана.

Неоднородность рельефа базальтового ложа абиссальных равнин зависит от скорости спрединга (степень сглаженности пропорциональна скорости спрединга), но степень сглаженности дна, образованного осадочным чехлом, пропорциональна скорости накопления осадков — что и приводит к тому, что в Атлантике со среднескоростным спредингом, но пассивными окраинами у континентальных окраин преобладают плоские абиссальные равнины, а в тихоокеанском бассейне даже в случае быстроспрединогвого восточно-тихоокеанского поднятия за счёт улавливания осадков желобами у активной окраины преобладают холмистые абиссальные равнины.

На абиссальных равнинах, расположенных у пассивных континентальных окраин осадконакопление происходит главным образом за счёт мутьевых потоков, доставляющих обломки пород, разрушенных эрозией континентов и формирующих турбидитовые отложения. Мутьевые потоки зачастую формируют абиссальные каналы.

В относительно малоглубинных частях абиссальных равнин в осадках преобладают карбонаты, отлагающиеся непосредственно из воды и из раковин гибнущих морских организмов.

Осадконакопление в глубоководных частях абиссальных равнинах определяется двумя важными факторами:

• Абиссальные равнины, в большинстве случаев, значительно удалены от континентов и других источников сноса, поэтому осадки образующиеся в результате эрозии континентов отсутствуют на абиссальных равнинах.
• Абиссальные равнины расположены на большой глубине, часто больше уровня карбонатной компенсации — глубины ниже которой кальцит растворяется, поэтому на них не происходит осаждение карбонатов и раковины морских организмов погружающиеся из верхних слоев океана так же полностью растворяются.

Вследствие этих двух причин на абиссальных равнинах накапливаются весьма характерные осадки — океанические красные глины. Скорость их накопления очень низка — несколько сантиметров в тысячелетие.

Кроме глин на абиссальных равнинах происходит накопление железомарганцевых конкреций, состоящих из гидроксидов марганца и железа. В минеральном составе конкреций доминируют гидроксиды марганца — тодорокит, бернессит, бузерит, асболан и железа — вернадит, гематит, фероксигит. На вершинах гайотов и склонов подводных гор, накопление минералов марганца и железа идёт в форме рудных корок.

2. Конт пл(кратоны) преставл соб как бы ядра материков и заним больш площ до неск млн км2. Слагаются типичной конт корой мощ до 150-200км и до 400км. Обладают изометричной полигональной формой. Фундамент древних пл принадлежит архейским, нижне- среднепротерозойским образованиям. Им крупноблоковое строение. В архее обнаружено два типа: гранит – зеленокаменные области (ГЗО) и гранулито – гнейсовые пояса (ГГП). Тип подвижных поясов раннего протерозоя – протоорогены. (ПОР). Эти образования глубоко метаморфизованы. Главные – гнейсы, кристаллические сланцы, граниты. Фундамент молодых пл слагается в основном фанерозойскими осадочно-вулканическими породами, слаб метаморфизированы. Складчат фунд.от чехла отлич дислоцированностью. Быв эпикаледон, герц, киммер.

Осадочные чехлы молод пл отлич от чехлов древних повышенной дислоцированностью и более высокой степенью унаследованности дислокаций от внутренней структуры фунд. На др –разломы, на молод- складки. Щиты-площади вых фунд на поверхность, плиты- менее крупные площади покрыт чехлом. Антеклизы-крупн полог поднятия фунд, синеклизы- впадины фунд. Авлакоген – крупн отриц форма, сложен осадками, базальты. Две стадии- 1.стадия кратонизации. 2.авлакогенная.

3. Новейшая тектоника – наука, изучающая структуры и историю тектонического развития земной коры, которые относятся к постмиоценовому времени.

Б18. 1. Коллизия континентов — это столкновение континентальных плит, которое всегда приводит к смятию коры и образованию горных цепей. Примером коллизии является Альпийско-Гималайский горный пояс, образовавшийся в результате закрытия океана Тетис и столкновения с Евразийской плитой Индостана и Африки. В результате мощность коры значительно увеличивается, под Гималаями она составляет 70 км. Это неустойчивая структура, её стороны интенсивно разрушается поверхностной и тектонической эрозией. В коре с резко увеличенной мощностью идет выплавка гранитов из метаморфизованных осадочных и магматических пород. Так образовались крупнейшие батолиты, например Зерендинский и Ангаро-Витимский. Модель коллизии двуслойная столкновение континентов, при котором один их них надвигается на поверхность другого и, как следствие надвигания, увеличивается мощность коры и возникает горный пояс.

2. Континентальный тип земной коры имеет мощность от 35 до 75 км., в области шельфа – 20 – 25 км., а на материковом склоне выклинивается. Выделяют 3 слоя континентальной коры: