- •1. Определение геотектоники и основные разделы геотектоники.
- •2. Задачи, решаемые геотектоникой.
- •3. Методы исследования геотектоники.
- •4. Этапы развития геотектоники.
- •5. Модели внутреннего строения Земли.
- •6. Типы земной коры и их строение.
- •7. Поверхности раздела земной коры.
- •8. Модели строения мантии Земли (традиционная, ю. М. Пущоровского).
- •9. Астеносфера и тектоносфера.
- •10. Строение ядра Земли.
- •11. Тектонические движения земной коры, типы, характеристика.
- •12. Современные тектонические движения и методы их изучения.
- •13. Новейшие тектонические движения и методы их изучения.
- •14. Древние тектонические движения и методы их изучения.
- •15. Складчатость и складки, свойство складчатых систем
- •16. Классификация складок
- •17. Гравитационные складки
- •18. Складки физико-химических процессов
- •19. Разрывные нарушения
- •19. Магматизм, грязевой вулканизм, гидровулканизм.
- •20. Тектоническая периодизация.
- •21. Литосферные плиты, признаки, границы, география.
- •22. Основные структурные элементы литосферы.
- •23. Общий план современной структуры земной коры.
- •24. Геосинклинали, основные признаки и структурная таксономия
- •25. Общая характеристика складчатых поясов.
- •26. Эволюция геосинклинальной системы
- •27. Современные геосинклинали.
- •28. Формации геосинклинальных областей.
- •29. Формации чехла срединных массивов и орогенных впадин.
- •30. Общая характеристика платформ.
- •31. Древние континентальные платформы.
- •32. Молодые континентальные платформы.
- •33. Внутреннее строение фундамента древних платформ.
- •34. Структурные элементы поверхности фундамента и осадочного чехла континентальных платформ.
- •35. Краевой прогиб, основные признаки и внутреннее строение.
- •36. Кольцевые структуры (происхождение, строение, размеры).
- •37. Стадии развития платформ.
- •38. Формации осадочного чехла платформ.
- •39. Глобальная система рифтовых зон.
- •40. Континентальный и океанский рифтогенез
- •41. Основные признаки рифтов.
- •42. Классификация и типы рифтов.
- •43. Эволюция рифтов.
- •44. Зоны субдукции и их выражение в рельефе.
- •45. Тектоническое положение и основные типы зон субдукции.
- •46. Абдукция и коллизия.
- •47. Срединно-окенские хребты и их строение.
- •48. Трансформные разломы и абиссальные равнины.
- •49. Микроконтиненты.
- •50. Глобальная тектоника литосферных плит
- •73. Тектонические карты и методы их составления.
- •74. Специальные тектонические карты.
- •51. Современные концепции процессов тектогенеза (хуета наверное).
- •52. Классическая концепции процессов тектогенеза
- •53. Основные этапы развития земной коры.
- •54. Пассивные континентальные окраины.
- •55. Активные континентальные окраины.
- •59. Региональные разломы и шовные зоны.
- •60. Тектонические покровы (шарьяжи).
47. Срединно-окенские хребты и их строение.
Срединные океанические хребты образуют широкую систему и приурочены к ревергентным границам литосферных плит. Они относятся к структурам первой категории дна океанов. Их облик свидетельствует о большой подвижности земной коры. В рельефе представляют пологие валы шириной от 1000 до 3000 км и высотой над соседними котловинами 2-3 км.В центре индийского океана – юго-восточный индоокеанский хребет. Тихоокеанский. Австрало-антарктический. Афино-антарктический. Срединно- атлантический. Гаккеля. Хребет горда. Хребет хуан-де-фука. Строение срединно-океанских хребтов: 1 осевая зона – представлена рифтовой долиной (грабенами, протягиваются вдоль осей хребтов). Глубина 1-2 км, ширина несколько км. Осадки практически не накапливаются. 2 гребневая зона – занимает обе полосы от рифтовых долин (осевых горстов). Ширина достиг сотен км и состоят гребневые зоны из чередующихся поднятий и отдельных блоков, разделенных разломами. Характерен сильно расчлененный рельеф и блоковая тектоника. Появляется прерывистый чехол до 10 км. 3 фланговая (склоны) – ширина от сотен до тысяч км. В пределах этих зон происходит понижение рельефа в сторону абиссальных равнин. Повсеместно распространен осадочный чехол.
48. Трансформные разломы и абиссальные равнины.
Трансформные разломы расчленят срединно-океанические хребты в перпендикулярном направлении простирания хребтов. Амплитуда смещения до 400 км, в некоторых случаях до 4000 км. В некоторых районах могут быть ориентированы косо, по осям спрейдинга. Морфологически они выражены уступами, либо узкими ущельями высотой от 1000 до 1500 м. Поднятое крыло уступа обычно сложено более молодой литосферой. Они различаются по масштабу. Хаин называет магистральными, кроме них выделяют более мелкие трансформные разломы, одни из которых пересекают срединно-океанический хребет и захватывают абиссальные равнины. Другие не выходят за пределы хребтов. Третьи разломы, самые мелкие, пересекают только рифтовые долины или гребневые зоны. Абиссальные равнины занимают пространство между срединно-океаническими хребтами и континентальными подножиями. Тут кора имеет океанический тип и выдержана по мощности. Осадочный чехол в направлении континентального подножия постепенно увеличивается. Значительных величин достигает в местах приуроченных к устьям крупных рек. Некоторые обладают почти плоским рельефом. В тихом океане имеют холмистый рельеф. Абиссальные равнины в рельефе ложа океанов разделяются на две котловины, кот разделяются крупными подводными хребтами и возвышенностями.
49. Микроконтиненты.
Первоначально значительная часть внутренних поднятий океана с толстой корой относилась к категории микроконтинентов, но затем бурение и сейсмические исследования показали, что число настоящих представителей этой категории структур весьма ограниченно. В атлантическом океане к ним относится плато роколл близ британских островов, банка орфан близ ньюфаундленда; в индийском океане — плато агульяс у южной оконечности африки, мадагаскар с его южным подводным продолжением, сейшельские острова; в тихом океане — возвышенности лорд-хау, норфолк к востоку от австралии, а также новая зеландия с новозеландским подводным плато к востоку от нее; в северном ледовитом океане — хр. Ломоносова и под большим вопросом — хр. Альфа — менделеева. Микроконтиненты характеризуются плоским рельефом поверхности, лежащей на глубине до 2—3 км ниже уровня океана, но отдельные участки могут выступать в виде мелководных банок (роколл) или даже островов, в некоторых случаях (например, лорд-хау) имеющих вулканическое происхождение. Особый случай представляет крупный, гористый о. Мадагаскар. Подстилаются микроконтиненты типичной, но утоненной до 25—30 км континентальной корой.Осадочный чехол несколько утолщен по сравнению с абиссальными равнинами и в нем могут присутствовать отложения, предшествующие раскрытию данного океана. Вулканические проявления наблюдаются неповсеместно и принадлежат бимодальной ассоциации, характерной для континентальных рифтов. Возраст фундамента может быть различным — от палеозойского к востоку от австралии до раннедокембрийского, даже архейского, на плато роколл и мадагаскаре. Происхождение микроконтинентов представляется достаточно ясным — они откалывались от континентов обычно на ранних стадиях раскрытия океана; затем ось спрединга перескакивала в центральную часть современного океана. Начальной стадией обособления микроконтинентов является образование краевых плато, некоторые из них уже наполовину отделены от континента рифтовыми грабенами, в которых еще сохранилась утоненная континентальная кора. Следующая стадия — перерастание континентального рифта в зону спрединга — может быть проиллюстрирована примером трога роколл, возникшего в конце мела и отделившего плато роколл от материка Европы.