- •1. Методы тектонических исследований: структурный, геодезический, геоморфологический.
- •2. Методы тектонических исследований: геофизический, сравнительной тектоники, фациально-формационный, палеомагнитный
- •3. Техносфера и ее строение.
- •4. Строение фундамента древних платформ.
- •5. Тектонические покровы, шарьяж, их морфология и классификация.
- •6. Строение земной коры внутренних морей( Средиземное, Черное, Красное)
- •7. Островные дуги и их типы.
- •8. Глубоководные желоба.
- •10 Океанические рифты. Спрединг океанической коры
- •9 Сейсмофокальные зоны Валати-Беньефа-Заварицкого.
- •11. Глубинные разломы континетов и их признаки.
- •12. Рифтогенез и представление о деструкции континентальной коры.
- •14. Складчатость общего смятия(полная и голоморфная)
- •15 Складчатость глыбовая и прерывистая.
- •16. Гранито-гнейсовые купола и овалы их морфология и механизм образования.
- •17. Океаничекий (межплатформенный) подвижный пояс( рельеф, тектоника)
- •18. Структурные элементы осадочного чехла платформы.
- •19.Тектонические режимы платформ.
- •20. Взаимосвязь океанической и континентальной коры.
- •21. Тектонические движенияи возожны подходы к их классификации.
- •22. Структурообразование и тектонические движения.
- •23. Дислокационные тектонические движения и их результат.
- •24 Дисторсионные движения. (главные типы)
- •25 .Соподчиненность тектонических движений (кинематические системы.)
- •26. Литогенные движения.
- •27. Экзогенные гравитационные движения.
- •28. Соляно- купольная тектоника.( галокинез)
- •29. Гляциотектоника и криогенные движения.
- •30. Магматогенный гранитоидный диапиризм.
- •31. Дилатационные движения (приповерхностные и метаморфогенные)
- •32. Изостазия и антиизостатические геологические процессы.
- •33. Уравнение в.А. Магницкого для континетов и океанов.
- •34.Главные типы экзогенных изостатических движений.
- •35. Литосферные радиальные положительные структурообразующие движения.
- •36. Литосферные радиальные отрицательные структурообразующие движения
- •37. Литосферные тангенциальные движения, их признаки и масштабы.
- •38. Система трансформных разломов.
- •39. Субдукционная аккреция и субдукционная эрозия.
- •40. Основные положения тектоники литосферных плит.
- •3. Различают три типа относительных перемещений плит: расхождение (дивергенция), схождение (конвергенция) и сдвиговые перемещения.
- •41. Мантийные сверхглубинные тектонические движения.
- •42. Современные представления о строении и тектонике мантии.
- •44. Современные представления о тектонике планет земной группы.
- •45. Принципы тектонического районирования.
- •46.Тектонические карты.
8. Глубоководные желоба.
Глубоководные желоба – очень протяженные (несколько тыс. км.) и очень узкие (шириной ~ 100 к.м) ассиметричные структуры. Глубины 7 – 9 км. преджелобной вал образуется из-зв перемещения океанической платформы под континентом. Склоны со стороны островных дуг сложены как осадочными так и вулканогенными породами. Склоны имеют ступенчатый характер. Со стороны островной дуги осадки имеют сложную структуру. Зоны смятия, проявления складчатости, оползни. А днища желобов представляют уплощенную часть. Глубоководные желоба являются структурами I типа отделяющие океаническую кору от континентальной и поэтому их называют границами континентальных окраин. Заполнение глубоководных желобов неравномерное. Здесь сложные текстуры осадочных комплексов. В днищах желобов океаническая кора нормальная, с увеличенным осадочным слоем и миланократовым. Мощность коры желоба достигает 10 км. Океаническая кораот краевой части жеоба пододвинута на 50 – 70 км. так же это можно рассматривать как наползание островной дуги на океаническую кору. Для желоба характерно: аномально низкий тепловой поток. Считается что положение глубоководного желоба не остается постоянным. В случае диструкции – приближается. В случае наращивания континентальных блоков – отодвигание. Все океанические геосинклинали – области сейсмической активности. Основные фокусы землетрясений находятся под островными дугами. Чем фокус глубже, тем сильнее землетрясение. Сами глубоководные желоба почти асейсмичны, если проявляется, то близко к поверхности.
10 Океанические рифты. Спрединг океанической коры
Впервые идея о движении блоков коры была высказана в теории дрейфа континентов, предложенной Альфредом Вегенером в 1920-х годах. Эта теория была первоначально отвергнута. Возрождение идеи о движениях в твёрдой оболочке Земли («мобилизм») произошло в 1960-х годах, когда в результате исследований рельефа и геологии океанического дна были получены данные, свидетельствующие о процессах расширения ( спрединга ) океанической коры под другие (субдукции). Внутриокеанические рифты (т.н. срединно-океанические хребты) обладают корой океанического типа как в их осевых зонах (зонах современного спрединга), так и на их флангах ( Подобные рифтовые хребты могут возникать либо в результате дальнейшего развития межконтинентальных рифтов, либо в пределах более древних океанических областей (например, в Тихом океане). Масштаб горизонтального расширения во внутриокеанических рифтах — наибольший (до первых тысяч км). Для этих рифтов характерно наличие пересекающих их поперечных разрывов (трансформных разломов), как бы смещающих в плане соседние отрезки этих рифтовых зон относительно друг друга. Все современные внутриокеанические, межконтинентальные, а также значительная часть внутриконтинентальных рифтов непосредственно связаны между собой на поверхности Земли и образуют рифтов мировую систему.
9 Сейсмофокальные зоны Валати-Беньефа-Заварицкого.
К. Водати (1938); А.Н. Заварицкий (1946); Г. Беньоф (1949) – высказали предположение, что вокруг желобов формируется сеймофокальные зоны с центрами землетрясений. Сейсмофакальные зоны распологаются внутри геосинклинали или в зоне сочленения океанических платформ и орогеническими структурами на континенте. В зависимости от сочленения выделяются разные параметры этих зон. Они отличаются распределением очагов по углам сочленения и по глубинам этого заложения. Тяжелая океаническая кора, тяжелее континентальной она пододвигается под континентальную (из-за тяжести).