geotektonika

1.Определение геотектоники как науки. Науки геотектонического цикла .

Геотектоника-это наука, предметом изучения которой является движение земной коры и верхней мантии, приводящее к формированию иерархии геологических тел определенного состава, сочетание которых в пространстве и обуславливает структуру крупных таксонов тектоносферы и самой тектоносферы как целостных геологических тел. Объектом геотектоники является тектоносфера-это земная кора и верхняя мантия, а так же слагающие их структуры, особенности их состава и строения. Науки геотектонического цикла: 1)региональная геотектоника- изучает платформы и складчатые пояса 2)морфологическая геотектоника(структурная геология)-изучает геологические тела, соответствующие формационному уровню в иерархии геологических тел. 3)историческая геология-изучает формирование тектоносферы во времени. 4)металлогения – исследование строения и развития тех частей тектоносферы, которые вмещают или могут вмещать полезные ископаемые. АРТУР, Я ТЕБЯ ЛЮБЛЮ!!!!

2. Гипотезы поднятий, контракционная гипотеза, пульсационная гипотеза, гипотеза дрейфа материков, гипотеза конвективных потоков, гипотеза расширяющейся Земли, гипотеза пульсационно-расширяющейся Земли, гипотеза литосферных плит, гипотеза дифференциальных дв-ний литосферы, астенолитная гипотеза, гипотеза гравитационной дифференциации, радиомиграционная гипотеза, изостатическая гипотеза, гипотеза тектонопар, геодинамическая гипотеза.

3.Плутонисты и Нептунисты.

С 17 по 18 век геологи разделились на две группы плутонисты и нептунисты, между которыми были противоречия во взглядах на причину тектонического движения.

Плутонисты видели причину развития геотектонических процессов и вообще всех преобразований на поверхности Земли в действии внутренних сил-внутреннего огня. Нептунисты отрицали наличие какой либо внутренней энергии в Земле. Вулканы с их точки зрения представляют собой поверхностные явления-подземные пожары углей, нефти и серы, а все геологические процессы обусловлены действием воды. Никаких больших движений земной коры нептунисты не допускали, а наклонные и изогнутые в складки слои А.Г.Вернер, которого считали главой школы нептунистов, расматривал как результат неправильной кристаллизации на неровной поверхности Земли

4. Катастрофисты и эволюционисты.

Расхождения между катастрофистами и эволюционистами касались различных точек зрения на скорости развития геологических процессов. По мнению катастрофистов, в былые времена на Земле случались грандиозные катастрофы, вызванные действием сверхъестественных сил, например всемирный поток. В результате поднимались новые горные цепи, а прежние опускались на дно моря, в недрах Земли происходили перевороты. Катастрофы кончались, наступало временное спокойствие до следующей катастрофы.

Эволюционисты считали что в строении земной коры нет признаков действий сверхъестественных сил, а все геологические события легко объясняются действием тех сил, которые протекают на Земле в настоящее время. Главным представителем эволюционистов был Чарльз Лайелю и его издание”Принципы геологии”

5. Гипотеза поднятий.

Связанна с именем Геттона. Все геологические процессы, по Геттону, связанны между собой и происходят в определенной последовательности. Породы он делил на осадочные и магматические. Он впервые обнаружил явления контактового метаморфизма около гранитных массивов.

Геттон считал, что среди движений земной коры главную роль играют движения вертикальные и именно только поднятия, вызываемые подъемной силой внутреннего жара планеты. В качестве доказательства он приводил вертикальное залегание конгломератов, обнаруженных в Альпах, уже когда считавшихся несомненно первично горизонтальными. Геттон считал, что в прошлом на поверхности земли и в её недрах действовали только естественные силы, подчиняющиеся законом физики и механики, он пришел к заключению что прежде на нашей планете происходили лишь те процессы, которые происходят и теперь.

6. Контракционная гипотеза.

Согласно этой гипотезе, наша планета находится в состоянии охлаждения. Верхняя оболочка её уже охладилась до возможного предела, и объем её остается постоянным. Однако внутренние части Земли, еще недостаточно остывшие, продолжают сжиматься, уменьшаясь в объеме. В результате Земная кора вынужденная постепенно уменьшать свою поверхность и сминаться в складки. Таким образом, предполагалось, что в земной коре существуют общие силы сжатия, охватывающие равномерно всю кору целиком. Также после геологических исследований были введены понятия о разделении земной коры на жёсткие и пластичные участки, которые по разному реагируют на действия одних и тех же механических усилий. Согласно этим представлениям, жесткие участки земной коры(глыбы, массивы, платформы) играют роль тисков. Они сминают и раздавливают в процессе общего сжатия Земли пластичные зоны.

7. Пульсационная гипотеза.

Суть гипотезы в периодических сжатиях и расширениях Земли. Так нашлось место для колебательных движений, отсутствовавших в контракционной гипотезе. Сжатие и расширение, по представлениям В.Бухера, имеют место только в Земной коре. При расширении земли более пластичные участки земной коры растягиваются сильнее и утончаются, что влечет за собой опускание поверхности Земли. В пределах этих участков происходит осадконакопление. При сжатии эти участки раздавливаются и сминаются в складки. У советских геологов М.А.Усова и В.А.Обручева сжатия и расширения разделены в пространстве: расширение происходит в подкоровых частях, сжатия – в коре.

8. Астенолитовая гипотеза.

Согласно гипотезе, в Земле радиоактивные элементы распределены неравномерно. В тех местах где ядро Земли обогащено ими, под воздействием тепла, выделяемого при радиоактивном распаде, происходит плавление пород и выплавляется пузырь легкой магмы – астенолит, который всплывает вверх, разогревает земную кору, повышая её пластичность и обеспечивая возможность перетекания её в сторону от растущего поднятия и деформации толщ.

9. Радиомиграционная гипотеза. На ранних стадиях развития Земли вещество Земли было менее дифференцированно и радиоактивные элементы были распределены более равномерно, при чем внутри планеты. Разогрев мантии вызывает дифференциацию её вещества с выплавкой базальтов. Тяжелая составляющая присоединяется к ядру, а легкая, в виде базальтовыхастенолитов, поднимается к поверхности, вызывая подъем, а затем растрескивание литосферы, создавая условия рассеянной проницаемости земной коры. Происходит базификация и утяжеление земной коры. В результате излияния очага мантии происходит перераспределение радиоактивных элементов. В результате всех процессов кора приобретает складчато-блоковое строение, а на поверхности идет процесс горообразований.

10. Гипотеза гравитационной дифференциации.

Геохимические процессы, происходящие в материале мантии и коры, приводят под влиянием гравитации к разделению этого материала на легкий и более тяжелый. Разница плотности вызывает перемещение материала первого вверх, а второго вниз. В ходе дифференциации вещества происходит выделение энергии, которая и обеспечивает протекание тектонических процессов. Также происходит процесс базификации земной коры. Постепенно возникают волновые колебательные движения, сопровождаемые денудацией и осадконакоплением.

11. Гипотеза дрейфа материков. Быханов, Тейлор.

В качестве причины раскалывания единого материала, состоящего из осадочного и гранитного слоев, и растаскивание его обломков назвали силой ротации, вызванной вращением земли Пермещаются обломки по базальтовому слою земной коры. В качестве доказательства вегенер приводил совпадение контуров материков при их совмещении. Основателем гипотезы был А.Венегер

12. Гипотеза расширяющейся Земли.

Материки образовались в результате распада единого материка как следствие расширения земли. В начале земля была очень маленькой, и на поверхности был только один континент, океана на поверхности Земли не было. Отправной точкой гипотезы является совпадение контуров континентов при их совмещении. Причиной расширения Земли считался переход веществ от более или менее плотных фаз к более плотным, что вызывает его разогрев и расширение. Ученые предполагали, что в недрах Земли постоянно происходит процесс образования какого-то нового вещества. Так же считалось, что по мере старения Вселенной происходит уменьшение гравитационного поля, вещество планет разуплотняется и увеличивается в объеме

13. Гипотеза изостазии.

Суть гипотезы заключается в том, что кора Земли как бы плавает на плотном и пластичном подкоровом слое. Нарушение равновесия вызванное например эрозией приводит к тому что эта часть коры становится легче и приподнимается под напором вещества мантии, нагнетающимся из областей, где происходит утяжеления коры за счет накопления разрушенного материала. Эта гипотеза была сформирована английским геологом Ч.Даттоном.

14. Гипотеза литосферных плит.

Согласно этой гипотезе, раскалывание и раздвигание континентов, называемые в этой гипотезе рифтогинезом и спредингом соответственно, происходят под действием конвективных потоков и ротационных сил. В ходе рифтогенеза образуются рифты, вначале континентальные, а затем межконтинентальные, СОХ, а в ходе спрединга образуется океаническая кора, скольжение литосферной плиты происходит по астеносфере. Раздвижение литосферных плит, обогнувших Землю, должно в конце концов привести к их столкновению. Однако это может произойти только в случае поглащения недрами Земли новообразованной коры океанов. Происходит процесс сближения и поддвигания океанической коры под континентальную, этот процесс назвали субдукция. Результат столкновения океанической и континентальной коры – горообразование..

15. Гипотеза тектонопар.

Тектонопары-это системы из двух равновеликих, пространственно и парагенетически взаимосвязанных структурных элементов, характеризующихся полярно различными динамокинетическими параметрами. Каждая из тектонопар состоит из дугообразного поднятия и примыкающей к нему с внутренней стороны изометрической депрессии. Основными свойствами тектонопар является синхронное развитие, утолщенная кора и тонкий осадочный слой, пережатые линейные складки и сдвиги-надвиги, метаморфизм и интрузивный магматизм в поднятиях. В депрессиях имеет место мозаично-блоковая структура сбросов и раздвигов, усиление эффузивной деятельности. Всего А.И.Суворов выделил 17 континентальных 19 океанических и 17 переходных тектонопар.

16. Глобальная геодинамика. Разработана японскими учеными Маруямой и Кумазазой. Они выделяют тектонику роста или тектонику ядра, плюмтектонику, охватывающую нижнею мантию, и плейттектонику, развивающуюся в верхней мантии и тектоносфере.. В ядре под воздействием холодной плиты литосферы, погружающейся до границы ядра и мантии, возникают нисходящие и восходящие вихревые потоки. Нисходящий поток выносит во внурт.ядро железо и никель, вызывая его разрастание. Эти потоки порождают в нижней мантии 2 суперплюма-столба вещества, двигающихся навстречу друг другу: один-холодный нисходящий, другой-горячий восходящий. Восходящий суперплюм в верхней мантии порождает конвекцию, а она- раскалывание дв-е литосфер.плит погружение холодной океанич. Плиты в зоне нисходящего вихревого потока во внешнем ядре. В.Хаин назвал эту гипотезу глобальной геодинамикой.

17. Тектонические движения, их типы. Движения тектоносферы по времени их проявления делятся на современные, новейшие и древние. Современные движения - это движения, зафиксированные приборами. Они охватывают интервал времени в 300 лет, который начинается с инструментальных исследований колебательных движений уровня Балтийского моря, осуществленных Цельсием. В дальнейшем они позволили установить воздымание и опускание побережья Балтийского моря. Эти движения являются предметом исследования географов. Новейшие тектонические движения - это движения, зафиксированные в современном рельефе земной поверхности и сформиро­вавшие современный рельеф поверхности Земли. Они охватывают интервал времени приблизительно в 40 млн лет. Начались они в олигоцене. Эти движения являются предметом исследования геоморфологов. Древние движения - это движения, зафиксированные в строении разрезов стратифицированных толщ земной коры. Они охватывают всю геологическую историю Земли, т. е. интервал времени поряд­ка 3,5-4,0 млрд лет с момента начала формирования земной коры. палеотектонические движения являются предметом исследования геологов.

18. Методы изучения современных тектонических движений. Для изучения современных вертикальных тектонических дви­женийиспользуются два метода: водомерный и метод повторного нивелирования. Водомерный метод. В XVIII веке Цельсий сделал засечки на скалах Скандинавского побережья Балтийского моря. В XIX в. по этим засечкам установили, что северная часть побережья поднимается, а южная опускается. Положение уровня моря измеряется с помощью мерной рейки, футштока, или мареографа. В России такие измерения осуществляются с помощью Кронштадтского футштока - водомерного сооружения, соединенного с Балтийским морем каналом. Уровень Балтийского моря принят в России в качестве абсолютного ноля, именно от него ведется отсчет абсолютных высот в геодезии и топографии. Изменения положения уровня моря могут быть вызваны двумя причинами: 1) собственными, эвстатическими колебаниями, вызываемыми изменениями объема воды в океане за счет таяния льда, а также изменением рельефа дна; 2) поднятием или опусканием земной коры. За последнее десятилетие происходит повышение уровня океана со скоростью 2,4 мм/год. Истинная амплитуда вертикальных движений дна определяется как разность замеренного уровня и величины эвстатических колебаний при опускании уровня моря (воздымание земной коры) и как сумма - при повышении уровня моря (опускание земной коры). Метод повторного нивелирования обязан своим появлением строительству железных дорог, которое требует высокоточного нивелирования полотна дороги при строительстве и повторного нивелирования при эксплуатации. Повторное нивелиро­вание железных дорог выявило изменение высотных отметок реперов. Причина этого не только локальные деформации, вызванные экзогенными процессами. Было установлено, что эти изменения имеют стабильный характер в пределах целых регионов. Причем знак их совпадает со знаком геоморфологических структур, в пре­делах которых расположены железные дороги. В прогибах - опускание, в поднятиях - воздымание. Объяснить это можно только движениями земной коры.

Горизонтальные современные тектонические движения измеряются с помощью метода повторной триангуляции, лазерного метода и метода дифференциальной интерферометрии. Метод повторной триангуляции стал возможен в результате повторной триангуляции пунктов наблюдений опорной геодезичес­кой сети, в которых определяются их координаты. В результате было установлено, что пункты наблюдений со временем смещаются по горизонтали. Лазерный метод стал возможен в связи с появлением мощных лазеров и освоением космоса. С помощью советских космических аппаратов на Луне были установлены французские так называемые уголковые отражатели. Луч лазера, направленный на Луну с одного континента и отражённый от неё, попадает на приемник, установ­ленный на другом континенте. Периодические измерения позволили установить смещение литосферных плит в пространстве, которые достигают нескольких сантиметров в год. Подобные отражатели устанавливаются на спутниках и позволяют создать систему наблю­дений над движением литосферных плит. Метод дифференциальной интерферометрии заключается в неоднократной радарной съемке одного и того же участка поверхности Земли с интервалом времени в несколько месяцев. На радарных интерферометрических снимках фиксируется рельеф поверхности. Сравнение пар разновременных снимков поз­воляет установить изменения рельефа участка поверхности Земли, в том числе и вызванные тектоническими движениями.

19. Методы изучения новейших тектонических движений. Новейшие тектонические движенияформируют рельеф поверхности Земли. В формировании рельефа принимают участи три вида факторов: климатические, литологические и тектонические. Тектонические факторы активизируют денудационно-эрозионные процессы, нарушая гравитационное равновесие. Поэтому суть методов изучения новейших тектонических движений заключается в определении их направления, амплитуды и скорости по особенностям рельефа. Все они принадлежат к геоморфологическим методам. Орографический метод позволяет по особенностям рельефа оконтурить области, с определенными соотношениями скоростей тектонических движений и денудации. I соотношение - скорость восходящих тектонических движений невелика и равна скорости денудации, т. е. между ними существует динамическое равновесие. Конденудационный тип развития рельефа - воздымание полностью компенсируется плоскостной денудацией. Уровень денудационного среза толщ понижается, а плоский облик рельефа не меняется. II соотношение - скорость тектонических движений значительна и равна скорости линейной денудации (эрозии). Конэрозионный тип развития поднятий со скоростью эрозии, близкой к минимальной. Воздымание полностью компенсируется линейной денудацией. В рельефе появляются поднятия, пологие ложбины и долины с незначительным превышением водоразделов и тальвегов долин. III соотношение - скорость воздымания велика, близка к максимальной скорости эрозии, но не превышает её. Конэрозионный тип развития поднятий со скоростями, близкими к максимальным, но воздымание лишь частично компенси­руется эрозией. Быстрый рост поднятий. Контрастный рельеф со значительным превышением абсолютных высот тальвегов долин и хребтов водоразделов. Образование хребтов-поднятий, рассеченных сквозными открытыми, не имеющими замыкания долинами - эпигенетическими и антицендентными. Эпигенетическая долина об­разуется за счет слияния верховьев двух рек, стекающих по разные склоны хребта, имеющих разные базисы эрозии. Антицендентная долина - сквозная долина, образованная рекой в хребте-поднятии, возникающем и растущем поперек течения реки. Поднятие растет, но река успевает его полностью разрезать долиной. IV соотношение - скорость воздымания пре­вышает максимальную скорость эрозии. В этом случае имеет место орогенный тип развития поднятий. Рельеф поверхности имеет эрозионно-блоковое строение, характеризуется возникновением мертвых долин, высокогорных плато и «столовых гор». Мертвая долина - участок сквозной долины, приходящийся на поперечное поднятие, рост которого река не успела компенсиро­вать донной эрозией, вследствие чего возникает перегиб профиля сквозной долины. И поднятие делит ранее единую долину на две самотоятельные части, каждая из которых имеет свой базис эрозии. Высокогорные плато и «столовые горы» возникают в результате от­рыва ранее развивавшегося рельефа от его уровенной поверхности и вознесение его на такую высоту, где он развивается независимо от главного базиса эрозии данной территории. Воздымание происходит очень быстро, и эрозия не успевает за воздыманием.

Батиметрический метод заключается в измерении глубины дна бассейнов и построении его рельефа. Позволяет оконтурить прогибы и поднятия, расположенные ниже базиса действия волн, ниже 150-200 м. На этих глубинах рельеф дна обусловлен тектони­ческими причинами и определен направленностью и амплитудой тектонических движений.

Анализ морских побережий. Абразионная деятельность волн приводит к подмыванию берега, его обрушению и образованию слабонаклоненной, сложенной обрушенным материалом площадки - это абразионная морская терраса. Абразионный материал может сноситься волнами в сторону моря и переотлагаться, формируется новая выровненная площадка - аккумулятивная терраса, часто явля­ющаяся продолжением абразионной. Такие террасы образуются при неизменном уровне моря. Его понижение приводит к образованию новой террасы на более низком уровне. И, наоборот, повышение приводит к образованию террасы на более высоком уровне. Разность высотных отметок террас дает представление о направленности и амплитуде тектонических движений.

Анализ речных долин. Направленность и скорость тектонических движений обусловливают скорость эро­зионной деятельности рек, чем определяется форма продольного и поперечного рельефа речных долин.

Анализ пенеплена, поверхности денудационного выравнивания поверхности Земли в условиях относительного тектонического покоя. Денудация пытается срезать все, что находится выше поверхности уровня моря. Прерывание состояния покоя, вызванного поднятием земной коры, приводит к формированию новой поверхности вы­равнивания на уровне моря. В результате формируется «лестница» поверхностей выравнивания, наиболее древняя ступень которой размещается на вершине растущего хребта. Метод аналогичен методу анализа речных долин, но имеет большую «временную мощность».

Морфометрический метод. Этот метод предполагает составление карт порядков долин, карт ос­таточного рельефа, карт сноса и карт разностей базисных поверхнос­тей. Эти карты представляют собой реконструкцию поверхностей, существовавших на каждом этапе развития рельефа. Реконструкция осуществляется с учетом порядков элементов рельефа, которые от­ражают масштаб и интенсивность тектонических движений. Цель реконструкции - получить количественные характеристики элемен­тов рельефа разных порядков, сопоставление которых позволяет оценить амплитуду тектонических движений. Главным способом реконструкции является геометризация поверхностей, существо­вавших в каждый этап тектонических движений.

20. Методы изученияпалеотектонических движений. Метод фаций. Зная состав осадочных пород, их структурные и текстурные осо­бенности, можно выявить фации и реконструировать фациальные условия их образования, среди которых доминируют тектонические движения. При фациальном анализе учитывается гранулометричес­кий состав осадочных горных пород, состав обломков, степень их окатанности и сортировки, наличие и видовой состав органических остатков, слоистость, положение в фациальном ряду. Осадки определенного гранулометрического состава приурочены к определенным гипсометрическим уровням бассейна осадконакопления. Тектонические движе­ния - регулятор мощности осадков в разрезе и ширины фациальных зон в плане, регулятором миграции фациальных зон во времени и пространстве. Смена фаций в разрезе зависит от соотношения скоростей прогибания области осадконакопле­ния и воздымания области размыва. От скорости воздымания зависит скорость привноса обломочного материала. В ходе фациального анализа с помощью фациальных призна­ков осуществляется идентификация пород в разрезах, вскрытых буровыми скважинами, горными выработками или естественными обнажениями. Фации горных пород тесно связаны с глубиной формирования. Зная фациальный состав пород, можно совершенно однозначно указать на относительно опущенные и относительно приподнятые участки территории, оп­ределить направленность тектонических движений и соотношение скоростей прогибания и воздымания земной коры.

Метод мощностей. Разработан В. В. Белоусовым, позволяет оценить интенсивность колебательных движений числом и мерой. Величину прогибания земной коры относительно земной поверхности можно оценить величиной мощности накопленных осадков. Если разрез трансгрессивный, то дно бассейна углублялось - мелководные грубообломочные осадки сменяются вверх по разрезу глубоководными, мелкообломочными. Смена фаций свидетельствует, что углубление дна бассейна не компенсируется осадками, происходит быстрее привноса осадков и в конце концов глубина достигает такой величины, когда накопление тех же пород становится невозможным. Начинают накапливаться более тонкие породы. Чтобы определить величину прогибания, необходимо к мощности осадков прибавить величину интервала глубин, в пределах которого может формиро­ваться данная фация. Если разрез регрессивный, глубоководные, тонкообломочные осадки сменяются мелководными, грубообломочными - бассейн мелеет. Он заваливается терригенным материалом быст­рее, чем происходит прогибание дна бассейна. Обмеление приводит к тому, что вверх по разрезу накапливаются все более грубые, т. е. все более мелководные осадки. Количество осадков, поступающих в бассейн осадконакопления, превышает их количество, необходимое для компенсации прогибания, происходит перекомпенсацияпроги­бания.

На применение метода мощностей накладывается ряд огра­ничений: метод применим для оценки величины колебательных движений только с учетом фаций пород, мощность которых не изменилась наложенными процессами. В толщах, подвергнутых метаморфизму, этот метод неприменим, так как, метаморфизм существенно меняет мощности слоев горных пород; при несогласном залегании нельзя сказать, на какой период приходится перерыв в осадконакоплении, на период формирования подстилающей или перекрывающей тол­щи, какова действительная мощность размытой толщи; необходимо учитывать уплотнение осадков при диагенезе - ампли­туда движений будет отличаться от мощности пород на величину уплотнения осадка.

При анализе интенсивности колебательных движений используется величина скорости прогиба­ния земной коры - это отношение мощности каждого стратиграфи­ческого горизонта в метрах ко времени накопления толщ горизонта в миллионы лет. Для получения объемных представлений о развитии колеба­тельных движений в пространстве составляется карта изопахит - линий, соединяющих точки, в которых исследуемая толща имеет одинаковую мощность. По рельефу этой условной поверхности можно судить об амплитуде прогибания в разных частях территории в исследуемый промежуток времени.

21. Геотектоническая таксономия - это иерархическая классификация тектонических структур, классификация, осуществленная на основе учета соподчиненности групп структур разных порядков.Континентальная литосферная плита: Складчатые пояса: субдукционные (Внешняя и внутренняя зоны), коллизионные: передовой прогиб (впадины и седловины), межгорные прогибы (поднятия и прогибы), горные сооружения(горсты и грабены), сутурные зоны, террейны; Срединные массивы (горсты и грабены); Платформы: щиты (горсты и грабены), плиты (авлакогены, синеклизы и антеклизы); Области внутриконтинентального орогенеза: межгорные прогибы (прогибы и поднятия), горные сооружения (горсты и грабены); Континентальные рифтовые пояса: ветви рифтовых поясов (грабены и своды).

Океаническая литосферная плита: Срединные океанические хребты – рифтовые пояса: рифт и свод; Абиссальные равнины: микроконтиненты, котловины, хребты и гийоты, пул-апарт бассейны.

Окраины континентов: активная окраина(окраинное море, островная дуга, аккреционная призма, глубоковод.желоб), пассивная окраина(шельф, континент.склон, континент.подножье), трансформная окраина(дивергентные, конвергентные).

22. Тектоносфера и её строение.

Это оболочка Земли ,в которой имеет место тектонические движения. Нижняя граница тектоносферы размещается на глубине 1000км. Тектоносфера неоднородна как по вертикали так и по горизонтали. Неоднородность ее важнейшая ее важнейшее особенность. У ниже расположенных сфер, по данным современным науки, неоднородности не выявлено. ПО вертикали, снизу-вверх, тектоносфера состоит из трех слоев: слой С-верхняя мантия, слой В-астеносфера и слой А-земная кора. Эти слои выделенны по скорости прохождения сейсмических волн, продольных и поперечных. От 1000-420 кмзалегает слой С.СлойВ находится от 420-70 км. Слой А от 70-5 км.

23. Строение земной коры.

Земная кора имеет слоистое строение, неоднородное по латерали. В ней выделается два типа коры- океаническая и континентальная. Океанич.кора имеет мощность 5-10 км, возрастающий за счет осадочного слоя. Кора океанов имеет 3-х слойное строение, 1 слой-осадочный имеет мощ.в центр части не более 1 км и до 10-15 км и более на перифирии, 2 слой- базальтовый мощ. 1,5-2 км состоит из покровов базальтов с редкими и тонкими прослоями осадков в ниж.развиты дайки долеритов.3 слой- состоящий в осн из пород типа габбро с подчиненными ультраосн.разностями.мощ 5 км. Континент. кора имеет мощность 35 км иногда 70 км.1 слой осадочный, мощ 20-25 км. Остальные 3 слоя объедин. в понятие консолидированной коры.Косминская и Павленкова пред модель с 3 слоями:гранито-гнейсовый, гранулито-базальтовый, ультрабазитовый. Между двумя основными типами коры сущест.итипы отлич.по св-вам,они наз коры переход типа. субконтинент.кора – Косминская, континент.кора имеющ.пониж.мощ. менее 25 км, менее мощный гранитный слой пронизанный дайками и силлами. Субокеанич.кора – косминская, океанич.кора с увел.мощ до 25-30 км пронизана интрузией ср.и кис.сост, что встреч на окраинах континентов.

24. Строение астеносферы.

Астеносфера-это пластичная, менее вязкая оболочка земли. Мноогоастеосферная модель, по О.А.Вотаху.Она имеет ритмичное строение, вызванное чередование прослоев с пониженными и повышенными скоростями упругих волн. Астеносферная модель предпологает существование в слое В одного прослоя с пониженными скоростями, расположенный в верхней части слоя В, на некотором удалении от границы Мохоровичича. В этом случае граница литосферы не совпадает с границей Мохо. Поверх мохо- это очень четкая сейсмическая граница.никакие иные поверх раздела, кроме поверх Гутенберга, отделяющ ядро от мантии, не имеют надежности выделения.

25. Типы окраин континента. Переходные между континентами и океанами называют континентальными окраинами. Здесь накапливается основная масса осадков и вулканитов, здесь они подвергаются наиболее интенсивным деформациям, здесь континентальная кора замещается субокеанской или океанской, а океанская преобразуется в континентальную. Плиты подразделяют на два типа: пассивные (внутриплитные) и активные (субдукционные и трансформные).

Пассивные, окраины характерны для молодых океанов. Образовались они в процессе раскола суперконтинента Пангея. В строении типичных пассивных окраин всегда выделяется три главных элемента: 1) шельф; 2) континентальный склон; 3) континентальное подножие.

Активные окраины имеют гораздо более сложное строение и испытывают более сложное развитие, чем пассивные. Их главная особенность — наличие активно действующей сейсмофокальной зоны, с которой связана сейсмичность, магматическая деятельность, складчато-надвиговые деформации, метаморфизм. Являются зонами конвергенции плит и зонами субдукции, с одной стороны, и континентами — с другой.

Среди активных окраин выделяются два типа: приконтинентальный (или восточно-тихоокеанский) и островодужный (или западно-тихоокеанский). В этом типе переход от глубоководного желоба, вдоль оси которого выходит на поверхность зона зона субдукции, к континенту, выражен крутым внутренним склоном этого желоба, являющимся одновременно континентальным склоном и узким шельфом. Ширина всей этой зоны составляет порядка 200 км. Край континента оказывается приподнятым и надстроенным вулканоплутоническим поясом. Островодужный, тип активных окраин включает следующие элементы: 1) собственно континентальная окраина, мало отличающаяся от пассивных окраин, 2) глубоководная котловина окраинного моря; 3) вулканическая островная дуга; 4) глубоководный желоб; 5) краевой вал океана.

Трансформные окраины - это менее распространенный и не встречающийся в чистом виде тип континентальных окраин. Он разделен на два подтипа — трансформные дивергентные окраины и трансформные конвергентные окраины.

Характерные черты трансформной окраины: узкий шельф, узкий и очень крутой континентальный склон, с основанием которого совпадает резкая тектоническая граница между континентальной и океанской корой, практически без переходной коры между ними, слаборазвитое континентальное подножие. По разлому на границе континент/океан наблюдаются как вертикальные сбросовые, так и горизонтальные сдвиговые смещения.

26. Земная кора океанического типа.

Океаническая кора имеет мощность 5-10 км, возрастающая к континенту за счет осадочного слоя. Кора океанов имеет трехслойное строение, первый или осадочный слой имеет мощность в центральной части не более 1 км и до 10-15 км и более. Второй или базальтовый слой мощностью 1,5-2,0 км состоит в основном из покровов базальтов с редкими и тонкими прослоями осадков, в нижней части дайки долеритов. Третий слой состоящий в основном из пород типа габбро с подчиненными ультроосновными разностями. Мощность третего слоя равна приблизительно 5 км.

27. Земная кора континентально типа.

Континентальная кора имеет в среднем мощность 35км иногда достинает и 70 км. В качестве первого слоя выделяют осадочный слой. Отличие осадочного слоя коры континентов от океанической является достижение большей мощности до 20-25км. Остальные три слоя континентальной коры часто объединяют в понятие консолидированной коры в связи с трудностью и неоднозначностью её дальнейшего расчленения. Там выделяют три слоя со скоростями прохождения волн: верхний-гранито гнейсовый 5,5-6,3; промежуточный-гранулито-базитовый 6,4-6,7 и нижний- ультра-базитовый 6,8-7,6 км/с

28. Земная кора переходного типа.

Встречается континентальная кора имеющая пониженную мощность, менее 25 км. И менее мощный и менее четко выраженный гранитный слой, пронизанный дайками и силлами. Такую кору иногда выделяют под названием субконтинентальной, такой тип коры характерен для окраин континентов в Тихом океане.Если океаническая кора имеет увеличенную до 25-30 км мощность, пронизанна интрузивами среднего и кислого состав, что встречается на окраинах континентов, или имеет внутри океанов увеличенную до 15-20 км мощность осадочного чехла, то она называется субокеанической корой. Она развита в падинах внутренних и краевых морей и вдоль ив доль континентальных склонов и континентальных подножий в Атлантическом океане.

29. Структуры океанической литосферной плиты

Срединные океанические хребты (СОХ)- это структурные элементы океанического дна (океанические рифтовые пояса) представляют собой пологий свод (вал), осложненный в осевой части собственно рифтом. Глобальная система океанических рифтовых поясов имеет протяженность более 60 тыс..км. Свод - это ступенчатый горст. Ширина ступеней - тектонических пластин, разделенных крутопадающими разломами, составляет 1 - 10 км. В пределах этих ступеней осадки маломощные, а нередко отсутствуют вовсе. Рифт(«разлом с растяжением» - англ.) - это узкие, 25-30 км, щели (грабены) со ступенчатым строением стенок, обусловленным тектоническими пластинами.

А6иссальные равнинызанимают основную часть океанических плит и расположены на глубинах 4,5-6,0 км. Абиссальные равнины разделены на отдельные, более или менее изометричные котловины внутриплитными поднятиями. Внутриплитные поднятия возвышаются над океаническим дном на 2-3 км, часто образуя острова и банки или целые архипелаги. Изометричные и овальные поднятия, подвод­ные горы, которые имеют плоские вершины явно денудационного происхождения, получили название гийот. Совершенно особый тип поднятий абиссальных равнин образуют те из них, которые подсти­лаются не океанической, а континентальной корой. Они получили название микроконтинентов. Внутриплитные котловины имеют в поперечнике 1000 и более ки­лометров. Это отрицательные структуры абиссальных равнин. Пул-апарт бассейны - это короткие, до десятков километров, зоны растяжения, связанные с зонами сдвигов.

30. Строение активных окраин континентов.

Активные окраины континентов приурочены к зонам субдукции океанической коры, размещаются над континентальной корой. Они развиты вдоль континентальных границ конвергентного типа. К ним принадлежат окраины Тихого океана. Это зоны высокой сейсмической и интенсивной вулканической деятельности. В строении активных окраин континентов в направлении от океана к континенту выделяются следующие структурные элементы:1-глубоководный желоб-это ось желоба совпадает с зоной Беньофа, плоскостью размещения фокусов землятресений, самые глубокие из которых размещаются в мантии на глубине 720м. 2-аккреционные призмы-образуются в результате сдирания краем континентальной коры покрова поддвигающейся океанической коры. 3-островные дуги-протягиваются в доль глубоководного желоба на расстоянии 200-300 км от его оси и расположенна над глубинным надвигом зоны Беньофа в интервале глубин его размещения от 125-175 км. 4-окрайное море—отделяет островную дугу от континента. Часто это глубоководное море с глубинами до 4 км.

31. Строение пассивных окраин континентов.

Пассивные окраины континентов-это зоны переходов между континентальными и океаническими плитами, принадлежащие к дивергентным границам континентов. Они характерны для окраин Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов. Возникают они на стадии рифтогенеза и спрединга континентов. В их строении по геоморфологическим признакам выделяется три структурных элемента: 1-Шельф-это плоская и очень пологая часть дна морского бассейна, являющаяся продолжением прибрежной равнины, погружающуюся в сторону моря. 2-континентальный склон –это более крутая часть дна морского бассейна, отделенная от шельфа бровкой. 3-континентальное подножие-это вновь пологая часть дна морского бассейна

32. Складчатые пояса их типы и строение.

С. п.–это структуры, в которых контрастно проявляется латеральная неоднородность земной коры и в целом сравнительно слабо выраженна вертикальная её расслоенность. Для обозначения складчатых поясов было введено понятие геосинклинали. В тектонике литосферных плит понятие геосинклинали отсутствует, оно заменено понятием складчатые пояса.Складчатые пояса характеризуются накоплением мощных толщ вулканогенных и осадочных пород, смятых в складки разного порядка и разбитых продольными и разно ориентированными разломами на блоки. Размещаются они между платформами. Протяжённость складчатых поясов достигает многих тысяч километров, ширина доходит до тысячи километров и более(Урало-монгольская складчатость). Складчатые пояса выделяют двух типов-субдукционные-это пояс, образовавшийся в результате субдукции и еще не завершивший свое развитие, это современные активные окраины континентов.и коллизионные-это пояс образовавшийся в результате субдукции и коллизии, т.е. процессов поглощения океанической коры вплоть до её полного исчезновения или столкновения с континентом. Критерием для выделения этих типов поясов служат степень завершённости и развития.

33. Срединные массивы, их строение.

С. м. -это не переработанный участок платформы в окружении геосинклинали. Сторонники тектоники литосферных плит считают срединные массивы обломками континентальной коры в пределах океанической и называют микро континентами. То что срединные массивы являются остатками от последующего взламывания древних платформ подчеркивает несогласованность внутренней структуры срединного массива со структурой окружающего молодого складчатого пояса. Форма срединных массивов угловатая, но изометричная, с шириной в несколько сотен километров и иногда до 1000км, крупные срединные массивы приближаются к настоящим платформам, мелкие менее 100 км в поперечнике целесообразнее именовать древними глыбами.

34. Развитие земной коры в свете гипотезы литосферных плит.

С возникновением тектоники литосферных плит появились несколько иные представления о цикличности развития земной коры, которые связанны с представлениями о приоритете горизонтальных движениях плит литосферы. Впервые такие представления высказал Дж. Уидсон в 1966г. Наметив шесть этапов развития океанов:1-эмбрионный-ему соответствует предрифтовой активизации и континентальному рифтогинезу.2-этап юности- раскол литосферной плиты и начало раздвига её частей и увязывается с трансгрессивным этапом развития платформенных чахлов. 3-этап зрелости-это активное раздвигание литосферных плит соответствует максимальному развитию трансгрессии на платформах. 4-5-этап упадка и конечный-характеризуются прекращением расширения дна океана и началом сближения литосферных плит. 6-этап сутуры-это столкнавение континентов и образования орогенного пояса, а на платформах завершаются поднятия.

35. Геотектонический цикл- это пол­ный ритм колебательных движений земной коры, начинающийся прогибанием и завершающийся воздыманием, сопровождающийся на каждой стадии определенным набором тектонических, седимен-тационных, магматических и метаморфических процессов. Цикл начинается с состояния, когда господствуют поднятия, а опускания играют незначительную роль. Затем наступает период, в котором преобладают опускания. В середине цикла господство последних максимально. Затем начинается обратный процесс - нарастание поднятий относительно опусканий, и к концу цикла все возвра­щается к начальному состоянию, но на качественно ином уровне. Таким образом, цикл разделяется на две части с противоположными тенденциями: одна характеризуется нарастанием опусканий, другая - нарастанием поднятий. Конец одного цикла и начало следующего сливаются в одну эпоху наибольшего преобладания поднятий. С таким периодическим развитием общих колебательных движений связаны крупнейшие трансгрессии и регрессии. Вместе с ними меняются фации осадочных пород, а общая последовательность их во времени в начале и конце цикла оказывается противоположной: в начале цикла эволюция идет от континентальных и прибрежных, богатых грубым, обломочным материалом осадков ко всё более тон­ким и, наконец, карбонатным, а в конце цикла последовательность обратная. Подобным же образом в самых общих чертах меняется магматизм: в начале цикла - гомодромный, который развивается в направлении от основных магм к кислым, в конце цикла - антидром­ный, развивающийся в направлении от кислых магм к основным. Ритм общих колебательных движений проявляется в областях любого развития.

36. Геодинамический цикл.

Геодинамический цикл включает всебя две стадии и четыре этапа. Выделяют стадию дивергенции, а в её пределах два этапа – раскола и раздвижения. В стадию конвергенции выделяют этап сближения и этап столкновения. Признаком окончания стадии или этапа является складчатость, по названию которой ей дается название. Основным признаком для определения относительного возраста складчатости считают возраст магматизма. Выделяют: начальный магматизм(основной и ультраосновной) и магматические тела(силы дайки); синорогенныймагматизм (кислый) магматические тела представленные батолитами; субсеквентный кислый магматизм представленный штоками и дайками; конечный-период консолидации земной коры щелочной магматизм.

37. Генетические типы складчатости, их характеристика. Две группы складок - экзогенная и эндогенная. Эндогенные: покровная и глубинная. Покровная складчатость образуется в процессе деформаций пород, не сопровождающихся изменением состава, глубинная - в процессе деформаций, приво­дящих к изменению их первоначального состава. Покровная(шесть типов): региональ­ного сжатия, гравитационного скольжения, облекания, диапировую, перемещения магмы, приразрывную. Складки регионального сжатия – это складки продольного изгиба, когда усилия сжатия направлены вдоль слоев. Складки гравитационного скольжения образуются в результате сползания слоистых осадочных толщ со склонов гор под воздействием сил гравитации. Складки облекания образуются при движениях блоков пород, ограниченных выходящими на дневную поверхность разломами. Диапировыескладки: Главную роль в ее образовании играет пластичное течение. Оно возникает при чередовании в разрезе вязких и относительно хрупких пород различной плотности и опре­деленной мощности. Более плотные породы должны перекрывать менее плотные. Складки, связанные с перемещением магмы. Интрузии раздви­гают толщи пород, сминая их в складки. Внедряющаяся магма приподнимает слоистые толщи, воз­никает поперечный изгиб. Приразрывные складки - это складки, которые образуются в результате подворота слоев пород, смещающихся по разлому.

Глубинная складчатостьимеет широкое распространение в глубоких частях земной коры, где под воздействием высокой тем­пературы и гидростатического давления происходит региональный метаморфизм, анатексис и палингенез. Два типа складок - метаморфогенные и глубинного диапиризма. Метаморфогенные складки возникают в результате деформации толщи, вызванной увеличением объема пород при метаморфизме. Образуются в условиях всестороннего сжатия, при высоких температурах и давлении. Складки глубинного диапиризмаобразуются в результате анатексиса и палингенеза, приводящего к расплавлению пород, возникновению и всплыванию кислой магмы.

Палингенез – процесс, ведущий к повторному образованию магмы путём полного или частичного плавления магматических горных пород.

Анатексис - метаморфический процесс, при котором глубоко залегающие породы в той или иной мере расплавляются под действием тепла и, возможно, поднимающихся газообразных веществ

38. Глубинные разломы, их классификация и характеристика. Глубинные разломы - главные элементы строения континентальных и океанических рифтов, коллизионных и эпиконтинентальных складчатых поясов. Глубинные разломы - это большие, до сотен километров протяженности, долгоживущие, магмо- и рудовыводящие структуры, разделяющие блоки земной коры, которые отличаются строением, интенсивностью и направленностью тектонических движений, ус­ловиями осадконакопления, вулканизма, интрузивного магматизма, метаморфизма и историей развития. Делятся на мантийные, литосферные, нижнекоровые, верхнекоровые. Мантийные разломы (сверхглубинные) разломы устанавливаются по глубине расположения очагов землетрясений. Протяженность их составляет тысячи кило­метров. В рельефе дна океана эти разломы фиксируются глубоковод­ными желобами - V-образными, глубиной до 10-11 км, прогибами., палеотипным вещественным признаком этих разломов является меланж, представляющий собой тектоническую брекчию, сложен­ную крупными блоками и глыбами гипербазитов. Мантийные разломы являются границами сегментов тектоносферы или литосферных плит. Литосферные разломы - это краевые швы на границах коллизионных складчатых областей и платформ, разломы, ограничивающие океанические и континентальные рифты. Устанавливаются по размещению вулканических поясов с излияниями основного состава и приуроченным к ним гипербазитам. Протяженность литосферных разломов достигает тысяч километров, а глубина проникновения в тектоносферу доходит до 300 км. Нижнекоровыеразломы - это структурные швы на границах антиклинориев и синклинориев. Фиксируются продуктами магматизма основного и смешанного состава: габброиды и базальтовые, риолито-базальтовые и базальт-андезит-дацит-риолитовые формации. Протяженность их до 1000 км и глубина проникновения в тектоносферу до трех десятков километров. Верхнекоровыеразломы - разделяют приподнятые и опущенные блоки - горные сооружения и межгорные прогибы коллизионных обстановок складчатых областей окраин континентов и внутриконтинентальных орогенов. Содержат в своих зонах продукты магматизма, интру­зивного и эффузивного, кислого и среднего состава, субщелочного и щелочного рядов, а также тела, относимые к ультраметаморфоген-ной гранит-плагиогранитной формации. Протяженность их сотни километров, а глубина проникновения в тектоносферу не менее 20 км.

39. Вулканические структуры, их типы и описание.

Вулканические структуры состоят из вулканических аппаратов и вулканических построек. Вулканические аппараты включают глубинные и промежуточные вулканические очаги,вулканическиеканалы, жерла и кратеры. По форме вулканического канала вулканические аппараты делят на два типа – центрального и трещинного. Вулканические аппараты центрального типа имеют канал изометричной трубообразной формы, а трещинного типа – линейной формы. Вулканические каналы соединяют вулканические очаги с поверхностью и между собой. Кратер – это часть жерла, сопряженная с поверхностью вулканической постройки. Кратер имеет воронкообразную форму. У вулканических построек выделяются аккумулятивные и деструктивные формы. К аккумулятивным относят вулканические конусы, щитовые вулканы, вулканическое плато и вулканические купола.Вулканические конусы – это образования, возникшие в результате накопления изверженного материала вокруг жерла вулкана. Вулканические конусы сложены либо обломочным материалом, который накапливается в виде слоев многократных эксплозивных извержений. Либо в виде слоев обломочного материала, чередующегося с лавами эффузивных извержений.

40. Определение понятия «геологическая формация». По Л.Б.Рухину, Геологическая формация - это «генетическая совокупность фаций, выделяющаяся среди других особенностями своего состава или строения и устойчиво образующаяся на более или менее значительном участке земной поверхности при определенном тектоническом или климатическом режиме». Формация образуется при определенном тектоническом режиме, пишет Хаин. а значит, именно тектонический режим является определяющим фактором обособления формаций, причем всех типов: осадочных, вулканических, плутонических и метаморфических. Сами формации являются показателем определенных геотектонических обстановок, и в этом их значение для геотектоники.

41. Типоморфные осадочные формации различных геотектонических структур.

Субдукционных складчатых поясов: Тектоно-вулканическая формация –из брекчий основных и ультраосновных пород океанической коры,переотложенных гравитацией на склонах и дне рифтовых ущелий срединных хребтов, а также впадин трансформных поперечных разломов.Карбонатно-турбедитовая – состоит из раковин, нередко с прослоями и примесью обломочного материала.Пелагическая карбонатная–выстилает дно глубоководных котловин,состоит из кокколито-фораминиферовых осадков, отлагающихся на глубинах, не превышающих уровня компенсации карбонатонакопления растворением.Пелагическая –на глубинах ниже уровня компенсации карбонатонакопления. Характерный признак – красная окраска глин.Аспидная– толща, глинистые породы от аргиллитов до глинистых сланцев и филлитов, алевролитов, песчаников. Кремнистая – толща- относительно мощных слоев радиоляритов, яшм и тонких линзовидных слойков туффитов глинистых сланцев и лав основного состава.Терригенно-глинисто-кремнистая - сложенаолигомиктовыми песчаниками, переслаивающимися с кремнистыми, глинистыми сланцами.

В условиях субдукции:

Флишевая –ритмичное переслаивание тонких слоев аргиллитов,алевролитов,песчаников.Известняковая – состоит из микрозернистых известняков, нередко кремнистых, глинистых известняков, мергелей или доломитов.Рифтогенных известняков-состоит из известняков двух типов. 1-массивные светлые часто розоватые монолитного сложения.2-темные слоистые, иногда глинистые.Олистростромовая – хаотическое скопление отложенных неотсортированных обломков осадочных и вулканических г.п.

В коллизионной г.т. обстановке:

Нижняя маласовая–полимиктовые, часто известковистые косослоистые песчаники с остатками флоры.Верхняямаласовая – глины, часто известковистые, полимиктовые алевролиты, гравелиты, конгломераты.

Во внутриконтинентальном орогенезе:

Меланж –хаотическое скопление обломков серпентинитов и толщофиолитовыхассоциаций.Формации платформ –в условиях относительной стабильности тект-их движений.континентальная обломочная (базальная)-кварцевые песчаники.Паралическаяугленосная-кварцевые песчаники, аргиллиты, угли. Лагунная красноцветная эвапаритовая-песчаники,карбонатныеглины,доломиты,гипсы,каменная соль. Морская песчано-глинистая – кварцевые песчаники с глауконитом, темносерые аргиллиты с пиритом.Морская мергельно-известковая –слоистые известняки и мергели.обильная донная фауна.Морская известково-доломитовая – орогенно-обломочные,оолитовые,водорослевыеизвестняки,доломитовые мергели

42. Типоморфные вулканические формации различных геотектонических структур.

В обстановкеспрединга:Базальтовая –базальтовые афириты и андезито-базальты.образуют лавовое плато.Риолит-базальтовая-лавы основоного и кислого состава – базальты,риолиты. Фация натриевых риолитов – лавы риолитов,дацитов, андезитов, реже базальтов, туфы в виде лавовых потоков и экструзивных куполов. В обстановках субдукции:базальт-андезит-дацит-риолитовая – переслаивание лав от кислого до основного состава,их туфов с линзовидной слоистостью.Андезито-базальтовая –андезито - базальты,базальтытоелитовой серии и их туфов.в виде лавовых потоков и плащеобразных залежей. Шошонитовая-серия калиевых субщелочных пород.Бонитовая - бониниты,базальты,андезиты,дациты и риолиты-высокая магнезиальность,железистость.Ф-я субщелочных базальтов-авгитовые и титан-авгитовые оливиновые базальты,лейкобазальты,трахибазальты. Щелочная оливин-базальтовая-щелочные оливиновые базальты,обогащенныеоливином и авгитом, олигоклазовые базальты.Трахиандезитовая-базальты,трахибазальты,роговообманковыеандезиты,риолиты.

В коллизионных складчатых пояасх:

Риолитовая-лавы,аглютинатытрахитовогосостава.Дацит-риолитовая-кварцевые порфиры,риолит-дациты,ихтуфы.Бзальт-андезитовая-двупироксеновыеандезиты,андезито-базальты и их туфы,трахибазальты-андезиты.Трахиандезит-трахириолитовая-трахириолиты,трахиты,трахидациты,трахиандезиты,риолиты,дациты.трахириолитовая-феотзиты,кварцефые порфиры и их туфы.Трахибазальт-трахириолитовая-трахибазальты,базальты,ндезито-базальты,дациты,риолиты,трахиты и их туфы.Трахибазальтовая-лава плагиоклазовых и оливиновых базальтов,андезо-базальтов и трахибазальтов.

Вулканизм платформ:Траповая-покровы толеитовых базальтов с оливином-полное отсутствие андезитов.Щелочно-базальтовая-трахибазальты с базанитами,нефелиновымибазальтамилимбургитами-покровы,дайки,силлы. Формации континентальных рифтов:Трахито-базальтовая-ассоциация базальтов,трахибазальтов и щелочных трахитов.Щелочная оливин-базальтовая-эффузивные и субвулканические породы,преобладают оливиновые базальты с повыш-ой щелочностью.Щелочно-базальтовая-вулканические породы из тефритов,базанитов, нефелиновых базальтов.

43. Типоморфные плутонические формации различных геотектонических структур.

В ходе спрединга:Гипербазитовая-серпинитизированные тела гарцбургитовверлитов и лерцолитов,пироксениты и дуниты,габброиды,диориты,альбиты.гббро-пироксенит-дунитовая-дуниты,перидотиты габброиды.оливиновоегаббро,роговообманковоегаббронориты.

При субдукции:Габбро-диорит-диабазовая-гипабисальная ассоциация габбро,габбро-диабазов,габбро-порфиритов,диоритов,диорит-порфиров.Габбро-плагиогранитовая-габбро,диориты,кварцевые диориты,плагиограниты.Плагиогранитовая-габбро,кварцевоегаббро,габбро-диориты,гибридныедиориты,нормальныеграниты.альбитовые и олигоклазоваеплагиограниты.Габбро-диорит-гранодиоритовая-габброиды идиоритыранних фаз, гранодиориты и граниты главных фаз. Гранитовых баталитов-нормальные биотитовые граниты,лейкоратовые и аляскитовыеграниты.жильные породы-аплиты и пегматиты.Гранитоидныхбаталитов пестрого состава-габбро-диориты,диориты,сиенито-диориты,сиениты.

В ходе коллизии:Гранат-лейкократовая-сочетание амфибол-биотитовых, биотитовых,аляскитовых и аплитовыхгранитов,встречаются среди них гранодиориты и граносиениты.Субвулканических гранитов-граниты,аляскиты,гранит-порфиры.Диорит-гранодиорит-лейкогранитовая-объеденяет диориты, гранодиориты,лейкократовые граниты.габбро,габбро-диориты,граносиениты.Диорит-граносиенит-щелочно-гранитовая-совокупность щелочных и субщелочных гранитов,граносиенитов,сиенито-диоритов,моноцитов.щелочно-гранитовая-щелочные,субщелочные и нефелиновые сиениты,кварцевыесиениты,сиенит-диориты.граносиенит-гранодиоритовая-пестрые породы,гранодиориты,граносиениты,габбро, диориты,моноциты,щелочные граниты.Моноцит-сиенитовая-сиениты,сиенти-диориты,моноциты,кварцевые сиениты,сиенит-порфиры.диорит-сиенитовая-диориты, порфириты,сиенит-диориты,гранодиориты.Щелочныхгабброидов,сиенитов и лампрофиров- моноциты,сиениты,тешениты,перидотиты,пироксениты.тоналит-трондельмит-гранодиоритовая-сероокрашенные,плагиогранитымеланократовые (тоналиты) и лейкократовые(трондьемиты).

44.Геотектонические обстановки активных окраин континента. Обстановка обусловлена схождением континентов, возникновением зоны поддвига и поддвиганием по нему океанической коры под континентальную. В зависимости от положения зоны поддвига относительно континента и интенсивности субдукции могут возникать геотектонические обстановки активных окраин четырех типов: энсиматических островных дуг, микроконтинентов энсиалических островных дуг, спрединговых морей окраинного типа энсиалических островных дуг и приконтинентальных магматических окраин. Энсиматические островные дуги возникают на океанической коре над глубинными разломами, оперяющими глубинныйподдвиг, в виде цепи вулканических построек центрального типа, образующих острова на некотором удалении от края континента. При возникновении энсиматических окраин формируются аккреционные призмы, вулканические острова и преддуговые прогибы и задуговые прогибы (окраинные моря неактивного типа). Они разделены продольными относительно островной дуги глубин­ными литосферными и нижнекоровыми разломами, оперяющими в висячем боку мантийныйподдвиг. Представлены осадочно-вулканогенным комплексом с зональным по латерали строением: офиолитовыйчешуйчато-надвиговый у зоны подвига, вулканогенный гомодромныйтолеитовой серии островных дуг и вулканогенно-осадочный трансгрессивный преддуговых и задуговых бассейнов. Геотектонические обстановки типа микроконтинентов энсиалическихостровныхдуг:зона поддвига размещается непосредственно у подножия континента. Открая континента по глубинному разлому, оперяющему зону поддвига, откалываются крупные блоки - микроконтиненты, энсиалические островные дуги. Вулканические пояса формируются не на океаничес­кой коре, а на микроконтинентах, обломках континентальной коры. Главными структурообразующими элементами этих островных дуг являются глубинные разломы, оперяющие глубинныйподдвиг, продольные и косые относительно островных дуг. Над ними на поверхности размещаются вулканические поя­са, а на глубине - пояса плутонические. Большая мощность земной коры и ее континентальный тип обусловливают изменение состава формирующегося здесь магматического комплекса - это салически-мафически-салический комплекс толеитовой (андезито-базальтовая формация), известково-щелочной серии (базальт-андезит-дацит-риолитовая формация) и щелочной серии (шошонитовая форма­ция и реже субщелочных базальтов) с повышенным содержанием радиогенного стронция. Окраинные моря спреддингового типа энсиалических островных дуг представлены осадочно-вулканогенным линзовидно-слоистым комплексом большой мощности с повышенным содержанием K, Ba и Rb в его вулканогенной части толеитовой серии, а так же комплексом зеленокаменной фации. Магматические окраины приконтинентального типа представлены осадочно-вулканогенным комплексом зонального строения: тонко-мелкообломочным ритмичнослоистым осадочным с гравитационными олистостромами чешуйчато-сбросового строения у края континента, затем вулканогенным преимущественно известково-щелочной серии и далее в сторону континента грубообломочный, линзовидно-слоистый и вулканогенный шошонитовой серии.

45.Геотектонические обстановки пассивных окраин континента. В ходе спрединга одновременно с геотектоническими обстанов-ками океанических рифтов на окраинах континентов с дивергентными границами существовали обстановки, которые называются пассивными окраинами континентов, когда в условиях некомпенсированного прогибания дна бассейна шло формирование моноклинальных структур - шельфа, континентального склона и континентального подножия.В геодинамической обстановке шельфа накапливался терригенно-карбонатный комплекс формаций. В зависимости от климата этот комплекс может характеризоваться либо наличием соленосной составляющей в аридном климате, либо угленосной в гумидном. Спокойные условия осадконакопления формируют линзовидно-слоистый в целом мелкообломочный трансгрессивный разрез, который сложен снизу – вверх молассой, континентальной или морской, паралической угленосной или лагунной эвапоритовой формацией, морскими терригенно-карбонатными мергельно-известняковой или известково-доломитовой и морской песчано-глинистой сероцветной или пестроцветной формациями. Слоистость нарушается линзами и струями грубых, грязекаменных и зерновых турбидитов подводных конусов выноса рек континента, вблизи кромки шельфа – биогермами коралловых рифов или формация рифовых известняков.В геодинамической обстановке континентального склона накапливался карбонатно-терригенный комплекс формаций с ритмичным градационным разрезом, сложенным хаотическими обломками осадочных толщ или «диким» флишем и олистостромовой формацией, внешних частях склона терригенно-глинисто-кремнистая формация. Редко в небольших объемах в разрезе может встречаться базальтовая формация.

46. Геотонические обстановки океанических рифтов развиваются в условиях рифтинга и спрединга, в динамической обстановке растяжения, когда раздвижение континентов приводило к образованию океанической коры за счет излияния магмы пре­имущественно основного и ультраосновного состава толеитовой серии. В условиях мощного по­перечного растяжения происходит образование многочисленных продольных к будущему складчатому поясу разломов и быстрое прогибание земной коры, выражающееся в образовании грабенов, часто ступенчатого строения, симметричных и асимметричных. Это центральный структурный элемент океанических рифтов. Образование многочисленных продольных глубинных разломов создает условия высокой проницаемости земной коры для магмы и ее продуктов. Через вулканические аппараты линейного типа происходит излияние лавы основного состава, в результате чего возникает базальтовая фор­мация. Формируются обширные вулканические плато, сложенные вулканогенным мафическим комплексом, комагматами которого являются расслоенные плутоныгабброидов от лейкократовых в верхних частях и до дунитов в основании, параллельные дайки и силлыультрамафически-мафического комплекса. Этот комплекс представлен гипербазитовой, габбро-пироксенит-дунитовой и габ­бро-диорит-диабазовой формациями. Излияние лав сопровождается осадконакоплением, формирующим терригенно-кремнистый комплекс, в состав которого входят сланцево-граувакковая (аспидная) и кремнистая формации.

47. Геотектонические обстановки абиссальных равнин. Они занимают часть океанической плиты, расположенную между подножием срединного океанического хребта и континентальным подножием. Для них характерны вулканические плато и цепи щитовых вулканов, а также литосферные разноориентированные разломы, разделяющие палеодепрессии, трансформные разломы. В пределах абиссальных равнин размещаются два формационных комплекса: терригенно-карбонатный (карбонатная и глинистая формации), сформировавшийся в условиях спрединга, и салически-мафический, формирование которого начинается со сменой динамической обстановки спрединга обстановкой сдвижения континентов и увеличением мощности земной коры, вызванной излиянием базальтов, что приводит к некоторому раскислению магмы и излиянию, небольшого количества кислой магмы. Этот комплекс представлен риолит-базальтовой вулканогенной и габбро-плагиогранитной плутоногенной формациями. Для обстановки абиссальных равнин характерно накопление и своеобразной осадочной составляющей вулканогенно-осадочного комплекса, представленной пелагическими карбонатной и глинистой формациями.

48.Геотектонические обстановки зон орогенеза складчатых поясов. Поглощение океанической коры приводит к столкновению континентов, ранее разделенных зоной спрединга. На месте актив­ных окраин континента возникают коллизионные (или орогенные) геотектонические обстановки: столкновения энсиматической ост­ровной дуги с континентом, энсиалической островной дуги (микро­континента) с континентом и обстановки столкновения континентов, непосредственно, без разделяющих их островных дуг. Осадконакопление в межгорных и краевых прогибах, вулканизм приурочен к выдвинутым блокам - горным сооружениям. Обстановки характеризуются формированием осадочно-вул-каногенного формационного комплекса с регрессивным разрезом прибрежно-морским, преимущественно терригенным, в нижней части и континентальным, терригенным - в верхней. Продукты вулканизма относятся к нормальному и субщелочному рядам трех петрохимических групп - мафической, салической и мафически-салической. Плутонический комплекс комагматическийвулкани­ческому. Региональный метаморфизм может достигать амфиболитовой фации кианит-силлиманитовой серии, а динамометаморфизм - эклогит-сланцевой фации. Характерно широкое развитие складчатости регионального сжатия по фронту столкно­вения, диапировой складчатости и складчатости гравитационного разваливания в межгорных и передовых прогибах, складчатости глубинного диапиризма в ядрах горных сооружений. В обстановке столкновения энсиматических островных дуг с континентом имеет место полное поглощение океани­ческой коры и надвигание островной дуги на край пассивной окраи­ны континента. При этом часть осадочных толщ континентального подножия, склона и шельфа сминаются, срезаются островной дугой и превращаются в чешуи, движущиеся в сторону материка. На них надвигаются чешуи флиша и некоторое количество чешуи офиолитов океанической коры.В геотектонической обстановке зон столкновения конти­нентоввозникают металлогенические области, сложенные осадочно-вулканогенным комплексом формаций, харак­теризующимся на уровне геологических комплексов симметричным зональным строением: в осевой зоне столкновений размещается сутурный осадочно-офиолитовый покровный комплекс чешуйча-то-надвигового телескопированного строения (от флиша внизу, через олистостромы или олистомеланж к меланжу), подвергнутый глаукофансланцевому и эклогит-сланцевому динамометаморфизму; на удалении от осевой зоны размещается грубообломочный регрессивный осадочный континентальный комплекс межгорных прогибов, а затем вулканогенный антидромный салический комплекс нормальной, субщелочной и щелочной серий вулканических поясов горных сооружений, в ядрах которых может размещаться комплекс продуктов регионального метаморфизма до амфиболитовой фации кианитовой серии. Стратифицированный комплекс формаций про­рван многофазными палингенными массивами и гипабиссальными интрузивами, комагматичными вулканическому комплексу и с по­вышенным содержанием вольфрама, олова, фтора, рубидия, цезия, сопроводающимися ореолами альбитизации, микроклинизации, грейзенизации, флюоритизации. С вулканитами интрузивы образуют мощные вулкано-плутонические пояса. Размещаются эти области на коре континентального типа.

49 .Внутриконтинентальные орогены, особенности ихгеотектонических обстановок Орогенные области возникают не только в геотектонической обстановке столкновения литосферных плит, но и на удалении от зон столкновения, во внутриконтинентальной обстановке. Эти зоны получили название эпиплатформенных орогенных областей, или областей эпикратонного орогенеза, или зон внутриплитной активизации. Для областей внутриплитной активизации характерны: - приуроченность к сиалическому основанию земной коры, поднятием кровли мантии и необычно близким залеганием границы Конрада; - орогенез подвижных поясов наследует структуру субдукционного складчатого пояса; -отсутствие покровно-шарьяжных и чешуйчато-надвиговых структур, развиты крутопадающие глубинные большеамплитудные разломы; - вулканизм с четко выраженной антидромной направленнос­тью: вначале преимущественно эффузивный кислый нормальной и щелочной серии, затем субвулканический трещинный основной щелочной серии и, наконец, эффузивный основной субщелочной серии; - магматизм, по среднему составу более щелочной, чем у оро­генных областей зон столкновения литосферных плит; - гранитоидный вулканизм корово-мантийного происхождения; - интрузивные массивы гранитоидов диорит-гранодиорит-лейкогранитовой формации; - интрузии, характеризующиеся неравновесным минеральным составом, гибридизмом и наличием большого числа ксенолитов, вмещающих песчано-сланцевые отложения и переработанных в габброидные породы, с повышенным содержанием халькофильных и сидерофильных элементов (никель, кобальт, цинк, свинец, ванадий); - отсутствие прибрежно-морских толщ, нижней молассы и раз­витие только верхней пестроцветной континентальной угленосной молассы.; - интенсивные гравитационные депрессии и отрицательные изостатические аномалии, высокие тепловые потоки, повышенная сейсмичность, мелкофокусные землетрясения; - более крупный размер месторождений, чем у металлогенических областей зон столкновения; - наличие крупных месторождений олова касситеритовой силикатно-сульфидной рудной формации, вольфрама - березитовойгюбнерит-сульфидной формации; - в качестве элементов-индикаторов, фиксирующих проявление эпиплатформенного орогенеза (марганец и фтор).

Для геотектонических обстановок с полным проявлением ортогенеза характерно широкое развитие эффузив­ного вулканизма, мантийно-коровых крутопадающих разломов и осадконакопление, а также наличие наложенных структур, «вулканогенных» прогибов и угленосных депрессий. Вулканизм имеет мафически-салический состав нормальной, субщелочной и щелочной серий, антидромную направленность и происходит в на­земных условиях, характеризуется наличием большого количества ксенолитов песчано-глинистых отложений, превращенных в габбро-иды, повышенным содержанием сидерофильных и халькофильных элементов и обширными зонами ороговикования, турмалинизации и биотитизации. Стратифицированный комплекс в нижней части су­щественно вулканогенный преимущественно салический, в верхней части существенно осадочный, терригенный угленосный, с мафичес­кими щелочными вулканитами. Многочисленные литосферные и внутрикоровые разломы разбивают салическое основание на блоки, смещают их и придают мозаично-блоковую структуру области в це­лом, а оперяющие их разломы формируют «дробленую» структуру самих блоков. Области с проявлением только орогенной разрывной тектоники и интрузивного магматизма возникают в геотектонической обстановке, для которой характерно широкое развитие гипабиссальных интрузивов от кислых до основных нормальной, субщелочной и щелочной серий без проявления эффузивного вулканизма и осадконакопления.B геотектонической обстановке внутриплитной активизации помимо обстановок внутриплитного эпиплатформенного орогенеза воз­никает еще один тип геотектонических обстановок - континенталь­ных рифтов. Континентальные рифты формируются в результате поперечного локального растяжения континентальной коры в осевых частях системы сводов и валов, возникающих под воздействием внутриплитных плюмов. Если структурой, определяющей облик орогенных областей, является горст, то в рифтовых областях - грабен. В состав формационного ряда входит нижний комплекс, с молассовидной тонкообломочной формацией. Верхний комплекс относится к верхней молассоидной формации и состоит из более грубообломочных фаций. Нижнююмолассу может заменять лагунная эвапоритовая формация. Осадочные формации доминируют в рифтах щелевого типа. Кроме осадочных, терригенных и хемогенных толщ здесь могут возникать кремнистые породы за счет продуктов подводных извержений

50. Строение платформ. Платформа- крайне слабо проницаема для магмы и ее продуктов, это область исключительной стабильности земной коры и ее максимальной мощности, имеющая двухэтажное строение; это участки земной коры, в которых максимально контрастно проявляется ее вертикальная структурно-вещественная расслоенность и минимально-латеральная тектоническая неоднородность. Платформы - это ядра материков, занимающие большую часть их площади и сложенные континентальной корой мощностью 30-35 км, а литосфера в их пределах достигает мощности в 150-200 км и есть данные, что и 400 км. Платформа состоит из фундамента и чехла. Фундамент, нижний этаж платформы, представляет собой относительно жесткую глыбу, сложенную продуктами завершенного развития складчатых поясов. Чехол, верхний этаж, - это относительно пластичная оболочка фундамента, сложенная продуктами собственно платформенной геотектонической обстановки. Чехол отличается спокойными формами складчатых структур: чередованием синеклиз и антеклиз и лишь изредка узкими прогибами - авлакогенами.

Синеклшы- это чрезвычайно плоские прогибы с едва замет­ным падением слоев на крыльях от долей метра до 2 м (реже до 3-4 м на километр); эти прогибы, всегда очень большие по площади, за­нимают значительные пространства на платформах и имеют обычно овальную, округлую или угловатую, иногда весьма неправильную форму. Антеклизы- это положительные антиподы синеклиз, имеющие антиклинальное строение. Авлакогены - это грабены, возникшие вдоль разломов фун­дамента платформы на ранней стадии ее развития и заполненные отложениями чехла.

53. Авлакогенная стадия на большинстве древних платформ соответствует среднему и позднему рифею и может захватывать и ранний венд. Она знаменует начало распада суперконтинента и обособления отдельных древних платформ, характеризуясь господством растяжения и образованием многочисленных рифтов и целых рифтовых систем, в большинстве своем затем перекрытых чехлом и превращенных в авлакогены, Выполнены эти палеорифты-авлакогены обломочными континентальными и мелководно-морскими осадками: кварцитами, аргиллитами, строматолитовыми карбонатами. Разрезы обычно построены циклически. Встречаются покровы платобазальтов и силлы габбро-диоритов и габбро-диабазов, т.е. породы трапповой ассоциации, преимущественно на границе циклитов среднего и позднего рифея, позднего рифея и венда. На молодых платформах, где доплитный этап сильно сокращен по времени, стадия кратонизации не выражена, а авлакогенная стадия проявлена образованием рифтов, непосредственно наложенных на отмирающие орогены в согласии с их простиранием. Эти рифты нередко называют тафрогенами. Их выполнение представлено обломочными отложениями — красноцветными или угленосными, а также базальтами.

Авлакоген – глубокий и узкий грабен в фундаменте древней платформы, перекрытый платформенным чехлом. Представлет собой древний рифт, заполненный осадками.

52. Стадия кратонизации на большей части площади древних платформ отвечает по времени первой половине среднего протерозоя, раннему рифею. На этой стадии все современные древние платформы еще составляли интегральные части Пангеи I, возникшей в конце раннего протерозоя. Поверхность суперконтинента испытывала общее поднятие, и накопление осадков происходило на ограниченных площадях. Широкое развитие получило образование субаэральных покровов кислых эффузивов и туфов, в том числе игнимбритов. Одновременно более древние породы подвергались калиевому метасоматизму и происходило внедрение крупных расслоенных плутонов, основных в нижней части, более кислых — в верхней; первый тип пород обычно представлен габбро-анортозитами, второй — гранитами типа рапакиви. Магматизм и метасоматизм данной стадии свидетельствуют о повышенном тепловом и флюидном потоке и в свою очередь приводят к изотропизации платформенного фундамента.

51. Строение платформ. Платформа- крайне слабо проницаема для магмы и ее продуктов, это область исключительной стабильности земной коры и ее максимальной мощности, имеющая двухэтажное строение; это участки земной коры, в которых максимально контрастно проявляется ее вертикальная структурно-вещественная расслоенность и минимально-латеральная тектоническая неоднородность. Платформы - это ядра материков, занимающие большую часть их площади и сложенные континентальной корой мощностью 30-35 км, а литосфера в их пределах достигает мощности в 150-200 км и есть данные, что и 400 км. Платформа состоит из фундамента и чехла. Фундамент, нижний этаж платформы, представляет собой относительно жесткую глыбу, сложенную продуктами завершенного развития складчатых поясов. Чехол, верхний этаж, - это относительно пластичная оболочка фундамента, сложенная продуктами собственно платформенной геотектонической обстановки. Чехол отличается спокойными формами складчатых структур: чередованием синеклиз и антеклиз и лишь изредка узкими прогибами - авлакогенами.

Синеклшы- это чрезвычайно плоские прогибы с едва замет­ным падением слоев на крыльях от долей метра до 2 м (реже до 3-4 м на километр); эти прогибы, всегда очень большие по площади, за­нимают значительные пространства на платформах и имеют обычно овальную, округлую или угловатую, иногда весьма неправильную форму. Антеклизы- это положительные антиподы синеклиз, имеющие антиклинальное строение. Авлакогены - это грабены, возникшие вдоль разломов фун­дамента платформы на ранней стадии ее развития и заполненные отложениями чехла.

54. Плитная стадия. Переход к плитной стадии выразился в замещении авлакогенов прогибами, с расширением последних до размеров синеклиз, затоплении морем промежуточных поднятий и их превращении в антиклизы и тем самым в образовании сплошного платформенного чехла. Начало накопления плитного чехла закономерно совпадает с началом распада суперконтинентов — в венде — кембрии Пангеи I, в Юре — Пангеи II. Именно поэтому чехол молодых платформ по своему стратиграфическому объему соответствует первому слою коры современных океанов. Накопление этого чехла прерывалось эпохами тектонической активизации, которая выражалась в осушении платформ, перестройке их структуры, проявлении магматической деятельности. На значительных пространствах древних платформ южного ряда настоящей плитной стадии еще не наступило, а процесс ограничился образованием изолированных синеклиз На молодых платформах Евразии плитная стадия началась в средней юре, соответственно здесь плитный чехол отвечает одному или двум циклам чехла древних платформ.

55. Стадия заключительного поднятия и активизации развития платформ. Геотектоническая обстановка стадии заключительного поднятия и активизации характеризуется тем, что региональное прогибание сменяется региональным воздыманием. Медленоевоздымание приводит к образованию тех же формаций, что и в предыдущие стадии, но с регрессивным сочетанием их в разрезе: морские карбонатные формации сменяются морскими терригенными, затем прибрежными и лагунными, и завершается разрез континентальной обломочной формацией. В условиях воздымания происходит выгибание платформы вверх и растрескивание чехла. В фундаменте возникают новые и поднов­ляются старые разломы. По кинематике это сбросы, ограничиваю­щие грабены. Образуются новые грабены - рифты и подновляются старые - авлакогены. Движения сопровождаются образованием штамповых складок - валов, в основном это антиклинали. Кроме того, продолжается образование складок нагнетания - соляных диапиров. Разрывообразующие деформации сопровождаются магматизмом. Магма­тизм этой стадии относится к нормальному или щелочному ряду и является основным и ультраосновным. Образуются покровы трапповой формации, возникает и щелочно-базальтовая формация. Она предшествует и следует за трапповой. Извержения, приведшие к образованию этих формаций, происходят через аппараты трещинного и центрального типов. Образуются вулканические плато огромных размеров и щитовые вулканы. Объясняется это высокой сосредоточен­ной проницаемостью земной коры, высокой подвижностью основной магмы и мощными вулканическими извержениями. Параллельно с эффузивным вулканизмом имеет место плутони­ческая деятельность, приводящая к формированию габбро-гранито­вой (гранофировой) формации, дающей расслоенные лополиты. Это комагматы трапповой формации. Плутоническим комагматом щелочно-базальтовой формации является гипабиссальная кимберлитовая формация, залегающая в виде трубок взрыва, и абиссальная формация центральных интрузивов щелочных и ультраосновных пород с карбонатитами, дающая огромные плутоны с кольцевым строением, и формация центральных интрузий агпаитовых нефелино­вых сиенитов в виде многофазных кольцевых интрузивов. Среди пород этой стадии отмечается контактовый метаморфизм. Этой стадией завершается платформенное развитие. Платформы на длительное время приобретают стабильность. Она сохраняется в течение 1700 млн лет., начиная с позднего протерозоя.

56. Особенности геотектонических обстановок молодых платформ.Молодые платформы отличаются от древних большей контрастностью и скоростью вертикальных движений, в связи с чем: 1для чехла платформ характерно большее развитие терриген­ных формаций, чем карбонатных; 2меньшая степень однородности фундамента, достигаемая в стадию кратонизации; 3вулканические формации те же, что и древних платформ, и такой же характер имеет вулканизм; 4синеклизы и антеклизы имеют больший радиус кривизны. Отсюда синеклизы часто разделены с антеклизами разломами; 5эти складки имеют меньшие размеры, чем на древних платформах, в среднем в два раза, и вытянутые, приближающиеся к линейным формы; 6глыбовые складки более мелкие; 7имеют место большие амплитуды смещений по разломам, в связи с чем формируются иногда приразломные прогибы глубиной до 8 км, например, как Мангышлакский прогиб; 8кроме сбросов, встречаются и надвиги; 9для этих платформ характерна большая мощность осадоч­ного чехла. Амплитуда рельефа фундамента на древних платформах составляет 3-4 км, а у молодых - 10-12 км, но щиты отсутствуют; 10не возникают периферические прогибы, а толщи пород по латерали переходят в одновозрастные с ними толщи складчатых поясов; 11чаще наблюдается некомпенсированное и перекомпенсиро­ванноепрогибание - разрезы формаций чаще имеют трансгрессив­ное и регрессивное строение; 12в составе терригенных формаций присутствуют полевошпа­товые песчаники и алевролиты, отсутствующие в составе формаций древних платформ.

57. Особенности геотектонических обстановок протоплатформ. Для протоплатформ характерен ряд особенностей, отличающих их от древних платформ. Фундамент составляют гранит-зеленокаменные области архея. Чехол распространен незначительно и сохранился на склонах протоплатформ, сопряженных с протогеосинклиналями, в плоских впадинах крупных размеров - протосинеклизах; в грабенах - прото-авлакогенах. Осадочные толщи чехла сложены тремя главными типами осадочных формаций: сероцветной континентальной обломочной с осадками аллювиальных и дельтовых равнин и озерных, отчасти мелководноморских водоемов. Эта формация залегает в основании разреза чехла. В средней части чехла преобладают мелководные морские осадки шельфа эпиконтинентальных морей. Значительная роль в сложении этой мелководно-морской карбонатно-терригенной формации принадлежит мощным толщам доломитов, изобилующим строматолитами. Встречаются в них углеродистые сланцы. Завершает разрез чехла красно- или пестроцветная лагунно-континентальная крупнообломочная формация молассового типа. Разрезы протоплатформенного чехла крупноциклические (4-5 циклов), для которых характерна регрессивная направленность, выражающаяся в увеличении роли крупнообломочных пород к концу раннего протерозоя. В строении чехла принимают участие континентальные толеитовые базальты и пикриты, а также кислые лавы. Вулканические породы образуют многокилометровые толщи. Интрузивныймагматизм представлен дайками, силлами и штоками габбро-диабазов, габбро-долеритов, габбро-анортозитов и расслоенными плутонами основного состава. Типич­ным для протоплатформ является наличие мигматит-гранитовой формации, залегающей в виде куполов.

Деформированы отложения чехла неравномерно. Деформации связаны с глубинным диапиризмом, внедрением лополитов и блоковыми подвижками. Равномерного распространения складча­тости нет. Дислоцированность увеличивается у разломов. Метамор­физм достигает нижних ступеней амфиболитовой фации, проявлен неравномерно. Он ослабевает вверх по разрезу и от периферии к центру.

58. Континентальные рифты. Рифт означает совокупность структур растяжения, совокупность грабенов, принадлежащих к одной области растяжения земной коры.

Под континентальными рифтами, рифтовыми зонами понимаются полосовидные в плане тектонические зоны протяженностью на многие сотни и даже тысячи километров, в которых происходит (или преобладает) горизонтальное расши­рение земной коры в направлении, приблизительно поперечном к их простиранию, сопровождаемое подъемом нагретого глубинного мантийного материала. Этот процесс, называемый рифтогенезом, проявляется в утонении земной коры и литосферы подобных зон, в возникновении в них и дальнейшем расширении и углублении рифтов. Существуют три гипотезы рифтообразования: первая - это локальное растяжение и проседание блока на оси растущего поднятия, вызванного образованием астенолитной «подушки»; вторая - региональное поперечное сжатие, изгиб, сводообразование, падение давления под сводом и расплавление вещества мантии, увеличение его объема, локаль­ное растяжение свода, растрескивание и проседание блоков пород вдоль оси свода; третья - региональное поперечное растяжение за счет растекания астеносферы под воздействием конвективных потоков в мантии и вызванным этим уменьшением мощности коры с образованием пережима, «шейки» и, наконец, грабена.

В структурном отношении рифтовые зоны сводово-вулканического типа - это овальный свод, осложненный в осевой части грабеном. На периклиналях свода рифт расщепляется, приобретая форму «ласточкиного хвоста». Рифт шириной несколько десятков километров ограничен глубинными, до 40-60 км, магмо-выводящими разломами. Структура грабенов может быть различной -простой и ступенчатой, симметричной и асимметричной, с ровной поверхностью дна и осложненной центральным горстом. Разломы грабена падают навстречу друг другу, это сбросы и отрывы, фактически раздвиги с небольшой амплитудой раздви-жения. Могут быть крупныесбросо-сдвиги, реже взбросо-сдвиги. Складчатости, надвигов и взбросов в рифтах нет.

Рифты щелевого типа - это система глубоких, до 3-7 км, линейных грабенов и грабенообразных впадин, расположенных в виде кулис или четок, разделенных перемычками. Четко выраженных глубинных разломов в них нет. В связи с этим нет или почти нет продуктов вулканизма.