32 Охарактеризуватиокеанічнийрифтогенез.

Океанскийрифтогенез, основу которого составляет раздвиг по­средством магматического расклинивания, может, таким образом, развиваться как прямое продолжение континентального. Вместе с тем многие современные рифтовые зоны Тихого и Индийского океанов изначально закладывались на океанской литосфере в связи с перестройками движения плит и отмиранием более ран­них рифтовых зон.

33. ВизначитигеологічнубудовуСхідних Карпат.

Украинские Карпаты представляют собой часть Карпатского горного сооружения альпийского возраста. Они состоят из Карпатской сложной складчатой структуры, Предкарпатского прогиба и Закарпатской впадины. Характерными особенностями тектонического строения Украинских Карпат, является зональность структур, протягивающихся через весь регион с северо-запада на юго-восток, и наличие надвигов (скиб) с амплитудой горизонтального перемещения 15-20 км в направлении на северо-восток.

Предкарпатскийпрогибсостоит из Покутско-Бориславской, Самборской и Бильче-Волицкой зон. Закарпатская впадина делится Вулканическим хребтом на Солотвинскую и Чопскую (Мукачевскую) впадины.

Главную роль в геологическом строении Украинских Карпат играют меловые, палеогеновые и неогеновые отложения, но в пределах этой территории обнажаются и более древние породы. На Раховском кристаллическом массиве распространены протерозой-палеозойские гнейсы, граниты, кварциты и сланцы. Здесь обнажаются палеозойские (преимущественно карбоновые) сланцы, кристаллические известняки и кварциты. Небольшое распространение имеют триасовые и юрские конгломераты, известняки, песчаники и мергели. В долинах рек, ущельях, на крутых склонах хребтов обнажаются меловые мергели, известняки, песчаники и аргиллиты. Палеогеновые отложения встречаются во всех тектонических зонах Карпат, и их суммарная мощность достигает нескольких тысяч метров. Среди отложений палеогеновой системы преобладает флишевые образования, созданные слоями песчаников, глин, мергелей и туфовых пород.ВПредкарпатье и Закарпатье значительно распространены неогеновые соленосные отложения, глины и пески.

34.Проаналізувати внутрішню будову складчастих поясів.

Внутреннее строение складчатых поясов отличается большой сложностью, ибо любой такой пояс представляет собой коллаж разнородных структурных элементов — обломков континентов, островных дуг, образований ложа океанов и их окраинных морей, внутриокеанских поднятий. Присутствие в пределах складчатого пояса крупных (многие сотни километров в поперечнике) глыб более древней, докембрийской континентальной коры, обломков среднепротерозойской Пангеи I, выделявшихся прежде под назва­нием срединных массивов, а ныне называемых по аналогии с по­добными структурами в современных океанах микроконтинентами, служит основанием для подразделения складчатых поясов на от­дельные складчатые системы, находящиеся между такими микро­континентами или между ними и настоящими континентами. По­добными складчатыми системами являются Уральская, Южно- и Северо-Тяньшаньские, Большой Кавказ и др. Их протяженность составляет более тысячи, поперечник — первые сотни километров. Иногда несколько систем группируются по структурному и (или) историческому признаку в складчатые области — например, Вос­точно-Казахстанскую и Алтае-Саянскую в Урало-Охотском поясе, Западно-Средиземноморскую, Карпато-Балканскую — в Среди­земноморском.

Передовые (краевые) прогибы. Складчатые системы занима­ющие в поясе окраинное положение и пограничные с континен­тальными платформами, нередко отделяются от последних проги­бами, получившими название передовых, или краевых. В некоторых случаях такие прогибы отсутствуют и тогда складчатое сооружение оказывается непосредственно надвинутым на десятки, иногда даже на сотни километров на платформу — Скандинавские и Гренланд­ские каледониды, Северные Аппалачи, Урал в районах Башкир­ского Каратау и Полюдова кряжа. В других случаях отсутствие передового црогиба связано с поперечным поднятием фундамента прилегающей платформы. Так, Минераловодское поднятие разде­ляет два передовых прогиба Большого Кавказа—Кубанский (Индоло-Кубанский) и Терский (Терско-Каспийский).Н. С. Шатский различал два тина сочленения складчатых сис­тем с платформами — вдоль краевых прогибов и краевых швов, указывая, что первый тип характерен для сочленения складчатых систем с плитами, а второй — го щитамиДействительно, боль­шинство приведенных выше примеров отсутствия передовых про­гибов относится к сочленениям складчатых сооружений со щитами (Скандинавские каледониды с Балтийским, Гренландские каледониды и Северные Аппалачи — с Канадско-Гренландским). Од­нако Шатский считал краевые швы вертикальными глубинными разломами, а А. А. Богданов полагал, что они продолжаются в основание передовых прогибов вдоль оси последних, составляя границу между их внешними и внутренними зонами (крыльями). В действительности оказалось, что эги «швы» представляют фрон­тальные зоны пологих надвигов — шарьяжей не продолжаются под смежные передовые прогибы. Участки непосредственного надвигания складчатого сооруже­ния на или поперечных поднятий ее фундамента рас­членяют систему передовых прогибов на отдельные звенья — впадины протяженностью в сотни километров и с поперечником обычно в несколько десятков километров. Так, в Предуральской системе прогибов различают (с юга на север) Вельскую, Юрюзано-Сылвенскую, Камскую, Верхнепечорскую, Косью-Роговскую (Воркутинскую), Коротаихскую впадины .

35.Визначити стадії розвитку платформ

Поверхность фундамента платформ отвечает срезанной дену­дацией поверхности складчатого пояса — орогена. Таким образом, платформы следуют за орогенами в эволюционном ряду крупных элементов земной коры и литосферы. Однако настоящий платфор­менный режим устанавливается на площади былого подвижно-то пояса не сразу, иногда лишь по прошествии многих десятков, в случае молодых платформ — даже нескольких сотен, в случае древних платформ — миллионов лет, с наступлением стадии на­копления плитного чехла. А перед этим, в течение «доплитного» этапа, платформы проходят две подготовительные стадии, на ко­торых они отличаются еще повышенной подвижностью, — стадию кратонизации и авлакогенную стадию, выделенные А. А. Богдано­вым.

Стадия кратонизации на большей части площади древних плат­форм отвечает по времени первой половине среднего протерозоя, т. е. раннему рифею. Как отмечалось выше, есть серьезные осно­вания предполагать, что на этой стадии все современные древние платформы еще составляли интегральные части единого супер­континента — Пангеи I, возникшей в конце раннего протерозоя. Поверхностьсуперконтинента испытывала общее поднятие, и на­копление осадков, в основном континентальных, происходило на ограниченных площадях. Зато широкое развитие получило обра­зование субаэральных покровов кислых эффузивов и туфов, в том числе игнимбритов, нередко несколько повышенной щелочности (калиевости). Одновременно более древние породы подвергались калиевому метасоматизму и происходило внедрение крупных рас­слоенных плутонов, часто в форме лополитов, основных в нижней части, более кислых — в верхней; первый тип пород обычно пред­ставлен габбро-анортозитами, второй — гранитами типа рапаки-ви. Если первые представляют продукт плавления нижней коры под влиянием подъема астеносферы или непосредственно подъе­ма продуктов плавления последней, что наиболее вероятно, то граниты образуются за счет плавления верхней коры. Во всяком случае, магматизм и метасоматизм данной стадии свидетельству­ют о повышенном тепловом и флюидном потоке и в свою очередь приводят к изотропизации платформенного фундамента.

Следующая, 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, отку­да и название стадии. 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, а соответствующую стадию развития — тафрогенной. Их выполнение пред­ставлено обломочными отложениями — красноцветными или уг­леносными, а также базальтами. Типичны позднетриасовые — раннеюрские грабены типа Челябинского на восточном склоне Урала и их аналоги под чехлом Приатлантической равнины США, в Восточной Австралии и т. д. Грабены Срединной долинь Шотландии и другие в Британских каледонидах относятся к той же категории.

Переход к плитной стадии (собственно платформенному этапу) совершился на древних платформах Восточной Европы, Сибири, Китая и Кореи в венде, Северной Америки — в конце кембрия, южных материков — в ордовике (Австралии — в кембрии). Он выразился в замещении авлакогенов прогибами, с расширением последних до размеров синеклиз, затоплении морем промежуточных поднятий и их превращении в антеклизы и тем самым в обра­зовании сплошного платформенного чехла

36) выделение формаций – не простое возведение той или иной ассоциации горных пород или даже фациального комплекса в ранг формации, творческий процесс, основанный на выявлении генетической сущности явлений. Формационный комплекс представляет совокупность формаций и субформаций, отвечающих единому этапу накопления. Границы формационных комплексов обозначаются крупными паузами осадконакопления и соответственно значительными несогласиями. Если эти несогласия являются структурными, разделяемые ими подразделения представляют собой структурно-формационные комплексы.  То, что литология, стратиграфия и тектоника изучают обособленно и независимо, в системе формационного анализа соединяется. Формационные исследования подразумевают два этапа. Первый заключается в изучении самих формаций. Второй – в использовании формаций как инструмента познания общих закономерностей. Для первой стадии формации являются конечным результатом исследования, для второй – они исходный пункт.  Основой изучения геологических формаций являются литолого-фациальные исследования. Собственно литологическая ветвь анализа (породы – слои – разрезы) приводят к выделению породных ассоциаций – индивидуализированных геологических тел по особенностям состава или первичного строения. В основе генетического анализа находятся диагностические признаки происхождения пород – состав, структуры, текстуры и т.д. Обособление парагенераций при изучении отдельных разрезов сводится к проблемам детальной литостратиграфии: выделению свит, пачек, горизонтов и ограничению в пространстве литостратиграфических подразделений.  Собственно формационный анализ подразумевает изучение распределения и взаимоотношения формаций на основе стратиграфических и палеоструктурных исследований, установление тектонических условий образования формаций на базе изучения конседиментационной структуры, выделение структурно-формационных комплексов с привлечением сведений о несогласиях и структурной этажности. В итоге формационный анализ позволяет восстановить причинно-следственную цепь событий геологической истории, провести тектоническое районирование, выявить генетические ассоциации формаций и наметить их типовые сочетания, установить закономерности в размещении и образовании полезных ископаемых.

37) Океанский рифтогенез, основу которого составляет раздвиг посредством магматического расклинивания, развивается как продолжение континентального или, как в современных рифтовых зонах Тихого и Индийского океанов изначально закладывается на океанической литосфере в связи с перестройками движения плит и отмиранием более ранних рифтовых зон.  Спрединг в подводных срединно-океанских хребтах.  В самых молодых спрединговых бассейнах, находящихся в тесном континентальном обрамлении, возможна быстрая седиментация, препятствующая свободным трещинным излияниям и формированию нормального II слоя. Не достигая поверхности, дайки заканчиваются в толще осадков, образуя силлы, как это установлено в бассейне Гуаймас Калифорнийского залива.  К вулканическим зонам срединно-океанских хребтов приурочены выходы высокотемпературных гидротерм, особенно многочисленные при высоких скоростях спрединга. С ними связаны медноцинковые колчеданные руды, железомарганцевые металлоносные осадки, а также зеленокаменное изменение базальтов.  Формирование океанической коры в зонах спрединга. Современные представления о механизмах формирования океанической коры основываются на наблюдениях в активных зонах спрединга в сопоставлении с данными глубоководного бурения, а также детального изучения офиолитов. Образование II слоя с базальтовой верхней частью и комплексом параллельных долеритовых даек - результат последовательного гидравлического расклинивания. Очаги базальтового расплава оконтуриваются многоканальным сейсмопрофилированием, но только в средне - и высокоскоростных зонах спрединга. Протягиваясь продольно, эти очаги невелики в поперечном сечении, при ширине около 1 км и высоте всего лишь в несколько сотен метров они находятся на глубине 1—2 км от поверхности. В частности, в Восточно-Тихоокеанском поясе на 9°30''с.ш., по данным Р. Детрика и др. (1937), верхняя граница магматического очага прослежена на глубине менее 1 км, а новообразованная океанская кора над ней представлена только слоем II.  В такую кровлю местами внедряются штокообразные тела массивных габбро-диабазов и микрогаббро, которые прорывают комплекс параллельных даек и пересекаются более поздними дайковыми комплексами.  По мере отодвигания новообразованной коры от оси спрединга вместе с ней удаляется от питающей системы и соответствующая часть магматического резервуара. Она уже не пополняется базальтовыми выплавками астеносферы, теряет связь с основным источником тепла и охлаждается в условиях, благоприятных для кристаллизационной дифференциации. Так, под II слоем формируется III слой океанической коры — расслоенный комплекс габброидов, в котором представлены градации от меланократовых разностей в верхах до дунитовых кумулятов в низах разреза. Небольшие количества остаточного расплава отжимаются, образуя мелкие внедрения плагиогранитов.

38) Главная роль в сложении фундамента древних платформ принадлежит архейским и нижнепротерозойским образованиям. Изучение этого фундамента в пределах обнажений щитов и по данным бурения и геофизики (особенно эффективна магнитометрия) под чехлом плит показало, что он, как правило, имеет крупноблоковое строение. Так, в структуре Балтийского щита различают пять главных блоков, в пределах Украинского - также пять, Канадского щита - шесть и т.д. Некоторые из этих блоков, обычно сложенные протерозоем, сильно вытянуты в одном направлении и поэтому называются поясами, например, Лапландско-Беломорский пояс на Балтийском щите, Становой на юге Алданского щита, Гренвильский - на востоке Канадского. Изучение их внутренней структуры и особенностей развития этих блоков показало отличия от описанного выше для подвижных поясов позднего протерозоя и фанерозоя. Здесь, особенно в архее, распространены специфические структурные элементы, характерные для ранних этапов истории Земли. В архее мы обнаруживаем два главных типа таких элементов - гранит-зеленокаменные области и гранулито-гнейсовые пояса.

39) Проявление тектонических движений носит сложный характер и не всегда однозначно можно определить генетический вид движений, приведший к тому или иному геологическому результату, обычно изучают проявление вертикальных или горизонтальных движений.Методы изучения вертикальных движений При изучении древних, новейших и современных вертикальных движений используют различные методы. Древние движения чаще всего изучают с помощью методов мощностей, фации, формаций, перерывов. При исследовании новейших движений применяют главным образом геоморфологические и биогеографические методы. Современные движения анализируют историческим методом, методом водомерных наблюдений, геодезическими, геоморфологическими и сейсмологическими методами.Методы изучения горизонтальных движений Горизонтальные движения изучены менее детально по сравнению с вертикальными. Количество методов, позволяющих их исследовать, также сравнительно невелико. Одним из наиболее компетентных методов является метод формаций. Установлено, что определенные формации указывают на горизонтальное перемещение пластин земной коры. Так, формация «дикого флиша» образуется за счет разрушения фронтальных частей продвигающихся в горизонтальном направлении покровов. «Дикий флиш» состоит из тонкозернистых песчаноглинистых, реже карбонатных пород с включениями хаотически нагроможденного грубообломочного материала. Включения представлены линзами, иногда пластами олистостромового материала (глыбовых брекчий и конгломератов более древних пород). Среди флишевой массы имеются беспорядочно разбросанные очень крупные обломки пород (олистолиты). Мощность брекчий достигает нескольких сотен метров, а протяженность – 10 км и более. Образование «дикого флиша» связано с тектоническим дроблением покровов, что вызывается их движением в условиях горизонтального сжатия, происходящего одновременно с осадконакоплением. На горизонтальное движение отдельных блоков земной коры указывают также зоны тектонического дробления пород, подстилающие движущиеся блоки. Эти пласты дислокационных брекчий получили название меланжа (франц. – смесь). Среди других методов анализа древних горизонтальных движений следует в первую очередь назвать палинспастический и палеомагнитный.

40) Зона Беньофа (Вадати–Заварицкого–Беньофа) (англ. – Benioff zone, deep earthquake zone; нем. – Benioff-Zone) неровная, криволинейная зона концентрации гипоцентров землетрясений, наклоненная в сторону от океанских желобов под активные островные дуги или континентальные окраины на глубину до нескольких сотен километров, по которой происходит погружение одной плиты под другую. Иногда состоит из двух зон, расположенных сверху и снизу погружающейся пластины. Син. сейсмофокальная зона, зона субдукции.Глубинность зон Беньофа. Сравнивая размещение очагов землетрясений с результатами сейсмической томографии для той же зоны субдукции, можно убедиться, что погружение литосферы сначала, до какой-то определенной глубины, порождает очаги упругих колебаний, а далее продолжается как асейсмичный процесс (см. рис. 6.6). Это определяется, вероятно, в первую очередь снижением упругих свойств субдуцирующей литосферы по мере ее разогрева. Глубинность зон Беньофа зависит главным образом от зрелости субдуцирующей океанской литосферы, которая с возрастом наращивала свою мощность и охлаждалась.Вертикальное распределение сейсмических очагов в зонах Беньофа крайне неравномерно. Их количество максимально в верхах зоны, убывает по экспоненте до глубин 250—300 км, а затем возрастает, давая пик в интервале от 450 до 600 км. Под активными вулканическими поясами наблюдается еще один низкосейсмичный (а иногда асейсмичный) пробел на глубине 150—200 км.  Все зоны Беньофа наклонны. В окраинно-материковых системах и в сложно построенных системах японского типа они погружаются в сторону континента, поскольку субдуцирует океанская литосфера. В зонах субдукции океанского (марианского) типа направление наклона не контролируется континентом и погружается та плита, которая древнее и зона Беньофа наклонена под более молодую океанскую литосферу.Наклон каждой сейсмофокальной зоны меняется с глубиной, тем самым вырисовывается ее поперечный профиль. Небольшие углы наклона у поверхности (35—10°) с глубиной увеличиваются: сначала очень незначительно, затем обычно следует отчетливый перегиб, за которым идет нарастание наклона почти до вертикального. Практически все разнообразие профилей закономерно размещается между двумя крайними их видами. Один представлен в системах океанского типа (Новые Гебриды, Идзу-Бонинская) с крутым наклоном близ поверхности (около 30°), перегиб происходит на глубинах до 100 км, идет увеличение наклона до максимальных значений и на самых больших глубинах на подходе к нижней мантии возможно резкое выполаживание. Другой крайний случай представлен Андской системой. Здесь зона Беньофа уходит от желоба очень полого (10—20°), перегиб находится значительно глубже (200—250км), а за ним крутая часть профиля прослеживается с пробелами при низкой сейсмической активности.  Малоглубинные зоны Беньофа могут заканчиваться выше перегиба, и профиль у них почти прямолинейный.Сейсмичность над зонами Беньофа определяется мощностью литосферы в висячем крыле и распределением теплового потока, снижающего упругие свойства пород. Главный источник динамических воздействий - субдукция, а следовательно, важны параметры субдукции и сила сцепления литосферных плит на конвергентной границе.

41.Розкрити сутність аналізу перерв та неузгоджень.

Тектонические движения, развивающиеся на фоне общего погружения и накопления осадков, фиксируются в изменениях фаций, мощностей и формаций. В условиях суши эти двидения деформируют земную поверхность и образуют формы рельефа, исследуемые структурно-геоморфологическими методами. Но особые условия создаются в периоды кратковременных осушений, которые затем снова сменяются погружениями. Эти события отмечаются перерывами в отложении осадков и несоответствием залегания толщ. Движения и деформации, сопровождающие накопление осадков, как бы конденсируются в плоскости перерывов и несогласий. Перерывы совпадают с фазами усиления движений, деформаций и перестроек структурного плана. Различные комплексы могут быть свидетелями неотектонических движений. К примеру молассы — показатель горообразования, алкалийные щелочные вулканиты — символ островных дуг, ультраосновные-щелочные интрузии кольцевого типа — кратонов и т.д. Палеогеологические карты. Поверхности региональных несогласий отвечают переломным эпохам тектонической истории. Для таких поверхностей составляют палеогеологические карты, на которые, в основном по данным бурения, отчасти поверхностного картирования, наносят выходы образований разного возраста, залегающих непосредственно ниже поверхности перерыва и несогласия. Так как поверхность, при этом как бы приводится в горизонтальное положение, снимается эффект всех последующих деформаций и восстанавливается структурный план, сложившийся к концу перерыва. На геологических картах площади распространения наиболее древних образований отвечают поднятиям этого палеоструктурного плана, наиболее молодых — впадинам, которые, будучи несогласно перекрытыми послеперерывными отложениями, не могут быть выявлены при поверхностном картировании