1 Билет
 Скачать 338.4 Kb.
|
|
2. Срединно-океанический хребет  Схема строения срединно-океанического хребта Срединно-океанический хребет (в литературе часто сокращается до СОХ) — сеть хребтов, расположенных в центральных частях всех океанов. Возвышаются надабиссальными равнинами на 2—3 км. Общая протяжённость хребтов более 70 тыс. км. В этих структурах происходит образование новой океанической коры и процессспрединга. Так как срединные хребты расположены глубоко под водой, то открыты они были только в 50-х годах XX века путём эхолокации морского дна. В конце 1960-х годов возникла теория тектоники плит, которая объяснила существование этих возвышенностей, и наличие параллельных им полосовых магнитных аномалий. Срединно-океанические хребты на земном шаре и возраст образованного ими дна. Красным цветом обозначены самые молодые участки дна, произведённые хребтами; далее жёлтые, зелёные и самые старые — обозначены синим. Возраст этих участков доходит до 180 миллионов лет, а самым древним, как например дно Средиземного моря, 280 миллионов лет. Срединно-океанические хребты имеют сравнительно выдержанную форму и геологическое строение. Они гораздо однообразнее, чем, например, горные хребты на суше, потому, что последние образуются в результате комплекса процессов, и находятся на разном эрозионном уровне. Срединно-океанические хребты разделяются на быстро-спрединговые и медленно-спрединговые. Для хребтов со скоростью расхождения плит 8—16 см/г характерно отсутствие прогиба в центральной части. Характерный пример такого рифта Восточно-Тихоокеанское поднятие. Профиль рельефа в стороны от хребта этого типа лучше всего описывается формулой H=0,35 * t0,5, где H увеличение глубины по сравнению с осью хребта, а t возраст океанической коры. Медленно-спрединговые хребты имеют отчётливую центральную депрессию — рифт глубиной 4000—5000 метров. 10 Билет 1. Анализ мощностей Анализ мощностей (количественная оценка тектонических движений) основан на связи интенсивности процессов осадконак-ния с амплитудой колебательных движений. Установлено, что мощность осад-ных толщ явл-ся показателем скорости отложения осадков, так как прогибание дна бассейна седиментации обычно компенсируется осадконак-нием. Обычно, мощность осадков соответствует интенсивности прогибания того или иного участка бассейна седиментации. Поэтому по относительным изменениям мощностей осад-ных толщ можно судить о проявлении нисходящих или восходящих тектонич-х движений. В связи с этим участкам исследуемой территории, испытавшим наиболее значительное прогибание, соответствуют впадины в современном структурном плане или в какое-либо палеогеологическое время. Наоборот, областям развития маломощных осадков будут отвечать положительные тектонич-ие элементы . Он проводится путем построения серии палеотектонических профильных разрезов и серии карт мощностей Палеотектонические профильные разрезы строятся в определенном направлении и в специально подобранных масштабах. Кровля слоя совмещается с горизонтальной «нулевой» линией, и по вертикали откладывается мощность слоя. Отметки его подошвенной части соединяются плавной линией. Поведение этой линии характеризует вертикальные движения территории и изменения его структуры в отрезок времени, соответствующий накоплению этого слоя. Профильные разрезы принято строить снизу вверх, от более к менее древним слоям и в каждом последующем разрезе достраивать к подошве анализируемого слоя подстилающие слои. Это позволяет проследить хар-ер структурного развития терр-рии во времени. Основные выводы, харак-щие метод анализа мощностей: 1. Распределение мощностей морских, паралических и отчасти внутриматериковых отложений в основном определяется тектоническим режимом и соответствует распределению участков большего или меньшего тектонического погружения. 2. В условиях устойчивых зон земной коры соответствие между мощностями и размером тектонического погружения нарушается очень редко.3. Длительность некомпенсир-ого погружения обычно не превышает одного-двух геолог-ких веков, реже эпохи, т. е. нескольких млн. лет, вслед за чем наступает восстановление соответствия объема осадков размеру прогибания. 4. Уплотнение пород в процессе диагенеза, катагенеза и складкообразования в основном затрагивает лишь глины и глинистые алевриты и практически имеет значение в региональном масштабе только для геосинклинальных областей, приводя к некоторому сглаживанию контрастов между зонами больших и малых мощностей. 5. Уменьшение мощностей вследствие последующего размыва может серьезно исказить картину первоначального распределения мощностей в том случае, если размыв произошел много позже времени отложения осадков и структурный план с того времени заметно изменился. 6. Анализ мощностей практически не применим для изучения развития складок в период накопления высокоплаетичных глинистых и эвапоритовых толщ, с которыми связаны проявления диапиризма.7. В общем, распределение мощностей осадочных и вулканогенных толщ, возникших в условиях морских или крупных внутриматериковых бассейнов, правильно отражает тектонический режим времени их отложения, за исключением участков, где уменьшение мощности связано с некомпенсированным погружением и с поздневторичным размывом. 2. Океанические плиты Океанические плиты представлены абиссальными равнинами, расположенными на глубинах 5 – 6 км, которые делятся внутриплитными поднятиями на отдельные котловины. Верхняя часть плит представлена осадочным чехлом мощностью несколько сот метров. Плиты асейсмичны и имеют нормальный тепловой поток. Внутриплитные поднятия представляют собой возвышенности высотой 2 – 3 км. Иногда представлены островами. Мощность коры в пределах них 25 - 30 км, а осадочного чехла – 1,5 - 2 км. Поднятия бывают двух главных типов: -Линейные вулканические архипелаги, формирующиеся вдоль глубинных разломов, пересекающих плиту -Изометричные или овальные вулканические поднятия, представленные групповыми вулканами формирующиеся на участках пересечения разломов В результате спрединга в океанах происходит наращивание океанской коры. Новообразованная кора уходит под континентальную, т.е. происходит её субдукция.Эти районы отмечены высокой сейсмической активностью, наличием островных дуг, окраинных морей, глубоководных желобов- активная континентальная окраина. Части континентов, которые составляют с частью океанов единую литосферную плиту, называются пассивной континентальной окраиной. Они лишены всех перечисленных для активной окраины признаков, но характер-ся мощной осадочной толщей, которая формируется под материковым склоном 11 Билет Анализ формация Анализ формаций играет важную роль в палеотектонических построе-ниях. Формация – ассоциация горных пород, устойчиво возникающая в гео-логических пространстве и времени и слагающих крупные тела. Одним из ведущих факторов образования формаций является тектонический. По верти-кали (разрезу) формации слагают ряды, которые более однозначно опреде-ляют тектонический режим. Формационный ряд геосинклиналей был уста-новлен французом М. Бертраном еще в конце XIX в. Для платформ такой ряд был определен Л.Б. Рухиным. Кроме вертикальных формационных рядов су-ществуют и латеральные, характеризующие переходы от одной геоструктур-ной зоны к другой. Для геосинклиналей характерны аспидная, спилит-кератофировая, флишевая, молассовая и другие формации, а для чехлов платформ – терри-генная угленосная, карбонатные, терригенно-карбонатная, коры выветрива-ния, эвапоритовая и другие. При формационном анализе важно учитывать мощности, структурно-геологические особенности и сочетания разнородных формаций (осадочных, вулканогенно-осадочных и интрузивных). Основные этапы развития земной коры. Догеологическая стадия охватывает период времени 4,5-4,0 млрд. лет. Ученые обсуждают варианты состояния Земли в то время – Венерианская и Лунная модели. За счет дегазации мантии образовалась атмосфера, содержащая азот, метан, сероводород и водяной пар. Раннеархейский этап (4-3 млрд. лет). Формирование протоконтинентальной коры. Свидетельствами этого этапа являются серые гнейсы – метаморфические породы состава тоналита (гранодиорита). На этом этапе шло охлаждение поверхности до температур ниже 100оС, наращивалась масса атмосферы и появилась гидросфера – горячий первичный неглубокий океан. В нем на рубеже 3,5 млрд. лет возникла жизнь в форме безъядерных бактерий (прокариотов). Формировалась первичная земная кора, из мантии выплавлялись натровые гранитоиды. Породы этого этапа есть на щитах большинства континентов. Позднеархейский этап (3,0-2,6 млрд. лет). Возникновение собственной континентальной коры. На некоторых континентах (Юг Африки) возникли протоплатформенные чехлы, сложенные слабо метаморфизованными вулканитами, песчаниками, кварцитами, графитистыми и глиноземистыми сланцами. Некоторые тектонисты считают, что в начале этапа произошло складкообразование (саамский тектонический цикл), внедрение гранитов, в том числе обычных для позднего докембрия и фанерозоя калиевых, образовался первый суперконтинент Пангея 0. Плитотектонисты полагают, что уже тогда произошло образование плит и началось их перемещение в пространстве. Раннепротерозойский этап (2,6-1,7 млрд. лет). Распад первой Пангеи, обособление платформ и подвижных поясов. Дальнейшее развитие континентальной коры. Рифейский (позднепротерозойский) этап (1,6-0,6 млрд. лет). Деструкция протерозойской Пангеи, заложение и начало развития подвижных поясов неогея. Фанерозойский этап (<0,7 млрд. лет). Расширение площадей покровно-складчатых поясов, формирование молодых платформ и увеличение мощностей чехлов в синеклизах древних платформ. Формирование и сравнительно кратковременное существование суперконтинента Пангея-2 (около 60 млн. лет). При распаде его возникли молодые океаны – крупные Атлантический и Индийский и малый, находящийся в фазе разрастания, Северный Ледовитый. Завершился мезозойский (тихоокеанский) тектонический цикл и проявился, продолжающийся в голоцене, альпийский цикл. Произошло возникновение внутренних морей Евразии, проявился рифтогенез в Африке и Азии. 12 Билет Происхождение океанов Происхождение океанов. Кроме самого крупного и древнейшего Тихого океана, предположительно существующего с позднего докембрия, остальные океаны Земли являются порождением геодинамического процесса, выражающегося движением литосферных плит (дивергентная стадия цикла Уилсона). Благодаря глубоководному бурению и датированию магнитных аномалий возраст дна океанов определен достаточно надежно. В Атлантическом и Тихом океанах наиболее древняя кора имеет верхнеюрский (165 млн. лет) возраст, в Индийском океане – несколько моложе (158 млн. лет), В Северном Ледовитом – не древнее верхов нижнего мела (100 млн. лет). Для трех океанов этот возраст означает начало I стадии цикла Уилсона – рифтогенез в пределах Пангеи 2 и начало спрединга. Раскрытие молодых океанов происходило не сразу в их теперешних пределах, а по отдельным сегментам. Тектонистами составлены палеотектонические схемы, показывающие процесс раскрытия Атлантического и Индийского океанов в меловом-четвертичном периодах. При древности Тихого океана как геотектуры молодость его коры с позиций геодинамики объясняют действием «конвейера», на конце которого древняя кора поглощается в зонах субдукции. По данным Ю.М. Пущаровского, Тихий океан обнаруживает признаки распада и через 150-200 млн. лет перестанет быть крупнейшим. Атлантический и Индийский океаны зрелые, местами увеличивающие свои размеры, в их пределах дивергентная часть цикла Уилсона еще не завершилась. Северный Ледовитый океан – самый молодой, продолжающий активный рост где-то между II и III стадиями цикла Уилсона. Разумеется, континенты и океаны существовали всегда, но их конфигурация и соотношения изменялись. Существуют предположения о постоянстве объема гидросферы (В.И. Вернадский) и о быстром наращивании этого объема (В.В.Орленок), вследствие чего через 1-2 млн. лет Земля превратится в планету Океан. Глубинные разломы Земная кора, а местами и литосфера на полную мощность характеризуются хрупкостью, так как геологические тела и структурные ансамбли сложены относительно холодными веществами. В масштабах геологического времени они разрушаются с перемещением разорванных блоков, образуя дизъюнктивы. В зависимости от роли дизъюнктива в структуре геоблока, участка земной коры следует различать разрывные нарушения, протяженность которых не превышает первые километры, а амплитуда смещения блоков – сотен метров, и разломы – крупные дизъюнктивы протяженностью до нескольких тысяч километров и амплитудой до 10-24 км. Почти столетие тому назад геологи стали обращать внимание на существование разломов большой протяженности и длительного развития. Термин глубинный разлом был введен А.В. Пейве в 1945 г. Глубинный разлом должен обладать рядом особенностей, а именно большой (более 1000 км) протяженностью, глубиной заложения в мантии, длительностью развития не менее цикла Бертрана, разделением геоблоков с разным строением и историей геологического развития. Сместитель разлома должен выделяться в геофизических полях гравитационной ступенью и зна-копеременными магнитными аномалиями. По мнению В.Е. Хаина, не являются глубинными разломами краевые швы. Их расположение между платформой и внешней зоной складчатых сооружений, подстилаемой консолидированной корой, говорит о внутрикоровой природе разлома. Одним из типичных примеров глубинного разлома ранее считался Главный Уральский (Уралтаусский) разлом, разделявший внешнюю (миогеосинклинальную) и внутреннюю зоны геосинклинали и сопровождаемый на всем протяжении массивами ультраосновных и основных интрузивных пород, как правило, более древних, чем разлом. Но этот разлом на глубине выполаживается, его корни отстоят на большом расстоянии от линии выхода на поверхность. Кроме того, в тылу разлома, по другую сторону Та-гильского и Магнитогорского «синклинориев» (синформ) выступают породы докембрийского кристаллического фундамента. Понятию глубинного разлома, по В.Е. Хаину, вполне соответствуют лишь сутуры – швы столкновения литосферных плит. Их наиболее важным признаком является распространение офиолитов в виде тектонического меланжа, обычно испытавшего метаморфизм высокого давления (глаукофано-вые сланцы). Швы эти разделяют геоблоки, отличающиеся по структуре и истории развития. Заключительные движения в зонах сутур носят сдвиговый характер. Иногда из них выжаты офиолитовые пластины, наползающие в виде шарьяжей на смежные блоки. 13 билет 1. Анализ перерывов и несогласий В геологии достаточно часто встречаются случаи частичного или полного отсутствия осадков, которые уверенно датируются временными интервалами - фазами, веками, эпoxами, периодами и даже эрами. Эти перерывы в осадконакоплении проявляются на обширных пространствах. «Наиболее часто причиной перерывов являются тектонические движения и связанные с ними региональные или локальные палеогеографические изменения. Наряду с этим перерывы бывают связаны и с резким замедлением темпов осадконакопления, подвод-ными размывами (рецессии, по Д. В. Наливкину), существованием устойчивых течений, уносящих весь поступающий осадок; и наконец, перерывы могут быть связаны с эродирующим влиянием мутьевых потоков. Перерывы имеют для геолога огромное практическое значение: без их учета невозможно правильно сопоставить частные разрезы или оконтурить какое-либо стратиграфическое подразделение.  Перерывы заключают большую информацию о тектоническом и палеогеографическом развитии района. Естественно поэтому для их обозначения необходима достаточно однозначная терминология. По-видимому, одна из наиболее удачных классификаций перерывов и связанных с ними несогласий предложена К. Данбаром и Дж. Роджерсом (рис. 4.1). Рис. 4.1. Типы несогласий (по Данбару и Роджерсу, 1962). а – несогласное перекрытие; б – угловое несогласие; в – параллельное; г – скрытое несогласие К. Данбар и Дж. Роджерс (1962) указывают четыре возможных случая несогласия: слоистые породы перекрывают (налегают на) не слоистые изверженные или метаморфические породы — несогласное перекрытие; две толщи слоистых пород по-разному дислоцированы, имеют различные простирания и углы наклона — угловое несогласие; две толщи имеют одинаковые элементы залегания, но между ними имеется четкая эрозионная граница, выраженная в виде неровного или волнистого контакта, ожелезнения кровли подстилающей толщи, скопления грубообломочного материала или фосфоритовых стяжений в основании перекрывающей толщи и т.п. — параллельное несогласие; наконец, контакт между двумя толщами выражен простой поверхностью напластования и наличие перерыва устанавливается преимущественно методами биостратиграфии— скрытое несогласие.» 2. Литосфера и астеносфера. Явление изостазии Литосфера – это надоболочка, которая включает земную кору (любого типа) и верхнюю, относительно «холодную» мантию. Первой предпосылкой вычленения литосферы явилось установление изостазии. Это понятие ввел англичанин Даттон в 1892 г., подразумевая под ним «плавание», то есть уравновешивание легкой земной коры относительно бо- лее плотной, обладающей реологическими свойствами, мантии. Затем была выделена астеносфера – разогретая и относительно пластичная часть мантии, обеспечивающая изостатическую компенсацию. Астеносфера была выделена Ван-Хайзом в 1904 г. и обоснована Дж. Баррелом в 1916 г. 14 Билет Методы тектонических исследований Методы изучения тектонических движений достаточно разнообразны; наиболее полно разработан изучение колебательных тектонических движений, среди которых ряд методов получила широкое распространение. Метод изопахит, или метод площадной изменения мощностей, которая предусматривает строительство линий с различными мощностями одновозрастных отложений. Это один из самых простых и достаточно наглядных способов выявления участков прогиба земной поверхности в определенный интервал времени. Обычно его применяют для сравнительно небольших площадей с хорошо изученными мощностями отложений. Построение карт изопахит для нескольких разновозрастных осадочных толщ позволяет фиксировать миграции зон максимального прогиба определенного времени. Метод фациального анализа позволяет восстанавливать физико-географические условия в определенные интервалы времени за ними судить о характере соответствующих колебательных тектонических движений. Фациального анализа используют не только для построения палеогеографических карт, но и для изучения тектогенеза. В сочетании с методами изопа-хитов он позволяет выделить площади прогибов и здиймань, а также пограничные зоны, глубоководные и мелководные участки седиментационного бассейна. Метод является достаточно информативным для больших площадей с хорошо изученными стратиграфическими разрезами. Метод изучения мощностей позволяет фиксировать различный темп проявления колебательных тектонических движений во времени. Базой для таких исследований является стратиграфическая колонка, поэтому, в отличие от метода изопахит, анализируют НЕ плоскостной характер тектогенеза, а хронологический. В некоторых случаях изучают не мощности, а скорости осадконакопления (мощность делится на продолжительность времени накопления соответствующих толщ в миллионах лет), более точно характеризуют темп прогибания. Такие данные изображают графически в форме палеотектоничних или епейрогеничних, кривых. Если есть материал из нескольких площадей или регионов, можно сравнивать характер одновозрастных колебательных тектонических движений, фиксировать интервалы времени, в течение которых средние скорости прогибания могут уменьшаться или расти. Анализируя данные о мощности и скорости осадконакопы-ния и соответствующего прогиба, следует помнить об условности таких представлений: незначительные мощности могут иногда формироваться в условиях больших глубин, а следовательно, высоких темпов прогибания, и наоборот, мелководные отложения могут иметь значительные мощности. Выходом из такой ситуации может быть использование метода комплексного анализа стратиграфического разреза, которая предусматривает строительство для исследуемых площадей седиментационной диаграммы палеогеографической и палеотектоничнои (епейрогеничнои) кривых, на которых отражается глубина седиментационного бассейна, мощности или темпы накопленных отложений и седиментационные перерыва, отмечающие воспарение, которые позволяют наглядно представить характер колебательных тектонических движений на исследуемой площади в течение всего рассматриваемого диапазона времени. Метод изучения стратиграфических (седиментационных) перерывов предусматривает выделение их на определенных участках, плоскостное проследить и межрегиональное сопоставление этого своеобразного историко-геологического явления, обусловленного проявлением колебательных тектонических движений. Геологическая природа и конкретные условия проявления седиментационных перерывов могут быть разными. Это может быть результатом мощных здиймань или снижение уровня Мирового океана, изменением конфигурации океанических впадин и т.д.. Изучение возрастных уровней таких перерывов и предмет соответствующих историко-геологических исследований. В частности, устанавливают их приуроченность к границам большинстве периодов, а также существование эпох частого их проявления. Методы изучения деформационных (складкоутворювальних) тектонических движений достаточно разнообразны, однако для исторической геологии важное значение имеют только два основных. Анализ угловых разногласий предусматривает выделение, плоскостное проследить и межрегиональную корреляцию одновозрастных складчатых деформаций. По своей сути и характеру исследований этот метод близок к изучению седиментационных перерывов, но здесь анализируют уже проявление колебательных тектонических движений, а складкоутворювальних. Такие исследования впервые в большом объеме выполнил Г. ШТИЛЛ (1924), и хотя многие из его представлений со подверглись резкой критике, собственно метод имеет немало последователей. И действительно, на определенных возрастных уровнях (в позднем визе, в середине турон и др..) Во многих районах Земли фиксируют резко выраженные региональные проявления складчатости. Природа этого явления пока недостаточно полно расшифрована, но сам факт его существования заслуживает изучения. Могут анализировать как характер размещения угловых различий в разрезе, так и прослеживания «главной складчатости» в рамках складчатой области или пояса, закономерности пространственно-временной ее миграции. Метод составления тектонических карт, основанный на выделении площадей и структур с разновозрастной складчатостью, остается, пожалуй, главным в изучении деформационного тектогенеза. Такие карты могут составлять как для небольших площадей, в том числе планшетов средне-и крупномасштабной съемки, так и в региональном или даже глобальном масштабе. Главный смысл такой карты - представления площадей с разновозрастными деформациями. Так, на региональных тектонических картах могут быть выделены области и зоны с байкальской, каледонской, герцинской, мезозойской или альпийской складчатостью - площади, где активное складкообразования привязано к определенным интервалов времени. Методы изучения горизонтальных перемещений приобретают в последнее время важное значение для исторической геологии. Для изучения современных тектонических движений активно использовали повторные триангуляции; сейчас вместо триангуляции осуществляют трилатерации, при которой измеряют длину не одной, а всех сторон треугольника. Особенно интересным при этом является изучение перемещения литосферных плит. Измерение смещения путем повторного определения географических координат опорных пунктов на разных континентах, как это делали раньше, были признаны недостаточно надежными. Такие измерения впоследствии стали выполнять с помощью лазерных отражателей, установленных на Луне и ИСЗ, а также длиннобазовая радиоинтер-ферометричним методом - путем регистрации радиосигналов от квазаров. До подтверждено реальность сдвига литосферных плит и направление их движения, совпадает с предполагаемыми геологическими расчетами. Метод сопоставления географических и геологических контуров материков впервые использовал А. Вегенер для обоснования гипотезы дрейфа материков. Этот мобилистских подход, разрабатывался изначально на изучении берегов Атлантического океана, в принципе может быть использован для доказательства больших горизонтальных перемещений и в пределах любых других складчатых сооружений. В частности, на основании этих данных определяли величину перемещения по смещениям в Сихотэ-Алине, а также по разлому Сан-Андреас в Северной Америке. Установка больших горизонтальных перемещений имеет большое значение для историко-геологического анализа. Метод палинспастичних геодинамических реконструкций предусматривает восстановление величины и направления движения блоков и пластин путем расшифровки особенностей строения горно-складчатых сооружений. Для такого восстановления первоначального положения осуществляют «распрямления» складок, определения величины смещения надвижных пластин и оползневых подвижек до совпадения геологических реперов, составляют палинспастични карты. В целом это сложная методика исследований, но ее последние годы активно разрабатывают. Метод палеомагнитного восстановления полюсов геологического прошлого и определение на базе этого ориентации величины горизонтального смещения базируется на изучении ориентации ферромагнитных минералов в породах того или иного возраста (одна из разновидностей «магнитной памяти»). Определение такой ориентации требует сложных и трудоемких полевых и лабораторных измерений, сложных «чисток». Полученные палеомагнитные данные позволяют определять не только размер и траекторию перемещения, но при определенном объема информации, и скорость движения отдельных плит. Этот метод нужно использовать в комплексе с другими исследованиями по горизонтальных перемещений. Методы изучения тектонических режимов являются наиболее важными для исторической геологии. Среди них самым распространенным следует считать формационный метод, основанный на анализе вещественного состава, мощностей (скоростей прогиба) и характера плоскостного распространения отложений определенного возраста, позволяет устанавливать природу соответствующих режимов - считать их геосинклинальными, плат-формный, орогенными, рифтогенных или какими-то переходными. Такие исследования могут выполняться как для небольших площадей, так и для крупных регионов. Среди отдельных методов информационного анализа необходимо отметить построение информационного столбика по стратиграфическим разрезом, построение информационного профиля для больших площадей показывает изменения режимов по определенным типовым линиями и составление формационной карты. Изучение тектонических режимов для больших площадей и достаточно длительных интервалов времени позволяет обосновать еще один метод - метод выявления геотектонических циклов в историко-геологическом развитии отдельных складчатых областей. Анализ такой цикличности начинается с обоснования стадий соответствующего развития - геосинклинальной или орогенные, уточнения их возраста. Несмотря на кажущуюся простоту таких исследований, выявление самостоятельных и выразительных циклов бывает очень сложным - учитывая сложную зональное строение большинства складчатых областей, отсутствие строгих критериев для разных стадий. Если геотектоническому цикл в пределах определенной области повторяется, говорят о полициклический ее развитие. Примером таковой является Большой Кавказ, где в девоне и в первой половине карбона происходят прогибание геосинклинального типа, а в позднем палеозое развиваются орогенные режимы. С конца перми начинаются новые геосинклинальные прогиб, максимум которых приходится на среднюю юру. В поздней юре - раннем мелу морские площади здесь резко сокращаются, местами формируются кислые вулканиты; этот киммерийский цикл недостаточно выразительным. Новые геосинклинальные прогибания происходят в позднем мелу - палеогене, со второй половины неогена они меняются Воздымание оргенного типа. Этот альпийский цикл еще не завершился. Особое внимание в последнее время уделяется изучению характера изменений тектонических режимов, в связи с чем активно разрабатывают метод изучения региональных структурно-геологических перестроек. Он имеет целью выявление в пределах разнообразных и тектонически разнородных структур одновозрастных уровней резкого изменения палеографических и седиментационных обстановок. В некоторых случаях удается обосновать глобальный характер таких преобразований (если он обнаружен в большинстве регионов) и точно датировать их, а также установить кратковременность таких изменений. |