Материал: геотектоника
16
Батиметрический
метод
основан
на
тех
же
принципах
,
что
и
орографический
,
но
применяется
для
морского
дна
.
Среди
методов
дистанционного
зондирования
выделяется
спутниковая
альтиметрия
.
По
ее
данным
в
1978
г
.
В
США
была
составлена
первая
карта
рельефа
дна
Мирового
океана
.
Методика
основана
на
связи
наблюдаемых
с
ор
-
биты
спутника
высот
поверхности
океанских
вод
с
рельефом
морского
дна
.
Морфоструктурные
методы
достаточно
полно
разработаны
для
характеристики
вертикальных
неотектонических
движений
и
суще
-
ственно
меньше
для
изучения
горизонтальных
движений
и
образуемых
ими
структур
.
В
этом
отношении
они
могут
быть
дополнены
данными
геофизических
исследований
(
в
частности
,
изучением
полосовых
маг
-
нитных
аномалий
в
пределах
срединно
-
океанических
хребтов
для
из
-
учения
скорости
спрединга
океанического
дна
).
Большое
значение
имеют
разработки
комплексной
методики
изуче
-
ния
горизонтальных
(
сдвиговых
)
неотектонических
структур
на
основе
тектонофизического
анализа
предложенные
М
.
Л
.
Коппом
(2004).
Синтезом
всех
данных
о
новейших
тектонических
движениях
явля
-
ются
карты
неотектоники
.
Первая
такая
карта
под
редакцией
Н
.
И
.
Ни
-
колаева
и
С
.
С
.
Шульца
для
территории
СССР
была
опубликована
в
1949
г
.,
а
в
1983
г
.
была
издана
«
Неотектоническая
карта
мира
»
под
ре
-
дакцией
Н
.
И
.
Николаева
.
2.3.
Методы
изучения
тектонических
движений
и
деформаций
геологического
прошлого
(
палеотектонический
анализ
)
Анализ
фаций
может
применяться
,
с
одной
стороны
,
для
значи
-
тельных
площадей
и
относительно
узких
стратиграфических
интерва
-
лов
,
а
с
другой
–
для
изучения
смены
фациальных
обстановок
в
разрезе
(
во
времени
)
для
конкретного
района
.
При
этом
под
фациями
(
литофа
-
циями
)
подразумевают
определенные
типы
осадочных
пород
,
которые
сформировались
в
определенных
физико
-
географических
условиях
.
В
палеотектоническом
анализе
анализ
фаций
обычно
совмещается
с
ана
-
лизом
мощностей
.
Результаты
фациального
анализа
находят
свое
ото
-
бражение
на
фациальных
(
литолого
-
фациальных
)
картах
и
разрезах
.
Они
позволяют
составить
палеотектонические
карты
,
на
которых
вы
-
деляются
области
с
различными
амплитудами
вертикальных
движений
(
положительные
и
отрицательные
структуры
),
а
по
смещению
фаций
и
мощностей
по
латерали
–
результаты
горизонтальных
тектонических
движений
,
в
частности
,
амплитуд
по
сдвигам
.
17
Палинспастические
реконструкции
используются
для
изучения
тектоники
сложноскладчатых
и
надвиговых
регионов
,
которые
пред
-
ставляют
нагромождение
смятых
в
складки
,
надвинутых
друг
на
друга
тектонических
пластин
.
Для
восстановления
первичного
расположения
осадков
необходимо
составление
палинспастических
карт
.
Принцип
их
построения
состоит
в
раздвижении
надвиговых
пластин
в
обратном
направлении
,
т
.
е
.
перпендикулярно
простиранию
надвигов
,
в
распрям
-
лении
складок
в
пределах
пластин
.
Дополнением
к
этим
построениям
могут
служить
палинспастические
профили
.
Анализ
цикличности
осадконакопления
направлен
на
изучение
характера
вертикальных
тектонических
движений
во
времени
.
Под
ци
-
кличностью
(
ритмичностью
)
осадконакопления
понимают
определен
-
ную
закономерную
повторяемость
последовательности
пород
в
разрезе
.
Отдельные
пачки
пород
,
обнаруживающих
такую
последовательность
,
называются
циклотемами
(
циклитами
).
Они
обычно
разделяются
сле
-
дами
перерывов
,
размывов
подстилающих
пород
.
Мощность
циклитов
и
продолжительность
их
формирования
могут
быть
различными
,
равно
как
и
причины
,
их
создающие
.
Короткопериодическая
цикличность
в
ленточной
слоистости
озерных
глин
покровно
-
ледниковой
формации
отвечает
смене
сезонов
года
,
следующие
2–3
порядка
цикличности
с
периодичностью
в
десятки
и
сотни
лет
связаны
с
климатическими
изме
-
нениями
,
цикличность
,
обусловленная
астрономическими
причинами
,
имеет
продолжительность
от
первых
десятков
до
сотен
тысяч
лет
(
ци
-
клы
М
.
Миланковича
).
Трансгрессивно
-
регрессивные
циклы
в
разрезах
шельфовых
осадков
,
а
также
террасовые
ряды
речных
долин
на
конти
-
нентах
отражают
в
основном
эвстатические
колебания
уровня
Мирово
-
го
океана
.
Наиболее
продолжительные
циклы
в
десятки
и
сотни
мил
-
лионов
лет
увязываются
с
собственно
тектонической
цикличностью
,
проявленной
в
развитии
подвижных
поясов
.
Анализ
мощностей
осадочных
образований
проводится
на
основе
составления
карт
изопахит
(
равных
мощностей
)
и
позволяет
в
опреде
-
ленной
степени
дать
количественную
оценку
вертикальных
тектониче
-
ских
движений
в
эпиконтинентальных
морях
и
на
шельфе
материковых
окраин
,
где
мощность
осадков
является
функцией
величины
прогиба
-
ния
дна
бассейна
.
При
анализе
мощностей
необходимо
учитывать
вто
-
ричные
их
изменения
,
связанные
с
уплотнением
осадков
,
под
влиянием
литостатического
давления
,
течением
материала
при
складкообразова
-
нии
,
последующим
размывом
отложений
.
Объемный
метод
изучения
вертикальных
тектонических
движе
-
ний
разработан
А
.
Б
.
Роновым
(1949)
в
дополнение
к
анализу
фаций
и
18
мощностей
.
Метод
предусматривает
подсчет
суммарных
объемов
отло
-
жений
с
учетом
их
фациального
состава
по
картам
мощностей
.
Вычис
-
ление
различных
коэффициентов
,
позволяющих
в
конечном
итоге
полу
-
чить
величину
средней
скорости
погружения
или
поднятия
и
устранить
при
этом
влияние
неравенства
продолжительности
различных
геохро
-
нологических
подразделений
.
Анализ
формаций
позволяет
определить
тектонический
режим
в
развитии
той
или
иной
территории
.
Формация
(
геоформация
) –
это
закономерное
и
устойчивое
сочетание
(
парагенез
)
определенных
ге
-
нетических
типов
горных
пород
,
связанных
общностью
(
близостью
)
условий
образования
и
возникающих
на
определенных
стадиях
раз
-
вития
основных
структурных
элементов
земной
коры
.
Сочетание
осадочных
и
вулканогенных
,
вулканогенных
и
плутонических
пород
называют
литологическими
ассоциациями
.
В
составе
формаций
могут
выделяться
субформации
,
или
градации
.
Формации
,
характерные
для
крупных
геоструктурных
зон
,
образуют
по
разрезу
вертикальные
фор
-
мационные
ряды
,
отвечающие
последовательным
стадиям
их
разви
-
тия
.
Формационный
ряд
для
подвижных
поясов
впервые
был
описан
в
конце
девятнадцатого
столетия
французским
геологом
М
.
Бертраном
,
что
позволило
ему
для
разновозрастных
орогенов
выделить
текто
-
нические
циклы
(
циклы
Бертрана
)
:
гуронский
(
протерозой
),
каледон
-
ский
(
ранний
палеозой
),
герцинский
(
поздний
палеозой
),
альпийский
(
мезокайнозой
)
.
Кроме
вертикальных
рядов
выделяются
латеральные
формационные
ряды
,
отражающие
смену
одновозрастных
геострук
-
турных
зон
на
той
или
иной
площади
.
Карты
формаций
отдельных
геохронологических
интервалов
используются
для
построения
пале
-
отектонических
карт
.
С
развитием
идей
мобилизма
использование
формаций
в
палеотек
-
тоническом
анализе
стало
вытесняться
использованием
близких
,
но
не
тождественных
понятий
–
литодинамических
,
или
литогеодинамиче
-
ских
,
а
также
структурно
-
вещественных
комплексов
.
Отличительной
особенностью
этих
понятий
является
акцент
на
реконструкцию
гео
-
динамических
обстановок
формирования
структурных
зон
и
главных
структурных
элементов
земной
коры
.
Анализ
перерывов
и
несогласий
используется
при
изучении
фаз
усиления
движений
,
деформаций
и
перестроек
структурного
плана
.
Среди
несогласий
выделяются
:
параллельные
(
стратиграфические
),
краевые
,
географические
(
картографические
),
угловые
,
азимутальные
,
общие
структурные
,
тектонические
.
Различные
виды
несогласий
отра
-
жают
различные
типы
тектонических
движений
и
их
сочетаний
.
19
Параллельные
несогласия
представляют
результат
колебательных
вертикальных
движений
или
эвстатических
изменений
уровня
Миро
-
вого
океана
.
В
этом
случае
слои
,
залегающие
выше
поверхности
не
-
согласия
,
параллельны
слоям
,
залегающим
ниже
этой
поверхности
.
Параллельные
несогласия
бывают
ложными
,
если
перерыв
в
осадко
-
накоплении
связан
с
подводным
размывом
или
неотложением
осадков
.
Одной
из
разновидностей
параллельного
несогласия
является
парал
-
лельное
(
ингрессивное
)
прилегание
,
или
эрозионное
несогласие
.
Оно
ха
-
рактеризуется
неровной
поверхностью
с
эрозионными
понижениями
,
заполненными
послеперерывными
осадками
.
Другой
разновидностью
параллельного
несогласия
является
плащеобразное
облекание
,
при
ко
-
тором
слои
послеперерывных
осадков
обладают
первичным
наклоном
,
согласующимся
с
неровностями
эрозионного
рельефа
.
Краевые
несогласия
возникают
на
границах
зон
региональных
под
-
нятий
и
погружений
и
являются
следствием
наложения
эвстатических
колебаний
на
вертикальные
нисходящие
(
волновые
)
движения
,
нарас
-
тающие
к
центру
бассейна
.
Проявляются
они
в
выклинивании
слоев
к
краю
бассейна
с
налеганием
более
молодых
отложений
с
перерывом
и
меньшим
наклоном
на
более
древние
породы
.
Выделяются
три
разно
-
видности
краевых
несогласий
:
трансгрессивное
перекрытие
,
трансгрес
-
сивное
и
несогласное
прилегание
,
регрессивное
прилегание
.
Трансгрессивное
перекрытие
выражено
перекрытием
к
краю
бас
-
сейна
трансгрессивными
слоями
все
более
древних
отложений
.
При
этом
поверхность
несогласия
последовательно
срезает
абрадированные
пласты
.
Трансгрессивное
и
несогласное
прилегание
образуется
вблизи
цен
-
тральной
части
бассейна
,
когда
отсутствует
срезание
склонов
по
краям
бассейна
.
Регрессивное
прилегание
выражено
последовательным
отступани
-
ем
береговых
линий
более
молодых
морей
к
центру
бассейна
.
Географические
и
азимутальные
несогласия
отражают
изменение
плана
расположения
различных
структурных
элементов
.
Географиче
-
ские
несогласия
становятся
заметными
при
анализе
больших
террито
-
рий
на
мелкомасштабных
картах
.
Азимутальное
несогласие
отражается
в
различных
элементах
залегания
слоев
,
разделенных
поверхностью
несогласия
.
Угловые
несогласия
фиксируют
складкообразование
,
или
рифтоге
-
нез
.
Угловые
несогласия
разделяются
на
региональные
и
местные
.
Ре
-
гиональные
несогласия
характерны
для
зон
линейной
складчатости
,
а
местные
–
для
зон
прерывистой
складчатости
.
При
росте
складок
на
20
фоне
непрерывного
погружения
и
осадконакопления
вместо
углового
образуется
рассеянное
(
конседиментационное
)
несогласие
.
Более
древ
-
ние
слои
имеют
большие
углы
наклона
.
Общие
структурные
несогласия
приурочены
к
границам
тектони
-
ческих
этапов
(
циклов
).
Для
поверхностей
общих
структурных
несо
-
гласий
составляются
палеогеологические
карты
,
позволяющие
полнее
реконструировать
геологическую
историю
региона
.
Особым
типом
палеогеологических
карт
являются
карты
перекрытий
(
карты
транс
-
грессий
),
отражающие
возраст
базальных
горизонтов
послеперерывно
-
го
комплекса
.
Тектонические
несогласия
–
это
границы
блоков
пород
,
разделен
-
ных
и
смещенных
зонами
разломов
.
Палеомагнитные
методы
основаны
на
изучении
остаточной
на
-
магниченности
горных
пород
.
В
результате
таких
исследований
полу
-
чают
характеристику
магнитного
поля
Земли
на
момент
образования
изучаемых
горных
пород
.
Используя
два
параметра
палеомагнитного
поля
–
направление
на
полюс
(
по
магнитному
склонению
)
и
палеоширо
-
ту
(
по
магнитному
наклонению
),
можно
установить
былое
положение
магнитного
полюса
.
По
массиву
данных
из
разных
по
возрасту
пород
одной
и
той
же
территории
можно
проследить
изменение
положения
палеомагнитных
полюсов
и
использовать
эти
данные
для
реконструк
-
ции
движения
литосферных
плит
или
их
частей
.
Другой
палеомагнитный
метод
основан
на
изучении
линейных
маг
-
нитных
аномалий
,
развитых
в
океанах
и
обязанных
своим
происхож
-
дением
спредингу
в
условиях
периодических
инверсий
геомагнитного
поля
.
Эти
аномалии
могут
рассматриваться
как
изохроны
,
симметрично
расположенные
относительно
оси
срединно
-
океанических
хребтов
.
Со
-
вмещая
одновозрастные
полосы
аномалий
можно
восстановить
исто
-
рию
спрединга
океанического
дна
и
перемещения
континентов
в
про
-
должение
последних
170
млн
лет
.
Трековая
термохронология
–
это
метод
геохронологических
и
гео
-
термических
исследований
.
Он
основан
на
подсчете
плотности
треков
(
следов
)
прохождения
осколков
спонтанного
деления
ядер
урана
,
нака
-
пливающихся
в
минерале
в
ходе
геологической
истории
.
Трековый
воз
-
раст
отражает
время
остывания
минерала
ниже
определенного
порога
или
температуры
закрытия
.
Трековые
возрасты
соответствуют
возрасту
извержения
вулканических
пород
или
отражают
время
остывания
по
-
род
,
медленно
поднимающихся
с
глубин
в
результате
эксгумации
.
Литература
к
разделу
2: [1, 2, 4, 5, 8]