1. Головні генетичні типи складчастості

Складчастість структури розвивається у земній корі . Деформації виникають під дією зовнішніх сил або коли змінюється властивості гірських порід.

Виділяють Дві головіні групи складчастості Ендогенну і екзогенну.

Ендогенна складчастість:

1. Покривна складчастість морфологічно це повна або голоморфна складчастіст. Вона виникає під впливом напружень які орієнтовані горизонтально іцей тип виникає в рухливих зонах континентів - складчастих поясах але цей тип може виникати в периферійних частинах платформи що межують з геосинкліналями. Складки характеризуються:

1. Вергентність

2. вся територія складчаста

3. однаковий розвиток синкліналей і антикліналей

4. складки лінійні

Механізм утворення цих складок в 20 рок 20 ст була висунута Штуцером вони виникають внаслідок підйому магматичних мас і розсуву вмісних порід

В середині 50 тих її доповнив Білоусов його концепція глибинного діапіризму основна його ідея полягає що породи метаморфізується і гранітизується змінюється його щільність і збільшується об’єм і породи стискаються у складки.

2. Брилова складчастість сюди відносять складки осадового чохла яка виникає при переміщені блоків фундаменту , морфологічно ізометрична або нерівномірна складчастість. Тут розвивається один тип складок синкліналі або антикліналі. Утворюються грабен –синкліналь і горст- антикліналь.

3. Складчастість регіонального стискання на платформі. На платформі механіз утворення деяких складок неможна пояснити тому використовують це метод Складки безкоренневі і такі складки розвинені на периферії платформ

4. Прирозломні складки Утворюються при переміщенні крил розриву і рухомому блоці як правило в тому що насувається Найсприятливіша умова коли зміщувач нахилений під кут 40-50 гр.

5. Складчастість нагнітання Виникають в осадовому чохлі незалежно від будови фундаменту ці складки антиклінальні і виникають в шаруватих породах коли вони вміщують породи що мають низьку в’язкість (соляні іглинисті куполи)

ГЛИБИНА СКЛАДЧАСТІСТЬ

Цей тип поширений в фундаментах давніх платформ Складки ці виникали під стресом і за рахунок високої Тем. І утв. Ця складчастість. Це складки течіння

Також для глибиної складчастості характерна гранітогнейсові купола це доволі пологі підняття яків цетральній частині складені гранітогнейсами. По периферії породи менш метаморфізовані (Амфіболіти, кристалічні сланці)

ЕКЗОГЕННА СКЛАДЧАСТІСТЬ

Вона виникає поблизу зумної поверхні під впливом екзогенних процесів.

1. Підводно осувні складки виникають при підводних осувах кут нахилу 3-4- гр.

2. Гляцео складки вони виникають та м де є покривні льодовики.

3. Складки просідання виникають при карсті і вулканічних опадах

4. Складки розбухання при гіпергенезі коли ангідрит преходить і гіпс

5. Складки ущільнення при стадії діа- і катагенезу

25.2Геотектонічні елементи земної кори в мезозої

Етап мезозою виділив Дж. Філіпс 1841 р. Його тривалість ста­новить 180 млн років. Етап складається з трьох періодів: тріасового, юрського, крейдового.

Тріасовий період (245-205 млн років тому) виділив д'Алуа (1831) як кейпер. Період розділено на три відділи. Стратотипи ярус­ного розподілу нижнього тріасу є в Індії і Північному Сибірі, серед­нього і верхнього тріасу - в Альпах. У складі нижнього тріасу виді­ляють індський та оленьокський яруси, середнього - анізійський та ладинський, верхнього - карнійський, норійський, ретський.

Структура земної кори тріасу. Закінчився розвиток герцинсь-ких геосинкліналей, які перетворилися у гірські хребти (Урало-Мон-гольський, Атлантичний, Арктичний пояси, частини Тихоокеанського і Середземноморського поясів). Одночасно відбулася регресія епіконтинентальних морів платформ (осушено 32 млн м²).

Унаслідок поєднання давніх і епіпалеозойських платформ у Північній півкулі утворився суперконтинент Лавразія. У Південній півкулі розмістилася Гондвана. Суперконтиненти були розділені Се­редземноморським геосинклінальним поясом. Западину Тихого оке­ану облямовував Тихоокеанський геосинклінальний пояс. Наприкін­ці тріасу розпочався розпад Пангеї-П.

Деякі ділянки геосинклінальних областей перебували на ран-ньокіммерійській фазі складчастості (Південно-Східна Азія). На платформах виявився синхронний рифтогенез і траповий вулканізм (Сибірська платформа, південь Африки).

Юрський період (213-144 млн років тому) виділив у Юрсь­ких горах О. Гумбольт (1822). Юрська система розділена на три від діли: нижній (лейас), середній (догер), верхній (мальм). Лейас охоп­лює гетангський, синемюрський, плінсбахський і тоарський яруси, догер - ааленський, байоський, батський, келовейський яруси, мальм - оксфордський, кімериджський, титонський яруси. Зональний поділ юри побудовано на амонітах (28 зон).

Структура земної кори в юрі. Існували материки Лавразія та Гондвана. Гондвана продовжувала розпадатися, проте Африка і Південна Америка ще були єдиним континентом. Наприкінці юри з півдня цей континент приблизно на 2/3 виявився розбитий трогом Атлантичного сучасного океану, що формувався. Геосинклінальні умови були в Середземноморському та Тихоокеанському поясах. Залежно від віку завершальної складчастості окремих прогинів виділяють такі фази тектогенезу: ранньокіммерійську, або індоси-нійську (межа тріасу та юри), пізньокіммерійську, або андійську чи невадську (наприкінці юри).

У районі Альп виникли два геосинклінальні прогини: зовніш­ній міогеосинклінальний Гельветсько-Дофінейський і внутрішній евгеосинклінальний Ленінський. У Кримській геосинкліналі в юрі замкнувся флішовий прогин і почалося гороутворення. На молодих і давніх платформах утворилися численні западини, куди систематич­но трансгресувало море з сусідніх геосинклінальних областей. На епігерцинській Західноєвропейській платформі виникли Англо-Паризька, Південнонімецька, Аквітанська, Ронська западини, на Східноєвропейській платформі - Дніпровсько-Донецька. В пізній юрі відбулася максимальна трансгресія епіконтинентальних морсь­ких басейнів Лавразії. Рівень океану за цей час зростав на 2-6 м за 1 млн років. Гондвана протягом юри була переважно сушею.

Наприкінці юрського періоду під час пізньокіммерійської фази складчастості відбулося зменшення морських акваторій. Найбільше це виявилось у Тихоокеанському поясі, де виникли гірські споруди Кордильєр і Верхояно-Чукотської області. В цей же час сформували­ся велетенські гранітні батоліти.

Крейдовий період (135-65 млн років тому) виділив 1822 р. д'Алуа в Паризькому басейні як час утворення унікальної формації писальної крейди. Еталонні розрізи крейди розміщені у Франції, Швейцарії, Нідерландах, Данії.. Ярусне і зональне розчленування розроблене для нижньої крейди за амонітами, для верхньої - за белемнітами та іноцерамами. Яруси нижньої крейди: беріаський, валанжинський, готеривський, баремський, антський, альбський; верхньої - сеноманський, туронський, коньяцький, сантонський, маастрихтський. Для об'єднаних ярусів нижньої крейди від беріасу до барему вживають термін неоком, а для групи ярусів верхньої крейди від коньяку до маастрихту включно - сенон.

Структура земної кори у крейді. У Північній півкулі в цей час була Лавразія. Гондвана вже розпалася на частини. Геосинклінальні умови простежувалися в Середземноморському і Тихоокеанському поясах. Австрійська фаза тектогенезу (середина крейди) відбулася в усьому Середземноморському поясі, однак майже ніде вона не завершила геосинклінального розвитку. У Тихоокеанському поясі в цей час сформувалися складчасті гірські системи Сіхоте-Аліню, Північ­ноамериканських Кордильєр. На давніх та епіпалеозойських плат­формах синхронно з фазами складчастості в сусідніх геосинкліналь­них системах відбувалися процеси тектономагматичної активізації. Для крейдового періоду характерні значні евстатичні коливання рівня Світового океану. Під час трансгресій та регресій в крайових частинах платформ відбувалася значна горизонтальна міграція берегової лінії, морські акваторії нерідко використовували депресій­ні тектонічні структури