Авлакогены – линейные грабен прогибы, протягивающиеся на многие сотни километров, при ширине десятки километров, ограниченные разломами и выполненные мощной толщей осадков и вулканитов. Глубина залегания фундамента достигает 10-12 км. Являются древней и погребенной разновидностью континентальных рифтов. Часть авлакогенов со временем переходит в синеклизы, другая часть превращается в интрократонные складчатые зоны (валы), этот процесс называется тектонической инверсией.

Валы – платформенные структуры третьего порядка, развитые либо в осевых частях авлакогенов, либо в их бортах. Это пологие линейные поднятия протяженностью несколько десятков километров. Состоят из одного или нескольких рядов более мелких антиклинальных структур локальных поднятий. Высота валов не более первых десятков метров.

Флексура – тектоническая структура третьего порядка в виде ступенеобразного перегиба слоев горных пород. Отражает глубинное строение разлома. Развивается на склонах антеклиз и синеклиз (Жигулевская флексура).

Структурные элементы платформ низшего порядка – это локальные поднятия, соляные купола, гляциодислокации и др., осложняющие синеклизы, антеклизы и авлакогены.

4. ПОГРАНИЧНЫЕ СТРУКТУРЫ ПЛАТФОРМ И СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ

Взаимоотношение платформенных и геосинклинальных областей обычно выражается тремя тектоническими формами: краевыми швами, краевыми прогибами, и реже – вулканическими поясами.

Тектоническая форма перехода зависит от особенностей процесса превращения геосинклинальной зоны в складчатую область.

Чисто морфологически, краевой шов прослеживается на границе геосинклинальной области и крупного выступа (щита) платформы и представляет собой узкую зону глубинных разломов, уходящих на сотни километров вглубь земной коры (каревой шов между Балтийским щитом и Норвежскими каледонидами).

Вулканические пояса закладываются на краевых частях молодой платформы и опоясывающей ее геосинклинали, находящейся в начальной стадии развития. Они характеризуются субсеквентным магматизмом и глыбовой тектоникой.

При соприкосновении погруженного участка платформы с геосинклинальной системой возникает краевой прогиб. Краевые прогибы накладываются на внешний край платформы и на окраинную часть геосинклинальной системы, поэтому они отличаются резкой ассиметричностью поперечного сечения и имеют складчатое и платформенное крылья с соответствующими дислокациями. Для краевых прогибов характерны определенные формации осадочных пород: флишеподобные молассы, барьерные рифы, соленосные, угленосные и континентальные молассы. В них широко развиты месторождения нефти, угля и солей.

5. ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ И ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ОКЕАНОВ

В пределах дна Мирового океана развита океаническая кора. Она отличается от континентальной коры более простым строением (нет гранитного слоя) и меньшей мощностью (5-12 км). В ее составе выделяется три слоя: осадочный, базальтовый и габбро ультрабазитовый.

Осадочный слой образован рыхлыми морскими осадками. Мощность до 1,5 км, скорость продольных волн 2,4 км/с.

Базальтовый слой образован чередованием базальтовых лав с осадочными породами. Мощность 1-2 км, скорость продольных волн 4-6 км/с.

Габбро ультрабазитовый слой образован основными породами насыщенными ультраосновными интрузиями (габбро, пироксениты). Мощность 5 км, скорость продольных волн 6,4-7 км/с. Под этим слоем находится мантия.

Под океанами астеносфера имеет мощность 300-350 км, что в два раза толще, чем под континентами. Залегает она на глубине 50-60 км, что вдвое выше, чем под континентами.

Ограниченное развитие в пределах океанов имеет земная кора субконтинентального и субокеанического типов. Кора субокеанического типа развита в пределах котловин, окраин и внутриконтинентальных морей. Отличается от океанической коры большей мощностью осадочного слоя (10-20 км). Кора субконтинентального типа характерна для окраинных морей и островных дуг. Отличается от континентальной коры меньшей мощностью (25-30 км) и не четкой границей между гранитным и базальтовым слоем.

На дне Мирового океана выделяют следующие структурные элементы: подводные окраины материков, переходные области, ложе океана и срединно-океанические хребты.

Подводные окраины материков являются продолжением материковых структур, погруженных на небольшую глубину в области шельфовых морей. Обычно они являются продолжениями платформ (Баренцево море). Выделяют три типа подводных континентальных окраин: атлантический, андский и зондский. Они различаются характером переходной зоны от континента к океану.

Атлантический (пассивный) тип окраин. Характерен для Атлантического, Северного Ледовитого и части Индийского океанов. Характеризуется спокойной обстановкой. В этом типе выделяют область шельфа, континентальный склон и материковое подножие.

Андский (активный) тип. Характерен для восточного побережья Тихого океана. Непосредственный переход от молодых горных сооружений к ложу океана через глубоководный желоб.

Зондский (активный) тип. Характерен для западного побережья Тихого океана. Переход к ложу океана характеризуется наличием островных дуг, окраинных морей и глубоководным желобом. Эти системы отождествляют с современными геосинклиналями.

Окраинные моря резко ассиметричны. Со стороны материка дно погружается постепенно, максимальные глубины располагаются возле островной дуги.

Островные дуги – сооружения с еще незавершенной складчатостью, вдоль которых расположены цепочки действующих вулканов, извергающих преимущественно андезитовую лаву.

Глубоководные желоба – узкие (2-5 км) и глубокие (8-11 км) впадины, связанные с глубинными разломами, пологопадающими под материк на глубину до 700 км (зоны Беньофа-Заварицкого). Они служат структурной грацией между материками и океанами, на которой происходит смена земной коры, континентальной и океанической. Глубоководные желоба испытывают сжатие.

Ложе океанов включает океанические платформы – талассократоны – с изометричными впадинами и валообразными поднятиями. Океанические платформы иногда осложнены вулканическими сооружениями: гайотами – потухшими вулканами, не выстуающими над уровнем моря, и поднятиями, связанными с вулканами и поднимающимися со дна моря на высоту 9-10 км.

В 60-х годах XX века в океанах была открыта планетарная система срединно-океанических хребтов протяженностью 80 тыс. км. Вдоль оси хребтов обычно протягиваются узкие (5-25 км) и глубокие ущелья с крутыми склонами – рифтовые зоны, окаймленные системой глыб. Для рифтовых зон характерны ультраосновные и основные породы, активный вулканизм и сейсмичность с мелкими очагами. К ним приурочены интенсивные тепловые потоки и рассолы, в которых концентрация многих элементов в 1000 раз больше, нежели в океанической воде. Рифтовые зоны океанов испытывают растяжение. Система срединно-океанических хребтов пересечена серией поперечных (трансформных) разломов, продолжающихся в соседние структурные элементы и на континенты.