Пущенное в срок производство

Встречный иск — это требования ответчика, предъявленные для совместного рассмотрения в уже возбужденном судом деле. Встречный гражданский иск заявляется в случаях, когда у ответчика есть самостоятельные требования к истцу. Предъявление встречного иска является одним из способов защиты ответчика в гражданском процессе.

Встречный иск в суде может быть предъявлен в любое время до вынесения решения, однако лучше делать это в ходе подготовки по делу.

К встречному иску применяются как общие правила оформления исковог

о заявления, установленные статьей 131 ГПК РФ и статьей 132 ГПК РФ, так и специальные условия. В соответствии с требованиями статей 410-411 Гражданского кодекса РФ не допускается зачет требований, если по заявлению другой стороны к требованию подлежит применению срок исковой давности, и этот срок истек; о возмещении вреда, причиненного жизни или здоровью; о взыскании алиментов; о пожизненном содержании.

Предъявление встречного иска

Встречный иск предъявляется по общим правилам. Нарушение этих правил может повлечь последствия, аналогичные с первоначальным иском: заявление может быть оставлено без движения, возвращено, в его принятии может быть отказано. Обращаем внимание, что к встречным исковым требованиям не применяются общие правила подсудности исков, для встречного иска установлена специальная подсудность, которая определяется его связью с первоначальным иском. Встречный иск подается по месту рассмотрения первоначального иска. Встречный иск разрешается судом в общем решении, содержащем суждения суда, как по первоначальным требованиям, так и по встречному иску. Стороны вправе в ходе рассмотрения дела заключить мировое соглашение, при этом как по первоначальному иску, так и по встречному.

Встречный иск может быть предъявлен для зачета первоначального требования. Хотя требование о зачете может быть заявлено ответчиком и в форме возражений по иску. Требование о зачете в форме возражения возможно только в том случае, когда встречное требование не превышает по своим размерам первоначального. Требование о зачете следует отличать от встречного иска.

Принятие встречного иска

Для принятия встречного иска необходимо соблюдение одного из обязательных условий, перечисленных в статье 138 ГПК РФ, а именно: встречное требование направлено к зачету первоначального требования; удовлетворение встречного иска исключает полностью или в части удовлетворение первоначального иска; между встречным и первоначальным исками имеется взаимная связь и их совместное рассмотрение приведет к более быстрому и правильному рассмотрению споров.

Принятие встречного иска зависит от усмотрения суда, насколько будет целесообразным рассмотрение этого иска с первоначальным. Поскольку предъявление встречного иска, как правило, усложняет процесс, так как возрастает объем исследования обстоятельств дела, доказательств, принятие встречного иска возможно только при наличии взаимной связи между встречным и первоначальным иском, а их совместное рассмотрение будет способствовать правильному и быстрому разрешению дела.

Отказ в принятии встречного иска не препятствует ответчику оформить его в виде самостоятельного искового заявления и подать в суд в общем порядке.

Образец встречного иска можно посмотреть и скачать здесь: Встречное исковое заявление.

Вставьте Н или НН. Краше…ый масл…ой краской пол,песча…ый берег,экскурсио..ый маршрут,льви…ая доля,не раз штопа…ая кож…ая куртка,свежезамороже…ое мясо,тка..ый золотом наряд,златокова…ое изделие,воспита…ый юноша,купле..ые продукты,броше…ый камень,свяще…ый долг,лошади подкова…ы кузнецом,испуга…ый стуком,огни давно потуше…ы,кульминацио…ый момент,небелё…ые стены,рубле…ые из еловых сосен,шинкова…ая капуста,бракова..ые детали,беше…ая скорость,позолоче…ое кольцо,рассерже…ый голос,нежда…ый посетитель,нечита…ый роман,коше…ый по росе луг,сея…ая мука,пуще…ое в срок производство,неписа…ое правило,подписа…ый документ,письмо отправле…ое,стуже…ый на морозе напиток,прожёва…ая пища,необоснова…ая жалоба,ещё не скоше…ая трава,золоче…ая рамка,полирова…ая мебель.

ведения о хвалебной речи отбирает автор? 3)Как автор строит свою речь? Из каких частей она состоит? Обозначьте смысловые вехи текста. 4)Какие приемы использует автор, чтобы сделать речь выразительной, чтобы заинтересовать слушателей? 5)Что в сообщении показалось интересным лично вам? Дорогие друзья! Бывало ли с вами в компании так, что вы вдруг грустно осознавали свою беспомощность; вы не можете сказать двух слов, а вам хотелось, например, рассказать всем о том, как вам нравится эта компания, этот дом, люди, собравшиеся здесь. Вам хотелось выразить все изящно и величественно, чтобы эта речь действительно украсила торжество, была приятна и гостям, и юбиляру, и, конечно, вам;B одним словом, чувства переполняли вас, но вы не могли их выразить. Дело не в прирожденном косноязычии, поверьте. Вы, может быть, просто не очень хорошо знаете, как и за что надо хвалить, а ведь это особое умение Не беда! Этому можно научиться, и сегодня я хочу вам рассказать именно об этом: за что и как надо хвалить. В науке речь «на случай», речь торжественную, называют эпидейктической. Она должна воодушевлять и сплачивать аудиторию; она затрагивает глубокие личные струны человеческой души, взывает чувствам эмоциям, так как эпидейктической речи мы обращаемся к вечным проблемам: этические законы и нормы, добро и зло, памятные события истории народа, основы его веры и традиций. Не думайте, что хвалить можно лишь людей: предметом эпидейктической речи может быть все, что угодно: любые одушевленные и неодушевленные предметы, явления… Еще Аристотель говорил, что хвалить нужно добродетель во всех ее проявлениях. Добродетель -это способность оказывать благодеяния, и наиболее полезные для людей добродетели — мужество, благоразумие, справедливость, рассудительность, великодушие, бескорыстие, щедрость, кротость и др. Хулить же надо противоположные качества, то есть пороки. Можно превозносить также исторические лица и события. Когда хвалят деяния и поступки, то рассматривают их в свете принесенного обществу блага. Выступая, оратор должен хорошо знать свою аудиторию, ее интересы, ее знания, то, что больше всего ценят его слушатели. Оратор (человек, произносящий речь) должен помнить, что истинная эпидейктическая речь — это речь искренняя, бескорыстная. Однако это вовсе не означает, что он не должен использовать преувеличение, сравнение, уподобление. Напротив, это только улучшает эпидейктическую речь. Это законы данного жанра. Не пренебрегайте сравнениями; можете сравнить добродетели или поступки восхваляемого лица с достоинствами или деяниями знаменитостей, исторических деятелей;B если это трудно, то сравните их с обычными людьми, чтобы выделить на этом фоне заслуги того, кого вы хвалите. Итак, теперь вы знаете об эпидейктической речи очень много: ее (воодушевлять), ее разновидности (похвала лицу, его деяниям, похвала коллективу и его достижениям, похвала событию, явлению). Знаете, что эпидейктическая речь прежде всего призыв к чувствам, что предметом такой речи может быть все, что угодно. Знаете, что хвалят добродетель, а пороки порицают и для этого используют специальные риторические средства (преувеличение, усиление и сравнение). Вы, конечно, понимаете, как важно выступающему хорошо знать свою аудиторию.

Тектоника литосферных плит

Основные положения тектоники литосферных плит

Основные положения тектоники плит
Доказательства реальности механизма тектоники литосферных плит

Тектоника плит (plate tectonics) — современная геодинамическая концепция, основанная на положении о крупномасштабных горизонтальных перемещениях относительно целостных фрагментов литосферы (литосферных плит). Таким образом, тектоника плит рассматривает движения и взаимодействия литосферных плит.

Впервые предположение о горизонтальном движении блоков коры было высказано Альфредом Вегенером в 1920-х годах в рамках гипотезы «дрейфа континентов», но поддержки эта гипотеза в то время не получила. Лишь в 1960-х годах исследования дна океанов дали неоспоримые доказательства горизонтальных движении плит и процессов расширения океанов за счёт формирования (спрединга) океанической коры. Возрождение идей о преобладающей роли горизонтальных движений произошло в рамках «мобилистического» направления, развитие которого и повлекло разработку современной теории тектоники плит. Основные положения тектоники плит сформулированы в 1967-68 группой американских геофизиков — У. Дж. Морганом, К. Ле Пишоном, Дж. Оливером, Дж. Айзексом, Л. Сайксом в развитие более ранних (1961-62) идей американских учёных Г. Хесса и Р. Дигца о расширении (спрединге) ложа океанов

Основные положения тектоники плит

Основные положения тектоники плит можно свети к нескольким основополагающим

1. Верхняя каменная часть планеты разделена на две оболочки, существенно различающиеся по реологическим свойствам: жесткую и хрупкую литосферу и подстилающую её пластичную и подвижную астеносферу.

2. Литосфера разделена по плиты, постоянно движущиеся по поверхности пластичной астеносферы. Литосфера делится на 8 крупных плит, десятки средних плит и множество мелких. Между крупными и средними плитами располагаются пояса, сложенные мозаикой мелких коровых плит.

Границы плит являются областями сейсмической, тектонической и магматической активности; внутренние области плит слабо сейсмичны и характеризуются слабой проявленностью эндогенных процессов.

Более 90 % поверхности Земли приходится на 8 крупных литосферных плит:

Австралийская плита,
Антарктическая плита,
Африканская плита,
Евразийская плита,
Индостанская плита,
Тихоокеанская плита,
Северо-Американская плита,
Южно-Американская плита.

Средние плиты: Аравийская (субконтинент), Карибская, Филиппинская, Наска и Кокос и Хуан де Фука и др..

Некоторые литосферные плиты сложены исключительно океанической корой (например, Тихоокеанская плита), другие включают фрагменты и океанической и континентальной коры.

3. Различают три типа относительных перемещений плит: расхождение (дивергенция), схождение (конвергенция) и сдвиговые перемещения.

Соответственно, выделяются и три типа основных границ плит.

Дивергентные границы – границы, вдоль которых происходит раздвижение плит.

Процессы горизонтального растяжения литосферы называют рифтогенезом. Эти границы приурочены к континентальным рифтам и срединно-океанических хребтам в океанических бассейнах.

Термин «рифт» (от англ. rift – разрыв, трещина, щель) применяется к крупным линейным структурам глубинного происхождения, образованным в ходе растяжения земной коры. В плане строения они представляют собой грабенообразные структуры.

Закладываться рифты могут и на континентальной, и на океанической коре, образуя единую глобальную систему, ориентированную относительно оси геоида. При этом эволюция континентальных рифтов может привести к разрыву сплошности континентальной коры и превращению этого рифта в рифт океанический (если расширение рифта прекращается до стадии разрыва континентальной коры, он заполняется осадками, превращаясь в авлакоген).

Строение континентального рифта

Процесс раздвижения плит в зонах океанских рифтов (срединно-океанических хребтов) сопровождается образованием новой океанической коры за счёт магматических базальтовых расплав поступающих из астеносферы. Такой процесс образования новой океанической коры за счёт поступления мантийного вещества называется спрединг (от англ. spread – расстилать, развёртывать).

Строение срединно-океанического хребта

В ходе спрединга каждый импульс растяжения сопровождается поступлением новой порции мантийных расплавов, которые, застывая, наращивают края расходящихся от оси СОХ плит.

Именно в этих зонах происходит формирование молодой океанической коры.

Конвергентные границы – границы, вдоль которых происходит столкновение плит. Главных вариантов взаимодействия при столкновении может быть три: «океаническая – океаническая», «океаническая – континентальная» и «континентальная — континентальная» литосфера. В зависимости от характера сталкивающихся плит, может протекать несколько различных процессов.

Субдукция – процесс поддвига океанской плиты под континентальную или другую океаническую. Зоны субдукции приурочены к осевым частям глубоководных желобов, сопряжённых с островными дугами (являющихся элементами активных окраин). На субдукционные границы приходится около 80% протяжённости всех конвергентных границ.

При столкновении континентальной и океанической плит естественным явлением является поддвиг океанической (более тяжёлой) под край континентальной; при столкновении двух океанических погружается более древняя (то есть более остывшая и плотная) из них.

Зоны субдукции имеют характерное строение: их типичными элементами служат глубоководный желоб – вулканическая островная дуга – задуговый бассейн. Глубоководный желоб образуется в зоне изгиба и поддвига субдуцирующей плиты. По мере погружения эта плита начинает терять воду (находящуюся в изобилии в составе осадков и минералов), последняя, как известно, значительно снижает температуру плавления пород, что приводит к образованию очагов плавления, питающих вулканы островных дуг. В тылу вулканической дуги обычно происходит некоторое растяжение, определяющее образование задугового бассейна. В зоне задугового бассейна растяжение может быть столь значительным, что приводит к разрыву коры плиты и раскрытию бассейна с океанической корой (так называемый процесс задугового спрединга).

Модель процесса субдукции

Погружение субдуцирующей плиты в мантию трассируется очагами землетрясений, возникающих на контакте плит и внутри субдуцирующей плиты (более холодной и вследствие этого более хрупкой, чем окружающие мантийные породы). Эта сейсмофокальная зона получила название зона Беньофа-Заварицкого.

В зонах субдукции начинается процесс формирования новой континентальной коры.

Значительно более редким процессом взаимодействия континентальной и океанской плит служит процесс обдукции – надвигания части океанической литосферы на край континентальной плиты. Следует подчеркнуть, что в ходе этого процесса происходит расслоение океанской плиты, и надвигается лишь её верхняя часть – кора и несколько километров верхней мантии.

При столкновении континентальных плит, кора которых более лёгкая, чем вещество мантии, и вследствие этого не способна в неё погрузиться, протекает процесс коллизии. В ходе коллизии края сталкивающихся континентальных плит дробятся, сминаются, формируются системы крупных надвигов, что приводит к росту горных сооружений со сложным складчато-надвиговым строением. Классическим примером такого процесса служит столкновение Индостанской плиты с Евразийской, сопровождающееся ростом грандиозных горных систем Гималаев и Тибета.

Модель процесса коллизии

Процесс коллизии сменяет процесс субдукции, завершая закрытие океанического бассейна. При этом в начале коллизионного процесса, когда края континентов уже сблизились, коллизия сочетается с процессом субдукции (продолжается погружение под край континента остатков океанической коры).

Для коллизионных процессов типичны масштабный региональный метаморфизм и интрузивный гранитоидный магматизм. Эти процессы приводят к созданию новой континентальной коры (с её типичным гранито-гнейсовым слоем).

Трансформные границы – границы, вдоль которых происходят сдвиговые смещения плит.

Границы литосферных плит Земли

1 – дивергентные границы (а – срединно-океанские хребты, б – континентальные рифты); 2 – трансформные границы; 3 – конвергентные границы (а – островодужные, б – активные континентальные окраины, в – коллизионные); 4 – направления и скорости (см/год) движения плит.

4. Объём поглощённой в зонах субдукции океанской коры равен объёму коры, возникающей в зонах спрединга. Это положении подчёркивает мнение о постоянстве объёма Земли. Но такое мнение не является единственным и окончательно доказанным. Не исключено, что объём планы меняется пульсационно, или происходит уменьшение его уменьшение за счёт охлаждения.

5. Основной причиной движения плит служит мантийная конвекция, обусловленная мантийными теплогравитационными течениями.

Источником энергии для этих течений служит разность температуры центральных областей Земли и температуры близповерхностных её частей. При этом основная часть эндогенного тепла выделяется на границе ядра и мантии в ходе процесса глубинной дифференциации, определяющего распад первичного хондритового вещества, в ходе которого металлическая часть устремляется к центру, наращивая ядро планеты, а силикатная часть концентрируются в мантии, где далее подвергается дифференциации.

Нагретые в центральных зонах Земли породы расширяются, плотность их уменьшается, и они всплывают, уступая место опускающимся более холодными и потому более тяжёлым массам, уже отдавшим часть тепла в близповерхностных зонах. Этот процесс переноса тепла идёт непрерывно, в результате чего возникают упорядоченные замкнутые конвективные ячейки. При этом в верхней части ячейки течение вещества происходит почти в горизонтальной плоскости, и именно эта часть течения определяет горизонтальное перемещение вещества астеносферы и расположенных на ней плит. В целом, восходящие ветви конвективных ячей располагаются под зонами дивергентных границ (СОХ и континентальными рифтами), нисходящие – под зонами конвергентных границ.

Таким образом, основная причина движения литосферных плит – «волочение» конвективными течениями.

Кроме того, на плиты действуют ещё рад факторов. В частности, поверхность астеносферы оказывается несколько приподнятой над зонами восходящих ветвей и более опущенной в зонах погружения, что определяет гравитационное «соскальзывание» литосферной плиты, находящейся на наклонной пластичной поверхности. Дополнительно действуют процессы затягивания тяжёлой холодной океанской литосферы в зонах субдукции в горячую, и как следствие менее плотную, астеносферу, а также гидравлического расклинивания базальтами в зонах СОХ.

Рисунок — Силы, действующие на литосферные плиты.

К подошве внутриплитовых частей литосферы приложены главные движущие силы тектоники плит – силы мантийного “волочения” (англ. drag) FDO под океанами и FDC под континентами, величина которых зависит в первую очередь от скорости астеносферного течения, а последняя определяется вязкостью и мощностью астеносферного слоя. Так как под континентами мощность астеносферы значительно меньше, а вязкость значительно больше, чем под океанами, величина силы FDC почти на порядок уступает величине FDO. Под континентами, особенно их древними частями (материковыми щитами), астеносфера почти выклинивается, поэтому континенты как бы оказываются “сидящими на мели”. Поскольку большинство литосферных плит современной Земли включают в себя как океанскую, так и континентальную части, следует ожидать, что присутствие в составе плиты континента в общем случае должно “тормозить” движение всей плиты. Так оно и происходит в действительности (быстрее всего движутся почти чисто океанские плиты Тихоокеанская, Кокос и Наска; медленнее всего – Евразийская, Северо-Американская, Южно-Американская, Антарктическая и Африканская, значительную часть площади которых занимают континенты). Наконец, на конвергентных границах плит, где тяжелые и холодные края литосферных плит (слэбы) погружаются в мантию, их отрицательная плавучесть создает силу FNB (индекс в обозначении силы – от английского negative buoyance). Действие последней приводит к тому, что субдуцирующая часть плиты тонет в астеносфере и тянет за собой всю плиту, увеличивая тем самым скорость ее движения. Очевидно, сила FNB действует эпизодически и только в определенных геодинамических обстановках, например в случаях описанного выше обрушения слэбов через раздел 670 км.

Таким образом, механизмы, приводящие в движение литосферные плиты, могут быть условно отнесены к следующим двум группам: 1) связанные с силами мантийного “волочения” (mantle drag mechanism), приложенными к любым точкам подошвы плит, на рис. 2.5.5 – силы FDO и FDC; 2) связанные с силами, приложенными к краям плит (edge-force mechanism), на рисунке – силы FRP и FNB. Роль того или иного движущего механизма, а также тех или иных сил оценивается индивидуально для каждой литосферной плиты.

Совокупность этих процессов отражает общий геодинамический процесс, охватывающих области от поверхностных до глубинных зон Земли.

Принципиальная схема мантийной конвекции

Альтернативные схемы мантийной конвекции

Мантийная конвекция и геодинамические процессы

В настоящее время в мантии Земли развивается двухъячейковая мантийная конвекция с закрытыми ячейками (согласно модели сквозьмантийной конвекции) или раздельная конвекция в верхней и нижней мантии с накоплением слэбов под зонами субдукции (согласно двухъярусной модели). Вероятные полюсы подъема мантийного вещества расположены в северо-восточной Африке (примерно под зоной сочленения Африканской, Сомалийской и Аравийской плит) и в районе острова Пасхи (под срединным хребтом Тихого океана – Восточно-Тихоокеанским поднятием).

Экватор опускания мантийного вещества проходит примерно по непрерывной цепи конвергентных границ плит по периферии Тихого и восточной части Индийского океанов.

Современный режим мантийной конвекции, начавшийся примерно 200 млн. лет назад распадом Пангеи и породивший современные океаны, в будущем сменится на одноячейковый режим (по модели сквозьмантийной конвекции) или (по альтернативной модели) конвекция станет сквозьмантийной за счет обрушения слэбов через раздел 670 км. Это, возможно, приведет к столкновению материков и формированию нового суперконтинента, пятого по счету в истории Земли.

6. Перемещения плит подчиняются законам сферической геометрии и могут быть описаны на основе теоремы Эйлера. Теорема вращения Эйлера утверждает, что любое вращение трёхмерного пространства имеет ось. Таким образом, вращение может быть описана тремя параметрами: координаты оси вращения (например, её широта и долгота) и угол поворота. На основании этого положения может быть реконструировано положение континентов в прошлые геологические эпохи. Анализ перемещений континентов привёл к выводу, что каждые 400-600 млн. лет они объединяются в единый суперконтинент, подвергающийся в дальнейшем распаду. В результате раскола такого суперконтинента Пангеи, произошедшего 200-150 млн. лет назад, и образовались современные континенты.

Некоторые доказательства реальности механизма тектоники литосферных плит

Удревнение возраста океанической коры по мере удаления от осей спрединга (см. рисунок). В этом же направлении отмечается нарастание мощности и стратиграфической полноты осадочного слоя.

Рисунок — Карта возраста пород океанического дна Северной Атлантики (по У. Питмену и М. Тальвани, 1972). Разным цветом выделены участки океанского дна различных возрастных интервалов; цифрами указан возраст в миллионах лет.

Геофизические данные.

Рисунок – Томографический профиль через Эллинский желоб, остров Крит и Эгейское море. Серые кружки – гипоцентры землетрясений. Синим цветом показана пластина погружающейся холодной мантии, красным – горячая мантия (по данным В. Спэкмена, 1989)

Остатки огромной плиты Фаралон, исчезнувшей в зоне субдукции под Северной и Южной Америками, фиксируемые в виде слейбов «холодной» мантии (разрез поперек Сев. Америки, по S-волнам). По Grand, Van der Hilst, Widiyantoro, 1997, GSA Today, v. 7, No. 4, 1-7

Полосовые магнитные аномалии

​Линейные магнитные аномалии в океанах были обнаружены в 50-х годах при геофизическом изучении Тихого океана. Это открытие позволило в 1968 году Хессу и Дицу сформулировать теорию спрединга океанического дна, которая выросла в теорию тектоники плит. Они стали одним из самых веских доказательств правильности теории.

Рисунок — Образование полосовых магнитных аномалий при спрединге.

Причиной происхождения полосовых магнитных аномалий является процесс рождения океанической коры в зонах спрединга срединно-океанических хребтов, излившиеся базальты при остывании ниже точки Кюри в магнитном поле Земли, приобретают остаточную намагниченность. Направление намагниченности совпадает с направлением магнитного поля Земли, однако вследствие периодических инверсий магнитного поля Земли излившиеся базальты образуют полосы с различным направлением намагниченности: прямым (совпадает с современным направлением магнитного поля) и обратным.

Рисунок — Схема образования полосовой структуры магнитоактивного слоя и магнитных аномалий океана (модель Вайна – Мэтьюза).