Как найти тектоническую структуру - Сайт, где вы сможете решить свои вопросы

Содержание

Что такое тектонические структуры земной коры?
Земная кора
Мантия Земли
Ядро Земли
Что такое тектонические структуры
Изучение геологических процессов
Развитие теорий
Процессы в земной коре
Структура
Формирование
Геосинклиналь
Образование геосинклиналей
Тектонические структуры
Структуры земной коры континентального типа.
Р ис. 4 Типы разрывных нарушения со смещением:

Что такое тектонические структуры земной коры?

Структура Земли довольно сложная. Пока что петрофизики (ученые, изучающие физику горных пород) интересуются только земной корой, где можно найти нефть, газ и полезные ископаемые. Но геофизики, исследующие строение Земли, занимаются изучением более глубоких слоев, потому что они влияют на скорость и направление сейсмических волн, вызывающих землетрясения. Это обуславливает важность знания того, что такое тектонические структуры.

Сведения о внутреннем строении Земли необходимы для понимания тектоники плит. Хорошей аналогией представления о том, как выглядит наша планета внутри, является фрукт персика или сливы. Если разрезать его пополам, то можно увидеть, что он состоит из трех частей: очень тонкой кожуры, семени значительного размера, расположенного в центре, и массы плода вокруг него. Земля в разрезе выглядит очень похоже: тонкая кора снаружи, ядро в центре и мощный слой, составляющий большую часть массы Земли.

Земная кора

Существует два ее типа:

Тонкая океаническая, лежащая в основе бассейнов океанов.
Более толстая континентальная, находящаяся, соответственно, под континентами.

Низкая плотность континентальной коры позволяет ей «плавать» на мантии, плотность которой значительно ниже. В состав океанической в основном входит базальт, а континентальную, как правило, составляет гранит.

Мантия Земли

Считается, что она состоит в основном из богатой оливином породы. Ее температура может быть разной, что зависит от глубины. Самые низкие ее показатели непосредственно под корой. Самая высокая отмечается при контакте вещества мантии с тепловыделяющим ядром. Устойчивое повышение температуры с увеличением глубины носит название геотермического градиента. Эта физическая величина обуславливает разное поведение породы, на основании чего мантия разделяется на две различные зоны.

Скалы в верхней части мантии холодные и хрупкие. Благодаря этому они могут разрушаться под воздействием напряжения и вызывать землетрясения. В нижней части камни горячие и мягкие (но не расплавленные). Они не разрушаются под воздействием внешних сил, а растекаются.

Ядро Земли

Считается, что оно состоит из сплава железа и никеля. Этот состав основан на расчетах его плотности. Также учитывается тот факт, что многие метеориты (которые считаются частями внутренней части планетарного тела) представляют собой железо-никелевые сплавы. Ядро является своеобразной печкой Земли, потому что оно содержит радиоактивные материалы, выделяющие тепло при расщеплении на более стабильные вещества.

Оно делится на две разные зоны. Внешнее ядро жидкое, так как температура там достаточная для плавления железо-никелевого сплава. Внутреннее ядро является твердым, хотя его температура выше, чем у внешнего. Здесь огромное давление, создаваемое весом вышележащих пород, достаточно сильное, чтобы плотно сжать атомы и предотвратить его трансформацию в жидкое состояние.

Что такое тектонические структуры

Они являются большими участками земной коры, их размеры ограничивают глубинные разломы. Изучением строения и движения земной коры занимается тектоника.

Следует отметить, что тектонические структуры, такие как платформы и подвижные пояса, являются самыми крупными. Платформа представляет собой относительно устойчивый участок земной коры. Поверхность ее довольно плоская. Ее характерной чертой является двухслойное строение: она состоит из кристаллического фундамента, сложенного древними твердыми породами (он расположен снизу), и осадочного чехла, который сформировали более поздние отложения. В тектонической структуре России, например, выделяют Сибирскую платформу и Восточно-Европейскую плиту.

На платформе имеются щиты и плиты. Первый представляет собой приподнятый до земной поверхности участок кристаллического фундамента, частично покрытый осадочным чехлом. Вторая является таким участком платформы, фундамент которого погружен на глубину, его полностью покрывает осадочный чехол. Подвижной пояс — это удлиненный участок земной коры, в пределах которого происходили и происходят движения земной коры.

Таким образом можно считать, что такие тектонические структуры земной коры являются основными. Их строение обуславливает состав элементов поверхности планеты. Например, тектоническая структура равнины, может включать фундамент и осадочный чехол.

Изучение геологических процессов

Современное расположение слоев горных пород в коре определяют исторические геологические события. Они варьируются от медленных и постепенных, таких как эрозия и тектоника плит, до катастрофических, таких как метеорные удары или извержения вулканов. Эти процессы постоянно изменяют геометрию горных пород, составляющих земную кору. Данное явление наблюдается как на континентах, так и под океанами. Рельеф земной поверхности зависит от того, на какой тектонической структуре происходит его формирование.

Поверхностная кора довольно жесткая, но разбита на несколько пластин, которые могут свободно перемещаться по мантии. Около 75% поверхности Земли покрыто океанами, под каждым из которых находится одна или несколько пластин. Континенты представляют собой массы суши (преимущественно над уровнем моря), которые также состоят из одной или нескольких плит. Их движение относительно друг друга называется тектоникой плит. Эти процессы ученые начали подробно изучать более 150 лет назад.

Развитие теорий

Тектоника плит и миграция континентов — центральная особенность современной теории строения Земли. Впервые эта концепция была упомянута Антонио Снайдер-Пеллегрини в 1858 году, который приписал ее библейскому потопу. В 1912 году Альфред Вегенер выдвинул теорию, которая учитывала движение континентов и явное блуждание Северного и Южного полюсов. Однако только в середине 1960-х годов она была принята геологическим сообществом.

Первоначально теория была названа термином «дрейф континентов». Однако выяснилось, что многие другие части поверхности также движутся и не перемещают на себе материки, поэтому термин «тектоника плит» является предпочтительным, так как он более правильно описывает реальную ситуацию.

Разведка дна океана, проведенная в 1960-х годах в рамках проекта глубоководного бурения, показала, что система хребтов окружает земной шар примерно посередине каждого океана. Скалы в этих подводных горных системах очень молоды по сравнению с остальной частью морского дна. После изучения морского дна теория Вегенера была расширена. В нее было включено движение пород под континентами. Этот процесс назвали субдукцией.

Процессы в земной коре

Конвергентные границы тектонических структур (то есть между теми, которые движутся в разные стороны) вызывают сжатие земной коры, что приводит к ее складчатости, чрезмерному поднятию или утолщению. Расходящиеся границы вызывают рифтинг (образование впадин), понижение или утончение. Изучение процессов земной коры позволяет выявить тектоническую структуру рельефа.

Столкновение плиты морского дна с континентальной платформой обычно приводит к возникновению горных систем, таких как Скалистые горы (расположены вдоль западного побережья Северной Америки), Анды и Аппалачи. Столкновение двух континентальных плит также создает горы, такие как Гималаи на границе Индийского и Азиатского субконтинентов.

Структура

Земля разделена примерно на восемь больших, жестких, но смещающихся плит и множество малых. Основные плиты поддерживают одно (или более) массивное континентальное плато, часто называемое кратоном.

Существует три типа границы основных тектонических структур, а именно:

Расходящаяся (межпланетный рифт).
Сдвиговая (где плиты скользят друг за другом).
Сходящаяся (где сталкиваются две плиты, одна из которых обычно подвергается субдукции и поглощению).

Рифтинг создает срединно-океанические хребты и расширяет океаны. Субдукция сужает океан, а изгиб пластин создает прибрежные горы.

Формирование

Тектоника плит изменяет положение и форму континентов и океанов за период, составляющий примерно 4 миллиарда лет. Гидротермальные процессы сконцентрировали большинство известных металлических рудных тел вдоль границ конвергентных плит, например, золотые месторождения Калифорнии и Аляски.

Гидротермальные процессы также активны на границах расходящихся плит, таких как срединно-атлантический хребет и Красное море.

Кроме того, границы конвергентных плит создают условия, которые позволяют накапливать нефть в море или на суше у берега. Поскольку скалы изгибаются за счет движения плит, образуются ловушки для углеводородов. Тепло и давление, создаваемые опадающими плитами, помогают высвобождать нефть из пород, оставляя ее свободной для миграции в такие ловушки.

Понижение, поднятие и горообразование – термины, используемые геологами, чтобы описать движение одной части тектонической структуры относительно другой.

Причиной перемещений является напряжение, создаваемое относительным движением плит континентального и морского дна. Как правило, это очень медленные процессы, поэтому ученым необходимо делать чрезвычайно точные наблюдения, чтобы увидеть их результаты. Например, Скалистые горы все еще растут со скоростью несколько дюймов на сотню лет из-за скольжения Тихоокеанской плиты относительно западного края Североамериканской. Соответственно, все эти процессы обуславливают взаимосвязь формы рельефа и тектонической структуры.

Геосинклиналь

Это подвижная часть земной коры вытянутой формы. Она является фундаментальной геологической единицей и тектонической структурой. Геосинклиналь образована осадочными породами, отложенными под морем параллельно береговой линии. Она увеличивается до тех пор, пока продолжается оседание.

Классическая геосинклиналь разделена на две части:

1. Миогеоклин (miogeocline).

2. Эугеоклин (eugeocline).

Первая состоит из отложений, которые образуют континентальный шельф, а вторая – из отложений на возвышении в более глубоких водах на некотором расстоянии от берега.

Образование геосинклиналей

Источником осадков для этих тектонических структур является континентальный кратон. В примере с Северной Америкой большая часть осадков с материка в конечном итоге сбрасывается в Атлантический океан и Мексиканский залив.

Геосинклинали откладываются вдоль заднего края. Если континентальная плита меняет свое относительное направление движения, а задняя кромка становится передней, геосинклиналь сжимается и складывается. Это произошло в восточной части Северной Америки и привело к складыванию Аппалачей. Седиментация для формирования геосинклинали представляет собой основной геологический цикл, который развивается в течение нескольких сотен миллионов лет и может повторяться несколько раз.

Источник

Тектонические структуры

Тектонические структуры (=геологические структуры, =структуры земной коры) – участки земной коры с разным строением. Они созданы направленными тектоническими движениями в разные этапы геологической истории планеты. Могут быть выражены в рельефе, но часто зафиксированы только в условиях залегания или других особенностях горных пород.

Самые крупные тектонические структуры Земли (участки с разным строением) – «континенты» и «океаны» (точнее участки земной коры континентального и океанического типа).

Участки с континентальной корой имеют толщину 30—40 км на равнинах и 80 км в горах и состоят из трех слое («осадочного», «гранитного» и «базальтового»). Океаническая земная кора мощностью 5-12 км (в среднем 6-7км) состоит из двух «слоев» — «гранитный» отсутствует (он «исчезает» в основании континентального склона на дне океана).

Рис. 3. Схема строения земной коры на континентах и в океане.

1 — осадочный слой;

2 – «гранитный» слой континентов;

3 – «базальтовый» слой континентов и океанов;

4 – мантийная часть литосферы

(надастеносферная часть мантии);

Структуры земной коры континентального типа.

Земная кора континентального типа состоит из платформ и подвижных поясов – орогенных (горных) поясов и рифтовых зон. На платформах различают щиты и плиты (более мелкие структуры — синеклизы и антеклизы. Орогенные (горные) складчатые пояса состоят из синклинориев и антиклинориев, а орогенные эпиплатформенные пояса пояса — из грабенов и горстов. Самые мелкие структуры земной коры континентального типа – складки и разрывы. Континентальные рифтовые зоны – сложные многоступенчаты грабены.

Складки – волнообразные изгибы слоев. Два основных типа складок – антиклинальные и синклинальные. Обычно они легко различимы в вертикальном разрезе по форме. Синклиналь – это вогнутая складка, а антиклиналь – выпуклая.

Р ис. Синклинальная (вогнутая) и антиклинальная (выпуклая) складка

Разломы (= разрывы, = разрывные нарушения = дизъюнктивные дислокации) — линейное тектоническое нарушение, сопровождающееся перемещением разорванных частей слоев горных пород или других геологических тел друг относительно друга. Тектонические трещины – линейные нарушения, не сопровождающиеся заметным смещением, параллельным данному нарушению.

У каждого разлома есть относительно поднятый блок (или крыло) (1 на рис.) и относительно опущенный блок (2 на рис. ). Поверхность, по которой происходит смещение, называется плоскостью разрыва (сместителем)

Р ис. Элементы разлома. 1 – поднятый блок (крыло); 2- опущенный блок (крыло) 3 – сместитель.

Различают разломы (Рис.), образовавшиеся в условиях растяжения (сбросы и раздвиги) и сжатия (взбросы и надвиги, поддвиги, сдвиги).

Р ис. 4 Типы разрывных нарушения со смещением:

1 – сброс; 2 – взброс; 3 –сдвиг; 4 – надвиг; 5 – раздвиг

Сброс – разлом со смещением преимущественно в вертикальной плоскости, по которому блок горных пород опущен по сравнению с соседними участками.

Взброс — разлом, по которому блок горных пород поднят по сравнению с соседними участками, а поверхность разрыва (сместитель) наклонена в сторону приподнятого блока.

Сдвиг – разлом с перемещением блоков друг относительно друга в горизонтальном направлении (вдоль более или менее крутой поверхности сместителя). Чаще всего он образуются по сколовым трещинам в условиях сжатия.

Надвиг – разрывное нарушение, возникающее в условиях горизонтального сжатия, с относительно пологим (менее 60 0 ) наклоном плоскости сместителя, по которому горные породы надвинуты на нижележащие слои. Очень пологие надвиги с большой амплитудой горизонтального перемещения (десятки – сотни км) называются тектоническими покровами или шарьяжами.

Рáздвиг – вид разрывных тектонических нарушений земной коры, возникший в обстановке ее растяжения и выраженный в отодвигании одного блоков от других. Возникшая зияющая трещина заполняется продуктами дробления пород раздвигаемых блоков, а при большой ширине — осадками и (или) продуктами вулканических извержений. Крупные раздвиги, шириной в десятки, длиной в сотни и более километров, называют рифтами. Раздвиги нередко комбинируется со смещением пород параллельно разрыву, например со сбросами.

Поддвиг — разрывное нарушение, возникающее в условиях горизонтального сжатия, по которому океаническая литосферная плита погружается под континентальную или под другую океаническую плиту. Поверхность поддвига приблизительно совпадает с зоной концентрации глубокофокусных землетрясений.

Разрывные нарушения могут встречаться поодиночке, а могут образовывать сложные системы – многоступенчатые сбросы, грабены, горсты (рис. )

Рис.Сочетание разрывных нарушений: 1 – ступенчатые сбросы; 2 – грабен; 3 – горст: 4 – грабены и горсты в сложном грабене

Грабен — участок земной коры, ограниченный разломами и опущенный относительно соседних участков. Горст — участок земной коры, ограниченный разломами и приподнятый относительно соседних участков. Вертикальная амплитуда в горстах и грабенах достигает нескольких тысяч метров.

Складчатые и разрывные структуры земной коры в современном рельефе могут быть никак не выражены («погребенные» структуры), или представлять собой так называемые морфоструктуры – иметь прямое (например, синклиналь — впадина на рис. , горст – возвышенность на рис. ) или обратное отражение, например, из-за различной прочности горных пород (антиклиналь — впадина на рис., грабен – возвышенность на рис. )

Р ис. . Инверсия (обращение) рельефа. Грабен выражен в рельефе в виде возвышенности.

Самые крупные структуры континентов (земной коры континентального типа) – это платформы и подвижные пояса (эпиплатформенные и складчатые орогены и рифты).

Платформы (континентальные платформы) – крупные (несколько тысяч км в поперечнике) устойчивые участки земной коры континентального типа с относительно медленными, слабодифференцированными и малоамплитудными колебательными тектоническими движениями.

В вертикальном разрезе платформы имеют двухъярусное строение: нижний ярус (фундамент платформы) образуют смятые в складки метаморфические породы, с интрузиями магматических пород. Верхний ярус (осадочный чехол) сложен горизонтально- и пологозалегающими осадочными отложениями. Собственно платформами (древними) называют платформы, у которых фундамент образовался в архее и протерозое (Восточно-Европейская, Сибирская, Африкано-Аравийская, Индийская, Антарктическая, Северо- и Южноамериканская и др.). Они занимают около 40% площади континентов. Земная кора в пределах платформ имеет мощность 30-40 км, из которых до 5 км (реже 10-15 и более км) приходится на осадочный чехол. Астеносфера залегает на глубинах 250-400 км и отличается повышенной по сравнению с подвижными поясами вязкостью.

Небольшие скорости вертикальных тектонических движений, определяют равнинный рельеф, а преобладание слабых поднятий над опусканиями – преобладание в осадочном чехле мелководно-морских и континентальных отложений небольшой мощности. Для платформ характерна слабая сейсмичность, отсутствие магматизма или специфический его характер – обширные базальтовые покровы или кимберлитовые трубки, нередко алмазоносные.

Выделяют также так называемые молодые платформы, фундамент которых сформировался в основном в фанерозое. Молодые платформы занимают около 5% площади континентов. Они «наращивают» древние платформы, примыкая к ним или вообще соединяя две древние платформы в единый массив, располагаясь между ними (Западно-Сибирская молодая платформа между древними Восточно-Европейской и Сибирской). Рельеф молодых платформ аналогичен древним платформ. Фундамент их сложен менее (чем у древних) метаморфизованными породами. Породы фундамента отличается от осадочного чехла не столько метаморфизмом, сколько высокой дислоцированностью.

Выходы фундамента на поверхность называют щитом, а часть платформы с осадочным чехлом – плитой. Это основные структуры платформ. Для щитов в истории Земли характерна тенденция к тектоническому поднятию, а для плит – к опусканию. На Восточно-Европейской платформе четко обособлены два щита – Балтийский (на севере) и Украинский (на юге), а большая часть Европейской России расположена на Русской плите. Обширные пологие впадины на плитах и щитах – синеклизы. Мощность осадочного чехла в центре, например Московской синеклизы, достигает 2 км, а в Прикаспийской – более 15 км. Крупные поднятия фундамента внутри плит с сокращенной мощностью осадочного чехла (сотни метров) называют антеклизами.

Выходы на поверхность фундамента молодых платформ щитами не называют. Их выделяют под названием «подвижные орогенные пояса» (эпиплатформенные или складчатые).

Подвижные орогенные (горные) пояса. Различают два типа– эпиплатформенные орогенные и складчатые, которые до недавнего времени называли эпигеосинклинальными орогенными. Слово «ороген» – означает горное сооружение, а приставка «эпи-» — в данном случае, имеет значение «после».

Эпиплатформенный орогенный пояс – это горы, возникшие на месте платформы («возрожденные горы»). В целом это сводово-глыбовые постройки, состоящие из системы блоков (тектонических глыб) поднятых на различную высоту по разломам, образующих различные сочетания горстов и грабенов.

Кора эпиплатформенных орогенов относится к континентальному типу и обычно имеет мощность 50-60 км. Сейсмичность, как правило, высокая. Магматизм проявляется лишь в виде базальтовых излияний,иногда отсутствует. Современных эпиплатформенные орогены возникают в условиях сжатия. Они могут непосредственно примыкать к складчатым поясам (Алтай, Тянь-Шань, Гиндукуш, Памир, Прибайкалье, Забайкалье, Горный Крым), располагаться на окраинах континентов (Скандинавские горы), а также внутри платформенных областей (Урал). Эпиплатформенные горы в популярной литературе часто называют древними, противопоставляя их молодым – складчатым горам. Кавказ, например – молодые горы, а Урал – старые. Но в современном виде они возникли одновременно, в конце палеогенового периода.

Складчатые орогенные пояса изначально представляли собой крупный (длина –n•1000км, ширина – n•100км) прогиб земной коры, образовавшийся в условиях тектонического растяжения. Такие прогибы в геологии более 100 лет (со второй половины 19 века) называли геосинклиналями. Современная аналог такой структуры — западная окраина Тихого океана, в переходной зоне от Тихого океана к континентам Азии и Австралии. В прогибе накапливались (одновременно с тектоническим опусканием) мощные (n•10км) толщи осадочных отложений, происходили подводные вулканические извержения. На определенном этапе в эти слои внедряются гранитные интрузии, происходит инверсия прогиба (опускание земной коры сменяется поднятием), в результате чего на месте прогиба формируется горное сооружение. Накопившиеся ранее в прогибе породы при этом сминаются в складки. Горо- и складкообразование сопровождаются, как правило, наземным вулканизмом. Возникшее горное сооружение и представляет собой складчатый подвижный пояс (который еще сравнительно недавно именовали эпигесинклинальный орогенный пояс – т.е. послегеосинклинальное горное сооружение). Современным складчатым поясом на этапе горообразования является область Средиземноморья (Альпы, Карпаты, Кавказ).

В дальнейшем темп поднятия падает и становится медленнее скорости деструктивных экзогенных процессов. Горно-складчатое сооружение разрушается, и ороген превращается в пенепленизированную равнину, образующую фундамент молодых платформ, примыкающих, как правило, к древним. То есть, происходит наращивание (расширение) структуры, ранее испытавшей консолидацию и тектоническую стабилизацию. При определенных условиях, например, при активизации тектонических процессов на смежных территориях, и на месте «успокоившегося» участка могут вновь возникнуть горы. Но теперь это будет связано не с процессами складкообразования, а с движениями по тектоническим разломам – возникнет эпиплатформенный орогенных пояс.

Складчатые пояса состоят из синклинориев и антиклинориев, те и другие из более мелких структур – антиклинальных и синклинальных складок. Обычны здесь и разрывные нарушения – взбросы, надвиги, сдвиги.

Синклинорий (от греч. synrlínõ – наклоняюсь и όros-гора )– крупная сложная тектоническая структура в горных областях в целом вогнутой формы, состоит из чередующихся синклинальных и антиклинальных складок. Для синклинориев характерны большие мощности вулканогенных и осадочных толщ, накапливавшихся без длительных перерывов. Это были участки стабильного опускания и на стадии прогиба; такую же вогнутую (отрицательную) форму они имеют и структуре горного сооружения.

Антиклинорий – крупная сложная тектоническая структура в горных областях в целом выпуклой формы (поднятие земной коры). Антиклинории расположены между синклинориями, границы с которыми часто являются зонами тектонических разломов. Для них и на стадии формирования прогиба характерны положительные движения, что приводило к накоплению отложений меньшей мощности, распространению грубообломочных (более мелководных) пород. Антиклинории, как и синклинории, состоят из большого числа чередующихся антиклиналей и синклиналей разных размеров

Континентальные рифты — это линейновытянутые системы опусканий земной коры ограниченные разломами, с повышенной магматической и сейсмической активностью. Протяженность континентальных рифтов — сотни и тысячи километров при ширине от первых километров до десятков и сотен километров. Они возникают в результате растяжения литосферы. Современные рифты сформировались в новейший тектонический этап (неоген-четвертичное время). Образование рифтов также можно отнести к процессам тектонической активизации платформ – это эпиплатформенные структуры. Центральное положение в них обычно занимает дно рифтовой долины – ровная уплощенная поверхность, шириной 40-50 км, ограниченная сбросами, нередко образующими ступенчатые системы. Такая долина иногда протягивается вдоль сводового поднятия земной коры, но может формироваться и без него. В рифтовой долине развиты осадочные континентальные (реже морские) отложения и магматические комплексы основного, в меньшей степени кислого состава, общей мощностью 7-10 км; по краям рифтов — лавовые покровы. Нередко рифты осложнены продольными или диагональными приподнятыми блоками — горстами. Наиболее известными представителями этих структур являются Восточно-Африканская рифтовая система, Байкальский и Рейнский рифты. Древними аналогами рифтов в фундаменте платформ являются авлакогены.

Такая характеристика структур земной коры континентального типа приведена с точки зрения классической геотектоники. Их образование обусловлено процессами, происходящими в мантии при преобладанием вертикальных тектонических движений без сколько-нибудь существенного растяжения и сжатия, земной коры.

Источник

Тектонические структуры

Тектонические структуры (=геологические
структуры, =структуры земной коры) –
участки земной коры с разным строением.
Они созданы направленными тектоническими
движениями в разные этапы геологической
истории планеты. Могут быть выражены в
рельефе, но часто зафиксированы только
в условиях залегания или других
особенностях горных пород.

Самые крупные тектонические структуры
Земли (участки с разным строением)
– «континенты» и «океаны»
(точнее участки земной коры континентального
и океанического типа).

Участки с континентальной корой имеют
толщину 30–40 км на равнинах и 80 км в
горах и состоят из трех слое («осадочного»,
«гранитного» и «базальтового»).
Океаническая земная кора мощностью
5-12 км (в среднем 6-7км) состоит из двух
«слоев» – «гранитный» отсутствует (он
«исчезает» в основании континентального
склона на дне океана).

Рис. 3. Схема
строения земной коры на континентах и
в океане.

1 – осадочный слой;

2 – «гранитный»
слой континентов;

3 – «базальтовый»
слой континентов и океанов;

4 – мантийная часть
литосферы

(надастеносферная
часть мантии);

5 – астеносфера.

Структуры земной коры континентального типа.

Земная кора континентального типа
состоит из платформ и подвижных
поясов – орогенных (горных) поясов и
рифтовых зон. На платформах различают
щиты и плиты (более мелкие структуры
– синеклизы и антеклизы. Орогенные
(горные) складчатые пояса состоят
из синклинориев и антиклинориев, а
орогенные эпиплатформенные пояса
пояса – из грабенов и горстов. Самые
мелкие структуры земной коры
континентального типа – складки и
разрывы. Континентальные рифтовые
зоны – сложные многоступенчаты
грабены.

Складки – волнообразные изгибы
слоев. Два основных типа складок –
антиклинальные и синклинальные. Обычно
они легко различимы в вертикальном
разрезе по форме. Синклиналь – это
вогнутая складка, а антиклиналь –
выпуклая.

Р
ис.
Синклинальная (вогнутая) и антиклинальная
(выпуклая) складка

Разломы (= разрывы, = разрывные нарушения
= дизъюнктивные дислокации) – линейное
тектоническое нарушение, сопровождающееся
перемещением разорванных частей слоев
горных пород или других геологических
тел друг относительно друга. Тектонические
трещины – линейные нарушения, не
сопровождающиеся заметным смещением,
параллельным данному нарушению.

У каждого разлома есть относительно
поднятый блок (или крыло) (1 на рис.) и
относительно опущенный блок (2 на рис.
). Поверхность, по которой происходит
смещение, называется плоскостью
разрыва (сместителем)

Р
ис.
Элементы разлома. 1 – поднятый блок
(крыло); 2- опущенный блок (крыло) 3 –
сместитель.

Различают разломы (Рис.), образовавшиеся
в условиях растяжения (сбросы и раздвиги)
и сжатия (взбросы и надвиги, поддвиги,
сдвиги).

Р ис. 4 Типы разрывных нарушения со смещением:

1 –
сброс; 2 – взброс; 3 –сдвиг; 4 – надвиг;
5 – раздвиг

Сброс –
разлом со смещением преимущественно в
вертикальной плоскости, по которому
блок горных пород опущен по сравнению
с соседними участками.

Взброс –
разлом, по которому блок горных пород
поднят по сравнению с соседними участками,
а поверхность разрыва (сместитель)
наклонена в сторону приподнятого
блока.

Сдвиг
– разлом с перемещением блоков друг
относительно друга в горизонтальном
направлении (вдоль более или менее
крутой поверхности сместителя). Чаще
всего он образуются по сколовым трещинам
в условиях сжатия.

Надвиг
– разрывное нарушение, возникающее в
условиях горизонтального сжатия, с
относительно пологим (менее 60⁰)
наклоном плоскости сместителя, по
которому горные породы надвинуты на
нижележащие слои. Очень пологие надвиги
с большой амплитудой горизонтального
перемещения (десятки – сотни км)
называются тектоническими
покровами
или шарьяжами.

Рáздвиг
– вид разрывных тектонических нарушений
земной коры, возникший в обстановке ее
растяжения и выраженный в отодвигании
одного блоков от других. Возникшая
зияющая трещина заполняется продуктами
дробления пород раздвигаемых блоков,
а при большой ширине – осадками и (или)
продуктами вулканических извержений.
Крупные раздвиги, шириной в десятки,
длиной в сотни и более километров,
называют рифтами. Раздвиги нередко
комбинируется со смещением пород
параллельно разрыву, например со
сбросами.

Поддвиг – разрывное
нарушение, возникающее в условиях
горизонтального сжатия, по которому
океаническая
литосферная плита погружается под
континентальную или под другую
океаническую плиту. Поверхность поддвига
приблизительно совпадает с зоной
концентрации глубокофокусных
землетрясений.

Разрывные нарушения
могут встречаться поодиночке, а могут
образовывать сложные системы –
многоступенчатые сбросы, грабены, горсты
(рис. )

Рис.Сочетание
разрывных нарушений: 1 – ступенчатые
сбросы; 2 – грабен; 3 – горст: 4 –
грабены и горсты в сложном грабене

Грабен – участок земной коры,
ограниченный разломами и опущенный
относительно соседних участков. Горст
– участок земной коры, ограниченный
разломами и приподнятый относительно
соседних участков. Вертикальная амплитуда
в горстах и грабенах достигает нескольких
тысяч метров.

Складчатые и
разрывные структуры земной коры в
современном рельефе могут быть никак
не выражены («погребенные» структуры),
или представлять собой так называемые
морфоструктуры
– иметь прямое (например, синклиналь
– впадина на рис. , горст – возвышенность
на рис. ) или обратное отражение, например,
из-за различной прочности горных пород
(антиклиналь – впадина на рис., грабен –
возвышенность на рис. )

Р
ис.
. Инверсия (обращение) рельефа. Грабен
выражен в рельефе в виде возвышенности.

Самые крупные структуры континентов
(земной коры континентального типа) –
это платформы и подвижные пояса
(эпиплатформенные и складчатые орогены
и рифты).

Платформы (континентальные платформы)
– крупные (несколько тысяч км в
поперечнике) устойчивые участки земной
коры континентального типа с относительно
медленными, слабодифференцированными
и малоамплитудными колебательными
тектоническими движениями.

В вертикальном разрезе платформы имеют
двухъярусное строение: нижний ярус
(фундамент платформы) образуют
смятые в складки метаморфические породы,
с интрузиями магматических пород.
Верхний ярус (осадочный чехол) сложен
горизонтально- и пологозалегающими
осадочными отложениями. Собственно
платформами (древними) называют платформы,
у которых фундамент образовался в архее
и протерозое (Восточно-Европейская,
Сибирская, Африкано-Аравийская, Индийская,
Антарктическая, Северо- и Южноамериканская
и др.). Они занимают около 40% площади
континентов. Земная кора в пределах
платформ имеет мощность 30-40 км, из которых
до 5 км (реже 10-15 и более км) приходится
на осадочный чехол. Астеносфера залегает
на глубинах 250-400 км и отличается повышенной
по сравнению с подвижными поясами
вязкостью.

Небольшие скорости вертикальных
тектонических движений, определяют
равнинный рельеф, а преобладание
слабых поднятий над опусканиями –
преобладание в осадочном чехле
мелководно-морских и континентальных
отложений небольшой мощности. Для
платформ характерна слабая сейсмичность,
отсутствие магматизма или специфический
его характер – обширные базальтовые
покровы или кимберлитовые трубки,
нередко алмазоносные.

Выделяют также
так называемые молодые платформы,
фундамент которых сформировался в
основном в фанерозое. Молодые платформы
занимают около 5% площади континентов.
Они «наращивают» древние платформы,
примыкая к ним или вообще соединяя две
древние платформы в единый массив,
располагаясь между ними (Западно-Сибирская
молодая платформа между древними
Восточно-Европейской и Сибирской).
Рельеф молодых платформ аналогичен
древним платформ. Фундамент их сложен
менее (чем у древних) метаморфизованными
породами. Породы фундамента отличается
от осадочного чехла не столько
метаморфизмом, сколько высокой
дислоцированностью.

Выходы фундамента на поверхность
называют щитом, а часть платформы
с осадочным чехлом – плитой. Это
основные структуры платформ. Для щитов
в истории Земли характерна тенденция
к тектоническому поднятию, а для плит
– к опусканию. На Восточно-Европейской
платформе четко обособлены два щита –
Балтийский (на севере) и Украинский (на
юге), а большая часть Европейской России
расположена на Русской плите. Обширные
пологие впадины на плитах и щитах
– синеклизы. Мощность осадочного
чехла в центре, например Московской
синеклизы, достигает 2 км, а в Прикаспийской
– более 15 км. Крупные поднятия фундамента
внутри плит с сокращенной мощностью
осадочного чехла (сотни метров) называют
антеклизами.

Выходы на поверхность фундамента молодых
платформ щитами не называют. Их выделяют
под названием «подвижные орогенные
пояса» (эпиплатформенные или складчатые).

Подвижные орогенные (горные) пояса.
Различают два типа– эпиплатформенные
орогенные и складчатые, которые до
недавнего времени называли
эпигеосинклинальными орогенными. Слово
«ороген» – означает горное сооружение,
а приставка «эпи-» – в данном случае,
имеет значение «после».

Эпиплатформенный орогенный пояс –
это горы, возникшие на месте платформы
(«возрожденные горы»). В целом это
сводово-глыбовые постройки, состоящие
из системы блоков (тектонических глыб)
поднятых на различную высоту по разломам,
образующих различные сочетания горстов
и грабенов.

Кора эпиплатформенных орогенов относится
к континентальному типу и обычно имеет
мощность 50-60 км. Сейсмичность, как
правило, высокая. Магматизм проявляется
лишь в виде базальтовых излияний,иногда
отсутствует. Современных эпиплатформенные
орогены возникают в условиях сжатия.
Они могут непосредственно примыкать к
складчатым поясам (Алтай, Тянь-Шань,
Гиндукуш, Памир, Прибайкалье, Забайкалье,
Горный Крым), располагаться на
окраинах континентов (Скандинавские
горы), а также внутри платформенных
областей (Урал). Эпиплатформенные
горы в популярной литературе часто
называют древними, противопоставляя
их молодым – складчатым горам. Кавказ,
например – молодые горы, а Урал – старые.
Но в современном виде они возникли
одновременно, в конце палеогенового
периода.

Складчатые орогенные пояса изначально
представляли собой крупный (длина
–n•1000км, ширина – n•100км)
прогиб земной коры, образовавшийся в
условиях тектонического растяжения.
Такие прогибы в геологии более 100 лет
(со второй половины 19 века) называли
геосинклиналями.
Современная аналог такой структуры –
западная окраина Тихого океана, в
переходной зоне от Тихого океана к
континентам Азии и Австралии.
В прогибе накапливались (одновременно
с тектоническим опусканием) мощные
(n•10км) толщи осадочных
отложений, происходили подводные
вулканические извержения. На определенном
этапе в эти слои внедряются гранитные
интрузии, происходит инверсия прогиба
(опускание земной коры сменяется
поднятием), в результате чего на месте
прогиба формируется горное сооружение.
Накопившиеся ранее в прогибе породы
при этом сминаются в складки. Горо- и
складкообразование сопровождаются,
как правило, наземным вулканизмом.
Возникшее горное сооружение и представляет
собой складчатый подвижный пояс (который
еще сравнительно недавно именовали
эпигесинклинальный орогенный пояс –
т.е. послегеосинклинальное горное
сооружение). Современным
складчатым поясом на этапе горообразования
является область Средиземноморья
(Альпы, Карпаты, Кавказ).

В дальнейшем темп поднятия падает и
становится медленнее скорости
деструктивных экзогенных процессов.
Горно-складчатое сооружение разрушается,
и ороген превращается в пенепленизированную
равнину, образующую фундамент молодых
платформ, примыкающих, как правило, к
древним. То есть, происходит наращивание
(расширение) структуры, ранее испытавшей
консолидацию и тектоническую стабилизацию.
При определенных условиях, например,
при активизации тектонических процессов
на смежных территориях, и на месте
«успокоившегося» участка могут вновь
возникнуть горы. Но теперь это будет
связано не с процессами складкообразования,
а с движениями по тектоническим разломам
– возникнет эпиплатформенный орогенных
пояс.

Складчатые пояса состоят из синклинориев
и антиклинориев, те и другие из более
мелких структур – антиклинальных и
синклинальных складок. Обычны здесь и
разрывные нарушения – взбросы, надвиги,
сдвиги.

Синклинорий (от
греч. synrlínõ
– наклоняюсь и όros-гора
)– крупная сложная тектоническая
структура в горных областях в целом
вогнутой формы, состоит из чередующихся
синклинальных и антиклинальных складок.
Для
синклинориев характерны большие мощности
вулканогенных и осадочных толщ,
накапливавшихся без длительных перерывов.
Это были участки стабильного опускания
и на стадии прогиба; такую же вогнутую
(отрицательную) форму они имеют и
структуре горного сооружения.

Антиклинорий –
крупная сложная тектоническая структура
в горных областях в целом выпуклой формы
(поднятие земной коры). Антиклинории
расположены между синклинориями,
границы с которыми часто являются зонами
тектонических разломов. Для них и на
стадии формирования прогиба характерны
положительные движения, что приводило
к накоплению отложений меньшей мощности,
распространению грубообломочных (более
мелководных) пород. Антиклинории, как
и синклинории, состоят из большого числа
чередующихся антиклиналей и синклиналей
разных размеров

Континентальные рифты – это
линейновытянутые системы опусканий
земной коры ограниченные разломами, с
повышенной магматической и сейсмической
активностью. Протяженность континентальных
рифтов – сотни и тысячи километров при
ширине от первых километров до десятков
и сотен километров. Они возникают в
результате растяжения литосферы.
Современные рифты сформировались в
новейший тектонический этап
(неоген-четвертичное время). Образование
рифтов также можно отнести к процессам
тектонической активизации платформ
– это эпиплатформенные структуры.
Центральное положение в них обычно
занимает дно рифтовой долины – ровная
уплощенная поверхность, шириной 40-50
км, ограниченная сбросами, нередко
образующими ступенчатые системы. Такая
долина иногда протягивается вдоль
сводового поднятия земной коры, но
может формироваться и без него. В рифтовой
долине развиты осадочные континентальные
(реже морские) отложения и магматические
комплексы основного, в меньшей степени
кислого состава, общей мощностью 7-10
км; по краям рифтов – лавовые покровы.
Нередко рифты осложнены продольными
или диагональными приподнятыми блоками
— горстами. Наиболее известными
представителями этих структур являются
Восточно-Африканская рифтовая система,
Байкальский и Рейнский рифты. Древними
аналогами рифтов в фундаменте платформ
являются авлакогены.

Такая характеристика структур земной
коры континентального типа приведена
с точки зрения классической геотектоники.
Их образование обусловлено процессами,
происходящими в мантии при преобладанием
вертикальных тектонических движений
без сколько-нибудь существенного
растяжения и сжатия, земной коры.

Соседние файлы в предмете [НЕСОРТИРОВАННОЕ]

Источник

Наиболее трудным и ответственным этапом морфометрических исследований является геологическая интерпретация данных морфометрии. Для успешного решения этой задачи необходимо установить, какие особенности геологического строения исследуемого района определяют наличие и характер выявленных морфометрических показателей и как эти последние связаны со структурными формами (антиклиналями, куполами, синклиналями, флексурами, моноклиналями, сбросами, надвигами и т. п.), а также с направлением и интенсивностью тектонических движений.

Следует указать, что чем сложнее геологическое строение района, тем сложнее формы рельефа, а следовательно, и формы базисной поверхности и остаточного рельефа. Наиболее сложный морфометрический рисунок имеют складчатые области. Менее сложный рисунок характерен для платформенных областей.

Сравнительно легко интерпретируются Морфометрические показатели для денудационных равнин, расчлененных долинами. В условиях аккумулятивных равнин, слабо изрезанных долинами, а также широких речных пойм с небольшими относительными высотами, Морфометрические показатели обычно бывают мало выразительными, и поэтому в этом случае выявление тектонических структур затруднительно.

Для указанных территорий, имеющих слабо или мелко расчлененный рельеф, не выражающийся на картах масштаба 1:100000, следует использовать карты с малым сечением горизонталей. В этом случае для морфометрического анализа наиболее пригодными являются карты масштаба 1:10000 или 1:25000 с сечением горизонталей соответственно через. 2,5 и 5 метров. Но так как этими картами пользоваться неудобно, то можно рекомендовать составление на их основе карты рельефа более мелкого масштаба, сохраняя прежнее сечение горизонталей.

Опыт применения морфометрического метода выявления тектоники в складчатых областях пока еще незначителен и поэтому слабо разработан. Ниже излагается методика интерпретации морфометрических показателей для платформенных областей. Однако описанные приемы интерпретаций морфометрических карт могут быть применены и для складчатых областей.

В условиях хорошо расчлененных платформенных равнин, сложенных осадочными породами, можно дать достаточно определенное геологическое истолкование результатов морфометрических исследований и, тем самым, более обоснованно выбрать участки для постановки поисково-разведочных геофизических, сейсмических или буровых работ.

На основании морфометрического анализа в настоящее время можно выявлять в пределах платформы плановое положение куполообразных и брахиантиклинальных складок, валов и флексур, направление общего моноклинального падения слоев, а также интенсивность и направление новейших движений земной коры.

Для составления по морфометрическим показателям схемы тектоники данной территории поступают следующим образом.

Составляют по вышеописанной методике карты базисной поверхности и остаточного рельефа второго и третьего порядков, а также карты вершинной поверхности и сноса тех же порядков. Кроме того, составляют карту разностей базисных поверхностей второго и третьего порядков, а также карту асимметрии рельефа, т.е. асимметрии долин, междуречий и бассейнов.

По морфометрическим картам третьего порядка, а также по картам асимметрии рельефа выявляют валы, флексуры, моноклинали, впадины и прогибы, а также локальные антиклинальные складки. По морфометрическим картам второго порядка выделяют только локальные антиклинальные складки.

Анализ указанных карт выполняется следующим образом: на основании сопоставления асимметрии долин и водоразделов с рисунком изобазит третьего порядка можно сделать заключение о формах залегания осадочных пород. Если изобазиты сгущены по обе стороны водораздельной линии, примыкающей к крутому склону долин, то это указывает на то, что в районе высокого берега располагается тектонический вал или флексура. При этом изобазиты идут параллельно водораздельной линии.

Указанные соотношения между асимметрией долин и междуречий, а также рисунком базисной поверхности, с одной стороны, и падением слоев пород — с другой, подтверждаются фактами, изложенными выше.

В объяснение этого явления предлагаем следующую гипотезу. Прямолинейные асимметричные участки долин средних и высоких порядков часто связаны с флексурами или сбросами. Поднятое крыло флексуры обычно образует высокий, крутой, часто обрывистый берег реки. Сила тяжести на поднятом крыле обычно значительно больше, чем на опущенном [4], причем на этих участках часто наблюдаются большие гравитационные градиенты. Вследствие этого поднятое крыло сброса (флексуры), по нашему мнению, притягивает массы воды в реке. Струи воды, повинуясь горизонтальной составляющей силы тяжести, притягиваются к высокому берегу, подмывая его, что еще более увеличивает крутизну и обрывистость склона. Разность потенциала силы тяжести между поднятым, вследствие сброса (флексуры), участком земной коры и прилегающей к нему территории возрастает, в результате увеличивается уклон к долине и усиливается размыв, что ведет к уменьшению заложения изобазит на прилегающем к крутому берегу междуречном пространстве. [25].

В случае же согласованной асимметрии долин и водоразделов, но при условии, что изобазиты по другую сторону водораздельной линии разрежены, можно считать, что слои падают от реки, образуя куэсту. Очевидно, что в данном случае долина заложилась вдоль моноклинали или крыла антиклинальной складки. Считая, что подмыв крутого берега реки обусловлен разницей силы тяжести на ее берегах, мы заключаем, что сила тяжести в пределах куэсты больше, чем на прилегающем крыле моноклинали, и поэтому река, подчиняясь силе тяжести, подмывает берег, расположенный по падению слоев моноклинали [25]. Разреженный рисунок изобазит, характерный для синклинальных впадин, подтверждает рассматриваемое соотношение между асимметрией и падением пород.

Падение слоев можно определить также и по рисунку долинных систем в сочетании с рисунком изобазит. Так, параллельно расположенные долины со слабо развитыми боковыми притоками первого и второго порядков, впадающими под острым углом, и сравнительно большее заложение изобазит, а также отсутствие локального остаточного рельефа обычно указывают, что долины заложились по падению слоев. При этом угол падения слоев примерно равен уклону рек. Указанное соотношение рисунка долинных систем и изобазит с падением слоев можно объяснить тем, что верхние водоносные горизонты, имея падение, согласное с уклоном рек, слабо дренируются ими. Вследствие этого не создаются условия для развития долин.

В случае хорошего развития притоков у параллельных долин и малого заложения прямолинейных изобазит, а также наличия локального остаточного рельефа, можно предполагать, что слои пород падают в противоположную уклону долин сторону. В этом случае выветривание и размыв идет по головам пластов, а подземные воды выклиниваются по восстанию пластов. Ввиду этого создаются благоприятные условия для возникновения рек ,и питания их подземными водами.

При наличии параллельно расположенных долин с односторонне выраженной асимметрией склонов (например, правого или левого) и при относительно большом заложении изобазит можно предполагать, что долины расположены диагонально к падению слоев, причем последние падают в сторону крутых склонов долин.

Наличие речной долины высокого порядка, имеющей притоки, которые впадают под прямым углом и образуют так называемую перистую систему, обычно указывает на складку, по оси которой заложилась главная долина. Для синклинальной складки характерны большие расстояния между изобазитами, протягивающимися почти параллельно главной долине системы, а также отсутствие или слабое развитие локального остаточного рельефа. Для антиклинальной складки характерны малые заложения изобазит и значительные объемы локального остаточного рельефа. Для платформ чаще характерен первый случай.

На основании указанных данных на карту наносят региональное падение пород. Затем по рисунку изобазит уточняют контуры структур второго порядка, а именно: валов, флексур и впадин, границу между которыми проводят согласно заложению изобазит. Для средне расчлененных платформенных равнин расстояния между изобазитами, превышающие примерно 2 см (в масштабе 1:100000), указывают на впадины, а меньшие расстояния — на валы и флексуры.

Границы между валами и впадинами уточняют по картам вершинной поверхности. Для валов характерны малые заложения изогипсобазит, а для тектонических впадин относительно большие заложения. Необходимо указать, что тектонические впадины почти всегда располагаются вдоль долин высших порядков. Опыт свидетельствует, что границы между тектоническими поднятиями и впадинами, определенные по картам базисных и вершинных поверхностей третьего, четвертого и более высоких порядков, не совпадают между собой, причем для шестого и седьмого порядков это несовпадение является весьма значительным. При составлении схемы тектоники необходимо показывать все выявленные границы. Можно предположить, что установленные таким путем границы соответствуют различным структурным ярусам.

Локальные антиклинальные складки выделяются по морфометрическим картам третьего порядка с помощью тех же приемов, как и по картам второго порядка.

Для выявления локальных брахиантиклинальных и куполообразных структур составляют карту базисной поверхности и остаточного рельефа второго порядка. При этом используют также данные об асимметрии рельефа.

Как наносятся локальные структуры по рисунку изобазит и формам остаточного рельефа — описано выше. Следует лишь несколько уточнить высказанные ранее положения. Обычно в пределах антиклинальных структур изобазиты сгущаются, а рисунок их имеет форму подковы или дуги. Кроме того, на крыльях антиклиналей часто наблюдаются асимметричные долины в сочетании с асимметричными водоразделами, образующими куэсты. При этом следует всегда учитывать форму связи высот рельефа с тектоническими структурами, т. е. наличие прямого или обращенного рельефа.

При прямом рельефе на своде антиклинальной складки наблюдаются вдоль водораздела сгущения изобазит и небольшие локальные остаточные высоты, а на крыльях—более значительные по размерам и высоте. При обращенном рельефе изобазиты сгущаются вдоль долин. При этом на своде антиклинальной складки нет локальных остаточных высот, но они наблюдаются на крыльях, образуя иногда почти замкнутый контур. В обоих случаях изобазиты имеют небольшие заложения и изогнуты в виде подковы или дуги.

Следует отметить, что синклинальные складки, расположенные между антиклинальными, имеют рисунок изобазит, похожий на рисунок изогипсопахит. Различия состоят лишь в больших заложениях между изобазитами в пределах впадин, относительно заложений их на антиклинальных складках. При этом остаточные высоты не образуют замкнутый контур. Для различия синклинальных складок от антиклинальных в этом случае требуется высокая точность топографических и составленных по ним морфометрических карт.

Радиальная форма расположения долин в сочетании со звездной формой водоразделов позволяет довольно точно оконтуривать антиклинальные складки. Примером этого может служить Коробковская структура Доно-Медведицких дислокаций Сталинградской области, расположенная почти в центре звездного водораздела, с которого во все стороны устремляются долины малых порядков.

Учитывая сказанное, а также падение пород, установленное по асимметрии рельефа и рисунку речных систем и изобазит, можно сравнительно точно оконтуривать локальные антиклинальные складки. Выявленные структуры наносят на Морфометрическую карту, а контуры их уточняют по картам вершинной поверхности и сноса. Необходимо отметить, что выявление локальных антиклинальных складок по указанным картам является контрольным по отношению к данным картам базисных поверхностей. Следует указать, что контуры региональных структур часто пересекаются локальными структурами, установленными по картам базисной поверхности и остаточного рельефа второго порядка. Во избежание этого вносят соответствующие исправления как в очертания региональных, так и локальных структур, в зависимости от рисунка изобазит на картах базисных поверхностей второго и третьего порядков.

Однако контуры локальных структур, выявленные по картам базисных поверхностей второго и третьего порядков, часто не совпадают между собой. При сравнении этих карт наблюдаются четыре случая:

1) структуры, выделяемые по обеим картам, совпадают между собой;

2) структуры смещаются относительно друг друга;

3) структуры не совпадают между собой, но находятся на сравнительно близком расстоянии или почти касаются друг друга;

4) имеются структуры, выделяемые на картах базисных поверхностей только второго или только третьего порядков.

На основании данных по изученным территориям Саратовской и Сталинградской областей можно предполагать, что совмещенные структуры (1-й случай) являются унаследованными. Несовмещенные структуры (2-й и 3,-й случай) соответствуют неунаследованным, смещенным структурам. Наличие структур, установленных только по третьему порядку (4-й случай), может указывать на древние погребенные структуры в пределах молодых тектонических впадин. Обнаружение антиклинальных складок только по картам базисной поверхности и остаточного рельефа второго порядка (4-й случай) указывает на наличие складок без корней.

Антиклинальные структуры, выявленные по картам базисной поверхности второго порядка, можно разделить на три группы:

четко выделяемые по всем морфометрическим признакам,

не четко выделяемые (выделяемые по какому-либо одному морфометрическому признаку) и

условно выделяемые по характерным морфометрическим признакам.

Четко выделяющиеся структуры хорошо выражаются на морфометрических картах. Они выделяются по характерному резкому сгущению изобазиг, имеющему овальный, полукольцевой, петлеобразный рисунок, и локальным высотам остаточного рельефа. Как правило, такие структуры выделяются на картах базисных поверхностей второго и третьего порядков с полным или почти полным совпадением контуров.

Не четко выделяющиеся структуры—это структуры, которые выделяются не по всем морфометрическим признакам, а только или по характерному сгущению изогнутых в виде дуги изобазит, или же по характерному расположению локального остаточного рельефа в виде полукольца. Таким образом, среди не четко выделяемых структур необходимо различать два вида:

1) структуры, выделяемые по изобазитам, и

2) структуры, выделяемые по локальному остаточному рельефу.

К условно выделяемым структурам относятся антиклинальные складки, которые по морфометрическим картам выделяются или по нескольким мало характерным признакам, или по одному из них, также мало характерному. Границы таких структур, как правило, проводятся нечетко, что влечет за собой возможность выделения нескольких вариантов контуров, отличающихся друг от друга размерами и ориентировкой. Общее же положение антиклинальной структуры примерно сохраняется.

Помимо контуров структур, морфометрические карты позволяют выявлять также новейшие региональные и локальные тектонические движения. Наиболее точно о восходящих движениях можно судить по картам разностей базисных поверхностей.

Чем больше разности высот между базисными поверхностями, тем интенсивнее .протекают тектонические движения. При этом положительные разности соответствуют восходящим тектоническим движениям, а отрицательные—нисходящим. Этим приемом можно выявить положительные и отрицательные движения как региональных, так и локальных структур.

Дифференцированные движения локальных складок можно выявить также и по карте базисных поверхностей второго порядка. Малые расстояния между изобазитами, высокий остаточный рельеф, превышающий остаточный рельеф, расположенный между антиклинальными складками, наличие оврагов, быстрое нарастание порядков долин дают основание считать, что данный участок земной коры испытывает новейшие интенсивные движения с преобладанием поднятий. Напротив, большие расстояния между изобазитами, широко распространенный фоновый и относительно невысокий и слабо развитый локальный остаточный рельеф, отсутствие оврагов, медленное нарастание порядков долин и водоразделов являются показателями новейших замедленных движений с преобладанием опусканий. Присутствие в опускающихся тектонических впадинах 2-го порядка даже небольших высот локального остаточного рельефа указывает на наличие дифференцированных положительных движений антиклинальных локальных складок.

В результате выполненного анализа на карты базисной поверхности и остаточного рельефа второго порядка наносят местоположение брахиантиклинальных и куполообразных структур, а также показывают условными знаками испытываемые ими локальные вертикальные движения. На эти же карты наносят границы тектонических структур второго порядка и их движения, определенные по картам базисной поверхности третьего порядка.

Важно указать на следующие особенности интерпретации морфометрических карт, свойственные методу на данной стадии его развития:

1. Наблюдается некоторый субъективизм в составлении морфометрических карт и их интерпретации. Для избежания этого необходимо при составлении схем тектоники использовать все указанные выше методы, а также выполнять работы в «две руки», как это принято при обработке геодезических данных.

2. Обычно удается лишь более или менее точно определить контур антиклинальной складки, понимаемый как условная граница периклинальной части структуры. Местоположение свода складки, а также ее ориентировку внутри намечаемого контура по какому-либо стратиграфическому горизонту точно указать пока еще не удается. Часто ориентировка структур, выделенных морфометрическим методом, не совпадает с ориентировкой структур, установленной геологическими или геофизическими методами.

3. Иногда намечается сдвиг морфометрического контура относительно контура складки, выявленной бурением по верхнему структурному ярусу. Это, возможно, является свидетельством резкого несовпадения структурных планов по разным стратиграфическим горизонтам.

4. Отдельные участки морфометрических карт характеризуются неопределенным, сложным рисунком изобазит и остаточного рельефа. Можно предполагать, что на этих участках имеет место резкое несовпадение структурных планов по разным стратиграфическим горизонтам.

5. Имеются отдельные районы, где не удается (на данной стадии развития метода) указать наличие антиклинальной складки по морфометрическим картам. Примером этого является крупная Кулешовская структура, расположенная в Куйбышевской области, которая не выявляется по картам базисной поверхности и остаточного рельефа второго порядка, составленным в масштабе 1:100000.

6. Встречаются случаи, когда по морфометрическим картам выделяются антиклинальные складки, не подтверждающиеся поисковым структурным бурением или сейсморазведкой. Так, в Перелюбском районе Саратовской области намеченные морфометрическим методом антиклинальные складки не были выявлены сейсмической разведкой. То же явление наблюдается в юго-восточной части Куйбышевской области, где намеченные морфометрическим методом складки, по данным структурного бурения, располагаются в неглубоких впадинах. Укажем, что данные районы принадлежат к области погребенной солянокупольной тектоники. Интерпретация морфометрических карт для областей солянокупольной тектоники разработана недостаточно и требует дальнейших уточнений.

При анализе значительной территории для удобства обозрения следует составлять, на основании выявленных морфометрических данных, схему сопоставления имеющихся геологических и геофизических данных с морфометрическими, привлекая для этой цели структурные или тектонические карты. При этом необходимо сопоставить границы тектонических структур, намечаемых по морфометрическим данным, со структурами, установленными на основании геофизических и горногеологических исследований.

Таблица 1

№ п.п.	Название и площадь выделенной структуры	Выраженность структуры в рельефе (прямой, обращенный, полуобращенный)	Выраженность структуры по морфометрическим признакам (порядок карт базисной поверх.)	Краткая характеристика долин, примыкающих к структуре (порядок долин, проявление асимметрий, симметрии)	Краткая характеристика водоразделов, примыкающих к структуре
1	Алдаринская площадь 9,5×8,0 км.	Прямой	Выделяется по карте базисной поверхности II порядка	Долина р.Мойки, в верховье почти симметричная	Приближен к долине р.Мойка, имеет асимметричную форму. Восточный склон более пологий
2	Александровскаяплощадь 9,0×5,0 км	Обращенный	По базисной поверхности II и III порядка	Верховье долины р.Винная, асимметричная, пересекает свод структуры: хорошо развиты овраги с крутыми обрывистыми склонами	Водораздел асимметричен, удален от долины р. Винная
3	Каргалинская; площадь 11,0×8,0 км.	Прямой	По базисной поверхности II порядка	Водораздельное пространство на правом склоне долины р. Сакмара.	Долина р.Сакмара асимметричная

На карту сопоставления условными знаками наносятся региональные и локальные структуры. Условными знаками показывают структуры, обнаруженные бурением или сейсморазведкой по различным стратиграфическим горизонтам, и структуры, выявленные геологической съемкой или различными методами геофизической разведки. Показывают также структуры, установленные по морфометрическим картам с подразделением на четкие, нечеткие и условные.

				Таблица 2
Характер заложения изобазит и их конфигурация	Краткая характеристика остаточных высот, их взаимоотношения	Связь локальной структуры со структурными элементами первого или второго порядков	Какими методами выявлены структуры	Выводы о надежности выявленной структуры
Колеблется от 0,4 см до 1.2 см. Рисунок изобазит имеет форму плавно изгибающейся петли	Скрытые остаточные высоты более 20 м. располагаются на склонах водораздела. Высоты свыше 40 м, редки и незначительны по площади	Зона поднятия Общего Сырта	Предполагается по кровле калиновской свиты, оконтурена стратоизогипсой— 410 м, Выделяется электроразведкой	По морфомётрическим признакам выделяются четко
От 0,4 см до 1,4 см, рисунок характерный—вложенные петли	Локальные, располагаются по водораздельному склону, отм. 20 м. и 40 м. Вершины с отм. 40 м. значительного размера. Расположение характерное.	Зона поднятия Общего Сырта	Контур структуры, выделяемой морфометрически, частично совпадает с предполагаемой структурой по калиновской свите (—470 м; – 480 м).	Выделяется четко по всем морфометрическим признакам.
Заложение 0,8—1,2 см, рисунок изобазит характерный	Остаточный рельеф представлен локальными высотами с отм. 20 м. расположение характерное	Зона Каргалинских поднятий	Контур структуры совпадает с синклинальной структурой по кровле калиновской свиты	По морфометрическим признакам структура выделяется четко

На основании карты сопоставления составляют схему тектоники по данным морфометрического анализа. На эту схему наносят условными знаками следующие данные:

1) границы зон, испытывающих региональное поднятие или опускание в новейшее время,

2) антиклинальные структуры, выделенные морфометрическим методом, с разделением последних на четко, нечетко и условно выделенные по различным морфометрическим признакам.

Среди антиклинальных структур различают:

а) структуры, полностью и частично совмещающиеся со структурами, выделенными по данным бурения, геофизики и геологической съемки;

б) структуры с прямым, обращенным и полуобращенным рельефом;

в) структуры унаследованные (совмещающиеся по базисным поверхностям второго и третьего порядков);

г) структуры неунаследованные (не полностью совмещающиеся по базисным поверхностям второго и третьего порядков);

д) структуры погребенные (выделяющиеся только по базисной поверхности третьего порядка);

е) структуры без корней (выделяющиеся только по базисной поверхности второго порядка);

ж) структуры, испытывающие локальные поднятия в настоящее время.

Для удобства анализа морфометрических показателей и сопоставления их с геологическими и геофизическими данными составляют соответствующую таблицу, образец которой приводится выше (таблица 1,2).

Источник

Земная кора

Существует два ее типа:

Тонкая океаническая, лежащая в основе бассейнов океанов.
Более толстая континентальная, находящаяся, соответственно, под континентами.

Мантия Земли

Ядро Земли

Что такое тектонические структуры

На платформе имеются щиты и плиты. Первый представляет собой приподнятый до земной поверхности участок кристаллического фундамента, частично покрытый осадочным чехлом. Вторая является таким участком платформы, фундамент которого погружен на глубину, его полностью покрывает осадочный чехол. Подвижной пояс – это удлиненный участок земной коры, в пределах которого происходили и происходят движения земной коры.

Изучение геологических процессов

Развитие теорий

Тектоника плит и миграция континентов – центральная особенность современной теории строения Земли. Впервые эта концепция была упомянута Антонио Снайдер-Пеллегрини в 1858 году, который приписал ее библейскому потопу. В 1912 году Альфред Вегенер выдвинул теорию, которая учитывала движение континентов и явное блуждание Северного и Южного полюсов. Однако только в середине 1960-х годов она была принята геологическим сообществом.

Процессы в земной коре

Структура

Существует три типа границы основных тектонических структур, а именно:

Расходящаяся (межпланетный рифт).
Сдвиговая (где плиты скользят друг за другом).
Сходящаяся (где сталкиваются две плиты, одна из которых обычно подвергается субдукции и поглощению).

Формирование

Геосинклиналь

Классическая геосинклиналь разделена на две части:

1. Миогеоклин (miogeocline).

2. Эугеоклин (eugeocline).

Образование геосинклиналей

Источник

Классификация геотектонических процессов согласно концепции тектоники плит.

Текто́ника плит — современное научное представление в геотектонике о строении и движении литосферы, согласно которому земная кора состоит из относительно целостных блоков — литосферных плит, которые находятся в постоянном движении относительно друг друга. При этом в зонах расширения (срединно-океанических хребтах и континентальных рифтах) в результате спрединга (англ. seafloor spreading — растекание морского дна) образуется новая океаническая кора, а старая поглощается в зонах субдукции. Теория тектоники плит объясняет возникновение землетрясений, вулканическую деятельность и процессы горообразования, по большей части приуроченные к границам плит.

Карта основных тектонических плит Земли
Дивергентные границы: Океанический рифт (центр спрединга) Континентальный рифт (зона расширения) Конвергентные границы: Зона субдукции Коллизия континентов Трансформные границы: Правостороннее скольжение Левостороннее скольжение

Впервые идея о движении блоков коры была высказана в теории дрейфа континентов, предложенной Альфредом Вегенером в 1920-х годах. Эта теория была первоначально отвергнута. Возрождение идеи о движениях в твёрдой оболочке Земли («мобилизм») произошло в 1960-х годах, когда в результате исследований рельефа и геологии океанического дна были получены данные, свидетельствующие о процессах расширения (спрединга) океанической коры и пододвигания одних частей коры под другие (субдукции). Объединение этих представлений со старой теорией дрейфа материков породило современную теорию тектоники плит, которая вскоре стала общепринятой концепцией в науках о Земле.

В теории тектоники плит ключевое положение занимает понятие геодинамической обстановки — характерной геологической структуры с определённым соотношением плит. В одной и той же геодинамической обстановке происходят однотипные тектонические, магматические, сейсмические и геохимические процессы.

История теории[править | править код]

Основой теоретической геологии начала XX века была контракционная гипотеза. Земля остывает подобно испечённому яблоку, и на ней появляются морщины в виде горных хребтов. Развивала эти идеи теория геосинклиналей, созданная на основании изучения складчатых образований. Эта теория была сформулирована Джеймсом Даной, который добавил к контракционной гипотезе принцип изостазии. Согласно этой концепции, Земля состоит из гранитов (континенты) и базальтов (океаны). При сжатии Земли в океанах-впадинах возникают тангенциальные силы, которые давят на континенты. Последние вздымаются в горные хребты, а затем разрушаются. Материал, который получается в результате разрушения, откладывается во впадинах.

Против этой схемы выступил немецкий учёный-метеоролог Альфред Вегенер. 6 января 1912 года он выступил на собрании Немецкого геологического общества с докладом о дрейфе материков. Исходной посылкой к созданию теории стало совпадение очертаний западного побережья Африки и восточного Южной Америки. Если эти континенты сдвинуть, то они совпадают, как если бы образовались в результате раскола одного праматерика.

Вегенер не удовлетворился совпадением очертаний побережий (которые неоднократно замечались и до него), а стал интенсивно искать доказательства теории. Для этого он изучил геологию побережий обоих континентов и нашёл множество схожих геологических комплексов, которые совпадали при совмещении, так же, как и береговая линия. Другим направлением доказательства теории стали палеоклиматические реконструкции, палеонтологические и биогеографические аргументы. Многие животные и растения имеют ограниченные ареалы, по обе стороны Атлантического океана. Они очень схожи, но разделены многокилометровым водным пространством, и трудно предположить, что они пересекли океан.

Кроме того, Вегенер стал искать геофизические и геодезические доказательства. Однако в то время уровень этих наук был явно не достаточен, чтобы зафиксировать современное движение континентов. В 1930 году Вегенер погиб во время экспедиции в Гренландии, но перед смертью уже знал, что научное сообщество не приняло его теорию.

Изначально теория дрейфа материков была принята научным сообществом благосклонно, но в 1922 году она подверглась жёсткой критике со стороны сразу нескольких известных специалистов. Главным аргументом против теории стал вопрос о силе, которая двигает плиты. Вегенер полагал, что континенты двигаются по базальтам океанического дна, но для этого требовалось огромное усилие, и источника этой силы никто назвать не мог. В качестве источника движения плит предлагались сила Кориолиса, приливные явления и некоторые другие, однако простейшие расчёты показывали, что всех их абсолютно недостаточно для перемещения огромных континентальных блоков.

Критики теории Вегенера поставили во главу угла вопрос о силе, двигающей континенты, и проигнорировали всё множество фактов, безусловно подтверждавших теорию. По сути, они нашли единственный вопрос, в котором новая концепция была бессильна, и без конструктивной критики отвергли основные доказательства. После смерти Альфреда Вегенера теория дрейфа материков была отвергнута, получив статус маргинальной науки, и подавляющее большинство исследований продолжали проводиться в рамках теории геосинклиналей. Правда, и ей пришлось искать объяснения истории расселения животных на континентах. Для этого были придуманы сухопутные мосты, соединявшие континенты, но погрузившиеся в морскую пучину. Это было ещё одно рождение легенды об Атлантиде. Некоторые учёные не признали вердикт мировых авторитетов и продолжили поиск доказательств движения материков. Так, Александр дю Туа^[en] объяснял образование Гималайских гор столкновением Индостана и Евразийской плиты.

Вялотекущая борьба фиксистов, как назвали сторонников отсутствия значительных горизонтальных перемещений, и мобилистов, утверждавших, что континенты всё-таки двигаются, с новой силой разгорелась в 1960-х годах, когда в результате изучения дна океанов были найдены ключи к пониманию «машины» под названием Земля.

К началу 1960-х годов была составлена карта рельефа дна Мирового океана, которая показала, что в центре океанов расположены срединно-океанические хребты, которые возвышаются на 1,5—2 км над абиссальными равнинами, покрытыми осадками. Эти данные позволили Р. Дитцу^[en] и Г. Хессу^[en] в 1962—1963 годах выдвинуть гипотезу спрединга. Согласно этой гипотезе, в мантии происходит конвекция со скоростью около 1 см/год. Восходящие ветви конвекционных ячеек выносят под срединно-океаническими хребтами мантийный материал, который обновляет океаническое дно в осевой части хребта каждые 300—400 лет. Континенты не плывут по океанической коре, а перемещаются по мантии, будучи пассивно «впаяны» в литосферные плиты. Согласно концепции спрединга, океанические бассейны — структуры непостоянные, неустойчивые, континенты же — устойчивые.

Возраст дна океанов (красный цвет соответствует молодой коре)

В 1963 году гипотеза спрединга получает мощную поддержку в связи с открытием полосовых магнитных аномалий океанического дна. Они были интерпретированы как запись инверсий магнитного поля Земли, зафиксированная в намагниченности базальтов дна океана. После этого тектоника плит начала победное шествие в науках о Земле. Всё больше учёных понимали, что, чем тратить время на защиту концепции фиксизма, лучше взглянуть на планету с точки зрения новой теории и, наконец-то, начать давать реальные объяснения сложнейшим земным процессам.

Сейчас тектоника плит подтверждена прямыми измерениями скорости плит методом интерферометрии излучения от далёких квазаров и измерениями с помощью спутниковых навигационных систем GPS.^[1] Результаты многолетних исследований полностью подтвердили основные положения теории тектоники плит.

Современное состояние тектоники плит[править | править код]

За прошедшие десятилетия тектоника плит значительно изменила свои основные положения. Ныне их можно сформулировать следующим образом:

Верхняя часть твёрдой Земли делится на хрупкую литосферу и пластичную астеносферу. Конвекция в астеносфере — главная причина движения плит.
Современная литосфера делится на 8 крупных плит, десятки средних плит и множество мелких. Мелкие плиты расположены в поясах между крупными плитами. Сейсмическая, тектоническая и магматическая активность сосредоточена на границах плит.
Литосферные плиты в первом приближении описываются как твёрдые тела, и их движение подчиняется теореме вращения Эйлера^{[источник не указан 808 дней]}.
Существует три основных типа относительных перемещений плит

расхождение (дивергенция), выражено рифтингом и спредингом;
схождение (конвергенция), выраженное субдукцией и коллизией;
сдвиговые перемещения по трансформным геологическим разломам.

Спрединг в океанах компенсируется субдукцией и коллизией по их периферии, причём радиус и объём Земли постоянны с точностью до термического сжатия планеты (в любом случае средняя температура недр Земли медленно, в течение миллиардов лет, уменьшается).
Перемещение литосферных плит вызвано их увлечением конвективными течениями в астеносфере.

Существует два принципиально разных вида земной коры — кора континентальная (более древняя) и кора океаническая (не старше 200 миллионов лет). Некоторые литосферные плиты сложены исключительно океанической корой (пример — крупнейшая тихоокеанская плита), другие состоят из блока континентальной коры, впаянного в кору океаническую.

Более 90 % поверхности Земли в современную эпоху покрыто 8 крупнейшими литосферными плитами:

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

Среди плит среднего размера можно выделить Аравийскую плиту, а также плиты Кокос и плиту Хуан де Фука, остатки огромной плиты Фаралон, слагавшей значительную часть дна Тихого океана, но ныне исчезнувшую в зоне субдукции под Северной и Южной Америками.

Сила, двигающая плиты[править | править код]

Модель тектоники плит на поверхности вулканического лавового озера

Горизонтальное движение плит происходит за счёт мантийных теплогравитационных течений — конвекции. Источником энергии для этих течений служит разность температуры центральных областей Земли, которые имеют очень высокую температуру (по оценкам, температура ядра составляет порядка 5000 °С) и температуры на её поверхности. Нагретые в центральных зонах Земли породы расширяются (см. термическое расширение), плотность их уменьшается, и они всплывают, уступая место опускающимся более холодным и потому более плотным массам, уже отдавшим часть тепла земной коре. Этот процесс переноса тепла (следствие всплывания лёгких горячих масс и погружения тяжёлых холодных масс) идёт непрерывно, в результате чего возникают конвективные потоки. Эти потоки замыкаются сами на себя и образуют устойчивые конвективные ячейки, согласующиеся по направлениям потоков с соседними ячейками. При этом в верхней части ячейки течение вещества происходит почти в горизонтальной плоскости, и именно эта часть течения увлекает плиты в горизонтальном же направлении с огромной силой за счёт огромной вязкости мантийного вещества. Если бы мантия была совершенно жидкой — вязкость пластичной мантии под корой была бы малой (например, как у воды), то через слой такого вещества с малой вязкостью не могли бы проходить поперечные сейсмические волны. А земная кора увлекалась бы потоком такого вещества со сравнительно малой силой. Но, благодаря высокому давлению, при относительно низких температурах, господствующих на поверхности Мохоровичича и ниже, вязкость мантийного вещества здесь очень велика (так, что в масштабе лет вещество мантии Земли — жидкое (текучее), а в масштабе секунд — твёрдое).

Движущей силой течения вязкого мантийного вещества непосредственно под корой является перепад высот свободной поверхности мантии между областью подъёма и областью опускания конвекционного потока. Этот перепад высот, можно сказать, величина отклонения от изостазии, образуется из-за разной плотности чуть более горячего (в восходящей части) и чуть более холодного вещества, поскольку вес более и менее горячего столбов в равновесии одинаков (при разной плотности). На самом же деле, положение свободной поверхности не может быть измерено, оно может быть только вычислено (высота поверхности Мохоровичича + высота столба мантийного вещества, по весу эквивалентного слою более лёгкой коры над поверхностью Мохоровичича).^[2]

Эта же движущая сила (перепада высот) определяет степень упругого горизонтального сжатия коры силой вязкого трения потока о земную кору. Величина этого сжатия мала в области восхождения мантийного потока и увеличивается по мере приближения к месту опускания потока (за счёт передачи напряжения сжатия через неподвижную твёрдую кору по направлению от места подъёма к месту спуска потока). Над опускающимся потоком сила сжатия в коре так велика, что время от времени превышается прочность коры (в области наименьшей прочности и наибольшего напряжения), происходит неупругая (пластическая, хрупкая) деформация коры — землетрясение. При этом из места деформации коры выдавливаются целые горные цепи, например, Гималаи (в несколько этапов).^[2]

При пластической (хрупкой) деформации очень быстро (в темпе смещения коры при землетрясении) уменьшается и напряжение в ней — сила сжатия в очаге землетрясения и его окрестностях. Но сразу же по окончании неупругой деформации продолжается прерванное землетрясением очень медленное нарастание напряжения (упругой деформации) за счёт очень медленного же движения вязкого мантийного потока, начиная цикл подготовки следующего землетрясения.

Таким образом, движение плит — следствие переноса тепла из центральных зон Земли очень вязкой магмой. При этом часть тепловой энергии превращается в механическую работу по преодолению сил трения, а часть, пройдя через земную кору, излучается в окружающее пространство. Так что наша планета в некотором смысле представляет собой тепловой двигатель.

Относительно причины высокой температуры недр Земли существует несколько гипотез. В начале XX века была популярна гипотеза радиоактивной природы этой энергии. Казалось, она подтверждалась оценками состава верхней коры, которые показали весьма значительные концентрации урана, калия и других радиоактивных элементов, но впоследствии выяснилось, что содержания радиоактивных элементов в породах земной коры совершенно недостаточно для обеспечения наблюдаемого потока глубинного тепла. А содержание радиоактивных элементов в подко́ровом веществе (по составу близком к базальтам океанического дна), можно сказать, ничтожно. Однако это не исключает достаточно высокого содержания тяжёлых радиоактивных элементов, генерирующих тепло, в центральных зонах планеты. Исследования геонейтрино доказывают эту гипотезу.^[3]

Другая модель объясняет нагрев химической дифференциацией Земли. Первоначально планета была смесью силикатного и металлического веществ. Но одновременно с образованием планеты началась её дифференциация на отдельные оболочки. Более плотная металлическая часть устремилась к центру планеты, а силикаты концентрировались в верхних оболочках. При этом потенциальная энергия системы уменьшалась и превращалась в тепловую энергию.

Другие исследователи полагают, что разогрев планеты произошёл в результате аккреции при ударах метеоритов о поверхность зарождающегося небесного тела. Это объяснение сомнительно — при аккреции тепло выделялось практически на поверхности, откуда оно легко уходило в космос, а не в центральные области Земли.

Второстепенные силы[править | править код]

Сила вязкого трения, возникающая вследствие тепловой конвекции, играет определяющую роль в движениях плит, но, кроме неё, на плиты действуют и другие, меньшие по величине, но также важные силы. Это — силы Архимеда, обеспечивающие плавание более лёгкой коры на поверхности более тяжёлой мантии. Приливные силы, обусловленные гравитационным воздействием Луны и Солнца (различием их гравитационного воздействия на разноудалённые от них точки Земли). Сейчас приливной «горб» на Земле, вызванный притяжением Луны, в среднем около 36 см. Раньше Луна была ближе, и это имело б́ольшие масштабы, деформация мантии приводит к её нагреву. Например, вулканизм, наблюдаемый на Ио (спутник Юпитера), вызван именно этими силами — прилив на Ио около 120 м. А также силы, возникающие вследствие изменения атмосферного давления на различные участки земной поверхности — силы атмосферного давления достаточно часто изменяются на 3 %, что эквивалентно сплошному слою воды толщиной 0,3 м (или гранита толщиной не менее 10 см). Причём это изменение может происходить в зоне шириной в сотни километров, тогда как изменение приливных сил происходит более плавно — на расстояниях в тысячи километров.

Дивергентные границы или границы раздвижения плит[править | править код]

Это границы между плитами, двигающимися в противоположные стороны. В рельефе Земли эти границы выражены рифтами, в них преобладают деформации растяжения, мощность коры пониженная, тепловой поток максимален, и происходит активный вулканизм. Если такая граница образуется на континенте, то формируется континентальный рифт, который в дальнейшем может превратиться в океанический бассейн с океаническим рифтом в центре. В океанических рифтах в результате спрединга формируется новая океаническая кора.

Океанические рифты[править | править код]

Схема строения срединно-океанического хребта

На океанической коре рифты приурочены к центральным частям срединно-океанических хребтов. В них происходит образование новой океанической коры. Общая их протяжённость более 60 тысяч километров. К ним приурочено множество гидротермальных источников, которые выносят в океан значительную часть глубинного тепла, и растворённых элементов. Высокотемпературные источники называются чёрными курильщиками, с ними связаны значительные запасы цветных металлов.

Континентальные рифты[править | править код]

Раскол континента на части начинается с образования рифта. Кора утончается и раздвигается, начинается магматизм. Формируется протяжённая линейная впадина глубиной порядка сотен метров, которая ограничена серией сбросов. После этого возможно два варианта развития событий: либо расширение рифта прекращается и он заполняется осадочными породами, превращаясь в авлакоген, либо континенты продолжают раздвигаться и между ними, уже в типично океанических рифтах, начинает формироваться океаническая кора.

Конвергентные границы[править | править код]

Конвергентными называются границы, на которых происходит столкновение плит. Возможно три варианта (Convergent plate boundary):

Континентальная плита с океанической. Океаническая кора плотнее, чем континентальная, и погружается под континент в зоне субдукции.
Океаническая плита с океанической. В таком случае одна из плит заползает под другую и также формируется зона субдукции, над которой образуется островная дуга.
Континентальная плита с континентальной. Происходит коллизия, возникает мощная складчатая область. Классический пример — Гималаи.

В редких случаях происходит надвигание океанической коры на континентальную — обдукция. Благодаря этому процессу возникли офиолиты Кипра, Новой Каледонии, Омана и другие.

В зонах субдукции поглощается океаническая кора, и тем самым компенсируется её появление в срединно-океанических хребтах. В них происходят исключительно сложные процессы взаимодействия коры и мантии. Так океаническая кора может затягивать в мантию блоки континентальной коры, которые по причине низкой плотности эксгумируются обратно в кору. Так возникают метаморфические комплексы сверхвысоких давлений, один из популярнейших объектов современных геологических исследований.

Большинство современных зон субдукции расположены по периферии Тихого океана, образуя тихоокеанское огненное кольцо. Процессы, идущие в зоне конвергенции плит, по праву считаются одними из самых сложных в геологии. В ней смешиваются блоки разного происхождения, образуя новую континентальную кору.

Активные континентальные окраины[править | править код]

Активная континентальная окраина

Активная континентальная окраина возникает там, где под континент погружается океаническая кора. Эталоном этой геодинамической обстановки считается западное побережье Южной Америки, её часто называют андийским типом континентальной окраины. Для активной континентальной окраины характерны многочисленные вулканы и вообще мощный магматизм. Расплавы имеют три компонента: океаническую кору, мантию над ней и низы континентальной коры.

Под активной континентальной окраиной происходит активное механическое взаимодействие океанической и континентальной плит. В зависимости от скорости, возраста и мощности океанической коры возможны несколько сценариев равновесия. Если плита двигается медленно и имеет относительно малую мощность, то континент соскабливает с неё осадочный чехол. Осадочные породы сминаются в интенсивные складки, метаморфизуются и становятся частью континентальной коры. Образующаяся при этом структура называется аккреционным клином. Если скорость погружающейся плиты высока, а осадочный чехол тонок, то океаническая кора стирает низ континента и вовлекает его в мантию.

Островные дуги[править | править код]

Островные дуги — это цепочки вулканических островов над зоной субдукции, возникающие там, где океаническая плита погружается под другую океаническую плиту. В качестве типичных современных островных дуг можно назвать Алеутские, Курильские, Марианские острова, и многие другие архипелаги. Японские острова также часто называют островной дугой, но их фундамент очень древний и на самом деле они образованы несколькими разновременными комплексами островных дуг, так что Японские острова являются микроконтинентом.

Островные дуги образуются при столкновении двух океанических плит. При этом одна из плит оказывается снизу и поглощается в мантию. На верхней же плите образуются вулканы островной дуги. Выгнутая сторона островной дуги направлена в сторону поглощаемой плиты. С этой стороны находятся глубоководный жёлоб и преддуговый прогиб.

За островной дугой расположен задуговый бассейн (типичные примеры: Охотское море, Южно-Китайское море и т. д.), в котором также может происходить спрединг.

Коллизия континентов[править | править код]

Столкновение континентальных плит приводит к смятию коры и образованию горных цепей. Примером коллизии является Альпийско-Гималайский горный пояс, образовавшийся в результате закрытия океана Тетис и столкновения с Евразийской плитой Индостана и Африки. В результате мощность коры значительно увеличивается, под Гималаями она составляет 70 км. Это неустойчивая структура, она интенсивно разрушается поверхностной и тектонической эрозией. В коре с резко увеличенной мощностью идёт выплавка гранитов из метаморфизованных осадочных и магматических пород. Так образовались крупнейшие батолиты, напр., Ангаро-Витимский и Зерендинский.

Трансформные границы[править | править код]

Там, где плиты двигаются параллельным курсом, но с разной скоростью, возникают трансформные разломы — грандиозные сдвиговые нарушения, широко распространённые в океанах и редкие на континентах.

Трансформные разломы[править | править код]

В океанах трансформные разломы идут перпендикулярно срединно-океаническим хребтам (СОХ) и разбивают их на сегменты шириной в среднем 400 км. Между сегментами хребта находится активная часть трансформного разлома. На этом участке постоянно происходят землетрясения и горообразование, вокруг разлома формируются многочисленные оперяющие структуры — надвиги, складки и грабены. В результате в зоне разлома нередко обнажаются мантийные породы.

По обе стороны от сегментов СОХ находятся неактивные части трансформных разломов. Активных движений в них не происходит, но они чётко выражены в рельефе дна океанов линейными поднятиями с центральной депрессией.

Трансформные разломы формируют закономерную сетку и, очевидно, возникают не случайно, а в силу объективных физических причин. Совокупность данных численного моделирования, теплофизических экспериментов и геофизических наблюдений позволила выяснить, что мантийная конвекция имеет трёхмерную структуру. Кроме основного течения от СОХ, в конвективной ячейке за счёт остывания верхней части потока возникают продольные течения. Это остывшее вещество устремляется вниз вдоль основного направления течения мантии. В зонах этого второстепенного опускающегося потока и находятся трансформные разломы. Такая модель хорошо согласуется с данными о тепловом потоке: над трансформными разломами наблюдается его понижение.

Сдвиги на континентах[править | править код]

Сдвиговые границы плит на континентах встречаются относительно редко. Пожалуй, единственным ныне активным примером границы такого типа является разлом Сан-Андреас, отделяющий Северо-Американскую плиту от Тихоокеанской. 800-мильный разлом Сан-Андреас — один из самых сейсмоактивных районов планеты: в год плиты смещаются относительно друг друга на 0,6 см, землетрясения с магнитудой более 6 единиц происходят в среднем раз в 22 года. Город Сан-Франциско и большая часть района бухты Сан-Франциско построены в непосредственной близости от этого разлома.

Внутриплитные процессы[править | править код]

Первые формулировки тектоники плит утверждали, что вулканизм и сейсмические явления сосредоточены по границам плит, но вскоре стало ясно, что и внутри плит идут специфические тектонические и магматические процессы, которые также были интерпретированы в рамках этой теории. Среди внутриплитных процессов особое место заняли явления долговременного базальтового магматизма в некоторых районах, так называемые горячие точки.

Горячие точки[править | править код]

На дне океанов расположены многочисленные вулканические острова. Некоторые из них расположены в цепочках с последовательно изменяющимся возрастом. Классическим примером такой подводной гряды стал Гавайский подводный хребет. Он поднимается над поверхностью океана в виде Гавайских островов, от которых на северо-запад идёт цепочка подводных гор с непрерывно увеличивающимся возрастом, некоторые из которых, например, атолл Мидуэй, выходят на поверхность. На расстоянии порядка 3000 км от Гавайев цепь немного поворачивает на север и называется уже Императорским хребтом. Он прерывается в глубоководном жёлобе перед Алеутской островной дугой.

Для объяснения этой удивительной структуры было сделано предположение, что под Гавайскими островами находится горячая точка — место, где к поверхности поднимается горячий мантийный поток, который проплавляет двигающуюся над ним океаническую кору. Таких точек сейчас на Земле установлено множество. Мантийный поток, который их вызывает, был назван плюмом. В некоторых случаях предполагается исключительно глубокое происхождение вещества плюмов, вплоть до границы ядра — мантии.

Гипотеза горячих точек вызывает и возражения. Так, в своей монографии Сорохтин и Ушаков считают её несовместимой с моделью общей конвекции в мантии, и также указывают, что выделяющиеся магмы в гавайских вулканах как раз относятся к относительно холодным, и не свидетельствуют о повышенной температуре в астеносфере под разломом. «В этом отношении плодотворной является гипотеза Д. Таркота и Е. Оксбурга (1978), согласно которой литосферные плиты, перемещаясь по поверхности горячей мантии, вынуждены приспосабливаться к переменной кривизне эллипсоида вращения Земли. И хотя радиусы кривизны литосферных плит при этом меняются несущественно (всего на доли процента), их деформация вызывает в теле крупных плит появление избыточных напряжений растяжения или сдвига порядка сотен бар.»

См. Гавайская горячая точка

Траппы и океанические плато[править | править код]

Кроме долговременных горячих точек, внутри плит иногда происходят грандиозные излияния расплавов, которые на континентах формируют траппы, а в океанах океанические плато. Особенность этого типа магматизма в том, что он происходит за короткое в геологическом смысле время — порядка нескольких миллионов лет, но захватывает огромные площади (десятки тысяч км²); при этом изливается колоссальный объём базальтов, сравнимый с их количеством, кристаллизующимся в срединно-океанических хребтах.

Известны сибирские траппы на Восточно-Сибирской платформе, траппы плоскогорья Декан на Индостанском континенте и многие другие. Причиной образования траппов также считаются горячие мантийные потоки, но, в отличие от горячих точек, они действуют кратковременно, и разница между ними не совсем ясна.

Горячие точки и траппы дали основания для создания так называемой плюмовой геотектоники, которая утверждает, что значительную роль в геодинамических процессах играет не только регулярная конвекция, но и плюмы. Плюмовая тектоника не противоречит тектонике плит, а дополняет её.

Тектоника плит как система наук[править | править код]

Сейчас тектонику уже нельзя рассматривать как чисто геологическую концепцию. Она играет ключевую роль во всех науках о Земле, в ней выделилось несколько методических подходов с разными базовыми понятиями и принципами.

С точки зрения кинематического подхода, движения плит можно описать геометрическими законами перемещения фигур на сфере. Земля рассматривается как мозаика плит разного размера, перемещающихся относительно друг друга и самой планеты. Палеомагнитные данные позволяют восстановить положение магнитного полюса относительно каждой плиты на разные моменты времени. Обобщение данных по разным плитам привело к реконструкции всей последовательности относительных перемещений плит. Объединения этих данных с информацией, полученной из неподвижных горячих точек, сделало возможным определить абсолютные перемещения плит и историю движения магнитных полюсов Земли.

Теплофизический подход рассматривает Землю как тепловую машину, в которой тепловая энергия частично превращается в механическую. В рамках этого подхода движение вещества во внутренних слоях Земли моделируется как поток вязкой жидкости, описываемый уравнениями Навье — Стокса. Мантийная конвекция сопровождается фазовыми переходами и химическими реакциями, которые играют определяющую роль в структуре мантийных течений. Основываясь на данных геофизического зондирования, результатах теплофизических экспериментов и аналитических и численных расчётах, учёные пытаются детализировать структуру мантийной конвекции, найти скорости потоков и другие важные характеристики глубинных процессов. Особенно важны эти данные для понимания строения самых глубоких частей Земли — нижней мантии и ядра, которые недоступны для непосредственного изучения, но, несомненно, оказывают огромное влияние на процессы, идущие на поверхности планеты.

Геохимический подход. Для геохимии тектоника плит важна как механизм непрерывного обмена веществом и энергией между различными оболочками Земли. Для каждой геодинамической обстановки характерны специфические ассоциации горных пород. В свою очередь, по этим характерным особенностям можно определить геодинамическую обстановку, в которой образовалась порода.

Исторический подход. В смысле истории планеты Земля, тектоника плит — это история соединяющихся и раскалывающихся континентов, рождения и угасания вулканических цепей, появления и закрытия океанов и морей. Сейчас для крупных блоков коры история перемещений установлена с большой детальностью и за значительный промежуток времени, но для небольших плит методические трудности много большие. Самые сложные геодинамические процессы происходят в зонах столкновения плит, где образуются горные цепи, сложенные множеством мелких разнородных блоков — террейнов. При изучении Скалистых гор зародилось особое направление геологических исследований — террейновый анализ, который вобрал в себя комплекс методов, по выделению террейнов и реконструкции их истории.

Тектоника плит на других планетах[править | править код]

В настоящее время нет подтверждений современной тектоники плит на других планетах Солнечной системы. Исследования магнитного поля Марса, проведённые в 1999 космической станцией Mars Global Surveyor, указывают на возможность тектоники плит на Марсе в прошлом.

Некоторые процессы ледяной тектоники на Европе аналогичны процессам, происходящим на Земле.

Когда началась тектоника плит на Земле[править | править код]

Первые блоки континентальной коры, кратоны, возникли на Земле в архее^{[источник не указан 3921 день]}, тогда же начались их горизонтальные перемещения, но полный комплекс признаков действия механизма тектоники плит современного типа встречается только в позднем протерозое. До этого мантия, возможно, имела иную структуру массопереноса, в которой большую роль играли не установившиеся конвективные потоки, а турбулентная конвекция и плюмы.

В прошлом^{[когда?]} поток тепла из недр планеты был больше^{[источник не указан 3921 день]}, поэтому кора была тоньше^{[источник не указан 3921 день]}, давление под намного более тонкой корой было тоже намного ниже. А при существенно более низком давлении и чуть большей температуре вязкость мантийных конвекционных потоков непосредственно под корой была намного ниже нынешней. Поэтому в коре, плывущей на поверхности мантийного потока, менее вязкого, чем сегодня, возникали лишь сравнительно небольшие упругие деформации. И механические напряжения, порождаемые в коре менее вязкими, чем сегодня, конвекционными потоками, были недостаточны для превышения предела прочности пород коры. Поэтому, возможно, и не было такой тектонической активности, как в более позднее время^{[источник не указан 3921 день]}.

Прошлые перемещения плит[править | править код]

Восстановление прошлых перемещений плит — один из основных предметов геологических исследований. С различной степенью детальности положение континентов и блоков, из которых они сформировались, реконструировано вплоть до архея.

Из анализа перемещений континентов было сделано эмпирическое наблюдение, что континенты каждые 400—600 млн лет собираются в огромный материк, содержащий в себе почти всю континентальную кору — суперконтинент. Современные континенты образовались 200—150 млн лет назад, в результате раскола суперконтинента Пангеи. Сейчас континенты находятся на этапе почти максимального разъединения. Атлантический океан расширяется, а Тихий океан закрывается. Индостан движется на север и сминает Евразийскую плиту, но, видимо, ресурс этого движения уже почти исчерпан, и в скором геологическом времени в Индийском океане возникнет новая зона субдукции, в которой океаническая кора Индийского океана будет поглощаться под Индийский континент.

Влияние перемещений плит на климат[править | править код]

Расположение больших континентальных массивов в приполярных областях способствует общему понижению температуры планеты, так как на континентах могут образовываться покровные оледенения. Чем шире развито оледенение, тем больше альбедо планеты и тем ниже среднегодовая температура.

Кроме того, взаимное расположение континентов определяет океаническую и атмосферную циркуляцию.

Однако простая и логичная схема: континенты в приполярных областях — оледенение, континенты в экваториальных областях — повышение температуры, оказывается неверной при сопоставлении с геологическими данными о прошлом Земли. Четвертичное оледенение действительно произошло, когда в районе Южного полюса оказалась Антарктида, и в северном полушарии Евразия и Северная Америка приблизились к Северному полюсу. С другой стороны, сильнейшее протерозойское оледенение, во время которого Земля оказалась почти полностью покрыта льдом, произошло тогда, когда большая часть континентальных массивов находилась в экваториальной области.

Кроме того, существенные изменения положения континентов происходят за время порядка десятков миллионов лет, в то время как суммарная продолжительность ледниковых эпох составляет порядка нескольких миллионов лет, и во время одной ледниковой эпохи происходят циклические смены оледенений и межледниковых периодов. Все эти климатические изменения происходят быстро по сравнению со скоростями перемещения континентов, и поэтому движение плит не может быть их причиной.

Из вышесказанного следует, что перемещения плит не играют определяющей роли в климатических изменениях, но могут быть важным дополнительным фактором, «подталкивающим» их.

Значение тектоники плит[править | править код]

Тектоника плит сыграла в науках о Земле роль, сравнимую с гелиоцентрической концепцией в астрономии, или открытием ДНК в генетике. До принятия теории тектоники плит науки о Земле носили описательный характер. Они достигли высокого уровня совершенства в описании природных объектов, но редко могли объяснить причины процессов. В разных разделах геологии могли доминировать противоположные концепции. Тектоника плит связала различные науки о Земле, дала им предсказательную силу.

См. также[править | править код]

Азональность
Гипотеза расширяющейся Земли
Фиксизм
Мобилизм
Файл:Границы тектонических плит и векторы движения Физическая карта мира центрирована 10гр. в.д..svg
Файл:Границы тектонических плит и векторы движения Физическая карта мира центрирована 180гр. в.д..svg
Файл:Анимация модели тектоники плит за 1 млрд лет.webm

Примечания[править | править код]

↑ Астронет > Сферическая астрономия. Дата обращения: 27 февраля 2006. Архивировано 5 января 2007 года.
↑ ¹ ² Шумилов В. Н. Главные движущие силы землетрясений, дрейфа континентов и горообразования. Прогнозирование землетрясений и спусковые силы Архивная копия от 1 октября 2007 на Wayback Machine
↑ Любовь Соковикова. Обнаружены “призрачные частицы”, которые исходят из недр Земли. hi-news.ru. Дата обращения: 31 декабря 2022.

Литература[править | править код]

Вегенер А. Происхождение материков и океанов /пер. с нем. П. Г. Каминского под ред. П. Н. Кропоткина. — Л.: Наука, 1984. — 285 с.
Добрецов Н. Л., Кирдяшкин А. Г. Глубинная геодинамика. — Новосибирск, 1994. — 299 с.
Зоненшайн, Кузьмин М. И. Тектоника плит СССР. В 2-х томах.
Кузьмин М. И., Корольков А. Т., Дриль С. И., Коваленко С. Н. Историческая геология с основами тектоники плит и металлогении. — Иркутск: Иркут. ун-т, 2000. — 288 с.
Кокс А., Харт Р. Тектоника плит. — М.: Мир, 1989. — 427 с.
Н. В. Короновский, В. Е. Хаин, Ясаманов Н. А. Историческая геология : Учебник. М.: изд-во Академия, 2006.
Лобковский Л. И., Никишин А. М., Хаин В. Е. Современные проблемы геотектоники и геодинамики. — М.: Научный мир, 2004. — 612 c. — ISBN 5-89176-279-X.
Хаин, Виктор Ефимович. Основные проблемы современной геологии. М.: Научный Мир, 2003.
Сорохтин О. Г., Ушаков С. А. Развитие Земли. — М.: Изд-во МГУ, 2002. — 506 с.

Ссылки[править | править код]

Хаин, Виктор Ефимович Современная геология: проблемы и перспективы // «Соросовский образовательный журнал» N 1, 1996, стр. 26-32; pdf
В. П. Трубицын, В. В. Рыков. Мантийная конвекция и глобальная тектоника земли Объединённый институт физики Земли РАН, Москва (Проект РФФИ № 96-05-66069, Проект МНТЦ (ISTC) № 415-96)
Хаин, Виктор Ефимович Тектоника плит, их структуры, движения и деформации
«Движение континентов» — Гордон № 133, Эфир от 05.09.2002 (Н. Богданов, Н. Короновский)

На английском языке

Interactive movie showing 750 myr (million years) of global tectonic activity.
movies over smaller regions and smaller time scales.
«Ring of Fire», Plate Tectonics, Sea-Floor Spreading, Subduction Zones, «Hot Spots»
Plate Tectonics and Climate Архивная копия от 7 января 2006 на Wayback Machine

Источник

Что такое тектонические структуры земной коры?

Земная кора

Мантия Земли

Ядро Земли

Что такое тектонические структуры

Изучение геологических процессов

Развитие теорий

Процессы в земной коре

Структура

Формирование

Геосинклиналь

Образование геосинклиналей

Тектонические структуры

Структуры земной коры континентального типа.

Р ис. 4 Типы разрывных нарушения со смещением:

Тектонические структуры

Структуры земной коры континентального типа.

Р ис. 4 Типы разрывных нарушения со смещением:

Земная кора

Мантия Земли

Ядро Земли

Что такое тектонические структуры

Изучение геологических процессов

Развитие теорий

Процессы в земной коре

Структура

Формирование

Геосинклиналь

Образование геосинклиналей

История теории[править | править код]

Современное состояние тектоники плит[править | править код]

Сила, двигающая плиты[править | править код]

Второстепенные силы[править | править код]

Дивергентные границы или границы раздвижения плит[править | править код]

Океанические рифты[править | править код]

Континентальные рифты[править | править код]

Конвергентные границы[править | править код]

Активные континентальные окраины[править | править код]

Островные дуги[править | править код]

Коллизия континентов[править | править код]

Трансформные границы[править | править код]

Трансформные разломы[править | править код]

Сдвиги на континентах[править | править код]

Внутриплитные процессы[править | править код]

Горячие точки[править | править код]

Траппы и океанические плато[править | править код]

Тектоника плит как система наук[править | править код]

Тектоника плит на других планетах[править | править код]

Когда началась тектоника плит на Земле[править | править код]

Прошлые перемещения плит[править | править код]

Влияние перемещений плит на климат[править | править код]

Значение тектоники плит[править | править код]

См. также[править | править код]

Примечания[править | править код]

Литература[править | править код]

Ссылки[править | править код]

Вам также может понравиться

Как найти хускарла фолкрита

Как найти человека по фото с мобильного

Как исправить ошибку 1002

Добавить комментарий Отменить ответ