Características de los continentes y océanos como estructuras más importantes de la corteza terrestre. Formación y estructura de océanos y continentes.

Los elementos estructurales más grandes de la corteza terrestre son continentes Y océanos, caracterizado por su diferente estructura. Estos elementos estructurales se distinguen por características geológicas y geofísicas. No todo el espacio que ocupan las aguas del océano representa una única estructura de tipo oceánico. Vastas zonas de plataforma, como las del Océano Ártico, tienen corteza continental. Las diferencias entre estos dos elementos estructurales más grandes no se limitan al tipo de corteza, sino que se pueden rastrear más profundamente en el manto superior, que se construye de manera diferente debajo de los continentes que debajo de los océanos. Estas diferencias cubren toda la litosfera, sujeta a procesos tectonosféricos, es decir. se puede rastrear a profundidades de aproximadamente 750 km.

En los continentes, se distinguen dos tipos principales de estructuras de la corteza terrestre: tranquilas y estables. plataformas y móvil - geosinclinales. En términos de área de distribución, estas estructuras son bastante comparables. La diferencia se observa en la tasa de acumulación y en la magnitud del gradiente de cambios de espesor: las plataformas se caracterizan por un cambio gradual y suave de espesor, y los geosinclinales se caracterizan por un cambio brusco y rápido. Las rocas ígneas e intrusivas son raras en las plataformas y abundan en los geosinclinales. En los geosinclinales, las formaciones de sedimentos flysch son subyacentes. Se trata de depósitos terrígenos de aguas profundas rítmicamente multicapa formados durante el rápido hundimiento de una estructura geosinclinal. Al final del desarrollo, las áreas geosinclinales se pliegan y se convierten en estructuras montañosas. Posteriormente, estas estructuras montañosas pasan por una etapa de destrucción y transición gradual a formaciones de plataforma con un piso inferior profundamente dislocado de depósitos de roca y capas suaves en el piso superior.

Así, la etapa geosinclinal de desarrollo de la corteza terrestre es la etapa más temprana; luego los geosinclinales mueren y se transforman en estructuras montañosas orogénicas y posteriormente en plataformas. El ciclo termina. Todas estas son etapas de un único proceso de desarrollo de la corteza terrestre.

Plataformas- las principales estructuras de los continentes, de forma isométrica, que ocupan regiones centrales, caracterizadas por un relieve nivelado y procesos tectónicos tranquilos. El área de las antiguas plataformas en los continentes se acerca al 40% y se caracterizan por contornos angulares con límites rectilíneos extendidos, consecuencia de suturas marginales (fallas profundas), sistemas montañosos y depresiones linealmente alargadas. Las áreas y sistemas plegados se empujan sobre plataformas o los bordean a través de profundidades, sobre las cuales a su vez se empujan orógenos plegados (cadenas montañosas). Los límites de las plataformas antiguas cruzan marcadamente de manera discordante sus estructuras internas, lo que indica su naturaleza secundaria como resultado de la división del supercontinente Pangea, que surgió al final del Proterozoico temprano.

Por ejemplo, la Plataforma de Europa del Este, definida dentro de las fronteras que van desde los Urales hasta Irlanda; desde el Cáucaso, el Mar Negro, los Alpes hasta el extremo norte de Europa.

Distinguir plataformas antiguas y jóvenes.

Plataformas antiguas surgió en el sitio de la región geosinclinal precámbrica. Las plataformas de Europa del Este, Siberia, África, India, Australia, Brasil, América del Norte y otras se formaron a finales del Arcaico y principios del Proterozoico, representadas por un basamento cristalino del Precámbrico y una cubierta sedimentaria. Su característica distintiva es la estructura de dos pisos.

Planta baja o base está compuesto por estratos de roca plegados, profundamente metamorfoseados, triturados en pliegues, rotos por intrusiones de granito, con el desarrollo generalizado de gneis y cúpulas de granito-gneis, una forma específica de plegamiento metamorfogénico (Fig. 7.3). Los cimientos de las plataformas se formaron durante un largo período de tiempo en el Arcaico y el Proterozoico temprano y posteriormente sufrieron una erosión y denudación muy fuerte, como resultado de lo cual quedaron expuestas rocas que antes se encontraban a grandes profundidades.

Arroz. 7.3. Sección principal de la plataforma.

1 - rocas del sótano; rocas de la cubierta sedimentaria: 2 - arenas, areniscas, gravelitas, conglomerados; 3 - arcillas y carbonatos; 4 - efusivo; 5 - fallas; 6 - ejes

último piso plataformas presentado cubrir, o una cubierta, que yace suavemente con una discordancia angular aguda sobre el basamento de sedimentos no metamorfoseados: marinos, continentales y vulcanógenos. La superficie entre la cubierta y el sótano refleja la principal discordancia estructural dentro de las plataformas. La estructura de la cubierta de la plataforma resulta compleja y en muchas plataformas, en las primeras etapas de su formación, aparecerán grabens y depresiones similares a graben. aulacógenos(avlos - surco, zanja; gen - nacido, es decir, nacido de una zanja). Los aulacógenos se formaron con mayor frecuencia a finales del Proterozoico (Rifeo) y formaron sistemas extendidos en el cuerpo basal. El espesor de los sedimentos continentales y, con menos frecuencia, marinos en los aulacógenos alcanza los 5-7 km, y las fallas profundas que limitaban los aulacógenos contribuyeron a la manifestación de magmatismo alcalino, máfico y ultrabásico, así como magmatismo trampa específico de plataforma (rocas máficas) con basaltos continentales. , alféizares y diques. El alcalino-ultrabásico (kimberlita) Formación que contiene diamantes en productos de tubería de explosión (Plataforma Siberiana, Sudáfrica). Esta capa estructural inferior de la cubierta de la plataforma, correspondiente a la etapa de desarrollo aulacogénica, es reemplazada por una cubierta continua de sedimentos de la plataforma. En la etapa inicial de desarrollo, las plataformas tendieron a hundirse lentamente con la acumulación de estratos carbonatados-terrígenos, y en una etapa posterior de desarrollo estuvieron marcadas por la acumulación de estratos terrígenos carboníferos. En la última etapa de desarrollo de las plataformas, se formaron en ellas depresiones profundas llenas de sedimentos terrígenos o carbonato-terrígenos (Caspian, Vilyui).

Durante el proceso de formación, la cubierta de la plataforma sufrió repetidamente una reestructuración del plan estructural, programada para coincidir con los límites de los ciclos geotectónicos: Baikal, Caledonia, Hercinia, Alpina. Las áreas de los andenes que experimentaron el máximo hundimiento son, por regla general, adyacentes al área o sistema móvil que bordea el andén, que se estaba desarrollando activamente en ese momento ( pericratónico, aquellos. en el borde del cratón o plataforma).

Entre los elementos estructurales más grandes de las plataformas se encuentran escudos y losas.

El escudo es una repisa. superficie de la base cristalina de la plataforma ( (sin cubierta sedimentaria)), que durante toda la etapa de desarrollo de la plataforma experimentó una tendencia al alza. Ejemplos de escudos incluyen: ucraniano, báltico.

Cocina Se les considera parte de una plataforma con tendencia a hundirse o una plataforma joven e independiente en desarrollo (rusa, escita, siberiana occidental). Dentro de las losas se distinguen elementos estructurales de menor tamaño. Se trata de sineclises (Moscú, Báltico, Caspio), extensas depresiones planas bajo las cuales se dobla la base, y anteclises (Belorusskaya, Voronezh), arcos suaves con una base elevada y una cubierta relativamente adelgazada.

Plataformas jóvenes Formados en el basamento de Baikal, Caledonia o Hercin, se distinguen por una mayor dislocación de la cubierta, un menor grado de metamorfismo de las rocas del basamento y una herencia significativa de las estructuras de la cubierta de las estructuras del basamento. Estas plataformas tienen una estructura de tres niveles: la base de rocas metamorfoseadas del complejo geosinclinal está cubierta por una capa de productos de denudación de la región geosinclinal y un complejo de rocas sedimentarias débilmente metamorfoseadas.

Estructuras de anillos. El lugar de las estructuras anulares en el mecanismo de los procesos geológicos y tectónicos aún no se ha determinado con precisión. Las estructuras de anillos planetarios (morfoestructuras) más grandes son la cuenca del Océano Pacífico, la Antártida, Australia, etc. La identificación de tales estructuras puede considerarse condicional. Un estudio más exhaustivo de las estructuras de anillos permitió identificar elementos de estructuras de vórtice en espiral en muchos de ellos).

Sin embargo, es posible distinguir estructuras Génesis endógena, exógena y cosmogénica.

Estructuras de anillos endógenos. de origen metamórfico e ígneo y tectonogénico (arcos, cornisas, depresiones, anteclises, sineclises), sus diámetros varían desde unos pocos kilómetros hasta cientos y miles de kilómetros (Fig. 7.4).

Arroz. 7.4. Estructuras circulares al norte de Nueva York

Las grandes estructuras de anillos son causadas por procesos que ocurren en las profundidades del manto. Las estructuras más pequeñas son causadas por procesos diapíricos de rocas ígneas que se elevan a la superficie de la Tierra y rompen y elevan el complejo sedimentario superior. Las estructuras de anillos son causadas tanto por procesos volcánicos (conos de volcán, islas volcánicas) como por procesos de diapirismo de rocas plásticas como sales y arcillas, cuya densidad es menor que la densidad de las rocas anfitrionas.

exógeno Las estructuras de anillos en la litosfera se forman como resultado de la erosión y la lixiviación. Estos son sumideros y sumideros kársticos.

Cosmogénico (meteorito) estructuras de anillos - astroblemas. Estas estructuras son el resultado de impactos de meteoritos. Los meteoritos con un diámetro de unos 10 kilómetros caen a la Tierra con una frecuencia de una vez cada 100 millones de años, los más pequeños con mucha más frecuencia. La estructura del cráter tiene forma de cuenco con una elevación central y un pozo de rocas expulsadas. Las estructuras de los anillos de meteoritos pueden tener diámetros que van desde decenas de metros hasta cientos de metros y kilómetros. Por ejemplo: Pribalkhash-Iliyskaya (700 km); Yucotán (200 km), profundidad - más de 1 km: Arizona (1,2 km), profundidad más de 185 m; Sudáfrica (335 km), a unos 10 km frente al asteroide.

En la estructura geológica de Bielorrusia se pueden observar estructuras anulares de origen tectonomagmático (depresión de Orsha, macizo bielorruso), estructuras de sal diapírica de la depresión de Pripyat, antiguos canales volcánicos como los tubos de kimberlita (en la silla de Zhlobin, la parte norte del macizo bielorruso). ), un astroblema en la zona de Pleschenitsy con un diámetro de 150 metros.

Las estructuras de anillos se caracterizan por anomalías de los campos geofísicos: sísmico, gravitacional, magnético.

Grieta Las estructuras de los continentes (Fig. 7.5, 7.6) de pequeño ancho, hasta 150 -200 km, se expresan mediante levantamientos litosféricos extendidos, cuyos arcos se complican con grabens de hundimiento: Rin (300 km), Baikal (2500 km), Dnieper. -Donets (4.000 km), África Oriental (6.000 km), etc.

Arroz. 7.5. Sección de la grieta continental de Pripyat

Los sistemas de rift continentales consisten en una cadena de estructuras negativas (depresiones, rifts) de un tiempo clasificado de origen y desarrollo, separadas por elevaciones litosféricas (sillas de montar). Las estructuras de rift de los continentes se pueden ubicar entre otras estructuras (anteclises, escudos), cruzar plataformas y continuar en otras plataformas. La estructura de las estructuras de rift continental y oceánica es similar, tienen una estructura simétrica con respecto al eje (Fig. 7.5, 7.6), la diferencia radica en la longitud, el grado de apertura y la presencia de algunas características especiales (fallas transformadoras, protuberancias -puentes entre enlaces).

Arroz. 7.6. Secciones de perfil de sistemas de rift continentales.

1-base; 2-sedimentos quimiogénicos-biogénicos; 3- formación quimiogénica-biogénica-volcanógena; 4- depósitos terrígenos; 5, 6-fallas

Parte (enlace) de la estructura del rift continental Dnieper-Donets es la depresión de Pripyat. La depresión de Podlasie-Brest se considera el eslabón superior; puede tener una conexión genética con estructuras similares en Europa occidental. La parte inferior de la estructura es la depresión del Dnieper-Donets, luego estructuras similares Karpinskaya y Mangyshlakskaya y luego las estructuras de Asia Central (la longitud total desde Varsovia hasta la cresta de Gissar). Todos los enlaces de la estructura del rift de los continentes están limitados por fallas líricas, tienen una subordinación jerárquica en la edad de origen y tienen gruesos estratos sedimentarios que son prometedores para contener depósitos de hidrocarburos.

la corteza terrestre Constituye la capa superior de la Tierra sólida y cubre el planeta con una capa casi continua, cambiando su espesor de 0 en algunas áreas de dorsales oceánicas y fallas oceánicas a 70-75 km bajo estructuras de altas montañas (Khain, Lomise, 1995). ). El espesor de la corteza en los continentes, determinado por el aumento de la velocidad de paso de las ondas sísmicas longitudinales hasta 8-8,2 km/s ( Frontera de Mohorovicic, o frontera moho), alcanza los 30-75 km, y en depresiones oceánicas 5-15 km. Primer tipo de corteza terrestre. fue nombrado oceánico,segundo- continental.

corteza oceánica Ocupa el 56% de la superficie terrestre y tiene un pequeño espesor de 5 a 6 km. Su estructura consta de tres capas (Khain y Lomise, 1995).

Primero, o sedimentario, En la parte central de los océanos se encuentra una capa de no más de 1 km de espesor y alcanza un espesor de 10 a 15 km en su periferia. Está completamente ausente en las zonas axiales de las dorsales oceánicas. La composición de la capa incluye sedimentos pelágicos de aguas profundas arcillosos, silíceos y carbonatados (Fig. 6.1). Los sedimentos carbonatados se distribuyen a no más profundidad que la profundidad crítica de acumulación de carbonato. Más cerca del continente aparece una mezcla de material clástico transportado desde la tierra; estos son los llamados sedimentos hemipelágicos. La velocidad de propagación de las ondas sísmicas longitudinales aquí es de 2 a 5 km/s. La edad de los sedimentos de esta capa no supera los 180 millones de años.

Segunda capa en su parte superior principal (2A) está compuesta por basaltos con raras y delgadas capas intermedias pelágicas

Arroz. 6.1. Sección de la litosfera de los océanos en comparación con la sección promedio de alóctonas de ofiolita. A continuación se muestra un modelo para la formación de las principales unidades de la sección en la zona de expansión oceánica (Khain y Lomise, 1995). Leyenda: 1 –

sedimentos pelágicos; 2 – basaltos en erupción; 3 – complejo de diques paralelos (doleritas); 4 – gabros y gabrodoleritas superiores (sin capas); 5, 6 – complejo en capas (acumulado): 5 – gabroides, 6 – ultrabasitas; 7 – peridotitas tectonizadas; 8 – aureola metamórfica basal; 9 – cambio de magma basáltico I–IV – cambio sucesivo de las condiciones de cristalización en la cámara con la distancia desde el eje de expansión

precipitación física; Los basaltos a menudo tienen una separación característica en forma de almohada (en sección transversal) (lavas tipo almohada), pero también se encuentran cubiertas de basaltos masivos. En la parte inferior de la segunda capa (2B) se desarrollan diques paralelos de dolerita. El espesor total de la segunda capa es de 1,5 a 2 km y la velocidad de las ondas sísmicas longitudinales es de 4,5 a 5,5 km/s.

Tercera capa La corteza oceánica está formada por rocas ígneas holocristalinas de composición básica y ultrabásica subordinada. En su parte superior suelen desarrollarse rocas del tipo gabro, y la parte inferior está constituida por un “complejo bandeado” formado por gabros y ultraramafitas alternados. El espesor de la tercera capa es de 5 km. La velocidad de las ondas longitudinales en esta capa alcanza entre 6 y 7,5 km/s.

Se cree que las rocas de la segunda y tercera capa se formaron simultáneamente con las rocas de la primera capa.

La corteza oceánica, o más bien la corteza de tipo oceánico, no se limita en su distribución al fondo del océano, sino que también se desarrolla en cuencas profundas de mares marginales, como el Mar de Japón, la cuenca del Sur de Okhotsk (Kuril). del Mar de Okhotsk, Filipinas, Caribe y muchos otros

mares. Además, existen serias razones para sospechar que en las profundas depresiones de los continentes y en los mares internos y marginales poco profundos, como el de Barents, donde el espesor de la capa sedimentaria es de 10 a 12 km o más, está sustentada por una corteza de tipo oceánico. ; Esto se evidencia por las velocidades de las ondas sísmicas longitudinales del orden de 6,5 km/s.

Se dijo anteriormente que la edad de la corteza de los océanos modernos (y de los mares marginales) no supera los 180 millones de años. Sin embargo, dentro de los cinturones plegados de los continentes también encontramos una corteza de tipo oceánico mucho más antigua, hasta el Precámbrico temprano, representada por la llamada complejos de ofiolita(o simplemente ofiolitas). Este término pertenece al geólogo alemán G. Steinmann y fue propuesto por él a principios del siglo XX. para designar la “tríada” característica de rocas que generalmente se encuentran juntas en las zonas centrales de los sistemas plegados, a saber, rocas ultramáficas serpentinizadas (análogas a la capa 3), gabro (análogas a la capa 2B), basaltos (análogas a la capa 2A) y radiolaritas (análogas a la capa 2A). a la capa 1). La esencia de esta paragénesis de las rocas se ha interpretado erróneamente durante mucho tiempo; en particular, los gabros y las hiperbasitas se consideraban intrusivos y más jóvenes que los basaltos y las radiolaritas. Sólo en los años 60, cuando se obtuvo la primera información confiable sobre la composición de la corteza oceánica, se hizo evidente que las ofiolitas son la corteza oceánica del pasado geológico. Este descubrimiento fue de capital importancia para una correcta comprensión de las condiciones del origen de los cinturones en movimiento de la Tierra.

Estructuras de la corteza terrestre de los océanos.

Áreas de distribución continua corteza oceánica expresado en el relieve de la Tierra oceánicodepresiones. Dentro de las cuencas oceánicas se distinguen dos elementos mayores: plataformas oceánicas Y cinturones orogénicos oceánicos. Plataformas oceánicas(o talasocratones) en la topografía del fondo tienen la apariencia de extensas llanuras abisales o montañosas. A cinturones orogénicos oceánicos Entre ellas se incluyen las dorsales oceánicas, que tienen una altura de hasta 3 km sobre la llanura circundante (en algunos lugares se elevan en forma de islas sobre el nivel del océano). A lo largo del eje de la cresta, a menudo se rastrea una zona de fisuras: grabens estrechos de 12 a 45 km de ancho a una profundidad de 3 a 5 km, lo que indica el predominio de la extensión de la corteza en estas áreas. Se caracterizan por una alta sismicidad, un flujo de calor bruscamente aumentado y una baja densidad del manto superior. Los datos geofísicos y geológicos indican que el espesor de la capa sedimentaria disminuye a medida que se acerca a las zonas axiales de las dorsales y la corteza oceánica experimenta un notable levantamiento.

El siguiente elemento importante de la corteza terrestre es zona de transición entre continente y océano. Esta es el área de máxima disección de la superficie terrestre, donde se encuentran arcos de islas, caracterizado por una alta sismicidad y un vulcanismo andesítico y andesita-basáltico moderno, trincheras profundas y depresiones profundas de mares marginales. Las fuentes de los terremotos aquí forman una zona sismofocal (zona Benioff-Zavaritsky), que se hunde bajo los continentes. La zona de transición es más

claramente manifestado en la parte occidental del Océano Pacífico. Se caracteriza por un tipo intermedio de estructura de la corteza terrestre.

corteza continental(Khain, Lomise, 1995) se distribuye no sólo dentro de los propios continentes, es decir, la tierra, con la posible excepción de las depresiones más profundas, sino también dentro de las zonas de plataforma de los márgenes continentales y áreas individuales dentro de las cuencas oceánicas-microcontinentes. Sin embargo, el área total de desarrollo de la corteza continental es menor que la de la corteza oceánica y representa el 41% de la superficie terrestre. El espesor medio de la corteza continental es de 35 a 40 km; disminuye hacia los márgenes de los continentes y dentro de los microcontinentes y aumenta bajo las estructuras montañosas hasta 70-75 km.

Considerándolo todo, corteza continental, como el oceánico, tiene una estructura de tres capas, pero la composición de las capas, especialmente las dos inferiores, difiere significativamente de las observadas en la corteza oceánica.

1. capa sedimentaria, comúnmente conocida como cubierta sedimentaria. Su espesor varía desde cero en escudos y pequeños levantamientos de cimientos de plataformas y zonas axiales de estructuras plegadas hasta 10 e incluso 20 km en depresiones de plataformas, depresiones delanteras e intermontañas de cinturones montañosos. Es cierto que en estas depresiones la corteza subyacente a los sedimentos y generalmente llamada consolidado, Es posible que ya tenga una naturaleza más cercana a la oceánica que a la continental. La composición de la capa sedimentaria incluye varias rocas sedimentarias de origen predominantemente continental o marino poco profundo, con menos frecuencia batial (nuevamente dentro de depresiones profundas), y también, lejos

no en todas partes, cubiertas y umbrales de rocas ígneas básicas que forman campos trampa. La velocidad de las ondas longitudinales en la capa sedimentaria es de 2,0 a 5,0 km/s, con un máximo para las rocas carbonatadas. La edad de las rocas de la capa sedimentaria es de hasta 1.700 millones de años, es decir, un orden de magnitud mayor que la capa sedimentaria de los océanos modernos.

2. Capa superior de corteza consolidada sobresale de la superficie del día en escudos y conjuntos de plataformas y en las zonas axiales de estructuras plegadas; fue descubierto a una profundidad de 12 km en el pozo Kola y a una profundidad mucho menor en pozos en la región Volga-Ural en la Placa Rusa, en la Placa Mediocontinental de EE. UU. y en el Escudo Báltico en Suecia. Una mina de oro en el sur de la India atravesó esta capa hasta 3,2 km, en Sudáfrica, hasta 3,8 km. Por lo tanto, la composición de esta capa, al menos su parte superior, es generalmente bien conocida; el papel principal en su composición lo desempeñan varios esquistos cristalinos, gneises, anfibolitas y granitos, por lo que a menudo se le llama granito-gneis. La velocidad de las ondas longitudinales en él es de 6,0 a 6,5 ​​km/s. En la base de plataformas jóvenes, que tienen una edad Rifeo-Paleozoica o incluso Mesozoica, y en parte en las zonas internas de estructuras plegadas jóvenes, la misma capa se compone de rocas metamorfoseadas menos fuertemente (facies de esquisto verde en lugar de anfibolita) y contiene menos granitos. ; por eso a menudo se le llama aquí capa de granito-metamórfica, y las velocidades longitudinales típicas en él son del orden de 5,5 a 6,0 km/s. El espesor de esta capa de corteza alcanza los 15-20 km en las plataformas y los 25-30 km en las estructuras montañosas.

3. La capa inferior de la corteza consolidada. Inicialmente se supuso que entre las dos capas de la corteza consolidada existía un límite sísmico claro, que recibió el nombre de límite Conrad en honor a su descubridor, un geofísico alemán. La perforación de los pozos que acabamos de mencionar ha puesto en duda la existencia de una frontera tan clara; a veces, en cambio, la sismicidad detecta no uno, sino dos (K 1 y K 2) límites en la corteza, lo que dio lugar a distinguir dos capas en la corteza inferior (Fig. 6.2). La composición de las rocas que componen la corteza inferior, como se señaló, no es suficientemente conocida, ya que no ha sido alcanzada por pozos y está expuesta fragmentariamente en la superficie. Residencia en

Arroz. 6.2. Estructura y espesor de la corteza continental (Khain, Lomise, 1995). A - principales tipos de sección según datos sísmicos: I-II - plataformas antiguas (I - escudos, II

Sineclises), III - estantes, IV - orógenos jóvenes. K 1 , K 2 -Superficies de Conrad, superficie M-Mohorovicic, las velocidades están indicadas para ondas longitudinales; B - histograma de la distribución del espesor de la corteza continental; B - perfil de fuerza generalizado

Consideraciones generales, V.V Belousov llegó a la conclusión de que en la corteza inferior deberían estar dominadas, por un lado, por rocas en un nivel más alto de metamorfismo y, por otro lado, por rocas de composición más básica que en la corteza superior. Por eso llamó a esta capa de corteza gra-nullita-máfica. La suposición de Belousov se confirma en general, aunque los afloramientos muestran que en la composición de la corteza inferior intervienen no sólo granulitas básicas, sino también ácidas. Actualmente, la mayoría de los geofísicos distinguen la corteza superior e inferior por diferentes motivos: por sus excelentes propiedades reológicas: la corteza superior es dura y quebradiza, la corteza inferior es plástica. La velocidad de las ondas longitudinales en la corteza inferior es de 6,4 a 7,7 km/s; Pertenecer a la corteza o al manto de las capas inferiores de esta capa con velocidades superiores a 7,0 km/s es a menudo controvertido.

Entre los dos tipos extremos de corteza terrestre, oceánica y continental, existen tipos de transición. Uno de ellos es corteza suboceánica - Se desarrolló a lo largo de los taludes y estribaciones continentales y, posiblemente, subyace al fondo de las cuencas de algunos mares marginales e internos no muy profundos y anchos. La corteza suboceánica es una corteza continental adelgazada entre 15 y 20 km y atravesada por diques y umbrales de rocas ígneas básicas.

ladrar Quedó expuesto mediante perforaciones en aguas profundas a la entrada del Golfo de México y expuesto en la costa del Mar Rojo. Otro tipo de corteza de transición es subcontinental- se forma en el caso en que la corteza oceánica en enormes arcos volcánicos se vuelve continental, pero aún no ha alcanzado la “madurez” completa, teniendo un espesor reducido, inferior a 25 km, y un menor grado de consolidación, lo que se refleja en menores velocidades de las ondas sísmicas: no más de 5,0-5,5 km/s en la corteza inferior.

Algunos investigadores identifican dos tipos más de corteza oceánica como tipos especiales, que ya se discutieron anteriormente; Se trata, en primer lugar, de una corteza oceánica de elevaciones internas del océano engrosada a 25-30 km (Islandia, etc.) y, en segundo lugar, de una corteza tipo océano, "construida sobre" un espesor de hasta 15-20 km. km, cubierta sedimentaria (Cuenca del Caspio, etc.).

Superficie de Mohorovicic y composición del maná superior.tii. El límite entre la corteza y el manto, que normalmente se expresa sísmicamente con bastante claridad mediante un salto en las velocidades de las ondas longitudinales de 7,5-7,7 a 7,9-8,2 km/s, se conoce como superficie de Mohorovicic (o simplemente Moho e incluso M), denominada superficie de Mohorovicic (o simplemente Moho e incluso M). Geofísico croata que lo estableció. En los océanos, este límite corresponde a la transición de un complejo bandeado de la tercera capa con predominio de gabroides a peridotitas serpentinizadas continuas (harzburgitas, lherzolitas), con menos frecuencia dunitas, que en algunos lugares sobresalen de la superficie del fondo, y en las rocas de Sao Paulo en el Atlántico frente a la costa de Brasil y más o menos. Zabargad en el Mar Rojo, elevándose sobre la superficie

la furia del mar. Las cimas del manto oceánico se pueden observar en lugares terrestres como parte de los fondos de complejos de ofiolitas. Su espesor en Omán alcanza los 8 km, y en Papua Nueva Guinea, quizás incluso 12 km. Están compuestos por peridotitas, principalmente harzburgitas (Khain, Lomise, 1995).

El estudio de las inclusiones en lavas y kimberlitas de pipas muestra que debajo de los continentes el manto superior está compuesto principalmente de peridotitas, tanto aquí como debajo de los océanos en la parte superior son peridotitas de espinela y debajo de granate. Pero en el manto continental, según los mismos datos, además de las peridotitas, también se encuentran en pequeñas cantidades eclogitas, es decir, rocas básicas profundamente metamorfoseadas. Las eclogitas pueden ser reliquias metamorfoseadas de la corteza oceánica, arrastradas hacia el manto durante el proceso de subducción de esta corteza.

La parte superior del manto se agota secundariamente en una serie de componentes: sílice, álcalis, uranio, torio, tierras raras y otros elementos incoherentes debido al derretimiento de las rocas basálticas de la corteza terrestre. Este manto “agotado” (“agotado”) se extiende bajo los continentes a una profundidad mayor (abarcando toda o casi toda su parte litosférica) que bajo los océanos, dando paso a mayor profundidad al manto “no agotado”. La composición primaria promedio del manto debería ser cercana a la espinela lherzolita o una hipotética mezcla de peridotita y basalto en una proporción de 3:1, denominada así por el científico australiano A.E. Ringwood. pirolita.

A una profundidad de unos 400 km, comienza un rápido aumento en la velocidad de las ondas sísmicas; de aquí a 670 km

borrado capa de Golitsyn, lleva el nombre del sismólogo ruso B.B. Golitsyn. También se distingue como manto medio, o mesosfera - Zona de transición entre el manto superior e inferior. El aumento en las tasas de vibraciones elásticas en la capa de Golitsyn se explica por un aumento en la densidad del material del manto en aproximadamente un 10% debido a la transición de unas especies minerales a otras, con un empaquetamiento más denso de átomos: olivino en espinela. , piroxeno en granate.

manto inferior(Hain, Lomise, 1995) comienza a una profundidad de unos 670 km. El manto inferior debería estar compuesto principalmente de perovskita (MgSiO 3) y wustita de magnesio (Fe, Mg)O, productos de una mayor alteración de los minerales que componen el manto medio. El núcleo de la Tierra en su parte exterior, según la sismología, es líquido y la parte interior vuelve a ser sólida. La convección en el núcleo exterior genera el principal campo magnético de la Tierra. La inmensa mayoría de los geofísicos acepta que la composición del núcleo es hierro. Pero, de nuevo, según datos experimentales, es necesario tener en cuenta una cierta mezcla de níquel, además de azufre, oxígeno o silicio, para explicar la menor densidad del núcleo en comparación con la determinada para el hierro puro.

Según datos de tomografía sísmica, superficie del núcleo es desigual y forma protuberancias y depresiones con una amplitud de hasta 5-6 km. En el límite del manto y el núcleo, se distingue una capa de transición con el índice D (la corteza se designa con el índice A, el manto superior - B, el medio - C, el inferior - D, la parte superior del manto inferior - D"). El espesor de la capa D" alcanza en algunos lugares los 300 km.

Litosfera y astenosfera. A diferencia de la corteza y el manto, que se distinguen por datos geológicos (por la composición del material) y datos sismológicos (por el salto en las velocidades de las ondas sísmicas en el límite de Mohorovicic), la litosfera y la astenosfera son conceptos puramente físicos, o más bien reológicos. La base inicial para identificar la astenosfera es una capa de plástico debilitada. Bajo una litosfera más rígida y frágil, era necesario explicar el hecho del equilibrio isostático de la corteza, descubierto al medir la gravedad al pie de las estructuras montañosas. Inicialmente se esperaba que tales estructuras, especialmente aquellas tan grandiosas como el Himalaya, crearían un exceso de gravedad. Sin embargo, cuando a mediados del siglo XIX. Se realizaron las mediciones correspondientes, resultó que no se observó tal atracción. En consecuencia, incluso los grandes desniveles en el relieve de la superficie terrestre se compensan de alguna manera, se equilibran en profundidad de modo que en el nivel de la superficie terrestre no hay desviaciones significativas de los valores promedio de la gravedad. Así, los investigadores llegaron a la conclusión de que existe una tendencia general de la corteza terrestre a equilibrarse a expensas del manto; este fenómeno se llama isostasia(Hain, Lomise, 1995) .

Hay dos formas de implementar la isostasia. La primera es que las montañas tienen raíces inmersas en el manto, es decir, la isostasia está asegurada por variaciones en el espesor de la corteza terrestre y la superficie inferior de esta última tiene un relieve opuesto al relieve de la superficie terrestre; esta es la hipótesis del astrónomo inglés J. Airy

(Figura 6.3). A escala regional, esto suele estar justificado, ya que las estructuras montañosas en realidad tienen una corteza más gruesa y el espesor máximo de la corteza se observa en las más altas (Himalaya, Andes, Hindu Kush, Tien Shan, etc.). Pero también es posible otro mecanismo para la implementación de la isostasia: las áreas de mayor relieve deberían estar compuestas por rocas menos densas, y las áreas de menor relieve deberían estar compuestas por rocas más densas; Ésta es la hipótesis de otro científico inglés, J. Pratt. En este caso, la base de la corteza terrestre puede incluso ser horizontal. El equilibrio de continentes y océanos se logra mediante una combinación de ambos mecanismos: la corteza debajo de los océanos es mucho más delgada y notablemente más densa que debajo de los continentes.

La mayor parte de la superficie de la Tierra se encuentra en un estado cercano al equilibrio isostático. Las mayores desviaciones de la isostasia (anomalías isostáticas) se encuentran en los arcos de islas y las fosas marinas profundas asociadas.

Para que el deseo de equilibrio isostático sea efectivo, es decir, bajo carga adicional, la corteza se hundiría, y cuando se retire la carga, aumentaría, es necesario que debajo de la corteza haya una capa suficientemente plástica, capaz de fluyendo desde áreas de mayor presión geostática a áreas de baja presión. Fue para esta capa, inicialmente identificada hipotéticamente, que el geólogo estadounidense J. Burrell propuso el nombre astenosfera, que significa “caparazón débil”. Esta suposición se confirmó sólo mucho más tarde, en los años 60, cuando los terremotos

Arroz. 6.3. Esquemas de equilibrio isostático de la corteza terrestre:

A - por J. Erie, b - por J. Pratt (Khain, Koronovsky, 1995)

Logs (B. Gutenberg) descubrió la existencia a cierta profundidad bajo la corteza de una zona de disminución o ausencia de aumento, natural con un aumento de presión, en la velocidad de las ondas sísmicas. Posteriormente apareció otro método para establecer la astenosfera: el método del sondeo magnetotelúrico, en el que la astenosfera se manifiesta como una zona de resistencia eléctrica reducida. Además, los sismólogos han identificado otro signo de la astenosfera: una mayor atenuación de las ondas sísmicas.

La astenosfera también juega un papel protagonista en los movimientos de la litosfera. El flujo de materia astenosférica arrastra las placas litosféricas y provoca sus movimientos horizontales. El ascenso de la superficie de la astenosfera conduce al ascenso de la litosfera y, en el caso extremo, a una ruptura en su continuidad, a la formación de una separación y un hundimiento. Este último también conduce a la salida de la astenosfera.

Así, de las dos capas que forman la tectonosfera: la astenosfera es un elemento activo y la litosfera es un elemento relativamente pasivo. Su interacción determina la “vida” tectónica y magmática de la corteza terrestre.

En las zonas axiales de las dorsales oceánicas, especialmente en la dorsal del Pacífico Oriental, la parte superior de la astenosfera se encuentra a una profundidad de sólo 3-4 km, es decir, la litosfera se limita únicamente a la parte superior de la corteza. A medida que avanzamos hacia la periferia de los océanos, el espesor de la litosfera aumenta debido a

la corteza inferior, y principalmente el manto superior y puede alcanzar los 80-100 km. En las partes centrales de los continentes, especialmente bajo los escudos de plataformas antiguas, como las de Europa del Este o Siberia, el espesor de la litosfera ya se mide entre 150 y 200 km o más (en Sudáfrica, 350 km); Según algunas ideas, puede alcanzar los 400 km, es decir, aquí todo el manto superior sobre la capa de Golitsyn debería formar parte de la litosfera.

La dificultad de detectar la astenosfera a profundidades de más de 150-200 km ha generado dudas entre algunos investigadores sobre su existencia debajo de tales áreas y los ha llevado a la idea alternativa de que la astenosfera como una capa continua, es decir, la geosfera, no existe. , pero hay una serie de “astenolentes” inconexos " No podemos estar de acuerdo con esta conclusión, que podría ser importante para la geodinámica, ya que son estas áreas las que demuestran un alto grado de equilibrio isostático, porque incluyen los ejemplos anteriores de áreas de glaciación moderna y antigua: Groenlandia, etc.

La razón por la que la astenosfera no es fácil de detectar en todas partes es obviamente un cambio lateral en su viscosidad.

Los principales elementos estructurales de la corteza continental.

En los continentes se distinguen dos elementos estructurales de la corteza terrestre: plataformas y cinturones móviles (Geología Histórica, 1985).

Definición:plataforma- una sección estable y rígida de la corteza continental, que tiene forma isométrica y una estructura de dos pisos (Fig. 6.4). Piso estructural inferior (primer) – base cristalina, representado por rocas metamorfoseadas altamente dislocadas, intruidas por intrusiones. El piso estructural superior (segundo) se encuentra suavemente cubierta sedimentaria, débilmente dislocado y sin metamorfosear. Las salidas a la superficie diurna del piso estructural inferior se denominan blindaje. Las áreas de la base cubiertas por una cubierta sedimentaria se denominan cocina. El espesor de la capa sedimentaria de la placa es de varios kilómetros.

Ejemplo: en la Plataforma de Europa del Este hay dos escudos (ucraniano y báltico) y la placa rusa.

Estructuras del segundo piso de la plataforma (cubierta) Las hay negativas (desviaciones, sineclises) y positivas (anteclises). Las sineclises tienen forma de platillo y las anteclises tienen forma de platillo invertido. El espesor de los sedimentos es siempre mayor en la sinéclisa y menor en la anteclisa. Las dimensiones de estas estructuras en diámetro pueden alcanzar cientos o varios miles de kilómetros, y la caída de las capas sobre las alas suele ser de unos pocos metros por 1 km. Hay dos definiciones de estas estructuras.

Definición: La sineclisa es una estructura geológica, cuya caída de capas se dirige desde la periferia hacia el centro. Anteclise es una estructura geológica, cuya caída de capas se dirige desde el centro hacia la periferia.

Definición: sineclisa: una estructura geológica en cuyo núcleo emergen sedimentos más jóvenes y a lo largo de los bordes

Arroz. 6.4. Diagrama de estructura de plataforma. 1 - base plegada; 2 - caja de plataforma; 3 fallas (Geología Histórica, 1985)

- más antiguo. Anteclise es una estructura geológica, en cuyo núcleo emergen sedimentos más antiguos y en los bordes, otros más jóvenes.

Definición: vaguada es un cuerpo geológico alargado (alargado) que tiene una forma cóncava en sección transversal.

Ejemplo: en la placa rusa de la plataforma de Europa del Este se destacan anteclisas(Bielorruso, Voronezh, Volga-Ural, etc.), sineclisas(Moscú, Caspio, etc.) y depresiones (Ulyanovsk-Saratov, Transnistria-Mar Negro, etc.).

Hay una estructura de los horizontes inferiores de la cubierta: av-lacógeno.

Definición: aulacógeno: una depresión estrecha y alargada que se extiende a lo largo de la plataforma. Los aulacógenos se encuentran en la parte inferior del piso estructural superior (cubierta) y pueden alcanzar una longitud de hasta cientos de kilómetros y una anchura de decenas de kilómetros. Los aulacógenos se forman en condiciones de extensión horizontal. Acumulan gruesas capas de sedimentos, que pueden plegarse y tienen una composición similar a las formaciones de miogeosinclinales. En la parte inferior del tramo hay basaltos.

Ejemplo: Aulacógeno de Pachelma (Ryazan-Saratov), ​​aulacógeno de Dnieper-Donets de la placa rusa.

Historia del desarrollo de plataformas. La historia del desarrollo se puede dividir en tres etapas. Primero– geosinclinal, sobre el cual se produce la formación del (primer) elemento estructural inferior (cimentación). Segundo- aulacogénico, en el que, según el clima, se produce acumulación

sedimentos de color rojo, gris o que contienen carbono en av-lacogenes. Tercero– losa, sobre la cual se produce sedimentación en un área grande y se forma el piso estructural superior (segundo) (losa).

El proceso de acumulación de precipitación suele ocurrir de forma cíclica. Se acumula primero transgresor marítimo terrígeno formación, entonces - carbonato formación (transgresión máxima, Tabla 6.1). Durante la regresión bajo condiciones climáticas áridas, sal de flores rojas formación, y en condiciones de clima húmedo - paralítico que contiene carbón formación. Al final del ciclo de sedimentación, se forman sedimentos. continental formaciones. En cualquier momento el escenario puede ser interrumpido por la formación de una formación trampa.

Tabla 6.1. Secuencia de acumulación de losa.

formaciones y sus características.

Fin del cuadro 6.1.

Para cinturones móviles (áreas plegadas) característica:

linealidad de sus contornos;

el enorme espesor de los sedimentos acumulados (hasta 15-25 km);

consistencia composición y espesor de estos depósitos a lo largo de la huelgaárea plegada y cambios repentinos a lo largo de su huelga;

presencia de peculiar formaciones- complejos rocosos formados en ciertas etapas del desarrollo de estas áreas ( pizarra, flysch, espilito-queratofírico, melaza y otras formaciones);

intenso magmatismo efusivo e intrusivo (son especialmente características las grandes intrusiones-batolitos de granito);

fuerte metamorfismo regional;

7) fuerte plegamiento, abundancia de fallas, incluidas

empujes que indican el predominio de la compresión. En lugar de áreas geosinclinales (cinturones) surgen áreas plegadas (cinturones).

definición: geosinclinal(Fig. 6.5): una región móvil de la corteza terrestre, en la que inicialmente se acumularon gruesos estratos sedimentarios y vulcanógenos, luego fueron aplastados en pliegues complejos, acompañados de la formación de fallas, la introducción de intrusiones y metamorfismo. Hay dos etapas en el desarrollo de un geosinclinal.

Primera etapa(en realidad geosinclinal) caracterizado por un predominio del hundimiento. Alta tasa de precipitación en un geosinclinal - esto es resultado del estiramiento de la corteza terrestre y su desviación. EN primera mitad primeroetapas Los sedimentos arenosos-arcillosos y arcillosos suelen acumularse (como resultado del metamorfismo, luego forman lutitas arcillosas negras, liberadas en pizarra formación) y calizas. La subducción puede ir acompañada de rupturas a través de las cuales el magma máfico asciende y entra en erupción en condiciones submarinas. Las rocas resultantes después del metamorfismo, junto con las formaciones subvolcánicas que las acompañan, dan espilita-queratofírica formación. Simultáneamente se suelen formar rocas silíceas y jaspe.

oceánico

Arroz. 6.5. Esquema de la estructura geosync.

linali en una sección transversal esquemática a través del Arco de Sunda en Indonesia (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991). Leyenda: 1 – sedimentos y rocas sedimentarias; 2 – volcán-

razas agradables; 3 – rocas contimetamórficas del basamento

formaciones especificadas acumular simultáneamente, Pero en diferentes áreas. Acumulación espilito-queratofírico La formación generalmente ocurre en la parte interna del geosinclinal, en eugeosinclinales. Para eugeo-sincronizaciones Caracterizado por la formación de gruesos estratos vulcanógenos, generalmente de composición básica, y la introducción de intrusiones de gabro, diabasa y rocas ultrabásicas. En la parte marginal del geosinclinal, en su límite con la plataforma, suelen localizarse miogeosinclinales. Aquí se acumulan principalmente estratos terrígenos y carbonatados; No hay rocas volcánicas y las intrusiones no son típicas.

En la primera mitad de la primera etapa. La mayor parte del geosinclinal es mar con importanteslo más hondo. La prueba de ello es la fina granularidad de los sedimentos y la rareza de los hallazgos de fauna (principalmente necton y plancton).

A mitad de la primera etapa Debido a diferentes tasas de hundimiento, se forman áreas en diferentes partes del geosinclinal. aumento relativo(intrageoántico-linali) Y descendencia relativa(intrageosinclinales). En este momento se puede producir la intrusión de pequeñas intrusiones de plagiogranitos.

En segunda mitad de la primera etapa Como resultado de la aparición de levantamientos internos, el mar en el geosinclinal se vuelve menos profundo. Ahora esto archipiélago, separados por estrechos. Debido a la poca profundidad, el mar avanza hacia las plataformas adyacentes. Las calizas, espesos estratos arenoso-arcillosos construidos rítmicamente, se acumulan en el geosinclinal, formando flysch para-216

formación; hay un derramamiento de lavas de composición intermedia que conforman porfídico formación.

A final de la primera etapa Las intrageosinclinales desaparecen, las intrageoanticlinales se fusionan en un levantamiento central. Ésta es una inversión general; ella coincide fase principal del plegado en un geosinclinal. El plegamiento suele ir acompañado de la intrusión de grandes intrusiones de granito sinorogénicas (simultáneas al plegamiento). Las rocas se aplastan formando pliegues, a menudo complicados por empujes. Todo esto provoca un metamorfismo regional. En lugar de intrageosinclinales surgen sinclinorio- estructuras de construcción compleja del tipo sinclinal, y en lugar de intrageoanticlinales - anticlinoria. El geosinclinal se “cierra”, convirtiéndose en una zona plegada.

En la estructura y desarrollo de un geosinclinal, un papel muy importante pertenece a fallas profundas - rupturas de larga duración que atraviesan toda la corteza terrestre y llegan al manto superior. Las fallas profundas determinan los contornos de los geosinclinales, su magmatismo y la división del geosinclinal en zonas estructural-faciales que difieren en la composición de los sedimentos, su espesor, magmatismo y la naturaleza de las estructuras. Dentro de un geosinclinal a veces se distinguen macizos medios, limitado por fallas profundas. Se trata de bloques de plegamiento más antiguo, compuestos por rocas de la base sobre la que se formó el geosinclinal. En cuanto a la composición de los sedimentos y su espesor, los macizos medios son similares a las plataformas, pero se distinguen por un fuerte magmatismo y plegamiento de rocas, principalmente a lo largo de los bordes del macizo.

La segunda etapa del desarrollo geosinclinal. llamado orogénico y se caracteriza por un predominio de levantamientos. La sedimentación ocurre en áreas limitadas a lo largo de la periferia del levantamiento central - en deflexiones marginales, que surgen a lo largo del borde del geosinclinal y la plataforma y se superponen parcialmente a la plataforma, así como en depresiones entre montañas que a veces se forman dentro del levantamiento central. La fuente de sedimento es la destrucción de la elevación central en constante aumento. Primera mitadsegunda etapa este ascenso probablemente tenga una topografía montañosa; cuando se destruye, se acumulan sedimentos marinos y a veces lagunares, formándose melaza inferior formación. Dependiendo de las condiciones climáticas, esto puede ser parálico carbonífero o salado espesor. Al mismo tiempo, suele producirse la introducción de grandes intrusiones de granito, los batolitos.

En la segunda mitad de la etapa la tasa de elevación del levantamiento central aumenta drásticamente, lo que va acompañado de divisiones y colapso de secciones individuales. Este fenómeno se explica por el hecho de que, como resultado del plegamiento, el metamorfismo y la introducción de intrusiones, la región plegada (¡ya no es un geosinclinal!) se vuelve rígida y reacciona al levantamiento continuo con fisuras. El mar está abandonando esta zona. Como resultado de la destrucción del levantamiento central, que en ese momento era un país montañoso, se acumulan estratos clásticos gruesos continentales, formando melaza superior formación. La división de la parte arqueada del levantamiento va acompañada de vulcanismo terrestre; Suelen ser lavas de composición ácida que, junto con

formaciones subvolcánicas dan pórfido formación. Se asocian fisuras alcalinas y pequeñas intrusiones ácidas. Así, como consecuencia del desarrollo del geosinclinal, aumenta el espesor de la corteza continental.

Al final de la segunda etapa, la zona montañosa plegada que surgió en el lugar del geosinclinal es destruida, el territorio se nivela gradualmente y se convierte en una plataforma. El geosinclinal pasa de una zona de acumulación de sedimentos a una zona de destrucción, de un territorio móvil a un territorio sedentario, rígido y nivelado. Por tanto, la gama de movimientos sobre la plataforma es pequeña. Por lo general, el mar, incluso poco profundo, cubre aquí grandes extensiones. Este territorio ya no experimenta un hundimiento tan fuerte como antes, por lo que el espesor de los sedimentos es mucho menor (en promedio 2-3 km). El hundimiento se interrumpe repetidamente, por lo que se observan frecuentes interrupciones en la sedimentación; entonces se pueden formar costras de meteorización. No hay levantamientos enérgicos acompañados de plegados. Por lo tanto, los sedimentos delgados recién formados en la plataforma, generalmente de aguas poco profundas, no sufren metamorfosis y se encuentran horizontales o ligeramente inclinados. Las rocas ígneas son raras y suelen estar representadas por efusiones terrestres de lavas basálticas.

Además del modelo geosinclinal, existe un modelo de tectónica de placas litosféricas.

Modelo de tectónica de placas.

Tectónica de placas(Geología estructural y tectónica de placas, 1991) es un modelo que fue creado para explicar el patrón observado de distribución de deformaciones y sismicidad en la capa exterior de la Tierra. Se basa en extensos datos geofísicos adquiridos en las décadas de 1950 y 1960. Los fundamentos teóricos de la tectónica de placas se basan en dos premisas.

La capa más externa de la Tierra, llamada litosfera, se encuentra directamente sobre una capa llamada C.Atenosfera, que es menos duradero que la litosfera.

La litosfera está dividida en varios segmentos rígidos, o placas (figura 6.6), que se mueven constantemente entre sí y cuya superficie también cambia constantemente. La mayoría de los procesos tectónicos con intenso intercambio de energía operan en los límites entre placas.

Aunque el espesor de la litosfera no puede medirse con gran precisión, los investigadores coinciden en que dentro de las placas varía desde 70 a 80 kilómetros bajo los océanos hasta un máximo de más de 200 kilómetros bajo algunas partes de los continentes, con un promedio de unos 100 kilómetros. La astenosfera subyacente a la litosfera se extiende hasta una profundidad de unos 700 km (la profundidad máxima para la distribución de las fuentes de terremotos de foco profundo). Su fuerza aumenta con la profundidad y algunos sismólogos creen que su límite inferior es

líneas simples: fallas transformantes (fallas de deslizamiento); Las áreas de la corteza continental que están sujetas a fallas activas están moteadas (Geología estructural y tectónica de placas, 1991).

Tsa se encuentra a una profundidad de 400 km y coincide con un ligero cambio en los parámetros físicos.

Límites entre placas se dividen en tres tipos:

divergente;

convergente;

transformar (con desplazamientos a lo largo del rumbo).

En los límites de las placas divergentes, representadas principalmente por fisuras, se produce una nueva formación de litosfera, lo que conduce a la expansión del fondo del océano (extensión). En los límites de placas convergentes, la litosfera se sumerge en la astenosfera, es decir, se absorbe. En los límites de transformación, dos placas litosféricas se deslizan entre sí y la materia de la litosfera no se crea ni se destruye en ellas. .

Todas las placas litosféricas se mueven continuamente entre sí.. Se supone que el área total de todas las losas permanece constante durante un período de tiempo significativo. A una distancia suficiente de los bordes de las placas, las deformaciones horizontales en su interior son insignificantes, lo que permite considerar las placas rígidas. Dado que los desplazamientos a lo largo de las fallas transformantes ocurren a lo largo de su rumbo, el movimiento de las placas debería ser paralelo a las fallas transformantes modernas. Dado que todo esto sucede en la superficie de una esfera, entonces, de acuerdo con el teorema de Euler, cada sección de la placa describe una trayectoria equivalente a la rotación en la superficie esférica de la Tierra. Para el movimiento relativo de cada par de placas en un momento dado, se puede determinar un eje o polo de rotación. A medida que te alejas de este poste (hasta la esquina

distancia de 90°), las tasas de dispersión aumentan naturalmente, pero la velocidad angular para cualquier par de placas en relación con su polo de rotación es constante. Observemos también que, geométricamente, los polos de rotación son únicos para cualquier par de placas y de ninguna manera están conectados con el polo de rotación de la Tierra como planeta.

La tectónica de placas es un modelo eficaz de los procesos de la corteza terrestre porque encaja bien con los datos de observación conocidos, proporciona explicaciones elegantes para fenómenos que antes no estaban relacionados y abre posibilidades de predicción.

ciclo de wilson(Geología Estructural y Tectónica de Placas, 1991). En 1966, el profesor Wilson de la Universidad de Toronto publicó un artículo en el que sostenía que la deriva continental se produjo no sólo después de la desintegración mesozoica temprana de Pangea, sino también en la época prepangeana. El ciclo de apertura y cierre de los océanos en relación con los márgenes continentales adyacentes ahora se denomina Ciclo de Wilson.

En la figura. La Figura 6.7 proporciona una explicación esquemática del concepto básico del ciclo de Wilson en el marco de las ideas sobre la evolución de las placas litosféricas.

Arroz. 6.7, pero representa comienzo del ciclo de Wilson– la etapa inicial de ruptura continental y formación del margen de la placa de acreción. Conocido por ser duro

Arroz. 6.7. Esquema del ciclo de Wilson de desarrollo oceánico en el marco de la evolución de las placas litosféricas (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991)

la litosfera cubre una zona más débil y parcialmente fundida de la astenosfera, la llamada capa de baja velocidad (Figura 6.7, b) . A medida que los continentes continúan separándose, se desarrolla un valle del rift (Fig. 6.7, 6) y un pequeño océano (Fig. 6.7, c). Estas son las etapas de la apertura temprana de los océanos en el ciclo de Wilson.. El Rift africano y el Mar Rojo son ejemplos adecuados. Con la continuación de la deriva de continentes separados, acompañada de la acumulación simétrica de nueva litosfera en los márgenes de las placas, los sedimentos de la plataforma se acumulan en la frontera entre el continente y el océano debido a la erosión del continente. Océano completamente formado(Fig. 6.7, d) con una cresta mediana en el límite de la placa y una plataforma continental desarrollada se llama océano de tipo atlántico.

A partir de observaciones de fosas oceánicas, su relación con la sismicidad y la reconstrucción a partir de patrones de anomalías magnéticas oceánicas alrededor de las fosas, se sabe que la litosfera oceánica está desmembrada y subducida hacia la mesosfera. En la figura. 6.7, d mostrado océano con estufa, que tiene márgenes simples de acreción y absorción de la litosfera, – esta es la etapa inicial del cierre del océano V ciclo de wilson. El desmembramiento de la litosfera en las proximidades del margen continental conduce a la transformación de este último en un orógeno de tipo andino como resultado de procesos tectónicos y volcánicos que ocurren en el límite de la placa absorbente. Si este desmembramiento se produce a una distancia considerable del margen continental hacia el océano, entonces se forma un arco insular como el de las islas japonesas. Absorción oceánicalitosfera conduce a un cambio en la geometría de las placas y al final

termina en desaparición completa del margen de la placa de acreción(Figura 6.7, f). Durante este tiempo, la plataforma continental opuesta puede continuar expandiéndose, convirtiéndose en un semiocéano de tipo Atlántico. A medida que el océano se reduce, el margen continental opuesto acaba entrando en el modo de absorción de placas y participa en el desarrollo. Orógeno de acreción de tipo andino. Esta es la etapa inicial de la colisión de dos continentes (colisiones) . En la siguiente etapa, debido a la flotabilidad de la litosfera continental, se detiene la absorción de la placa. La placa litosférica se rompe debajo, bajo un creciente orógeno tipo Himalaya, y avanza etapa orogénica finalciclo de wilsoncon un cinturón montañoso maduro, que representa la unión entre los continentes recién unidos. antípoda Orógeno de acreción de tipo andino es Orógeno colisional tipo Himalaya.

La estructura del planeta en el que vivimos ha ocupado durante mucho tiempo la mente de los científicos. Se expresaron muchos juicios ingenuos y conjeturas brillantes, pero hasta hace muy poco nadie podía probar la exactitud o incorrección de ninguna hipótesis con hechos convincentes. E incluso hoy, a pesar de los colosales éxitos de las ciencias de la Tierra, principalmente gracias al desarrollo de métodos geofísicos para estudiar su interior, no existe una opinión única y definitiva sobre la estructura de las partes internas del globo.

Es cierto que todos los expertos coinciden en una cosa: la Tierra consta de varias capas o capas concéntricas, dentro de las cuales se encuentra un núcleo esférico. Los últimos métodos han permitido medir con gran precisión el grosor de cada una de estas esferas anidadas, pero aún no se ha establecido del todo qué son y en qué consisten.

Algunas propiedades del interior de la Tierra se conocen con certeza, mientras que otras sólo pueden adivinarse. Así, utilizando el método sísmico, fue posible establecer la velocidad de paso de las vibraciones elásticas (ondas sísmicas) provocadas por un terremoto o explosión a través del planeta. La magnitud de esta velocidad, en general, es muy alta (varios kilómetros por segundo), pero en un medio más denso aumenta, en un medio suelto disminuye drásticamente y en un medio líquido tales oscilaciones se extinguen rápidamente.

Las ondas sísmicas pueden atravesar la Tierra en menos de media hora. Sin embargo, al llegar a la interfaz entre capas de diferentes densidades, se reflejan parcialmente y regresan a la superficie, donde instrumentos sensibles pueden registrar el momento de su llegada.

El hecho de que debajo de la capa sólida superior de nuestro planeta hay otra capa se adivinó en la antigüedad. El filósofo griego Empédocles, que vivió en el siglo V a.C., fue el primero en decir esto. Al observar la erupción del famoso volcán Etna, vio lava fundida y llegó a la conclusión de que debajo de la dura y fría capa de la superficie terrestre había una capa de magma fundido. Un valiente científico murió mientras intentaba penetrar el cráter de un volcán para comprender mejor su estructura.

La idea de la estructura de líquido ardiente del interior profundo de la Tierra recibió su desarrollo más sorprendente a mediados del siglo XVIII en la teoría del filósofo alemán I. Kant y el astrónomo francés P. Laplace. Esta teoría sobrevivió hasta finales del siglo XIX, aunque nadie pudo medir a qué profundidad termina la corteza sólida fría y comienza el magma líquido. En 1910, el geofísico yugoslavo A. Mohorovicic lo hizo mediante el método sísmico. Mientras estudiaba un terremoto en Croacia, descubrió que a una profundidad de 60 a 70 kilómetros la velocidad de las ondas sísmicas cambia drásticamente. Por encima de este tramo, que más tarde se llamó límite de Mohorovicic (o simplemente “Moho”), la velocidad de las olas no supera los 6,5-7 kilómetros por segundo, mientras que por debajo aumenta bruscamente hasta los 8 kilómetros por segundo.

Así, resultó que directamente debajo de la litosfera (corteza) no hay magma fundido en absoluto, sino, por el contrario, una capa de cien kilómetros, incluso más densa que la corteza. Está sustentado por la astenosfera (capa debilitada), cuya sustancia se encuentra en un estado ablandado.

Algunos investigadores creen que la astenosfera es una mezcla de gránulos sólidos con líquido fundido.

A juzgar por la velocidad de propagación de las ondas sísmicas, bajo la astenosfera se encuentran capas superdensas, hasta una profundidad de 2.900 kilómetros.

Es difícil decir qué es esta capa interna de múltiples capas (manto) ubicada entre la superficie de Moho y el núcleo. Por un lado, tiene signos de un cuerpo sólido (en él las ondas sísmicas se propagan rápidamente), por el otro, el manto tiene una indudable fluidez.

Cabe señalar que las condiciones físicas en esta parte del interior de nuestro planeta son completamente inusuales. Prevalecen altas temperaturas y presiones colosales del orden de cientos de miles de atmósferas. El famoso científico soviético, el académico D. Shcherbakov, cree que la sustancia del manto, aunque sólida, tiene plasticidad. Quizás pueda compararse con el betún para zapatos, que, bajo los golpes de un martillo, se rompe en fragmentos con bordes afilados. Sin embargo, con el tiempo, incluso en el frío, comienza a extenderse como un líquido y a fluir en una ligera pendiente, y cuando llega al borde de la superficie, gotea.

La parte central de la Tierra, su núcleo, está plagada de aún más misterios. ¿Qué es, líquido o sólido? ¿De qué sustancias se compone? Los métodos sísmicos han establecido que el núcleo es heterogéneo y está dividido en dos capas principales: la exterior y la interior. Según algunas teorías, se compone de hierro y níquel, según otras, de silicio superdensificado. Recientemente, se ha propuesto la idea de que la parte central del núcleo es hierro-níquel y la parte exterior es silicio.

Está claro que las más conocidas de todas las geosferas son aquellas que son accesibles a la observación e investigación directa: la atmósfera, la hidrosfera y la corteza. El manto, aunque se acerca a la superficie terrestre, aparentemente no queda expuesto en ninguna parte. Por tanto, no existe consenso ni siquiera sobre su composición química. Es cierto que el académico A. Yanshin cree que algunos minerales raros del llamado grupo mer-richbite-redderita, anteriormente conocidos sólo como parte de meteoritos y recientemente encontrados en las montañas orientales de Sayan, representan afloramientos del manto. Pero esta hipótesis aún requiere una prueba cuidadosa.

La corteza terrestre de los continentes ha sido estudiada por los geólogos con suficiente exhaustividad. La perforación profunda jugó un papel importante en esto. La capa superior de la corteza continental está formada por rocas sedimentarias. Como su propio nombre indica, son de origen acuoso, es decir, las partículas que formaron esta capa de la corteza terrestre se sedimentaron a partir de una suspensión acuosa. La gran mayoría de las rocas sedimentarias se formaron en mares antiguos, con menos frecuencia deben su origen a cuerpos de agua dulce. En casos muy raros, las rocas sedimentarias surgieron como resultado de la erosión directamente sobre la tierra.

Las principales rocas sedimentarias son arenas, areniscas, arcillas, calizas y, en ocasiones, sal gema. El espesor de la capa sedimentaria de la corteza varía en diferentes partes de la superficie terrestre. En algunos casos alcanza los 20-25 kilómetros, pero en algunos lugares no llueve en absoluto. En estos lugares, la siguiente capa de la corteza terrestre emerge a la "superficie del día": el granito.

Recibió este nombre porque está compuesto tanto de granitos como de rocas cercanas: granitoides, gneises y esquistos micáceos.

La capa de granito alcanza un espesor de 25 a 30 kilómetros y suele estar cubierta por rocas sedimentarias. La capa más baja de la corteza terrestre, el basalto, ya no es accesible para el estudio directo, ya que no llega a la superficie por ninguna parte y los pozos profundos no llegan a ella. La estructura y las propiedades de la capa de basalto se juzgan únicamente sobre la base de datos geofísicos. Se supone con un alto grado de certeza que esta capa inferior de corteza está formada por rocas ígneas similares a los basaltos, procedentes de lava volcánica enfriada. El espesor de la capa de basalto alcanza entre 15 y 20 kilómetros.

Hasta hace poco se creía que la estructura de la corteza terrestre es la misma en todas partes, y solo en las montañas se eleva formando pliegues, y bajo los océanos se hunde formando cuencos gigantes. Uno de los resultados de la revolución científica y tecnológica fue el rápido desarrollo a mediados del siglo XX de varias ciencias, incluida la geología marina. En esta rama del conocimiento humano se han realizado muchos descubrimientos fundamentales que cambiaron radicalmente las ideas previas sobre la estructura de la corteza bajo el fondo del océano. Se ha descubierto que si bajo los mares marginales y cerca de los continentes, es decir, en la zona de la plataforma, la corteza sigue siendo hasta cierto punto similar a la continental, entonces la corteza oceánica es completamente diferente. En primer lugar, tiene un espesor muy pequeño: de 5 a 10 kilómetros. En segundo lugar, bajo el fondo del océano no se compone de tres, sino sólo de dos capas: sedimentaria, de 1 a 2 kilómetros de espesor, y basalto. La capa de granito, tan característica de la corteza continental, continúa hacia el océano sólo hasta el talud continental, donde se rompe.

Estos descubrimientos intensificaron drásticamente el interés de los geólogos por estudiar el océano. Había esperanzas de descubrir afloramientos de misterioso basalto, y tal vez incluso manto, en el fondo del mar. También parecen muy tentadoras las perspectivas de perforación submarina, con la que se puede llegar a capas profundas a través de una capa de sedimento relativamente delgada y fácilmente superable.

1. Formación de continentes y océanos.

Hace mil millones de años, la Tierra ya estaba cubierta por una capa fuerte, en la que destacaban protuberancias continentales y depresiones oceánicas. En ese momento, el área de los océanos era aproximadamente 2 veces mayor que el área de los continentes. Pero desde entonces, el número de continentes y océanos ha cambiado significativamente, al igual que su ubicación. Hace unos 250 millones de años había un continente en la Tierra: Pangea. Su área era aproximadamente la misma que la de todos los continentes e islas modernos juntos. Este supercontinente estaba bañado por un océano llamado Panthalassa, que ocupaba el resto del espacio de la Tierra.

Sin embargo, Pangea resultó ser una formación frágil y de corta duración. Con el tiempo, el flujo del manto dentro del planeta cambió de dirección y ahora, elevándose desde las profundidades debajo de Pangea y extendiéndose en diferentes direcciones, la sustancia del manto comenzó a estirar el continente y no a comprimirlo, como antes. Hace unos 200 millones de años, Pangea se dividió en dos continentes: Laurasia y Gondwana. Entre ellos apareció el océano Tetis (ahora estas son las partes de aguas profundas del Mediterráneo, los mares Negro, Caspio y el golfo Pérsico poco profundo).

Los flujos del manto continuaron cubriendo Laurasia y Gondwana con una red de grietas y dividiéndolas en muchos fragmentos, que no permanecieron en un lugar determinado, sino que divergieron gradualmente en diferentes direcciones. Fueron movidos por corrientes dentro del manto. Algunos investigadores creen que fueron estos procesos los que causaron la muerte de los dinosaurios, pero esta pregunta sigue abierta. Poco a poco, entre los fragmentos divergentes, los continentes, el espacio se fue llenando de materia del manto que se elevaba desde las entrañas de la Tierra. A medida que se enfrió, formó el fondo de los futuros océanos. Con el tiempo, aparecieron aquí tres océanos: Atlántico, Pacífico, Índico. Según muchos científicos, el Océano Pacífico es un remanente del antiguo Océano Panthalassa.

Posteriormente, nuevas fallas cubrieron Gondwana y Laurasia. La tierra que ahora forma Australia y la Antártida se separó por primera vez de Gondwana. Comenzó a desplazarse hacia el sureste. Luego se dividió en dos partes desiguales. El más pequeño, Australia, se precipitó hacia el norte, el más grande, la Antártida, hacia el sur y ocupó un lugar dentro del Círculo Antártico. El resto de Gondwana se divide en varias placas, las más grandes de las cuales son las placas africana y sudamericana. Estas placas ahora se están alejando unas de otras a un ritmo de 2 cm por año (ver Placas litosféricas).

Las fisuras también cubrieron a Laurasia. Se dividió en dos placas: la placa norteamericana y la euroasiática, que constituyen la mayor parte del continente euroasiático. El surgimiento de este continente es el mayor cataclismo en la vida de nuestro planeta. A diferencia de todos los demás continentes, que se basan en un fragmento del antiguo continente, Eurasia incluye 3 partes: las placas litosféricas euroasiática (parte de Laurasia), árabe (protuberancia de Gondwana) e Indostán (parte de Gondwana). Al acercarse unos a otros, casi destruyeron el antiguo océano de Tetis. África también participa en la configuración de la apariencia de Eurasia, cuya placa litosférica, aunque lentamente, se acerca a la euroasiática. El resultado de este acercamiento son las montañas: los Pirineos, los Alpes, los Cárpatos, los Sudetes y los Montes Metálicos (ver Placas litosféricas).

El acercamiento de las placas litosféricas euroasiática y africana todavía se produce; esto recuerda la actividad de los volcanes Vesubio y Etna, que perturban la paz de los habitantes de Europa.

La convergencia de las placas litosféricas árabe y euroasiática provocó el aplastamiento y plegamiento de las rocas a lo largo de su trayectoria. Esto estuvo acompañado de violentas erupciones volcánicas. Como resultado de la convergencia de estas placas litosféricas surgieron las Tierras Altas de Armenia y el Cáucaso.

La convergencia de las placas litosféricas de Eurasia e Indostán hizo temblar todo el continente, desde el Océano Índico hasta el Ártico, mientras que el propio Indostán, que inicialmente se separó de África, sufrió pocos daños. El resultado de este acercamiento fue el surgimiento de la meseta más alta del mundo, el Tíbet, rodeada de cadenas montañosas aún más altas: el Himalaya, el Pamir y el Karakorum. No es sorprendente que sea aquí, en el lugar de mayor compresión de la corteza terrestre de la placa litosférica euroasiática, donde se encuentra el pico más alto de la Tierra: el Everest (Chomolungma), que se eleva a una altura de 8848 m.

La “marcha” de la placa litosférica del Indostán podría provocar una división completa de la placa euroasiática si no hubiera partes en su interior que pudieran resistir la presión del sur. Siberia oriental actuó como un digno "defensor", pero las tierras ubicadas al sur fueron plegadas, fragmentadas y trasladadas.

Entonces, la lucha entre continentes y océanos se prolonga durante cientos de millones de años. Los principales participantes en él son las placas litosféricas continentales. Cada cadena montañosa, cada arco de islas y cada fosa oceánica más profunda es el resultado de esta lucha.

2. La estructura de los continentes y océanos.

Los continentes y los océanos son los elementos más grandes en la estructura de la corteza terrestre. Cuando se habla de océanos, hay que tener en cuenta la estructura de la corteza dentro de las áreas ocupadas por los océanos.

Las cortezas continental y oceánica difieren en composición. Esto, a su vez, deja una huella en las características de su desarrollo y estructura.

El límite entre el continente y el océano se traza a lo largo del pie del talud continental. La superficie de esta estribación es una llanura acumulativa con grandes colinas, que se forman debido a deslizamientos de tierra submarinos y abanicos aluviales.

En la estructura de los océanos, las áreas se distinguen según el grado de movilidad tectónica, que se expresa en manifestaciones de actividad sísmica. En base a esto distinguen:

áreas sísmicamente activas (cinturones de movimiento oceánico),

· zonas sísmicas (cuencas oceánicas).

Los cinturones móviles en los océanos están representados por dorsales en medio del océano. Su longitud es de hasta 20.000 km, su ancho es de hasta 1.000 km y su altura alcanza los 2-3 km del fondo del océano. En la parte axial de tales crestas, se pueden rastrear zonas de ruptura casi continuamente. Se caracterizan por valores elevados de flujo de calor. Las dorsales en medio del océano se consideran áreas de extensión de la corteza o zonas de expansión.

El segundo grupo de elementos estructurales son las cuencas oceánicas o talasocratones. Se trata de zonas del fondo marino planas y ligeramente montañosas. El espesor de la capa sedimentaria aquí no supera los 1000 m.

Otro gran elemento de la estructura es la zona de transición entre el océano y el continente (continente), algunos geólogos lo llaman cinturón geosinclinal móvil. Esta es el área de máxima disección de la superficie terrestre. Esto incluye:

1 arcos de islas, 2 – trincheras de aguas profundas, 3 – depresiones de aguas profundas de mares marginales.

Los arcos de islas son estructuras montañosas largas (hasta 3000 km) formadas por una cadena de estructuras volcánicas con manifestaciones modernas de vulcanismo andesita-basáltico. Un ejemplo de arcos de islas es la cordillera Kuril-Kamchatka, las Islas Aleutianas, etc. Desde el lado del océano, los arcos de islas son reemplazados por trincheras de aguas profundas, que son depresiones de aguas profundas con una longitud de 1500 a 4000 km y una profundidad de 5 a 10 km. . El ancho es de 5 a 20 km. El fondo de los canalones está cubierto de sedimentos que llegan hasta aquí gracias a las corrientes de turbidez. Las pendientes de los canalones están escalonadas con diferentes ángulos de inclinación. No se encontraron sedimentos sobre ellos.

El límite entre el arco de la isla y la pendiente de la trinchera representa una zona de concentración de fuentes sísmicas y se denomina zona Wadati-Zavaritsky-Benioff.

Teniendo en cuenta los signos de las márgenes oceánicas modernas, los geólogos, basándose en el principio del actualismo, realizan un análisis histórico comparativo de estructuras similares formadas en períodos más antiguos. Estos signos incluyen:

· tipo de sedimentos marinos con predominio de sedimentos de aguas profundas,

forma lineal de estructuras y cuerpos de estratos sedimentarios,

· un cambio brusco en el espesor y la composición material de los estratos sedimentarios y volcánicos en el curso transversal de estructuras plegadas,

· alta sismicidad,

· un conjunto específico de formaciones sedimentarias e ígneas y la presencia de formaciones indicadoras.

De los signos enumerados, el último es uno de los principales. Por tanto, definamos qué es una formación geológica. En primer lugar, es una categoría real. En la jerarquía de la materia en la corteza terrestre, conoces la siguiente secuencia:

Una formación geológica es una etapa más compleja de desarrollo que sigue a una roca. Representa asociaciones naturales de rocas, conectadas por la unidad de su composición material y estructura, que está determinada por su origen o ubicación común. Las formaciones geológicas se distinguen en grupos de rocas sedimentarias, ígneas y metamórficas.

Para la formación de asociaciones estables de rocas sedimentarias, los principales factores son el entorno tectónico y el clima. Consideraremos ejemplos de formaciones y las condiciones para su formación al analizar el desarrollo de los elementos estructurales de los continentes.

Hay dos tipos de regiones en los continentes.

El tipo I coincide con zonas montañosas en las que los depósitos sedimentarios se encuentran plegados y rotos por diversas fallas. Los estratos sedimentarios son invadidos por rocas ígneas y metamorfoseados.

El tipo II coincide con zonas planas en las que los sedimentos se encuentran casi horizontalmente.

El primer tipo se llama región plegada o cinturón plegado. El segundo tipo se llama plataforma. Estos son los elementos principales de los continentes.

Se forman áreas plegadas en lugar de cinturones geosinclinales o geosinclinales. Un geosinclinal es un área móvil extendida de profunda depresión de la corteza terrestre. Se caracteriza por la acumulación de gruesos estratos sedimentarios, vulcanismo prolongado y un cambio brusco en la dirección de los movimientos tectónicos con la formación de estructuras plegadas.

Los geosinclinales se dividen en:

El tipo continental de corteza terrestre es oceánico. Por lo tanto, el fondo del océano propiamente dicho incluye las depresiones del fondo del océano ubicadas detrás del talud continental. Estas enormes depresiones se diferencian de los continentes no sólo por la estructura de la corteza terrestre, sino también por sus estructuras tectónicas. Las áreas más extensas del fondo del océano son las llanuras de aguas profundas ubicadas a profundidades de 4 a 6 km y...

Y depresiones con cambios bruscos de altura, medidos en cientos de metros. Todas estas características estructurales de la franja axial de las crestas medias deben entenderse obviamente como una manifestación de una intensa tectónica de bloques, con depresiones axiales grabens, y a ambos lados de ellas la cresta media está dividida en bloques elevados y derribados por discontinuidades. Todo el conjunto de rasgos estructurales que caracterizan...

Se formó la capa primaria de basalto de la Tierra. El Arcaico se caracterizó por la formación de grandes masas de agua primarias (mares y océanos), la aparición de los primeros signos de vida en el medio acuático y la formación del antiguo relieve de la Tierra, similar al relieve de la Luna. . En el Arcaico se produjeron varias eras de plegamiento. Se formó un océano poco profundo con muchas islas volcánicas. Se ha formado una atmósfera que contiene parejas...

La temperatura del agua en la corriente de los vientos alisios del sur es de 22...28 °C, en la corriente de Australia Oriental en invierno cambia de norte a sur de 20 a 11 °C, en verano de 26 a 15 °C. La Circumpolar Antártica, o Corriente de Viento Occidental, ingresa al Océano Pacífico al sur de Australia y Nueva Zelanda y se desplaza en dirección sublatitudinal hacia las costas de América del Sur, donde su rama principal se desvía hacia el norte y, pasando por las costas...

Abstracto

Estructura y origen de los continentes.

Estructura y edad de la corteza terrestre.

Los principales elementos del relieve superficial de nuestro planeta son los continentes y las cuencas oceánicas. Esta división no es aleatoria; se debe a profundas diferencias en la estructura de la corteza terrestre debajo de los continentes y océanos. Por tanto, la corteza terrestre se divide en dos tipos principales: corteza continental y oceánica.

El espesor de la corteza terrestre varía de 5 a 70 km y difiere mucho en los continentes y el fondo del océano. La corteza más gruesa debajo de las regiones montañosas de los continentes tiene entre 50 y 70 km; debajo de las llanuras, su espesor disminuye a 30-40 km, y bajo el fondo del océano, solo entre 5 y 15 km.

La corteza terrestre de los continentes consta de tres capas gruesas, que se diferencian en su composición y densidad. La capa superior está compuesta de rocas sedimentarias relativamente sueltas, la capa intermedia se llama granito y la capa inferior se llama basalto. Los nombres “granito” y “basalto” provienen de la similitud de estas capas en composición y densidad con el granito y el basalto.

La corteza terrestre bajo los océanos se diferencia de la continental no solo por su espesor, sino también por la ausencia de una capa de granito. Así, bajo los océanos solo hay dos capas: sedimentaria y basáltica. En la plataforma hay una capa de granito; aquí se desarrolla una corteza de tipo continental. El cambio de corteza continental a oceánica se produce en la zona del talud continental, donde la capa de granito se adelgaza y se desprende. La corteza oceánica aún está muy poco estudiada en comparación con la corteza continental.

Según datos astronómicos y radiométricos, la edad de la Tierra se estima actualmente entre 4.200 y 6.000 millones de años. La edad de las rocas más antiguas de la corteza continental estudiadas por el hombre tiene hasta 3,98 mil millones de años (parte suroeste de Groenlandia), y las rocas de la capa de basalto tienen más de 4 mil millones de años. No hay duda de que estas rocas no son la sustancia primaria de la Tierra. La prehistoria de estas rocas antiguas duró muchos cientos de millones, y quizás miles de millones de años. Por tanto, se estima que la edad de la Tierra es aproximadamente de hasta 6 mil millones de años.

Estructura y desarrollo de la corteza continental.

Las estructuras más grandes de la corteza continental son los cinturones plegados geosinclinales y las plataformas antiguas. Se diferencian mucho entre sí en su estructura e historia de desarrollo geológico.

Antes de pasar a una descripción de la estructura y desarrollo de estas estructuras principales, es necesario hablar del origen y esencia del término “geosinclinal”. Este término proviene de las palabras griegas "geo" - tierra y "synclino" - desviación. Fue utilizado por primera vez por el geólogo estadounidense D. Dana hace más de 100 años, mientras estudiaba los Montes Apalaches. Encontró que los sedimentos marinos paleozoicos que forman los Apalaches tienen un espesor máximo en la parte central de las montañas, mucho mayor que en sus laderas. Dana explicó este hecho de forma absolutamente correcta. Durante el período de sedimentación en la era Paleozoica, en lugar de los Montes Apalaches hubo una depresión hundida, a la que llamó geosinclinal. En su parte central, el hundimiento fue más intenso que en las alas, como lo demuestra el gran espesor de los sedimentos. Dana confirmó sus conclusiones con un dibujo que representa el geosinclinal de los Apalaches. Dado que la sedimentación paleozoica se produjo en condiciones marinas, trazó desde una línea horizontal (el supuesto nivel del mar) todos los espesores de sedimento medidos en el centro y las laderas de los Montes Apalaches. La imagen muestra una gran depresión claramente definida en el lugar de los modernos Montes Apalaches.

A principios del siglo XX, el famoso científico francés E. Og demostró que los geosinclinales desempeñaron un papel importante en la historia del desarrollo de la Tierra. Estableció que en lugar de geosinclinales se formaban cadenas montañosas plegadas. E. Og dividió todas las áreas de los continentes en geosinclinales y plataformas; desarrolló los fundamentos del estudio de los geosinclinales. Los científicos soviéticos A.D. Arkhangelsky y N.S Shatsky hicieron una gran contribución a esta doctrina, quienes descubrieron que el proceso geosinclinal no solo ocurre en depresiones individuales, sino que también cubre vastas áreas de la superficie terrestre, a las que llamaron regiones geosinclinales. Posteriormente se empezaron a identificar enormes cinturones geosinclinales, dentro de los cuales se ubican varias áreas geosinclinales. Hoy en día, la doctrina de los geosinclinales se ha convertido en una teoría fundamentada del desarrollo geosinclinal de la corteza terrestre, en cuya creación los científicos soviéticos desempeñan un papel destacado.

Los cinturones de pliegue geosinclinales son secciones móviles de la corteza terrestre, cuya historia geológica se caracterizó por una intensa sedimentación, repetidos procesos de plegado y una fuerte actividad volcánica. Aquí se acumularon gruesas capas de rocas sedimentarias, se formaron rocas ígneas y a menudo se produjeron terremotos. Los cinturones geosinclinales ocupan vastas áreas de continentes, ubicadas entre plataformas antiguas o a lo largo de sus bordes en forma de franjas anchas. Los cinturones geosinclinales surgieron en el Proterozoico; tienen una estructura compleja y una larga historia de desarrollo. Hay 7 cinturones geosinclinales: Mediterráneo, Pacífico, Atlántico, Ural-Mongol, Ártico, Brasileño e Intraafricano.

Las plataformas antiguas son las partes más estables y sedentarias de los continentes. A diferencia de los cinturones geosinclinales, las plataformas antiguas experimentaron movimientos oscilatorios lentos, en ellas se acumularon rocas sedimentarias de espesor generalmente bajo, no hubo procesos de plegamiento y rara vez ocurrieron vulcanismo y terremotos. Las plataformas antiguas forman secciones de continentes que son los esqueletos de todos los continentes. Estas son las partes más antiguas de los continentes, formadas en el Arcaico y el Proterozoico Temprano.

En los continentes modernos existen de 10 a 16 plataformas antiguas. Los más grandes son los de Europa del Este, Siberia, Norteamérica, Sudamérica, África-Árabe, Indostán, Australia y la Antártida.

Cinturones plegados geosinclinales

Los cinturones de pliegue geosinclinales se dividen en grandes y pequeños, diferenciándose en su tamaño e historia de desarrollo. Hay dos pequeños cinturones, están ubicados en África (intraafricana) y en América del Sur (brasileña). Su desarrollo geosinclinal continuó durante toda la era Proterozoica. Los grandes cinturones comenzaron su desarrollo geosinclinal más tarde, desde finales del Proterozoico. Tres de ellos, el Ural-Mongol, el Atlántico y el Ártico, completaron su desarrollo geosinclinal al final de la era Paleozoica, y dentro de los cinturones del Mediterráneo y el Pacífico todavía hay vastos territorios donde continúan los procesos geosinclinales. Cada cinturón geosinclinal tiene sus propias características estructurales y desarrollo geológico específicos, pero también existen patrones generales en su estructura y desarrollo.

Las partes más grandes de los cinturones geosinclinales son áreas plegadas geosinclinales, dentro de las cuales se distinguen estructuras más pequeñas: depresiones geosinclinales y levantamientos geoanticlinales (geoanticlinales). Las deflexiones son los elementos principales de cada región geosinclinal: áreas de intenso hundimiento, sedimentación y vulcanismo. Dentro de una región geosinclinal puede haber dos, tres o más depresiones de este tipo. Las depresiones geosinclinales están separadas entre sí por áreas elevadas: geoanticlinales, donde tuvieron lugar principalmente los procesos de erosión. Varios depresiones geosinclinales y levantamientos geoanticlinales ubicados entre ellos forman un sistema geosinclinal.

Un ejemplo es el vasto cinturón mediterráneo, que se extiende por todo el hemisferio oriental desde la costa occidental de Europa y el noroeste de África hasta las islas de Indonesia inclusive. Dentro de este cinturón se distinguen varias regiones plegadas geosinclinales: Europa occidental, alpina, norteafricana, indochina, etc. En cada una de estas regiones plegadas se distinguen muchos sistemas geosinclinales. Especialmente hay muchos de ellos en la compleja región plegada alpina: sistemas geosinclinales de los Pirineos, Alpes, Cárpatos, Crimea-Caucásico, Himalaya, etc.

En la compleja y larga historia del desarrollo de las áreas plegadas geosinclinales, se distinguen dos etapas: la principal y la final (orogénica).

La etapa principal se caracteriza por procesos de hundimiento profundo de la corteza terrestre en depresiones geosinclinales, que son las principales zonas de sedimentación. Al mismo tiempo, se produce levantamiento en los geoanticlinales vecinos, que se convierten en lugares de erosión y eliminación de material clástico. Los procesos claramente diferenciados de hundimiento en geosinclinales y levantamiento en geoanticlinales conducen a la fragmentación de la corteza terrestre y a la aparición de numerosas roturas profundas en ella, llamadas fallas profundas. A lo largo de estas fallas, desde grandes profundidades se eleva una masa colosal de material volcánico, que forma en la superficie de la corteza terrestre, en la tierra o en el fondo del océano, numerosos volcanes, que arrojan lava y arrojan cenizas volcánicas y masas de fragmentos de roca. durante las explosiones. Así, en el fondo de los mares geosinclinales, junto con los sedimentos marinos (arenas y arcillas), también se acumula material volcánico, que forma enormes estratos de rocas efusivas o se intercala con capas de rocas sedimentarias. Este proceso ocurre continuamente durante el hundimiento a largo plazo de las depresiones geosinclinales, lo que resulta en la acumulación de muchos kilómetros de rocas volcánicas-sedimentarias, denominadas colectivamente formaciones volcánicas-sedimentarias. Este proceso ocurre de manera desigual, dependiendo de la magnitud de los movimientos de la corteza terrestre en las áreas geosinclinales. Durante los períodos de hundimiento más tranquilo, las fallas profundas “curan” y no suministran material volcánico. Durante estos periodos de tiempo se acumulan formaciones carbonatadas (calizas y dolomías) y terrígenas (arenas y arcillas) de menor tamaño. En las zonas profundas de las depresiones geosinclinales se deposita material fino, a partir del cual se forma una formación arcillosa.

El proceso de acumulación de poderosas formaciones geosinclinales está constantemente acompañado por movimientos de la corteza terrestre: hundimientos en depresiones geosinclinales y levantamientos en áreas geoanticlinales. Como resultado de estos movimientos, las capas de sedimentos espesos acumulados sufren diversas deformaciones y adquieren una estructura plegada compleja. Los procesos de plegamiento son más pronunciados al final de la etapa principal de desarrollo de las áreas geosinclinales, cuando se detiene el hundimiento de las depresiones geosinclinales y comienza un levantamiento general, que cubre primero las áreas geoanticlinales y las partes marginales de las depresiones, y luego su central. regiones. Esto conduce a un intenso plegamiento de todas las capas formadas en las depresiones geosinclinales. El mar retrocede, la sedimentación se detiene y las capas arrugadas en complejos pliegues aparecen sobre el nivel del mar; Surge una compleja región montañosa. La introducción de grandes intrusiones de granito, que están asociadas con la formación de muchos depósitos de minerales metálicos, está programada para coincidir con este momento, el final de la etapa geosinclinal principal.

Las áreas plegadas geosinclinales entran en la segunda etapa orogénica de su desarrollo después de los levantamientos que ocurrieron al final de la etapa principal. En la etapa orogénica continúan los procesos de levantamiento y formación de grandes cadenas montañosas y macizos. Paralelamente a la formación de cadenas montañosas, se forman grandes depresiones, separadas por cadenas montañosas. En estas depresiones, llamadas intermontanas, hay una acumulación de rocas clásticas gruesas: conglomerados y arenas gruesas, llamadas formaciones de melaza. Además de las depresiones entre montañas, la formación de melaza también se acumula en las partes marginales de las plataformas adyacentes a las cadenas montañosas formadas. Aquí, en la etapa orogénica, surgen las llamadas depresiones marginales, en las que no solo se acumulan formaciones de melaza, sino también formaciones salinas o carboníferas, dependiendo de las condiciones climáticas y de sedimentación. La etapa orogénica se acompaña de procesos de plegamiento y de introducción de grandes intrusiones graníticas. La región geosinclinal se convierte gradualmente en una región montañosa plegada muy compleja. El final de la etapa orogénica marca el final del desarrollo geosinclinal: cesan los procesos de formación de montañas, plegamiento y hundimiento de depresiones entre montañas. El país montañoso entra en la etapa de plataforma, lo que va acompañado de un suavizado gradual del relieve y la lenta acumulación de rocas silenciosas de la cubierta de la plataforma sobre depósitos geosinclinales complejamente plegados, pero nivelados desde la superficie. Se forma una plataforma, cuya base plegada (cimientos) son rocas plegadas formadas en condiciones geosinclinales. Las rocas sedimentarias de la cubierta de la plataforma son en realidad rocas de plataforma.

El proceso de desarrollo de las áreas geosinclinales desde el momento de la formación de las primeras depresiones geosinclinales hasta su transformación en áreas de plataformas duró decenas y cientos de millones de años. Como resultado de este largo proceso, muchas áreas geosinclinales dentro de cinturones geosinclinales e incluso cinturones geosinclinales enteros se han convertido por completo en territorios de plataforma. Las plataformas formadas dentro de los cinturones geosinclinales se denominaron jóvenes, ya que su base plegada se formó mucho más tarde que la de las plataformas antiguas. Según el momento de formación de las cimientos, se distinguen tres tipos principales de plataformas jóvenes: con cimientos plegados precámbricos, paleozoicos y mesozoicos. La base de las primeras plataformas se formó al final del Proterozoico después del plegamiento del Baikal, como resultado de lo cual surgieron estructuras plegadas: los Baikalids. La base de las segundas plataformas se formó al final del Paleozoico después del plegamiento herciniano, que dio lugar a la formación de estructuras plegadas: las Hercínidas. La base del tercer tipo de plataformas se formó al final del Mesozoico después del plegamiento mesozoico, como resultado de lo cual surgieron estructuras plegadas, los mesozoides.

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Dentro de las áreas de plegamiento del Baikal y del Paleozoico, que se formaron como áreas plegadas hace muchos cientos de millones de años, grandes áreas están cubiertas por una cubierta de plataforma bastante gruesa (cientos de metros y varios kilómetros). Dentro de las áreas de plegamiento mesozoico, que se formaron como áreas plegadas mucho más tarde (el momento de manifestación del plegamiento entre 100 y 60 millones de años), la cubierta de la plataforma pudo formarse en áreas relativamente pequeñas, y aquí se exponen las estructuras plegadas de los mesozoides. en áreas significativas de la superficie de la Tierra.

Concluyendo la descripción de la estructura y desarrollo de los cinturones plegados geosinclinales, es necesario caracterizar su estructura moderna. Anteriormente se señaló que ambos cinturones pequeños, el brasileño y el intraafricano, así como tres grandes cinturones: el Ural-Mongol, el Atlántico y el Ártico, han completado hace mucho tiempo su desarrollo geosinclinal. En nuestro tiempo, el régimen geosinclinal continúa persistiendo en grandes áreas de los cinturones del Mediterráneo y el Pacífico. Las áreas geosinclinales modernas del cinturón del Pacífico se encuentran en el escenario principal; han conservado la movilidad hasta el día de hoy; aquí se manifiestan intensamente el hundimiento y levantamiento de secciones individuales, los procesos de plegamiento moderno, los terremotos y el vulcanismo. Una imagen diferente se observa dentro del cinturón mediterráneo, donde la región geosinclinal alpina moderna estaba cubierta por el joven plegamiento alpino cenozoico y ahora se encuentra en la etapa orogénica. Aquí se encuentran las cadenas montañosas más altas de la Tierra (Himalaya, Karakoram, Pamir, etc.), que todavía suministran material grueso a las depresiones intermontañas cercanas. En la región geosinclinal alpina los terremotos siguen siendo bastante frecuentes y, en ocasiones, los volcanes individuales manifiestan sus efectos. El régimen geosinclinal termina aquí.

Las áreas plegadas geosinclinales son las principales fuentes de extracción de los minerales más importantes. Entre ellos, el papel más importante lo desempeñan los minerales de diversos metales: cobre, plomo, zinc, oro, plata, estaño, tungsteno, molibdeno, níquel, cobalto, etc. Los grandes depósitos de carbón, petróleo y gas se limitan a los sedimentarios. rocas de depresiones entre montañas y depresiones marginales.

Plataformas antiguas

La característica principal de la estructura de todas las plataformas es la presencia de dos pisos estructurales muy diferentes entre sí, llamados cimentación y cubierta de plataforma. La cimentación tiene una estructura compleja, está formada por rocas muy plegadas y metamorfoseadas, intruidas por diversas intrusiones. La cubierta de la plataforma se apoya casi horizontalmente sobre la superficie erosionada del sótano con una marcada discordancia angular. Está formado por capas de rocas sedimentarias.

Las plataformas antiguas y jóvenes se diferencian en el momento de formación de la base plegada. En las plataformas antiguas, las rocas del basamento se formaron en el Proterozoico Arcaico, Temprano y Medio, y las rocas de la cubierta de la plataforma comenzaron a acumularse en el Proterozoico Tardío y continuaron formándose durante las eras Paleozoica, Mesozoica y Cenozoica. En las plataformas jóvenes, la base se formó más tarde que en las antiguas, por lo que la acumulación de rocas en la cubierta de la plataforma comenzó más tarde;

Las plataformas antiguas están cubiertas con una capa de rocas sedimentarias, pero en algunos lugares donde esta cubierta está ausente, los cimientos salen a la superficie. Las zonas por donde emerge la cimentación se denominan escudos y las zonas cubiertas con una cubierta se denominan losas. Hay dos tipos de depresiones de plataforma en las placas. Algunas de ellas, las sineclises, son depresiones planas y extensas. Otros son aulacógenos: estrechos, largos, limitados en los lados por fallas, depresiones profundas. Además, hay zonas en las losas donde la cimentación se eleva pero no llega a la superficie. Estas son anteclisis; generalmente separan sineclises vecinas.

El basamento está expuesto en el noroeste dentro del Escudo Báltico, y la mayor parte de la sección está ubicada en la Placa Rusa. En la Placa Rusa se puede ver la amplia y plana sineclisa de Moscú, cuya parte central se encuentra en las cercanías de Moscú. Más al sureste, en las zonas de Kursk y Voronezh, se encuentra la anteclisa de Voronezh. Aquí se levantan los cimientos y se cubren con una cubierta de plataforma de baja potencia. Aún más al sur, dentro de Ucrania, hay un aulacógeno estrecho pero muy profundo del Dnieper-Donets. Aquí los cimientos se sumergen a gran profundidad a lo largo de grandes fallas ubicadas a ambos lados del aulacógeno.

Las rocas del basamento de plataformas antiguas se formaron durante mucho tiempo (Arqueano - Proterozoico temprano). Fueron sometidos repetidamente a procesos de plegamiento y metamorfismo, como resultado de lo cual se volvieron fuertes, cristalinos. Están arrugados en pliegues extremadamente complejos, tienen un gran espesor y las rocas ígneas (efusivas e intrusivas) están muy extendidas en su composición. Todos estos signos indican que las rocas del basamento se formaron en condiciones geosinclinales. Los procesos de plegamiento terminaron en el Proterozoico Inferior; completaron el régimen de desarrollo geosinclinal.

Ha comenzado una nueva etapa: la etapa de plataforma, que continúa hasta el día de hoy.

Las rocas de la cubierta de la plataforma, que comenzaron a acumularse a finales del Proterozoico, difieren marcadamente en estructura y composición de las rocas cristalinas del basamento. No están plegadas, ni metamorfoseadas, tienen espesores pequeños y rara vez se encuentran rocas ígneas en su composición. Normalmente, las rocas que forman la cubierta de la plataforma se encuentran en posición horizontal y son de origen sedimentario marino o continental. Forman formaciones de plataformas diferentes a las geosinclinales. Estas formaciones, que cubren placas y rellenan depresiones, sineclises y aulacógenas, están representadas por arcillas, arenas, areniscas, margas, calizas y dolomitas alternas, que forman capas muy consistentes en composición y espesor. Una formación de plataforma característica es también la tiza, que forma capas de varias decenas de metros. En ocasiones se encuentran rocas volcánicas llamadas formaciones trampa. En condiciones continentales, con clima cálido y húmedo, se acumula una poderosa formación carbonífera (alternando areniscas y rocas arcillosas con capas y lentes de carbón), y en clima seco y cálido, una formación de areniscas y arcillas rojas o sal. -formación portadora (arcillas y areniscas con capas y lentes de sales) acumuladas.

La estructura marcadamente diferente de la base y la cubierta de la plataforma indica dos etapas principales en el desarrollo de las plataformas antiguas: geosinclinal (formación de la base) y plataforma (acumulación de la cubierta de la plataforma). La etapa de plataforma fue precedida por una etapa geosinclinal.

La estructura del fondo del océano.

A pesar de que la investigación oceanográfica ha aumentado considerablemente en las últimas dos décadas y se lleva a cabo ampliamente en la actualidad, la estructura geológica del fondo del océano sigue siendo poco conocida.

Se sabe que dentro de la plataforma continúan las estructuras de la corteza continental, y en la zona del talud continental hay un cambio del tipo continental de corteza terrestre a oceánico. Por lo tanto, el fondo del océano propiamente dicho incluye las depresiones del fondo del océano ubicadas detrás del talud continental. Estas enormes depresiones se diferencian de los continentes no sólo por la estructura de la corteza terrestre, sino también por sus estructuras tectónicas.

Las áreas más extensas del fondo del océano son las llanuras de aguas profundas ubicadas a profundidades de 4 a 6 km y separadas por colinas submarinas. En el Océano Pacífico hay llanuras de aguas profundas especialmente grandes. A lo largo de los bordes de estas enormes llanuras hay fosas marinas profundas, depresiones estrechas y muy largas que se extienden a lo largo de cientos y miles de kilómetros.

La profundidad del fondo en ellos alcanza los 10-11 km y el ancho no supera los 2-5 km. Estas son las áreas más profundas de la superficie de la Tierra. A lo largo de los bordes de estas trincheras hay cadenas de islas llamadas arcos de islas. Se trata de los arcos de las Aleutianas y las Kuriles, las islas de Japón, Filipinas, Samoa, Tonga, etc.

Hay muchas elevaciones submarinas diferentes que se encuentran en el fondo del océano. Algunos de ellos forman verdaderas cadenas montañosas y cadenas montañosas submarinas, otros se elevan desde el fondo en forma de colinas y montañas separadas, y otros aparecen sobre la superficie del océano en forma de islas.

Las dorsales en medio del océano, que reciben su nombre porque fueron descubiertas por primera vez en medio del Océano Atlántico, tienen una importancia excepcional en la estructura del fondo del océano. Se rastrean en el fondo de todos los océanos, formando un único sistema de elevaciones a una distancia de más de 60 mil km. Esta es una de las zonas tectónicas más ambiciosas de la Tierra. Comenzando en las aguas del Océano Ártico, se extiende en una amplia cresta (700-1000 km) en la parte media del Océano Atlántico y, bordeando África, desemboca en el Océano Índico. Aquí este sistema de crestas submarinas forma dos ramas. Uno va al Mar Rojo; el otro rodea Australia desde el sur y continúa en el Océano Pacífico Sur hasta las costas de América. El sistema de dorsales en medio del océano experimenta frecuentes terremotos y un vulcanismo submarino altamente desarrollado.

Los escasos datos geológicos actuales sobre la estructura de las cuencas oceánicas aún no permiten resolver el problema de su origen. Por ahora, sólo podemos decir que las diferentes cuencas oceánicas tienen diferentes orígenes y edades. La cuenca del Océano Pacífico es la más antigua. La mayoría de los investigadores creen que surgió en el Precámbrico y que su lecho es un remanente de la corteza terrestre primaria más antigua. Las depresiones de otros océanos son más jóvenes; la mayoría de los científicos creen que se formaron en el lugar de macizos continentales previamente existentes. La más antigua de ellas es la depresión del Océano Índico; se supone que surgió en la era Paleozoica. El Océano Atlántico surgió a principios del Mesozoico y el Océano Ártico a finales del Mesozoico o principios del Cenozoico.

Literatura

1. Allison A., Palmer D. Geología. – M., 1984

2.Vologdin A.G. Tierra y vida. – M., 1996

3. Voitkevich G.V. Cronología geológica de la Tierra. – M., 1994

4. Dobrovolsky V.V. Yakushova A.F. Geología. – M., 2000