Tipos de corteza terrestre: oceánica, continental
La corteza terrestre (la capa sólida de la Tierra sobre el manto) consta de dos tipos de corteza y tiene dos tipos de estructura: continental y oceánica. La división de la litosfera de la Tierra en corteza y manto superior es bastante convencional; a menudo se utilizan los términos litosfera oceánica y continental.
La corteza continental de la Tierra
La corteza continental de la Tierra (corteza continental, corteza continental) que está formada por capas sedimentarias, de granito y de basalto. La corteza continental tiene un espesor promedio de 35-45 km, con un espesor máximo de hasta 75 km (bajo cadenas montañosas).
La estructura de la corteza continental al “estilo americano” es algo diferente. Contiene capas de rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas.
La corteza continental tiene otro nombre "sial", porque. los granitos y algunas otras rocas contienen silicio y aluminio; de ahí el origen del término sial: silicio y aluminio, SiAl.
La densidad media de la corteza continental es de 2,6-2,7 g/cm³.
El gneis es una roca metamórfica (generalmente de estructura en capas sueltas) compuesta de plagioclasa, cuarzo, feldespato potásico, etc.
El granito es “una roca ígnea intrusiva ácida que se compone de cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico y micas” (artículo “Granito”, enlace al final de la página). Los granitos se componen de feldespatos y cuarzo. No se han encontrado granitos en otros cuerpos del sistema solar.
Corteza oceánica de la Tierra.
Hasta donde se sabe, no se ha encontrado ninguna capa de granito en la corteza terrestre en el fondo de los océanos; la capa sedimentaria de la corteza se encuentra inmediatamente sobre la capa de basalto. El tipo de corteza oceánica también se llama "sima", en las rocas predomina el silicio y el magnesio, similar al sial, MgSi.
El espesor de la corteza oceánica (grosor) es de menos de 10 kilómetros, normalmente de 3 a 7 kilómetros. La densidad media de la corteza suboceánica es de unos 3,3 g/cm³.
Se cree que el océano se forma en las dorsales oceánicas y se absorbe en las zonas de subducción (no está muy claro por qué), como una especie de transportador desde la línea de crecimiento en la dorsal oceánica hasta el continente.
8. Estructura de minerales y agregados minerales. Tipos genéticos de minerales. Serie de reacciones de Bowen. Polimorfismo e isomorfismo. Paragénesis de minerales. Pseudomorfismo de minerales.
Un mineral es una sustancia natural que consta de un elemento o una combinación regular de elementos, formada como resultado de procesos naturales que ocurren en las profundidades de la corteza terrestre o en la superficie. Cada mineral tiene una estructura específica y tiene sus propias características físicas y químicas.
Serie de reacciones (Bowen)
- la secuencia de cristalización de minerales a partir de magma, establecida empíricamente por Bowen, en forma de dos series de reacciones:
1. serie discontinua de minerales fémicos: olivino -> piroxeno ortorrómbico -> piroxeno monoclínico -> anfíbol -> biotita;
2. una serie continua de minerales sálicos: plagioclasa básica -> plagioclasa intermedia -> plagioclasa ácida -> feldespato potásico. La cristalización conjunta de minerales de dos series se produce con la formación de eutécticos y, en este caso, la secuencia de precipitación depende de la composición de la masa fundida. La serie de reacciones de cristalización de minerales propuesta por Bowen se puede alterar dependiendo de la composición de la masa fundida, la temperatura, la presión y otros. condiciones.
9. Propiedades físicas de los minerales. Composición química de los minerales.
Color. Para la mayoría de los minerales, el color cambia debido a diversas impurezas.
Color característico. Este es el color del mineral en polvo. El caso es que no todos los minerales en pieza y en polvo tienen el mismo color. Para obtener el polvo basta con frotar el mineral sobre la superficie no esmaltada de un plato de porcelana. El color de la línea lo dan únicamente aquellos minerales cuya dureza es inferior a la dureza de un plato de porcelana.
Transparencia. Según el grado de transparencia, los minerales se dividen en grupos: (yeso laminar transparente, moscovita, halita), a través de los cuales los objetos son claramente visibles; translúcido a través del cual sólo se ven los contornos de los objetos; translúcidos, que transmiten luz, y los contornos de los objetos son indistinguibles; opaco, a través del cual no pasa la luz.
Brillar. Hay lustres metálicos y no metálicos.
Escote. La escisión se refiere a la capacidad de un mineral para dividirse en ciertas direcciones, formando así planos de escisión suaves o brillantes como un espejo. Existen varios tipos de escote: muy perfecto, perfecto, medio o claro e imperfecto.
Pliegue- Es el tipo de superficie que se forma cuando se rompe un mineral. La fractura puede ser: 1) uniforme, con mayor frecuencia en minerales con escisión perfecta (calcita, halita); 2) desigual: caracterizada por una superficie irregular sin áreas adhesivas brillantes (apatita); 3) astillado - característico de los minerales fibrosos (yeso fibroso, hornblenda); 4) granular: inherente a minerales con estructura granular (olivino); 5) concoide: muy característico de los minerales de óxido de silicio (cuarzo, calcedonia, ópalo); 6) enganchado (malaquita, cobre nativo); 7) terroso (caolín, fosforita).
Dureza. La dureza se refiere a la resistencia que tiene un mineral ante otro mineral o un cuerpo que choca contra él. Este es el signo más importante, ya que es el más constante.
Densidad. En condiciones de campo, los minerales se dividen en tres grupos según su densidad: ligeros (hasta 2,5), medios (2,5 - 4,0) y pesados (más de 4). Los pesos ligeros incluyen yeso, grafito, ópalo y halita; a los del medio: cuarzo, corindón, limonita, calcita, magnesita; a los pesados: pirita, calcopirita, magnesita, oro, plata. El más común es el grupo de minerales de gravedad específica media.
Gusto.
0 propiedades ópticas. Un tipo de calcita, el espato de Islandia, es birrefringente; la labradorita tiene un tinte azul en los planos de escisión.
La base para la clasificación de los minerales es composición química de los minerales. Sobre esta base, se distinguen las siguientes clases de minerales: Silicatos - Óxidos - Hidróxidos (hidróxidos) - Carbonatos - Sulfatos - Sulfuros - Fosfatos - Haluros - Elementos nativos - Compuestos orgánicos
10. Las características diagnósticas más importantes de los minerales.
Las características más importantes de los minerales son su estructura cristalina y composición química. Todas las demás propiedades de los minerales se derivan de ellos o están interconectadas con ellos. Las principales propiedades de los minerales, que son signos diagnósticos y permiten determinarlos, son las siguientes:
-Apariencia de cristal y la forma de las caras está determinada principalmente por la estructura de la red cristalina.
-Dureza. Determinado según la escala de Mohs.
-Brillar- un efecto luminoso provocado por el reflejo de parte del flujo luminoso incidente sobre un mineral. Depende de la reflectividad del mineral.
-Escote- la capacidad de un mineral de dividirse según determinadas direcciones cristalográficas.
-Pliegue- especificidad de la superficie del mineral en una viruta fresca que no se escinde.
-Color- un signo que caracteriza claramente a algunos minerales (malaquita verde, lapislázuli azul, cinabrio rojo) y es muy engañoso en otros minerales, cuyo color puede variar en un amplio rango dependiendo de la presencia de impurezas de elementos cromóforos. o defectos específicos en la estructura cristalina (fluorita, cuarzo, turmalina).
-Color del trazo- el color de un mineral en polvo fino, que generalmente se determina rayando la superficie rugosa de un bizcocho de porcelana.
Magneticidad- depende del contenido de hierro principalmente divalente, detectado mediante un imán convencional.
Deslustre- una fina película coloreada o multicolor que se forma en la superficie erosionada de algunos minerales debido a la oxidación.
Fragilidad- la fuerza de los granos minerales (cristales), revelada durante la división mecánica. A veces se vincula o confunde la fragilidad con la dureza, lo cual no es cierto. Otros minerales muy duros se pueden dividir fácilmente, es decir, ser frágil (como el diamante)
Estas propiedades de los minerales se determinan fácilmente en el campo.
11. Minerales formadores de rocas y minerales
Minerales formadores de rocas- Son partes constituyentes de rocas que se diferencian entre sí en composición química y propiedades físicas.
Entre los minerales formadores de rocas se encuentran:
-Minerales característicos, tipomórficos, de origen exclusivamente ígneo, sedimentario o metamórfico.
-Minerales formados durante diversos procesos geológicos y que se encuentran en rocas de cualquier génesis.
Los minerales contenidos en las rocas se dividen en formadores de rocas y menores. Los primeros, aproximadamente 40...50 minerales, participan en la formación de las rocas y determinan sus propiedades; los menores se encuentran en ellos sólo en forma de impurezas. Entre los materiales formadores de rocas se distinguen los primarios y secundarios.
Los primarios surgieron durante la formación de rocas, los secundarios, más tarde como productos de modificación de minerales primarios.
Los minerales tienen una serie de propiedades características que tienen una gran influencia en las propiedades técnicas de las rocas, entre las que cabe destacar especialmente la dureza, hendidura, fractura, brillo, color y densidad. Estas propiedades dependen de la estructura y fuerza de los enlaces en la red cristalina.
Un mineral de mena es un mineral que contiene un metal. Sólo unos pocos metales se encuentran en forma elemental en el estado nativo. Se trata principalmente de oro, platino y plata. Pero la gran mayoría de los metales se encuentran en minerales en combinación con otros elementos químicos. Esto se observa en los sulfuros: galena - mineral de plomo, zinc, mercurio, pirita de cobre.
- en óxidos: hematita, magnetita, pirolusita, casiterita, rutilo, cromita. Son materias primas importantes para la producción de metales.
- en carbonatos: siderita (espato ferroso) FeCO 3 - mineral de hierro.
Muchos minerales son de naturaleza compleja, ya que contienen dos o más minerales con diferentes metales. Por tanto, el mineral de cobre suele contener algo de plata y oro y cantidades significativas de hierro.
Los minerales juegan un papel muy importante en la actividad económica humana. Muchos minerales tienen un gran atractivo estético no sólo cuando se procesan como piedras preciosas, sino también en su forma natural. Material coleccionable.
Muchos minerales tienen valor como materia prima. Esta cualidad de los minerales radica en su composición química, ya que es la composición química la que determina qué elementos se pueden extraer de un mineral fundiéndolo o de otra manera destruyendo su estructura. Por ejemplo, la calcocita, la galena y la esfalerita (sulfuros de cobre, plomo y zinc), la casiterita (óxido de estaño) y muchos otros minerales tienen ese valor.
12. tipos genéticos de rocas, su textura, estructura, composición material.
Según la clasificación genética, las rocas se dividen en tres grandes grupos: 1) ígneas (magmáticas), 2) sedimentarias y 3) metamórficas.
1) rocas ígneas Se formó a partir de magma fundido que se elevó desde las profundidades de la Tierra y se endureció al enfriarse. las rocas profundas son masivas, densas y están formadas por cristales más o menos grandes estrechamente interconectados; Tienen alta densidad, alta resistencia a la compresión y a las heladas, baja absorción de agua y alta conductividad térmica. Las rocas profundas tienen una estructura cristalina granular, también llamada granito.
-Rocas en erupción que se formaron en la superficie de la tierra en ausencia de presión y con el rápido enfriamiento del magma. en la mayoría de los casos, las rocas en erupción consisten en cristales individuales bien formados incrustados en la masa criptocristalina principal; Esta estructura se llama pórfido. En los casos en que las rocas en erupción se solidificaron en una capa gruesa, su estructura era similar a la de las rocas profundas. Si la capa era relativamente delgada, entonces el enfriamiento se produjo rápidamente y su masa resultó ser vítrea, y las capas superiores de la lava en erupción se volvieron porosas debido a la liberación enérgica de gases del magma a medida que disminuía la presión. Las rocas clásticas se formaron durante el rápido enfriamiento de la lava triturada expulsada durante las erupciones volcánicas (piedra pómez, ceniza volcánica).
2)Rocas sedimentarias Se forman durante la precipitación de sustancias de cualquier ambiente, principalmente agua. Según la naturaleza de la formación y composición, las rocas sedimentarias se dividen en tres grupos: químicas, organógenas y mecánicas.
-Los sedimentos químicos son rocas formadas durante la precipitación de sustancias minerales a partir de soluciones acuosas con su posterior compactación y cementación (yeso, anhidrita, tobas calcáreas, etc.).
-Las rocas organógenas se formaron como consecuencia de la deposición de restos de algunas algas y organismos animales, seguida de su compactación y cementación (la mayoría de calizas, cretas, diatomitas, etc.).
-Los depósitos mecánicos se forman como consecuencia del depósito o acumulación de productos sueltos durante la descomposición física y química de las rocas. Algunos de ellos fueron cementados adicionalmente con materia arcillosa, compuestos ferruginosos, carbonatos u otros cementos de carbono, formando rocas sedimentarias cementadas: conglomerados, brechas.
3)Metamórfico (especismo Las rocas fusionadas se formaron como resultado de una transformación más o menos profunda de rocas ígneas o sedimentarias bajo la influencia de altas temperaturas y presiones y, a veces, influencias químicas.
En estas condiciones, la recristalización de minerales puede ocurrir sin fundirse; las rocas resultantes suelen ser más densas que las rocas sedimentarias originales. Durante el proceso de metamorfismo, la estructura de las rocas cambió. En la mayoría de los casos, las rocas metamórficas tienen una estructura esquistosa.
13. Rocas ígneas, su clasificación por sustancias químicas y minerales. composición, según las condiciones de educación. El concepto de análogos intrusivos, venosos y efusivos. Estructura y textura
La formación de rocas ígneas está íntimamente relacionada con los problemas más complejos del origen de los magmas y la estructura de la Tierra.
Dependiendo de las condiciones de la educación.
-Profundas: son rocas que se forman cuando el magma se solidifica a diferentes profundidades en la corteza terrestre.
-Las rocas eruptivas se formaron por la actividad volcánica, la efusión de magma desde las profundidades y la solidificación en la superficie.
La base de la clasificación química. radica el porcentaje de sílice (SiO 2) en la roca. 1. ultraácido, 2. rocas ácidas, 3.medias, 4.básicas 5.ultrabásicas.
Intruso. Las rocas son holocristalinas, con cristales claramente visibles. Forman batolitos, lacolitos, cepos, alféizares y otros cuerpos intrusivos.
Efusivo. Pórfido denso o casi denso. Se componen de coladas de lava, pero también de intrusiones subvolcánicas.
Vena. Porfirítico o fino a microcristalino. Componer vetas, alféizares, partes marginales de intrusiones, pequeñas intrusiones.
Estructura- una característica esencial que determina las propiedades físicas y mecánicas de la roca. Las más duraderas son las rocas de grano uniforme, mientras que las rocas de la misma composición mineral, pero con una estructura porfirítica de grano grueso, se destruyen más rápidamente tanto bajo tensión mecánica como durante fluctuaciones bruscas de temperatura (ver Tetra práctico).
Textura Todas las rocas intrusivas tienen una estructura holocristalina, textura masiva o moteada, y las rocas efusivas tienen una estructura predominantemente vítrea, porfirítica, criptocristalina, textura masiva, escoria, amigdaloide.
Según la clasificación genética, las rocas se dividen en tres grandes grupos: ígneas, sedimentarias y metamórficas.
14. Rocas sedimentarias, su clasificación por origen y composición material. Estructuras y texturas de rocas sedimentarias.
roca sedimentaria se forma en condiciones de redeposición de productos de erosión y destrucción de diversas rocas, precipitación química y mecánica del agua y actividad vegetal.
Clasificación por origen:
1) rocas clásticas: productos de la erosión predominantemente física de rocas y minerales originales con la posterior transferencia de material y su deposición en otras áreas;
2) rocas sedimentarias coloidales: el resultado de una descomposición predominantemente química con la transición de una sustancia a un estado coloidal (soluciones coloidales);
3) rocas quimiogénicas: sedimentos que se desprenden de soluciones acuosas, principalmente verdaderas, aguas de mares, océanos, lagos y otras cuencas por medios químicos, es decir, como resultado de reacciones químicas o sobresaturación de soluciones provocadas por diversos motivos;
4) rocas bioquímicas, incluidas rocas formadas durante reacciones químicas con la participación de microorganismos, y rocas que pueden tener dos orígenes: químico y biogénico;
5) rocas organógenas formadas con la participación de organismos vivos;
Clasificación por composición, estructura (cuaderno de prácticas).
Textura: -en capas: la roca consta de capas que son heterogéneas en composición, color y densidad con límites más o menos bien definidos entre ellas.
-
poroso: roca con abundancia de grandes madrigueras, cavernas, sin relleno de minerales secundarios.
15. rocas metamórficas: composición mineral, estructura, textura. Facies metamórficas
Rocas metamórficas- el resultado de la transformación de rocas de diferente génesis, que conduce a un cambio en la estructura primaria, textura y composición mineral de acuerdo con la nueva situación físico-química. Los principales factores del metamorfismo son el calor endógeno, la presión uniforme y la acción química de gases y fluidos. El aumento gradual de la intensidad de los factores metamórficos permite observar todas las transiciones de rocas sedimentarias o ígneas primarias a rocas metamórficas formadas a lo largo de ellas.
ESTRUCTURA: Las rocas metamórficas tienen una estructura holocristalina. Los tamaños de los granos de cristal tienden a aumentar a medida que aumentan las temperaturas metamórficas.
TEXTURA: - textura esquistosa, causada por la disposición mutuamente paralela de granos minerales de formas prismáticas o laminares;
- gneis, o textura similar a un gneis, caracterizada por franjas alternas de diferente composición mineral;
- en el caso de franjas alternas formadas por granos de minerales claros y coloreados, la textura se denomina bandeada. Exteriormente, estas texturas se parecen a las capas de rocas sedimentarias, pero su origen no está asociado con el proceso de acumulación de sedimentos, sino con la recristalización y reorientación de los granos minerales en condiciones de presión orientada. Todas las rocas metamórficas tienen una textura densa. Dado que las rocas metamórficas con composición similar, se pueden formar estructuras y texturas debido a la alteración de rocas tanto ígneas como sedimentarias. Facies metamorfismo: conjunto de rocas metamórficas de diversas composiciones que cumplen ciertas condiciones de formación en relación con los principales factores del metamorfismo (temperatura, presión litostática y presiones parciales de componentes volátiles en fluidos) involucrados en reacciones metamórficas entre minerales. .
Tipos de facies según el nombre de las rocas principales:
1.
esquisto verde y glaucofanesquisto (baja temperatura, media y alta presión); 2.
epidota-anfibolita y anfibolita (media temperatura, media y alta presión); 3.
granulita y eclogita (alta temperatura y presión); 4.
hornfels de sanidinita y piroxeno (temperatura muy alta y presión muy baja).
17. Procesos exógenos. Meteorización. Exógeno (externo)
Son procesos que ocurren en la superficie terrestre o a poca profundidad en la corteza terrestre. Estos procesos se llevan a cabo, por ejemplo, por corrientes de agua, glaciares, viento, etc. La actividad de estos procesos incluye dos tipos de trabajo más importantes: la destrucción de rocas y su acumulación (acumulación). La naturaleza del trabajo realizado está determinada, por un lado, por la velocidad de movimiento y masa del agente geológico, y por otro, por la naturaleza de los poros de la roca. Así, cuanto mayor sea la velocidad y la masa del agente geológico, más activa será la destrucción de rocas y el transporte de escombros. A medida que la velocidad disminuye, comienza el proceso de acumulación, en el que las partículas más grandes se depositan primero en la superficie y luego las cada vez más pequeñas. Las principales fuentes de energía de los procesos exógenos son la radiación solar y la gravedad. Dado que la radiación solar se distribuye zonal y de manera desigual sobre la superficie terrestre, su llegada varía según las estaciones del año y la actividad de los procesos externos está sujeta a los mismos patrones. El trabajo de fuerzas externas conduce a tal cambio en la superficie de la tierra, cuyo objetivo es cambiar las formas creadas por procesos internos. En última instancia, tal cambio conduce a la redistribución de las rocas y la nivelación del relieve. Es decir, las protuberancias terrestres creadas por fuerzas internas se destruyen y bajan, y los fragmentos de roca extraídos de ellas se acumulan en los océanos y reducen su profundidad.
Meteorización Es un conjunto de procesos de destrucción física y química de rocas y minerales. Los organismos vivos juegan un papel importante en esto. Hay dos tipos principales de meteorización: física y química. . Meteorización física conduce a la fragmentación secuencial de las rocas en fragmentos cada vez más pequeños. Se puede dividir en dos grupos de procesos: meteorización térmica y mecánica. Meteorización térmica Ocurre como resultado de cambios bruscos de temperatura diarios, lo que provoca la expansión de las rocas cuando se calientan y la compresión cuando se enfrían. Por tanto, la intensidad de la destrucción de las rocas está influenciada por: la magnitud de la caída diaria de temperatura; composición mineral de rocas; coloración de rocas; el tamaño de los granos minerales que forman las rocas. La erosión térmica más intensa se produce en las cimas y laderas expuestas de las altas montañas, así como en las zonas desérticas, donde, en condiciones de baja humedad y falta de vegetación, la diferencia de temperatura diaria en la superficie de las rocas puede superar los 60 ° C. En este caso, se observa el proceso descamación(pelado) de repisas de roca, expresado en la separación capa por capa de escamas y placas de roca paralelas a la superficie de la repisa.
Desgaste mecánico llevado a cabo por agua helada, así como por organismos vivos y cristales minerales recién formados. El valor máximo de congelación del agua en los poros y grietas de las rocas, que al mismo tiempo aumenta de volumen entre un 9 y un 10% y cuña la roca en fragmentos separados. Esta meteorización se llama escarchado. Es más activo durante las frecuentes transiciones (diarias) de temperatura hasta los 0° C, y se observa en latitudes altas y moderadas y por encima de la línea de nieve en las montañas. Las raíces de las plantas, los animales excavadores y los cristales minerales que crecen en los poros y grietas de las rocas también tienen un efecto de cuña sobre las rocas. Meteorización química Conduce a un cambio en la composición mineral de las rocas o su completa disolución. Los factores más importantes aquí son el agua, así como el oxígeno, los ácidos carbónicos y orgánicos que contiene. La mayor actividad de los procesos de meteorización química se observa en climas húmedos y cálidos.
Como resultado de la meteorización, se forma un tipo genético especial de sedimento en la superficie de la tierra: eluvio- una capa de productos de intemperie sueltos y no desplazados. La composición y el espesor del eluvio están determinados por la composición de las rocas primarias y el factor tiempo, así como por la naturaleza de los procesos de meteorización, que, en primer lugar, dependen del clima. En consecuencia, se observa ritmicidad estacional y zonalidad latitudinal en el desarrollo de los procesos de meteorización. corteza erosionada Se denomina conjunto de formaciones eluviales de la parte superior de la corteza terrestre.
Hay 2 tipos principales de corteza terrestre: continental y oceánica, y 2 tipos de transición: subcontinental y suboceánica (ver figura).
1- rocas sedimentarias;
2- rocas volcánicas;
3- capa de granito;
4- capa de basalto;
5- frontera de Mohorovicic;
6- manto superior.
El tipo continental de corteza terrestre tiene un espesor de 35 a 75 km, en la zona de la plataforma, de 20 a 25 km, y se estrecha en el talud continental. Hay 3 capas de corteza continental:
1º – superior, compuesto por rocas sedimentarias con un espesor de 0 a 10 km. en andenes y 15 – 20 km. en deflexiones tectónicas de estructuras montañosas.
2º – “granito-gneis” mediano o “granito” - 50% granitos y 40% gneises y otras rocas metamorfoseadas. Su espesor medio es de 15 a 20 km. (en estructuras montañosas hasta 20 - 25 km.).
3º – inferior, “basalto” o “granito-basalto”, composicionalmente cercano al basalto. Potencia de 15 – 20 a 35 km. El límite entre las capas de “granito” y “basalto” es la sección Conrad.
Según datos modernos, el tipo oceánico de la corteza terrestre también tiene una estructura de tres capas con un espesor de 5 a 9 (12) km, más a menudo de 6 a 7 km.
1.ª capa: superior, sedimentaria, formada por sedimentos sueltos. Su espesor varía desde varios cientos de metros hasta 1 km.
Segunda capa: basaltos con capas intermedias de rocas de carbonato y silicio. Espesor desde 1 – 1,5 hasta 2,5 – 3 km.
La tercera capa es la inferior y no se abre mediante perforación. Está compuesto por rocas ígneas básicas del tipo gabro con rocas subordinadas ultrabásicas (serpentinitas, piroxenitas).
El tipo subcontinental de superficie terrestre tiene una estructura similar a la continental, pero no tiene una sección de Conrad claramente definida. Este tipo de corteza suele estar asociado con los arcos de islas: las márgenes de las Kuriles, las Aleutianas y la continental.
1.ª capa – superior, sedimentaria – volcánica, espesor – 0,5 – 5 km. (en promedio 2 – 3 km.).
2.ª capa: arco de islas, “granito”, espesor de 5 a 10 km.
La tercera capa es "basalto", a profundidades de 8 a 15 km, con un espesor de 14 a 18 a 20 a 40 km.
El tipo suboceánico de la corteza terrestre se limita a las partes de la cuenca de los mares marginales e interiores (Ojotsk, Japón, Mediterráneo, Negro, etc.). Su estructura es similar a la del océano, pero se distingue por el mayor espesor de la capa sedimentaria.
Primera capa superior – 4 – 10 o más km, ubicada directamente en la tercera capa oceánica con un espesor de 5 – 10 km.
El espesor total de la corteza terrestre es de 10 a 20 km, en algunos lugares de hasta 25 a 30 km. debido al aumento de la capa sedimentaria.
Se observa una estructura peculiar de la corteza terrestre en las zonas centrales de rift de las dorsales oceánicas (Atlántico Medio). Aquí, debajo de la segunda capa oceánica, hay una lente (o protuberancia) de material de baja velocidad (V = 7,4 - 7,8 km / s). Se cree que se trata de una protuberancia de un manto anormalmente calentado o de una mezcla de materia de la corteza y el manto.
Estructura de la corteza terrestre.
En la superficie de la Tierra, en los continentes, se encuentran rocas de diferentes edades en diferentes lugares.
Algunas zonas de los continentes están compuestas en la superficie de las rocas más antiguas de edad Arcaica (AR) y Proterozoica (PT). Están altamente metamorfoseados: las arcillas se convierten en lutitas metamórficas, las areniscas en cuarcitas cristalinas, las calizas en mármoles. Entre ellos hay muchos granitos. Las zonas en cuya superficie emergen estas rocas más antiguas se denominan macizos o escudos cristalinos (bálticos, canadienses, africanos, brasileños, etc.).
Otras áreas de los continentes están ocupadas por rocas de edad predominantemente más joven: Paleozoica, Mesozoica, Cenozoica (Pz, Mz, Kz). Se trata principalmente de rocas sedimentarias, aunque entre ellas también hay rocas de origen ígneo, erupcionadas en la superficie en forma de lava volcánica o incrustadas y congeladas a cierta profundidad. Hay dos categorías de áreas terrestres: 1) plataformas - llanuras: capas de rocas sedimentarias se encuentran tranquilamente, casi horizontalmente, observándose en ellas pequeños y raros pliegues. Hay muy poca roca ígnea, especialmente intrusiva, en tales rocas; 2) zonas plegadas (geosinclinales) - montañas: las rocas sedimentarias están fuertemente plegadas, atravesadas por profundas grietas; A menudo se encuentran rocas ígneas intruidas o en erupción. Las diferencias entre plataformas o zonas plegadas radican en la edad de las rocas en reposo o plegadas. Por tanto, hay plataformas antiguas y jóvenes. Al decir que las plataformas podrían haberse formado en diferentes momentos, indicamos diferentes edades de las zonas plegadas.
Los mapas que representan la ubicación de plataformas y zonas plegadas de diferentes edades y algunas otras características de la estructura de la corteza terrestre se denominan tectónicos. Sirven como complemento a los mapas geológicos, que representan los documentos geológicos más objetivos que ilustran la estructura de la corteza terrestre.
Tipos de corteza terrestre
El espesor de la corteza terrestre no es el mismo bajo los continentes y los océanos. Es más grande bajo montañas y llanuras, más delgado bajo islas y océanos oceánicos. Por lo tanto, existen dos tipos principales de corteza terrestre: continental y oceánica.
El espesor medio de la corteza continental es de 42 km. Pero en las montañas aumenta a 50-60 e incluso 70 km. Luego hablan de “las raíces de las montañas”. El espesor medio de la corteza oceánica es de unos 11 km.
Así, los continentes representan, por así decirlo, acumulaciones innecesarias de masas. Pero estas masas deberían crear una atracción más fuerte, y en los océanos, donde el cuerpo que atrae es el agua más ligera, la fuerza de gravedad debería debilitarse. Pero en realidad no existen tales diferencias. La fuerza de gravedad es aproximadamente la misma en todos los continentes y océanos. Esto lleva a la conclusión: las masas continental y oceánica están equilibradas. Obedecen a la ley de isostasia (equilibrio), que dice así: masas adicionales en la superficie de los continentes corresponden a una falta de masas en las profundidades, y viceversa: la falta de masas en la superficie de los océanos debe corresponder a alguna masas pesadas en profundidad.
Hay dos tipos principales de corteza terrestre: oceánica y continental. También se distingue un tipo de transición de la corteza terrestre.
Corteza oceánica. El espesor de la corteza oceánica en la era geológica moderna oscila entre 5 y 10 km. Consta de las siguientes tres capas:
1) capa superior delgada de sedimentos marinos (espesor no superior a 1 km);
2) capa media de basalto (espesor de 1,0 a 2,5 km);
3) capa inferior de gabro (espesor de unos 5 km).
Corteza continental (continental). La corteza continental tiene una estructura más compleja y de mayor espesor que la corteza oceánica. Su espesor promedio es de 35 a 45 km y en los países montañosos aumenta a 70 km. También consta de tres capas, pero se diferencia significativamente del océano:
1) capa inferior compuesta de basaltos (espesor de unos 20 km);
2) la capa media ocupa el espesor principal de la corteza continental y se denomina convencionalmente granito. Está compuesto principalmente por granitos y gneises. Esta capa no se extiende bajo los océanos;
3) la capa superior es sedimentaria. Su espesor medio es de unos 3 km. En algunas zonas, la densidad de las precipitaciones alcanza los 10 km (por ejemplo, en las tierras bajas del Caspio). En algunas zonas de la Tierra no existe ninguna capa sedimentaria y una capa de granito sale a la superficie. Estas áreas se denominan escudos (por ejemplo, escudo ucraniano, escudo báltico).
En los continentes, como resultado de la erosión de las rocas, se forma una formación geológica, llamada corteza de meteorización.
La capa de granito está separada de la capa de basalto. superficie de conrado , en el que la velocidad de las ondas sísmicas aumenta de 6,4 a 7,6 km/seg.
El límite entre la corteza terrestre y el manto (tanto en continentes como en océanos) corre a lo largo Superficie Mohorovicic (línea Moho). La velocidad de las ondas sísmicas aumenta bruscamente hasta 8 km/hora.
Además de los dos tipos principales, oceánicos y continentales, también existen zonas de tipo mixto (de transición).
En los bancos o plataformas continentales, la corteza tiene unos 25 km de espesor y en general es similar a la corteza continental. Sin embargo, puede caerse una capa de basalto. En el este de Asia, en la región de los arcos insulares (islas Kuriles, islas Aleutianas, islas japonesas, etc.), la corteza terrestre es de tipo transicional. Por último, la corteza de las dorsales oceánicas es muy compleja y hasta ahora ha sido poco estudiada. Aquí no existe el límite de Moho y el material del manto se eleva a lo largo de fallas hacia la corteza e incluso hasta su superficie.
El concepto de "corteza terrestre" debe distinguirse del concepto de "litosfera". El concepto de "litosfera" es más amplio que el de "corteza terrestre". En la litosfera, la ciencia moderna incluye no sólo la corteza terrestre, sino también el manto superior hasta la astenosfera, es decir, hasta una profundidad de aproximadamente 100 km.
El concepto de isostasia. . Un estudio de la distribución de la gravedad mostró que todas las partes de la corteza terrestre (continentes, países montañosos, llanuras) están en equilibrio sobre el manto superior. Esta posición equilibrada se llama isostasia (del latín isoc - par, estasis - posición). El equilibrio isostático se logra debido a que el espesor de la corteza terrestre es inversamente proporcional a su densidad. La corteza oceánica pesada es más delgada que la corteza continental más ligera.
La isostasia no es, en esencia, ni siquiera un equilibrio, sino un deseo de equilibrio, continuamente perturbado y restablecido. Por ejemplo, el Escudo Báltico, tras el derretimiento del hielo continental de la glaciación del Pleistoceno, se eleva aproximadamente 1 metro por siglo. La superficie de Finlandia aumenta constantemente debido al fondo marino. El territorio de los Países Bajos, por el contrario, está disminuyendo. La línea de equilibrio cero actualmente discurre ligeramente al sur de la latitud 60 0 N. El San Petersburgo moderno es aproximadamente 1,5 m más alto que el San Petersburgo de la época de Pedro el Grande. Como muestran los datos de la investigación científica moderna, incluso el peso de las grandes ciudades es suficiente para que el territorio que se encuentra debajo de ellas fluctúe isostáticamente. En consecuencia, la corteza terrestre en las zonas de las grandes ciudades es muy móvil. En general, el relieve de la corteza terrestre es una imagen especular de la superficie de Moho, la base de la corteza terrestre: las áreas elevadas corresponden a depresiones en el manto, las áreas más bajas corresponden a un nivel más alto de su límite superior. Así, bajo el Pamir la profundidad de la superficie de Moho es de 65 km, y en las tierras bajas del Caspio es de unos 30 km.
Propiedades térmicas de la corteza terrestre. . Las fluctuaciones diarias de la temperatura del suelo se extienden hasta una profundidad de 1,0 a 1,5 m, y las fluctuaciones anuales en latitudes templadas en países con clima continental hasta una profundidad de 20 a 30 m. En la profundidad donde influyen las fluctuaciones anuales de temperatura debido al calentamiento de la tierra. La superficie de la tierra por el sol cesa, hay una capa de temperatura constante del suelo. Se llama capa isotérmica . Debajo de la capa isotérmica, en lo profundo de la Tierra, la temperatura aumenta, y esto es causado por el calor interno de las entrañas de la Tierra. El calor interno no participa en la formación de los climas, pero sirve como base energética para todos los procesos tectónicos.
El número de grados que aumenta la temperatura por cada 100 m de profundidad se llama gradiente geotérmico . La distancia en metros, cuando se baja, la temperatura aumenta en 1 0 C se llama etapa geotérmica . La magnitud del paso geotérmico depende de la topografía, la conductividad térmica de las rocas, la proximidad de las fuentes volcánicas, la circulación del agua subterránea, etc. En promedio, el paso geotérmico es de 33 m. En las zonas volcánicas, el paso geotérmico puede ser de sólo unos 5 m. , y en zonas geológicamente tranquilas (por ejemplo, en plataformas) puede alcanzar los 100 m.
TEMA 5. CONTINENTES Y OCÉANOS
Continentes y partes del mundo.
Dos tipos cualitativamente diferentes de corteza terrestre, continental y oceánica, corresponden a dos niveles principales del relieve planetario: la superficie de los continentes y el lecho de los océanos.
Principio estructural-tectónico de separación de continentes. La diferencia fundamentalmente cualitativa entre la corteza continental y la oceánica, así como algunas diferencias significativas en la estructura del manto superior debajo de los continentes y océanos, nos obligan a distinguir los continentes no según su entorno aparente de océanos, sino según la estructura. principio tectónico.
El principio estructural-tectónico establece que, en primer lugar, el continente incluye una plataforma continental (plataforma) y un talud continental; en segundo lugar, en la base de cada continente existe un núcleo o plataforma antigua; en tercer lugar, cada bloque continental está isostáticamente equilibrado en el manto superior.
Desde el punto de vista del principio estructural-tectónico, un continente es un macizo de la corteza continental isostáticamente equilibrado, que tiene un núcleo estructural en forma de una plataforma antigua, a la que se unen estructuras plegadas más jóvenes.
En total, hay seis continentes en la Tierra: Eurasia, África, América del Norte, América del Sur, la Antártida y Australia. Cada continente contiene una plataforma, y solo en la base de Eurasia hay seis: Europa del Este, Siberia, China, Tarim (China occidental, desierto de Taklamakan), Arabia e Indostán. Las plataformas árabe e hindú son partes de la antigua Gondwana, adyacente a Eurasia. Por tanto, Eurasia es un continente anómalo heterogéneo.
Los límites entre los continentes son bastante obvios. La frontera entre América del Norte y América del Sur discurre a lo largo del Canal de Panamá. La frontera entre Eurasia y África se traza a lo largo del Canal de Suez. El estrecho de Bering separa Eurasia de América del Norte.
Dos filas de continentes . En la geografía moderna se distinguen las siguientes dos series de continentes:
1. Serie ecuatorial de continentes (África, Australia y América del Sur).
2. Serie de continentes del norte (Eurasia y América del Norte).
La Antártida, el continente más austral y más frío, queda fuera de estas filas.
La ubicación moderna de los continentes refleja la larga historia del desarrollo de la litosfera continental.
Los continentes del sur (África, América del Sur, Australia y la Antártida) son partes (“fragmentos”) del único megacontinente paleozoico Gondwana. Los continentes del norte en ese momento estaban unidos en otro megacontinente: Laurasia. Entre Laurasia y Gondwana en el Paleozoico y Mesozoico existía un sistema de vastas cuencas marinas llamado Océano Tetis. El océano Tetis se extendía desde el norte de África, pasando por el sur de Europa, el Cáucaso, Asia occidental, el Himalaya hasta Indochina e Indonesia. En el Neógeno (hace unos 20 millones de años), surgió un cinturón plegado alpino en el lugar de este geosinclinal.
Correspondiente a su gran tamaño, el supercontinente Gondwana. Según la ley de isostasia, tenía una corteza gruesa (hasta 50 km), que se hundía profundamente en el manto. Debajo de ellos, en la astenosfera, las corrientes de convección eran especialmente intensas y la sustancia blanda del manto se movía activamente. Esto condujo primero a la formación de una protuberancia en el centro del continente y luego a su división en bloques separados que, bajo la influencia de las mismas corrientes de convección, comenzaron a moverse horizontalmente. Como ha demostrado matemáticamente (L. Euler), el movimiento de un contorno en la superficie de una esfera siempre va acompañado de su rotación. En consecuencia, partes de Gondwana no sólo se movieron, sino que también se desplegaron en el espacio geográfico.
La primera desintegración de Gondwana se produjo en el límite Triásico-Jurásico (hace unos 190-195 millones de años); Afroamérica se separó. Luego, en el límite Jurásico-Cretácico (hace unos 135-140 millones de años), América del Sur se separó de África. En la frontera del Mesozoico y el Cenozoico (hace unos 65-70 millones de años), el bloque Indostán chocó con Asia y la Antártida se alejó de Australia. En la era geológica actual, la litosfera, según los neomovilistas, está dividida en seis bloques de placas que continúan en movimiento.
La desintegración de Gondwana explica con éxito la forma de los continentes, su similitud geológica, así como la historia de la vegetación y la fauna de los continentes del sur.
La historia de la división de Laurasia no se ha estudiado tan a fondo como la de Gondwana.
El concepto de partes del mundo. . Además de la división de la tierra geológicamente determinada en continentes, también existe una división de la superficie de la tierra en partes separadas del mundo que se ha desarrollado en el proceso de desarrollo cultural e histórico de la humanidad. Hay seis partes del mundo en total: Europa, Asia, África, América, Australia y Oceanía, Antártida. En un continente de Eurasia hay dos partes del mundo (Europa y Asia), y dos continentes del hemisferio occidental (América del Norte y América del Sur) forman una parte del mundo: América.
La frontera entre Europa y Asia es muy arbitraria y se traza a lo largo de la línea divisoria de aguas de la cordillera de los Urales, el río Ural, la parte norte del Mar Caspio y la depresión de Kuma-Manych. Las profundas fallas que separan Europa de Asia atraviesan los Urales y el Cáucaso.
Área de continentes y océanos. La superficie terrestre se calcula dentro de la costa moderna. La superficie del globo es de aproximadamente 510,2 millones de km 2. Aproximadamente 361,06 millones de km 2 están ocupados por el Océano Mundial, lo que representa aproximadamente el 70,8% de la superficie total de la Tierra. La superficie terrestre representa aproximadamente 149,02 millones de km2, lo que representa aproximadamente el 29,2% de la superficie de nuestro planeta.
Área de continentes modernos. caracterizado por los siguientes valores:
Eurasia - 53,45 km 2, incluida Asia - 43,45 millones de km 2, Europa - 10,0 millones de km 2;
África: 30, 30 millones de km 2;
América del Norte: 24, 25 millones de km 2;
América del Sur: 18,28 millones de km 2;
Antártida: 13,97 millones de km 2;
Australia: 7,70 millones de km 2;
Australia con Oceanía - 8,89 km 2.
Los océanos modernos tienen una superficie:
Océano Pacífico: 179,68 millones de km 2;
Océano Atlántico: 93,36 millones de km 2;
Océano Índico: 74,92 millones de km 2;
Océano Ártico: 13,10 millones de km 2.
Entre los continentes del norte y del sur, de acuerdo con sus diferentes orígenes y desarrollo, existe una diferencia significativa en el área y el carácter de la superficie. Las principales diferencias geográficas entre los continentes del norte y del sur son las siguientes:
1. Eurasia tiene un tamaño incomparable con otros continentes y concentra más del 30% de la masa terrestre del planeta.
2. Los continentes del norte tienen una superficie de plataforma importante. La plataforma es especialmente importante en el Océano Ártico y el Océano Atlántico, así como en los mares Amarillo, Chino y de Bering del Océano Pacífico. Los continentes del sur, a excepción de la continuación submarina de Australia en el mar de Arafura, casi carecen de plataforma.
3. La mayoría de los continentes del sur se encuentran sobre plataformas antiguas. En América del Norte y Eurasia, las plataformas antiguas ocupan una parte más pequeña del área total, y la mayoría de ellas se encuentran en áreas formadas por orogenia Paleozoica y Mesozoica. En África, el 96% de su territorio se encuentra en zonas de plataformas y sólo el 4% en montañas de edad Paleozoica y Mesozoica. En Asia, sólo el 27% se encuentra en plataformas antiguas y el 77% en montañas de diversas edades.
4. La costa de los continentes meridionales, formada en su mayor parte por fisuras, es relativamente recta; Hay pocas penínsulas e islas continentales. Los continentes del norte se caracterizan por una costa excepcionalmente sinuosa, una gran cantidad de islas y penínsulas, que a menudo se adentran en el océano. Del área total, las islas y penínsulas representan alrededor del 39% en Europa, América del Norte - 25%, Asia - 24%, África - 2,1%, América del Sur - 1,1% y Australia (excluida Oceanía) - 1,1%.
La corteza continental, tanto en composición como en estructura, difiere marcadamente de la corteza oceánica. Su espesor varía de 20 a 25 km bajo los arcos insulares y áreas con un tipo de corteza de transición hasta 80 km bajo los cinturones plegados jóvenes de la Tierra, por ejemplo, bajo los Andes o el cinturón alpino-Himalaya. En promedio, el espesor de la corteza continental bajo plataformas antiguas es de aproximadamente 40 km y su masa, incluida la corteza subcontinental, alcanza los 2,2510 × 25 g. El relieve de la corteza continental es muy complejo. Sin embargo, contiene vastas llanuras llenas de sedimentos, generalmente ubicadas sobre plataformas proterozoicas, protuberancias de los escudos más antiguos (arqueanos) y sistemas montañosos más jóvenes. El relieve de la corteza continental también se caracteriza por desniveles máximos, que alcanzan los 16-17 km desde el pie de los taludes continentales en las fosas de aguas profundas hasta los picos más altos de las montañas.
La estructura de la corteza continental es muy heterogénea, sin embargo, al igual que en la corteza oceánica, en su espesor, especialmente en las plataformas antiguas, a veces se distinguen tres capas: una capa sedimentaria superior y dos capas inferiores compuestas por rocas cristalinas. En las zonas móviles jóvenes, la estructura de la corteza resulta más compleja, aunque su división general se acerca a dos capas.
La capa sedimentaria de los continentes se ha estudiado bastante a fondo utilizando métodos de exploración geofísica y perforación directa. La estructura de la superficie de la corteza consolidada en los lugares donde estuvo expuesta en escudos antiguos se estudió tanto mediante métodos geológicos y geofísicos directos como en plataformas continentales cubiertas por sedimentos, principalmente mediante métodos de investigación geofísica. Así, se ha descubierto que la velocidad de las ondas sísmicas en las capas de la corteza terrestre aumenta de arriba a abajo de 2-3 a 4,5-5,5 km/s en los estratos sedimentarios inferiores; hasta 6-6,5 km/s en la capa superior de rocas cristalinas y hasta 6,6-7,0 km/s en la capa inferior de la corteza. Casi en todas partes, la corteza continental, al igual que la corteza oceánica, está sustentada por rocas de alta velocidad de la frontera de Mohorovicic con velocidades de onda sísmica de 8,0 a 8,2 km/s, pero estas son ya propiedades de la litosfera subcortal, compuesta de rocas del manto. .
El espesor de la capa sedimentaria superior de la corteza continental varía ampliamente: desde cero en los escudos antiguos hasta 10-12 e incluso 15 km en los márgenes pasivos de los continentes y en las depresiones marginales de las plataformas. El espesor medio de los sedimentos en plataformas proterozoicas estables suele rondar los 2-3 km. Los sedimentos de dichas plataformas están dominados por sedimentos arcillosos y carbonatos de cuencas marinas poco profundas. En las profundidades y en los márgenes pasivos de los continentes de tipo atlántico, las secciones sedimentarias suelen comenzar con facies clásticas gruesas, dando paso más arriba a sedimentos arenosos-arcillosos y carbonatos de facies costeras. Tanto en la base como en las partes superiores de secciones de estratos sedimentarios de depresiones marginales, a veces se encuentran sedimentos quimiogénicos: evaporitas, que marcan las condiciones de sedimentación en estrechas cuencas marinas semicerradas con un clima árido. Por lo general, tales cuencas surgen solo en la etapa inicial o final de desarrollo de las cuencas marinas y océanos, si, por supuesto, estos océanos y cuencas en el momento de su formación o cierre estaban ubicados en zonas de clima árido. Ejemplos de deposición de tales formaciones en las primeras etapas de la formación de cuencas oceánicas son las evaporitas en la base de secciones sedimentarias de las zonas de la plataforma africana en el Océano Atlántico y los depósitos salinos del Mar Rojo. Ejemplos de deposición de formaciones salinas confinadas a cuencas de cierre son las evaporitas de la zona renanoherciniana en Alemania y los estratos portadores de sal y yeso del Pérmico en el fondo Cis-Ural en el este de la Plataforma Rusa.
La parte superior de la sección de la corteza continental consolidada suele estar representada por rocas antiguas, principalmente precámbricas, de composición granítica-gneis o granitoides alternos con cinturones de rocas verdes de composición básica. A veces, esta parte de la sección de la corteza dura se denomina capa de "granito", lo que enfatiza el predominio de rocas granitoides en ella y la subordinación de los basaltoides. Las rocas de la capa de “granito” generalmente se transforman mediante procesos de metamorfismo regional hasta la facies de anfibolita inclusive. La parte superior de esta capa siempre representa una superficie de denudación, a lo largo de la cual una vez tuvo lugar la erosión de estructuras tectónicas y formaciones magmáticas de los antiguos cinturones plegados (montañosos) de la Tierra. Por lo tanto, los sedimentos superpuestos sobre el lecho rocoso de la corteza continental siempre ocurren con discordancia estructural y generalmente con un gran cambio de edad.
En las partes más profundas de la corteza (aproximadamente a una profundidad de unos 15-20 km), a menudo es visible un límite difuso e inestable, a lo largo del cual la velocidad de propagación de las ondas longitudinales aumenta en aproximadamente 0,5 km/s. Este es el llamado límite de Conrad, que delinea desde arriba la capa inferior de la corteza continental, a veces llamada convencionalmente "basalto", aunque todavía tenemos muy pocos datos definitivos sobre su composición. Lo más probable es que las partes inferiores de la corteza continental estén compuestas por rocas de composición intermedia y básica, metamorfoseadas en facies de anfibolita o incluso granulita (a temperaturas superiores a 600 ° C y presiones superiores a 3-4 kbar). Es posible que en la base de esos bloques de corteza continental que se formaron en un momento debido a las colisiones de arcos de islas, puedan encontrarse fragmentos de la antigua corteza oceánica, incluidas no solo rocas básicas, sino también ultrabásicas serpentinizadas.
La heterogeneidad de la corteza continental es especialmente visible incluso con un simple vistazo al mapa geológico de los continentes. Por lo general, los bloques de la corteza separados y estrechamente entrelazados, heterogéneos en composición y estructura, representan estructuras geológicas de diferentes edades: los restos de antiguos cinturones plegados de la Tierra, sucesivamente adyacentes entre sí durante el crecimiento de los macizos continentales. A veces, estas estructuras, por el contrario, son vestigios de antiguas divisiones de continentes antiguos (por ejemplo, aulacógenos). Estos bloques suelen contactar entre sí a lo largo de zonas de sutura, a menudo no muy bien llamadas fallas profundas.
Los estudios de la estructura profunda de la corteza continental realizados en la última década utilizando el método sísmico de ondas de reflexión con acumulación de señales (proyecto COCORT) han demostrado que las zonas de sutura que separan los cinturones plegados de diferentes edades son, por regla general, fallas de empuje gigantes. . Las superficies de empuje que son empinadas en las partes superiores de la corteza se aplanan rápidamente con la profundidad. Horizontalmente, estas estructuras de empuje a menudo se pueden rastrear a lo largo de muchas decenas y hasta cientos de kilómetros, mientras que en profundidad a veces se acercan a la base misma de la corteza continental, marcando zonas antiguas y ahora extintas de subempuje de placas litosféricas o empujes secundarios asociados con ellas. .
