A primera vista, la corteza terrestre parece completamente estable e inmóvil. En realidad, la corteza terrestre se mueve constantemente, pero la mayoría de los cambios ocurren lentamente y no son percibidos por los sentidos humanos. Algunas consecuencias del desplazamiento de la corteza terrestre son destructivas, por ejemplo, los terremotos y las erupciones volcánicas.

Las causas de los movimientos tectónicos de la corteza terrestre son el movimiento de la materia del manto, que es provocado por la energía interna de la Tierra. En la capa límite entre la litosfera y el manto la temperatura supera los 1500 °C. Las rocas fuertemente calentadas están bajo la presión de las capas suprayacentes de la litosfera, lo que provoca la aparición de un efecto de "caldera de vapor" y provoca el movimiento de la corteza terrestre. Se distinguen los siguientes tipos de movimientos de la corteza terrestre: oscilatorio, discontinuo, plegable.

Movimientos oscilatorios muy lento e imperceptible para la humanidad. Como resultado de tales movimientos, la corteza se desplaza en el plano vertical: en algunas áreas sube y en otras cae. La aparición de tales procesos se puede determinar mediante dispositivos especiales. Así, se reveló que las tierras altas del Dniéper aumentan 9,5 mm por año, y la región nororiental de la llanura de Europa del Este desciende 12 mm por año. Los movimientos oscilatorios verticales de la corteza terrestre actúan como factor provocador del avance de los mares hacia la tierra. Si la corteza terrestre desciende por debajo del nivel del mar, entonces se observa transgresión (avance del mar); si se eleva más, se observa regresión (retroceso del mar). En nuestra época en Europa, la regresión se produce en la península escandinava, en Islandia. La transgresión se observa en Holanda, el norte de Italia, el sur de Gran Bretaña y las tierras bajas del Mar Negro. Característica hundimiento de la tierra: la formación de bahías marinas en las desembocaduras de los ríos (estuarios). Cuando la corteza terrestre se eleva, el fondo marino se convierte en tierra seca. Así se produjo la formación de las llanuras marinas primarias: Turaniana, Siberia Occidental, Amazónica, etc.

Movimientos de ruptura El daño a la corteza terrestre ocurre cuando las rocas no son lo suficientemente fuertes para resistir las fuerzas internas de la Tierra. En este caso, aparecen fallas (grietas) con desplazamiento vertical en la corteza terrestre. rocas. Las zonas que se hundieron se llaman grabens, las que subieron se llaman horsts. Su alternancia provoca la aparición de sistemas montañosos en bloques (revividos), por ejemplo, Sayan, Altai, Apalaches, etc. Las diferencias entre montañas en bloques y plegadas están en su apariencia y estructura interna. Estas montañas se caracterizan por tener pendientes pronunciadas y valles anchos y aplanados. Las capas de roca se mueven entre sí. Algunos grabens en estas cadenas montañosas pueden llenarse de agua formando lagos de montaña profundos (Baikal, Tanganica, etc.).

Movimientos de plegado La corteza terrestre se forma cuando las capas de rocas son plásticas y las fuerzas internas de la Tierra contribuyen a su colapso en pliegues como resultado de los movimientos contrarios de las rocas en el plano horizontal. Si la dirección de la fuerza de compresión es vertical, entonces las rocas pueden desplazarse; si es horizontal, entonces se forman pliegues. La forma y el tamaño de los pliegues son diferentes. Los pliegues en la corteza terrestre se forman a grandes profundidades y luego pueden elevarse a la superficie bajo la influencia de fuerzas internas. Así aparecieron las montañas plegadas: los Alpes, el Cáucaso, el Himalaya, los Andes. En tales sistemas montañosos, los pliegues son claramente visibles en aquellos lugares donde llegan a la superficie de la tierra.

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Existen varias clasificaciones de movimientos tectónicos. Según uno de ellos, estos movimientos se pueden dividir en dos tipos: verticales y horizontales. En el primer tipo de movimiento, las tensiones se transmiten en una dirección cercana al radio de la Tierra, en el segundo, tangencialmente a la superficie de la corteza terrestre. Muy a menudo estos movimientos están interconectados o un tipo de movimiento da lugar a otro.

EN diferentes periodos Durante el desarrollo de la Tierra, la dirección de los movimientos verticales puede ser diferente, pero los componentes resultantes se dirigen hacia abajo o hacia arriba. Los movimientos dirigidos hacia abajo y que conducen al hundimiento de la corteza terrestre se denominan descendentes o negativos; Los movimientos dirigidos hacia arriba y que conducen a un aumento son ascendentes o positivos. El hundimiento de la corteza terrestre implica el movimiento de la costa hacia la tierra. transgresión, o la aproximación del mar. Cuando sube, cuando el mar retrocede, hablan de ello. regresión.

Según el lugar de manifestación, los movimientos tectónicos se dividen en superficiales, corticales y profundos. También hay una división de los movimientos tectónicos en oscilatorios y dislocados.

Movimientos tectónicos oscilatorios.

Los movimientos tectónicos oscilatorios o epirogénicos (del griego epiirogénesis, el nacimiento de los continentes) son predominantemente verticales, corticales en general o profundos. Su manifestación no va acompañada de un cambio brusco en la forma original de las rocas. No existe zona de la superficie terrestre que no experimente este tipo de movimiento tectónico. La velocidad y el signo (subida y bajada) de los movimientos oscilatorios cambian tanto en el espacio como en el tiempo. Su secuencia presenta ciclicidad con intervalos que van desde muchos millones de años hasta varios siglos.

Los movimientos oscilatorios de los períodos Neógeno y Cuaternario fueron llamados lo último, o neotectónico. La amplitud de los movimientos neotectónicos puede ser bastante grande; por ejemplo, en las montañas Tien Shan fue de 12 a 15 km. En las llanuras, la amplitud de los movimientos neotectónicos es mucho menor, pero incluso aquí muchas formas de relieve (colinas y tierras bajas, la posición de cuencas hidrográficas y valles fluviales) están asociadas con la neotectónica.

La tectónica más reciente todavía es evidente hoy. La velocidad de los movimientos tectónicos modernos se mide en milímetros y, con menos frecuencia, en los primeros centímetros (en las montañas). Por ejemplo, en la llanura rusa, se establecen tasas máximas de elevación (hasta 10 mm por año) para Donbass y el noreste de las tierras altas del Dnieper, y hundimiento máximo (hasta 11,8 mm por año) para las tierras bajas de Pechora.

El hundimiento constante a lo largo del tiempo es característico del territorio de los Países Bajos, donde durante muchos siglos la gente lucha contra el avance de las aguas del Mar del Norte mediante la construcción de represas. Casi la mitad de este país está ocupada. pólderes- llanuras bajas cultivadas situadas por debajo del nivel del Mar del Norte, detenidas por diques.

Movimientos tectónicos de dislocación.

A movimientos de dislocación(del lat. dislocaciones - desplazamiento) incluyen movimientos tectónicos de diversas direcciones, principalmente intracortesales, acompañados de perturbaciones tectónicas (deformaciones), es decir, cambios en la aparición primaria de rocas.

Se distinguen los siguientes tipos de deformaciones tectónicas (Fig.1):

• deformaciones de grandes desviaciones y elevaciones (causadas por movimientos radiales y se expresan en suaves elevaciones y desviaciones de la corteza terrestre, con mayor frecuencia de gran radio);
• deformaciones plegadas (formadas como resultado de movimientos horizontales que no violan la continuidad de las capas, sino que solo las doblan; expresadas en forma de pliegues largos o anchos, a veces cortos, que se desvanecen rápidamente);
• deformaciones de ruptura (caracterizadas por la formación de rupturas en la corteza terrestre y el movimiento de secciones individuales a lo largo de las grietas).

Arroz. 1. Tipos de deformaciones tectónicas: a-c - rocas

Los pliegues se forman en rocas que tienen cierta plasticidad.

El tipo más simple de pliegues es anticlinal- un pliegue convexo, en cuyo núcleo se encuentran las rocas más antiguas - y sinclinal- pliegue cóncavo con un núcleo joven.

En la corteza terrestre, los anticlinales siempre se convierten en sinclinales y, por tanto, estos pliegues siempre tienen un ala común. En esta ala, todas las capas están aproximadamente igualmente inclinadas hacia el horizonte. Este monoclinal el final de los pliegues.

Una fractura de la corteza terrestre ocurre cuando las rocas han perdido su plasticidad (ganaron rigidez) y partes de las capas se mezclan a lo largo del plano de fractura. Cuando se desplaza hacia abajo, se forma reiniciar, arriba - edificación, cuando se mezcla en un ángulo de inclinación muy pequeño con respecto al horizonte - logro Y empuje. En rocas duras que han perdido su plasticidad, los movimientos tectónicos crean estructuras discontinuas, las más simples de las cuales son caballos Y grabens.

Las estructuras plegadas, tras la pérdida de plasticidad de las rocas que las componen, pueden desgarrarse por fallas normales (fallas inversas). Como resultado, surgen estructuras anticlinales y sinclinales en la corteza terrestre. estructuras rotas.

A diferencia de los movimientos oscilatorios, los movimientos de dislocación no son ubicuos. Son típicos de las zonas geosinclinales y están poco representados o completamente ausentes en las plataformas.

Las áreas y plataformas geosinclinales son las estructuras tectónicas más importantes que se expresan claramente en el relieve moderno.

Estructuras tectónicas- patrones de aparición de rocas que se repiten naturalmente en la corteza terrestre.

Geosinclinales- áreas móviles linealmente alargadas de la corteza terrestre, caracterizadas por movimientos tectónicos multidireccionales de alta intensidad, fenómenos energéticos de magmatismo, incluido el vulcanismo, y terremotos frecuentes y fuertes.

En Etapa temprana En ellos se desarrolla un hundimiento general y acumulación de gruesos estratos rocosos. En etapa intermedia, cuando un espesor de rocas volcánicas sedimentarias con un espesor de 8 a 15 km se acumula en geosinclinales, los procesos de hundimiento son reemplazados por un levantamiento gradual, las rocas sedimentarias se pliegan y, a grandes profundidades, metamorfismo, el magma penetra y se endurece a lo largo de grietas y roturas que penetrarlos. EN etapa tardía desarrollo en lugar del geosinclinal, bajo la influencia de un levantamiento general de la superficie, surgen altas montañas plegadas, coronadas por volcanes activos; las depresiones están llenas de sedimentos continentales, cuyo espesor puede alcanzar los 10 km o más.

Los movimientos tectónicos que conducen a la formación de montañas se denominan orogénico(formación de montañas), y el proceso de construcción de montañas es orogénesis. A lo largo de la historia geológica de la Tierra, se observaron varias épocas de intensa formación de montañas plegables (Tablas 9, 10). Se denominan fases orogénicas o épocas de formación de montañas. Los más antiguos se remontan al Precámbrico, seguidos por Baikal(final del Proterozoico - comienzo del Cámbrico), caledoniano(Cámbrico, Ordovícico, Silúrico, comienzo del Devónico), herciniano(Carbonífero, Pérmico, Triásico), Mesozoico, Alpino(finales del Mesozoico - Cenozoico).

Los sistemas montañosos más antiguos que existen ahora en la Tierra se formaron durante la era del plegamiento de Caledonia.

Con el cese de los procesos de elevación, las altas montañas se destruyen lenta pero constantemente hasta que se forma una llanura montañosa en su lugar. El ciclo geosinclinal es bastante largo. Ni siquiera encaja en el marco de un período geológico.

Habiendo pasado por un ciclo de desarrollo geosinclinal, la corteza terrestre se espesa, se vuelve estable y rígida, incapaz de nuevos plegamientos. El geosinclinal se transforma en otro bloque cualitativo de la corteza terrestre: una plataforma.

La posición de la corteza terrestre entre el manto y las capas exteriores (la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera) determina la influencia de las fuerzas externas e internas de la Tierra sobre ella.

La estructura de la corteza terrestre es heterogénea (Fig. 19). La capa superior, cuyo espesor varía de 0 a 20 km, es compleja rocas sedimentarias– arena, arcilla, piedra caliza, etc. Esto lo confirman los datos obtenidos del estudio de afloramientos y testigos de perforación, así como los resultados de los estudios sísmicos: estas rocas están sueltas, la velocidad de las ondas sísmicas es baja.

Arroz. 19. Estructura de la corteza terrestre.

Abajo, debajo de los continentes, se encuentra. capa de granito, Compuesto por rocas cuya densidad corresponde a la densidad del granito. La velocidad de las ondas sísmicas en esta capa, como en los granitos, es de 5,5 a 6 km/s.

Debajo de los océanos no hay una capa de granito, pero en los continentes en algunos lugares sale a la superficie.

Aún más abajo hay una capa en la que las ondas sísmicas se propagan a una velocidad de 6,5 km/s. Esta velocidad es típica de los basaltos, por lo que, a pesar de que la capa es compleja diferentes razas, el es llamado basalto.

El límite entre las capas de granito y basalto se llama superficie de conrado. Este tramo corresponde a un salto en la velocidad de las ondas sísmicas de 6 a 6,5 ​​km/s.

Dependiendo de la estructura y el grosor, se distinguen dos tipos de corteza: continente Y oceánico. Debajo de los continentes, la corteza contiene las tres capas: sedimentaria, granítica y basáltica. Su espesor en las llanuras alcanza los 15 km, y en las montañas aumenta hasta los 80 km, formando “raíces de montaña”. Bajo los océanos, en muchos lugares la capa de granito está completamente ausente y los basaltos están cubiertos por una fina capa de rocas sedimentarias. En las partes profundas del océano, el espesor de la corteza no supera los 3 a 5 km y el manto superior se encuentra debajo.

Manto. Se trata de una capa intermedia situada entre la litosfera y el núcleo de la Tierra. Su límite inferior supuestamente se encuentra a una profundidad de 2900 km. El manto representa más de la mitad del volumen de la Tierra. El material del manto se encuentra en un estado sobrecalentado y experimenta una enorme presión de la litosfera que lo cubre. El manto tiene una gran influencia en los procesos que ocurren en la Tierra. En el manto superior surgen cámaras de magma y se forman menas, diamantes y otros minerales. Aquí es donde el calor interno llega a la superficie de la Tierra. El material del manto superior se mueve constante y activamente, provocando el movimiento de la litosfera y la corteza terrestre.

Centro. En el núcleo hay dos partes: la exterior, a una profundidad de 5 mil km, y la interior, hasta el centro de la Tierra. El núcleo externo es líquido porque no puede atravesarlo. ondas transversales, interno – sólido. La sustancia del núcleo, especialmente la interna, está muy compactada y su densidad corresponde a la de los metales, por eso se le llama metálico.

A propiedades físicas Las tierras se atribuyen régimen de temperatura(calor interno), densidad y presión.

Calor interno de la Tierra. Según las ideas modernas, la Tierra después de su formación era un cuerpo frío. Luego, la desintegración de los elementos radiactivos lo calentó gradualmente. Sin embargo, como resultado de la radiación de calor desde la superficie hacia el espacio cercano a la Tierra, se enfrió. Se formaron una litosfera y una corteza relativamente frías. Hoy en día las temperaturas siguen siendo altas a grandes profundidades. Un aumento de la temperatura con la profundidad se puede observar directamente en minas y pozos profundos, durante las erupciones volcánicas. Por tanto, la lava volcánica que se vierte tiene una temperatura de 1200 a 1300 °C.

En la superficie de la Tierra, la temperatura cambia constantemente y depende de la afluencia de calor solar. Las fluctuaciones de temperatura diarias se extienden hasta una profundidad de 1 a 1,5 m, las fluctuaciones estacionales hasta 30 m. Debajo de esta capa se encuentra una zona de temperaturas constantes, donde siempre permanecen sin cambios y corresponden a las temperaturas medias anuales de un área determinada de la superficie de la Tierra. .

La profundidad de la zona de temperatura constante no es la misma en diferentes lugares y depende del clima y la conductividad térmica de las rocas. Por debajo de esta zona las temperaturas comienzan a aumentar, en promedio 30 °C cada 100 m, aunque este valor no es constante y depende de la composición de las rocas, la presencia de volcanes y la actividad de la radiación térmica de las entrañas del planeta. Tierra. Así, en Rusia oscila entre 1,4 m en Pyatigorsk y 180 m en la península de Kola.

Conociendo el radio de la Tierra, se puede calcular que en el centro su temperatura debería alcanzar los 200.000 °C. Sin embargo, a esta temperatura la Tierra se convertiría en gas caliente. En general, se acepta que solo se produce un aumento gradual de las temperaturas en la litosfera y que la fuente del calor interno de la Tierra es el manto superior. Abajo el aumento de temperatura se ralentiza y en el centro de la Tierra no supera los 50.000 °C.

Densidad de la Tierra. Cuanto más denso es el cuerpo, mayor es la masa por unidad de volumen. Se considera que el estándar de densidad es el agua, de la cual 1 cm 3 pesa 1 g, es decir, la densidad del agua es 1 g/s 3 . La densidad de otros cuerpos está determinada por la relación entre su masa y la masa de agua del mismo volumen. De esto se desprende claramente que todos los cuerpos con una densidad superior a 1 se hunden y los que tienen menos densidad flotan.

La densidad de la Tierra no es la misma en diferentes lugares. Las rocas sedimentarias tienen una densidad de 1,5 a 2 g/cm3 y los basaltos tienen una densidad de más de 2 g/cm3. Densidad media La masa de la Tierra es de 5,52 g/cm 3, lo que supone más del doble de la densidad del granito. En el centro de la Tierra, la densidad de las rocas que la componen aumenta y asciende a 15-17 g/cm3.

Presión dentro de la Tierra. Las rocas ubicadas en el centro de la Tierra experimentan una enorme presión por parte de las capas suprayacentes. Se calcula que a una profundidad de sólo 1 km la presión es de 10 4 hPa, y en el manto superior supera los 6 * 10 4 hPa. Experimentos de laboratorio demuestran que a esta presión los sólidos, como el mármol, se doblan e incluso pueden fluir, es decir, adquieren propiedades intermedias entre un sólido y un líquido. Este estado de las sustancias se llama plástico. Este experimento nos permite afirmar que en intestinos profundos La materia de la Tierra se encuentra en estado plástico.

Composición química de la Tierra. En la Tierra se pueden encontrar todos los elementos químicos de la tabla de D.I. Mendeleev. Sin embargo, su número no es el mismo, están distribuidos de forma muy desigual. Por ejemplo, en la corteza terrestre, el oxígeno (O) constituye más del 50% y el hierro (Fe), menos del 5% de su masa. Se estima que las capas de basalto y granito están compuestas principalmente de oxígeno, silicio y aluminio, y en el manto aumenta la proporción de silicio, magnesio y hierro. En general, se acepta que 8 elementos (oxígeno, silicio, aluminio, hierro, calcio, magnesio, sodio, hidrógeno) representan el 99,5% de la composición de la corteza terrestre, y todos los demás, el 0,5%. Los datos sobre la composición del manto y del núcleo son especulativos.

La corteza terrestre sólo parece inmóvil, absolutamente estable. De hecho, realiza movimientos continuos y variados. Algunos de ellos ocurren muy lentamente y no son percibidos por los sentidos humanos, otros, como los terremotos, son devastadores y destructivos. ¿Qué fuerzas titánicas ponen en movimiento la corteza terrestre?

Las fuerzas internas de la Tierra, la fuente de su origen. Se sabe que en la frontera entre el manto y la litosfera la temperatura supera los 1500 °C. A esta temperatura, la materia debe fundirse o convertirse en gas. Cuando los sólidos se transforman en estado líquido o gaseoso, su volumen debe aumentar. Sin embargo, esto no sucede, ya que las rocas sobrecalentadas están bajo la presión de las capas suprayacentes de la litosfera. El efecto de “caldera de vapor” ocurre cuando la materia, buscando expandirse, presiona la litosfera, provocando que se mueva junto con la corteza terrestre. Además, cuanto mayor es la temperatura, más fuerte es la presión y más activa se mueve la litosfera. Los centros de presión especialmente fuertes surgen en aquellos lugares del manto superior donde se concentran elementos radiactivos, cuya desintegración calienta las rocas que los componen a temperaturas aún más altas. Los movimientos de la corteza terrestre bajo la influencia de las fuerzas internas de la Tierra se denominan tectónicos. Estos movimientos se dividen en oscilatorios, plegadores y estallidos.

Movimientos oscilatorios. Estos movimientos ocurren muy lentamente, imperceptiblemente para los humanos, por eso también se les llama siglos de antigüedad o epiirógeno. En algunos lugares la corteza terrestre se eleva, en otros desciende. En este caso, la subida suele ser reemplazada por una caída y viceversa. Estos movimientos sólo pueden rastrearse por las “huellas” que quedan después de ellos en la superficie de la tierra. Por ejemplo, en la costa mediterránea, cerca de Nápoles, se encuentran las ruinas del Templo de Serapis, cuyas columnas fueron desgastadas por moluscos marinos a una altitud de hasta 5,5 m sobre el nivel del mar moderno. Esto es una prueba absoluta de que el templo, construido en el siglo IV, estaba en el fondo del mar y luego fue levantado. Ahora esta superficie de tierra se está hundiendo nuevamente. A menudo, en las costas de los mares hay escalones por encima de su nivel actual: terrazas marinas, que alguna vez fueron creadas por el oleaje. En los andenes de estos pasos se pueden encontrar restos de organismos marinos. Esto indica que las áreas de las terrazas alguna vez fueron el fondo del mar, y luego la orilla se elevó y el mar retrocedió.

El descenso de la corteza terrestre por debajo de los 0 m sobre el nivel del mar va acompañado del avance del mar - transgresión, y el ascenso - por su retirada - regresión. Actualmente en Europa, se producen levantamientos en Islandia, Groenlandia y la península escandinava. Las observaciones han demostrado que la región del golfo de Botnia aumenta a un ritmo de 2 cm por año, es decir, 2 m por siglo. Al mismo tiempo, el territorio de Holanda, el sur de Inglaterra, el norte de Italia, las tierras bajas del Mar Negro y la costa del Mar de Kara se están hundiendo. Un signo del hundimiento de las costas marinas es la formación de bahías marinas en los estuarios de los ríos: estuarios (labios) y estuarios.

Cuando la corteza terrestre se eleva y el mar retrocede, el fondo marino, compuesto de rocas sedimentarias, resulta ser tierra seca. Así de extenso llanuras marinas (primarias): por ejemplo, Siberia occidental, Turanian, Siberia del norte, Amazonia (Fig. 20).

Arroz. 20. La estructura de las llanuras de estratos primarios o marinos.

Movimientos de plegado. En los casos en que las capas de roca son suficientemente plásticas, bajo la influencia de fuerzas internas colapsan formando pliegues. Cuando la presión se dirige verticalmente, las rocas se desplazan, y si está en el plano horizontal, se comprimen en pliegues. La forma de los pliegues puede ser muy diversa. Cuando la curva del pliegue se dirige hacia abajo, se llama sinclinal, hacia arriba, anticlinal (Fig. 21). Los pliegues se forman a grandes profundidades, es decir, cuando altas temperaturas y una gran presión, y luego, bajo la influencia de fuerzas internas, pueden levantarse. Así surgen doblar montañas Caucásico, Alpes, Himalaya, Andes, etc. (Fig. 22). En tales montañas, los pliegues son fáciles de observar donde quedan expuestos y salen a la superficie.

Arroz. 21. sinclinal (1) y anticlinal (2) pliegues

Arroz. 22. doblar montañas

Movimientos de ruptura. Si las rocas no son lo suficientemente fuertes para resistir la acción de fuerzas internas, se forman grietas (fallas) en la corteza terrestre y se produce un desplazamiento vertical de las rocas. Las zonas hundidas se llaman grabens, y los que se levantaron - puñados(Figura 23). La alternancia de horsts y grabens crea bloquear montañas (revividas). Ejemplos de tales montañas son: Altai, Sayan, Cordillera de Verkhoyansk, los Apalaches en América del Norte y muchos otros. Las montañas revividas se diferencian de las plegadas tanto en su estructura interna como en apariencia– morfología. Las laderas de estas montañas suelen ser empinadas, los valles, al igual que las cuencas hidrográficas, son anchos y planos. Las capas de roca siempre están desplazadas entre sí.

Arroz. 23. Montañas de bloques plegables revividas

Las zonas hundidas de estas montañas, los grabens, a veces se llenan de agua y luego se forman lagos profundos: por ejemplo, Baikal y Teletskoye en Rusia, Tanganyika y Nyasa en África.

Con un mayor aumento de la temperatura en las entrañas de la Tierra, las rocas, a pesar de alta presión, se derriten para formar magma. Esto libera muchos gases. Esto aumenta aún más tanto el volumen de la masa fundida como su presión sobre las rocas circundantes. Como resultado, el magma muy denso y rico en gas tiende a ir donde la presión es menor. Rellena grietas en la corteza terrestre, rompe y levanta las capas de las rocas que lo constituyen. Parte del magma, antes de llegar a la superficie terrestre, se solidifica en el espesor de la corteza terrestre, formando vetas de magma y lacolitos. A veces, el magma sale a la superficie y entra en erupción en forma de lava, gases, cenizas volcánicas, fragmentos de rocas y coágulos de lava congelada.

Volcanes. Cada volcán tiene un canal por donde entra en erupción la lava (Fig. 24). Este respiradero, que siempre termina en una expansión en forma de embudo - cráter. El diámetro de los cráteres varía desde varios cientos de metros hasta muchos kilómetros. Por ejemplo, el diámetro del cráter del Vesubio es de 568 m. Los cráteres muy grandes se llaman calderas. Por ejemplo, la caldera del volcán Uzon en Kamchatka, llena por el lago Kronotskoye, alcanza los 30 km de diámetro.

La forma y altura de los volcanes dependen de la viscosidad de la lava. La lava líquida se propaga rápida y fácilmente y no forma una montaña en forma de cono. Un ejemplo es el volcán Kilauza en las islas hawaianas. El cráter de este volcán es un lago redondo con un diámetro de aproximadamente 1 km, lleno de lava líquida burbujeante. El nivel de la lava, como el agua en el cuenco de un manantial, luego cae, luego sube, salpicando el borde del cráter.

Arroz. 24. Cono volcánico en sección

Los más extendidos son los volcanes con lava viscosa que, cuando se enfría, forma un cono volcánico. El cono siempre tiene una estructura en capas, lo que indica que las erupciones ocurrieron muchas veces y el volcán creció gradualmente, de una erupción a otra.

La altura de los conos volcánicos varía desde varias decenas de metros hasta varios kilómetros. Por ejemplo, el volcán Aconcagua en los Andes tiene una altura de 6960 m.

Hay alrededor de 1.500 montañas volcánicas, activas y extintas, entre ellas gigantes como Elbrus en el Cáucaso, Klyuchevskaya Sopka en Kamchatka, Fuji en Japón, Kilimanjaro en África y muchos otros.

La mayoría de Los volcanes activos se encuentran alrededor del Océano Pacífico, formando el "Anillo de Fuego" del Pacífico, y en el cinturón mediterráneo-indonesio. Sólo en Kamchatka se conocen 28 volcanes activos y en total hay más de 600. volcanes activos Naturalmente, todos ellos están confinados a zonas móviles de la corteza terrestre (Fig. 25).

Arroz. 25. Zonas de vulcanismo y terremotos.

En el pasado geológico de la Tierra, el vulcanismo era más activo que ahora. Además de las erupciones habituales (centrales), se produjeron erupciones de fisuras. A partir de grietas gigantes (fallas) en la corteza terrestre, que se extendían a lo largo de decenas y cientos de kilómetros, la lava irrumpió en la superficie de la tierra. Se crearon cubiertas de lava continuas o irregulares, nivelando el terreno. El espesor de la lava alcanzó entre 1,5 y 2 km. Así se formaron llanuras de lava. Ejemplos de tales llanuras son ciertas secciones de la meseta central de Siberia, la parte central de la meseta de Deccan en la India, las tierras altas de Armenia y la meseta de Columbia.

Temblores. Las causas de los terremotos son diferentes: erupciones volcánicas, derrumbes de montañas. Pero los más poderosos surgen como resultado de los movimientos de la corteza terrestre. Estos terremotos se llaman tectónico. Suelen originarse a grandes profundidades, en el límite del manto y la litosfera. El origen de un terremoto se llama hipocentro o hogar. En la superficie de la Tierra, por encima del hipocentro, se encuentra epicentro terremotos (Fig. 26). Aquí la fuerza del terremoto es mayor y a medida que se aleja del epicentro se debilita.

Arroz. 26. Hipocentro y epicentro del terremoto.

La corteza terrestre tiembla continuamente. A lo largo del año se observan más de 10.000 terremotos, pero la mayoría de ellos son tan débiles que los humanos no los sienten y sólo los registran los instrumentos.

La fuerza de los terremotos se mide en puntos, del 1 al 12. Los terremotos potentes de 12 puntos son raros y catastróficos. Durante tales terremotos, se producen deformaciones en la corteza terrestre, se forman grietas, desplazamientos, fallas, deslizamientos de tierra en las montañas y fallas en las llanuras. Si ocurren en zonas densamente pobladas, se produce una gran destrucción y numerosas víctimas. Los mayores terremotos de la historia son los de Messina (1908), Tokio (1923), Tashkent (1966), Chile (1976) y Spitak (1988). En cada uno de estos terremotos murieron decenas, cientos y miles de personas y las ciudades quedaron destruidas casi hasta los cimientos.

A menudo, el hipocentro se encuentra bajo el océano. Entonces surge una ola oceánica destructiva. tsunami.

Simultáneamente con los procesos tectónicos internos, en la Tierra operan procesos externos. A diferencia de los internos, que cubren todo el espesor de la litosfera, actúan únicamente sobre la superficie terrestre. La profundidad de su penetración en la corteza terrestre no supera varios metros y sólo en cuevas, hasta varios cientos de metros. La fuente de las fuerzas que provocan los procesos externos es la energía solar térmica.

Los procesos externos son muy diversos. Estos incluyen la erosión de las rocas, el trabajo del viento, el agua y los glaciares.

Meteorización. Se divide en físico, químico y orgánico.

Meteorización física- Se trata de trituración mecánica, trituración de rocas.

Ocurre cuando hay un cambio brusco de temperatura. Cuando se calienta, la roca se expande; cuando se enfría, se contrae. Dado que el coeficiente de expansión de los diferentes minerales que componen la roca no es el mismo, el proceso de destrucción se intensifica. Inicialmente, la roca se fragmenta en grandes bloques, que con el tiempo se trituran. La destrucción acelerada de la roca se ve facilitada por el agua que, al penetrar en las grietas, se congela, se expande y desgarra la roca en partes separadas. La meteorización física es más activa donde hay un cambio brusco de temperatura y rocas ígneas duras salen a la superficie: granito, basalto, sienitas, etc.

Meteorización química- Este es el efecto químico de varias soluciones acuosas sobre las rocas.

En este caso, a diferencia de la meteorización física, varios reacciones químicas, y como resultado, un cambio en la composición química y, posiblemente, la formación de nuevas rocas. La meteorización química ocurre en todas partes, pero es especialmente intensa en rocas fácilmente solubles: piedra caliza, yeso, dolomita.

Meteorización orgánica Es el proceso de destrucción de las rocas por organismos vivos: plantas, animales y bacterias.

Los líquenes, por ejemplo, al asentarse sobre las rocas, desgastan su superficie con el ácido secretado. Las raíces de las plantas también secretan ácido y, además, el sistema radicular actúa mecánicamente, como si rompiera la roca. lombrices de tierra, pasando por no materia orgánica, transformar la roca y mejorar el acceso al agua y al aire.

Meteorización y clima. Todos los tipos de meteorización ocurren simultáneamente, pero actúan con diferentes intensidades. Esto depende no sólo de las rocas que lo componen, sino también principalmente del clima.

La meteorización por heladas es más activa en los países polares, la meteorización química en los países templados, la meteorización mecánica en los desiertos tropicales y la meteorización química en los trópicos húmedos.

La obra del viento. El viento es capaz de destruir rocas y transportar y depositar partículas sólidas. Cómo viento más fuerte y cuanto más a menudo sopla, más trabajo puede realizar. Cuando surgen afloramientos rocosos en la superficie de la Tierra, el viento los bombardea con granos de arena, borrando y destruyendo gradualmente incluso las rocas más duras. Las rocas menos estables se destruyen más rápido y de forma más específica. accidentes geográficos eólicos– cordones de piedra, setas eólicas, pilares, torres.

En los desiertos arenosos y a lo largo de las orillas de mares y grandes lagos, el viento crea formas de relieve específicas: barjanes y dunas.

Dunas- Son colinas arenosas en movimiento en forma de media luna. Su pendiente de barlovento es siempre suave (5-10°) y la de sotavento es pronunciada, hasta 35-40° (Fig. 27). La formación de dunas está asociada con la inhibición del flujo de viento que transporta arena, lo que se produce debido a cualquier obstáculo: superficies irregulares, piedras, arbustos, etc. La fuerza del viento se debilita y comienza la deposición de arena. Cuanto más constantes son los vientos y más arena, más rápido crece la duna. Las dunas más altas, de hasta 120 m, se encuentran en los desiertos de la Península Arábiga.

Arroz. 27. La estructura de la duna (la flecha muestra la dirección del viento)

Las dunas se mueven en dirección del viento. El viento arrastra granos de arena a lo largo de una suave pendiente. Al llegar a la cresta, la corriente del viento se arremolina, su velocidad disminuye, los granos de arena caen y ruedan por la empinada pendiente de sotavento. Esto hace que toda la duna se mueva a una velocidad de hasta 50 a 60 m por año. A medida que avanzan, las dunas pueden cubrir oasis e incluso pueblos enteros.

En playas arenosas las arenas que soplan se forman dunas. Se extienden a lo largo de la costa en forma de enormes crestas arenosas o colinas de hasta 100 mo más de altura. A diferencia de las dunas, no tienen una forma permanente, pero también pueden desplazarse hacia el interior desde la playa. Para frenar el movimiento de las dunas se plantan árboles y arbustos, principalmente pinos.

Trabajos de nieve y hielo. La nieve, especialmente en las montañas, hace mucho trabajo. En las laderas de las montañas se acumulan enormes masas de nieve. De vez en cuando caen de las laderas formando avalanchas. Estas avalanchas, que se mueven a una velocidad tremenda, capturan fragmentos de roca y los arrastran hacia abajo, arrasando con todo lo que encuentran a su paso. Debido al terrible peligro que suponen los aludes, se les llama “muerte blanca”.

El material sólido que queda después del derretimiento de la nieve forma enormes montículos rocosos que bloquean y llenan las depresiones entre montañas.

Hacen aún más trabajo glaciares. Ocupan áreas enormes en la Tierra: más de 16 millones de km 2, lo que representa el 11% de la superficie terrestre.

Hay glaciares continentales, de cobertura y de montaña. Hielo continental Ocupan vastas áreas en la Antártida, Groenlandia y muchas islas polares. El espesor del hielo de los glaciares continentales varía. Por ejemplo, en la Antártida alcanza los 4.000 m. Bajo la influencia de una enorme gravedad, el hielo se desliza hacia el mar, se rompe y icebergs– montañas flotantes de hielo.

Ud. glaciares de montaña Se distinguen dos partes: áreas de alimentación o acumulación de nieve y derretimiento. La nieve se acumula en las montañas de arriba línea de nieve. La altura de esta línea no es la misma en diferentes latitudes: cuanto más cerca del ecuador, más alta es la línea de nieve. En Groenlandia, por ejemplo, se encuentra a una altitud de 500 a 600 m, y en las laderas del volcán Chimborazo en los Andes, a 4800 m.

Por encima de la línea de nieve, la nieve se acumula, se compacta y poco a poco se convierte en hielo. El hielo tiene propiedades plásticas y, bajo la presión de las masas suprayacentes, comienza a deslizarse pendiente abajo. Dependiendo de la masa del glaciar, su saturación de agua y la pendiente de la pendiente, la velocidad de movimiento oscila entre 0,1 y 8 m por día.

Al moverse por las laderas de las montañas, los glaciares abren baches, suavizan los salientes rocosos y ensanchan y profundizan los valles. Los escombros que el glaciar captura durante su movimiento, cuando el glaciar se derrite (retrocede), permanecen en su lugar, formando una morrena glacial. Morena- Son montones de fragmentos de rocas, cantos rodados, arena, arcilla que deja el glaciar. Hay morrenas inferiores, laterales, superficiales, medias y terminales.

Los valles montañosos por los que alguna vez ha pasado un glaciar son fáciles de distinguir: en estos valles siempre se encuentran restos de morrenas, y su forma se asemeja a una depresión. Estos valles se llaman toques.

Obra de aguas corrientes. Las aguas corrientes incluyen corrientes de lluvia temporales y aguas de nieve derretida, arroyos, ríos y El agua subterránea. El trabajo de las aguas que fluyen, teniendo en cuenta el factor tiempo, es enorme. Podemos decir que toda la apariencia de la superficie de la tierra es, en un grado u otro, creada por el agua que fluye. Todas las aguas corrientes están unidas por el hecho de que realizan tres tipos de trabajo:

– destrucción (erosión);

– transferencia de productos (tránsito);

– relación (acumulación).

Como resultado, se forman diversas irregularidades en la superficie de la Tierra: barrancos, surcos en laderas, acantilados, valles de ríos, islas de arena y guijarros, etc., así como huecos en el espesor de las rocas: cuevas.

La acción de la gravedad. Todos los cuerpos (líquidos, sólidos, gaseosos, ubicados en la Tierra) se sienten atraídos por él.

La fuerza con la que un cuerpo es atraído hacia la Tierra se llama gravedad.

Bajo la influencia de esta fuerza, todos los cuerpos tienden a ocupar la posición más baja de la superficie terrestre. Como resultado, surgen corrientes de agua en los ríos, el agua de lluvia se filtra en el espesor de la corteza terrestre, las avalanchas de nieve colapsan, los glaciares se mueven y los fragmentos de rocas descienden por las laderas. La gravedad es una condición necesaria para la acción de procesos externos. De lo contrario, los productos de la meteorización permanecerían en el lugar de su formación, cubriendo como un manto las rocas subyacentes.

Como ya sabes, la Tierra se compone de muchos elementos químicos: oxígeno, nitrógeno, silicio, hierro, etc. Al combinarse entre sí, los elementos químicos forman minerales.

Minerales. La mayoría de los minerales están compuestos por dos o más elementos químicos. Puedes saber cuántos elementos contiene un mineral observando su fórmula química. Por ejemplo, la halita (sal de mesa) está compuesta de sodio y cloro y tiene la fórmula NCl; magnetita ( mineral de hierro magnético) - de tres moléculas de hierro y dos de oxígeno (F 3 O 2), etc. Algunos minerales están formados por uno elemento químico, por ejemplo: azufre, oro, platino, diamante, etc. Estos minerales se denominan nativo. En la naturaleza se conocen alrededor de 40 elementos nativos, que representan el 0,1% de la masa de la corteza terrestre.

Los minerales pueden ser no sólo sólidos, sino también líquidos (agua, mercurio, petróleo) y gaseosos (sulfuro de hidrógeno, dióxido de carbono).

La mayoría de los minerales tienen una estructura cristalina. La forma del cristal de un mineral determinado es siempre constante. Por ejemplo, los cristales de cuarzo tienen forma de prisma, los cristales de halita tienen forma de cubo, etc. sal de mesa Disueltos en agua y luego cristalizados, los minerales recién formados tomarán forma cúbica. Muchos minerales tienen la capacidad de crecer. Sus tamaños varían desde microscópicos hasta gigantescos. Por ejemplo, en la isla de Madagascar se encontró un cristal de berilo de 8 m de largo y 3 m de diámetro, que pesa casi 400 toneladas.

Según su formación, todos los minerales se dividen en varios grupos. Algunos de ellos (feldespato, cuarzo, mica) se liberan del magma durante su lento enfriamiento a grandes profundidades; otros (azufre): cuando la lava se enfría rápidamente; tercero (granate, jaspe, diamante) - a altas temperaturas y presión a grandes profundidades; los cuartos (granates, rubíes, amatistas) se liberan de soluciones acuosas calientes en venas subterráneas; quintas partes (yeso, sales, mineral de hierro pardo) se forman durante la meteorización química.

En total, existen más de 2.500 minerales en la naturaleza. Para identificarlos y estudiarlos. gran importancia Tienen propiedades físicas, que incluyen brillo, color, color de la marca, es decir, la huella que deja el mineral, transparencia, dureza, hendidura, fractura, gravedad específica. Por ejemplo, el cuarzo tiene forma de cristal prismático, brillo vítreo, sin hendidura, fractura concoidea, dureza 7, gravedad específica 2,65 g/cm 3, no tiene características; La halita tiene forma de cristal cúbico, dureza 2,2, gravedad específica 2,1 g/cm3, brillo del vidrio, color blanco, escisión perfecta, sabor salado, etc.

De los minerales, los más famosos y difundidos son entre 40 y 50, que se denominan minerales formadores de rocas (feldespato, cuarzo, halita, etc.).

Rocas. Estas rocas son una acumulación de uno o más minerales. El mármol, la piedra caliza y el yeso están formados por un mineral, mientras que el granito y el basalto están formados por varios. En total, existen alrededor de 1000 rocas en la naturaleza. Dependiendo de su origen - génesis - las rocas se dividen en tres grupos principales: ígneas, sedimentarias y metamórficas.

Rocas ígneas. Se forma cuando el magma se enfría; estructura cristalina, no tiene estratificación; no contienen restos de animales o plantas. Entre las rocas ígneas se distingue entre profundas y eruptivas. Rocas profundas Se forma en lo profundo de la corteza terrestre, donde el magma está bajo alta presión y su enfriamiento se produce muy lentamente. Un ejemplo de roca plutónica es el granito, la roca cristalina más común compuesta principalmente por tres minerales: cuarzo, feldespato y mica. El color de los granitos depende del color del feldespato. La mayoría de las veces son grises o rosas.

Cuando el magma irrumpe en la superficie, se forma rocas en erupción. Se trata de una masa sinterizada, que recuerda a la escoria, o vítrea, en cuyo caso se denomina vidrio volcánico. EN en algunos casos Se forma una roca finamente cristalina como el basalto.

Rocas sedimentarias. Cubren aproximadamente el 80% de toda la superficie de la Tierra. Se caracterizan por estratificación y porosidad. Por regla general, las rocas sedimentarias son el resultado de la acumulación en los mares y océanos de restos de organismos muertos o partículas de rocas sólidas destruidas traídas desde la tierra. El proceso de acumulación se produce de manera desigual, por lo que se forman capas de diferentes espesores. En muchas rocas sedimentarias se encuentran fósiles o huellas de animales y plantas.

Según el lugar de formación, las rocas sedimentarias se dividen en continentales y marinas. A razas continentales incluyen, por ejemplo, arcillas. La arcilla es un producto triturado de la destrucción de rocas duras. Están formados por pequeñas partículas escamosas y tienen la capacidad de absorber agua. Las arcillas son plásticas e impermeables. Sus colores varían: del blanco al azul e incluso al negro. Las arcillas blancas se utilizan para producir porcelana.

El loess es una roca de origen continental y muy extendida. Es una roca amarillenta, de grano fino, no laminada, formada por una mezcla de cuarzo, partículas de arcilla, carbonato de cal e hidratos de óxido de hierro. Permite el paso del agua fácilmente.

rocas marinas normalmente se forman en el fondo del océano. Estos incluyen algunas arcillas, arenas y gravas.

Gran grupo de sedimentarios rocas biogénicas formado a partir de restos de animales y plantas muertos. Estos incluyen calizas, dolomitas y algunos minerales combustibles (turba, carbón, esquisto bituminoso).

La piedra caliza, compuesta de carbonato de calcio, está especialmente extendida en la corteza terrestre. En sus fragmentos se pueden ver fácilmente acumulaciones de pequeñas conchas e incluso esqueletos de pequeños animales. El color de las calizas varía, más a menudo gris.

La tiza también se forma a partir de las conchas más pequeñas, los habitantes del mar. Enormes reservas de esta roca se encuentran en la región de Belgorod, donde a lo largo de las escarpadas orillas de los ríos se pueden ver afloramientos de gruesas capas de tiza, que se distinguen por su blancura.

Las calizas que contienen una mezcla de carbonato de magnesio se llaman dolomitas. Las calizas se utilizan ampliamente en la construcción. A partir de ellos se elabora cal para yeso y cemento. El mejor cemento se elabora a partir de marga.

En aquellos mares donde antes vivían animales con caparazones de pedernal y crecían algas que contenían pedernal, se formó la roca trípoli. Se trata de una roca clara, densa, generalmente amarillenta o gris clara, que sirve como material de construcción.

Las rocas sedimentarias también incluyen rocas formadas por precipitación de soluciones acuosas(yeso, sal de roca, sal de potasio, mineral de hierro pardo, etc.).

Rocas metamórficas. Este grupo de rocas se formó a partir de rocas sedimentarias e ígneas bajo la influencia de altas temperaturas, presión y cambios químicos. Así, cuando la temperatura y la presión actúan sobre la arcilla, se forman lutitas, sobre la arena, areniscas densas y sobre la piedra caliza, mármol. Los cambios, es decir, las metamorfosis, ocurren no sólo en las rocas sedimentarias, sino también en las rocas ígneas. Bajo la influencia de altas temperaturas y presión, el granito adquiere una estructura en capas y se forma una nueva roca: el gneis.

Las altas temperaturas y presiones promueven la recristalización de las rocas. Las areniscas forman una roca cristalina muy fuerte: la cuarcita.

La ciencia ha establecido que hace más de 2.500 millones de años, el planeta Tierra estaba completamente cubierto por océanos. Luego, bajo la influencia de fuerzas internas, comenzó el levantamiento de secciones individuales de la corteza terrestre. El proceso de elevación estuvo acompañado de violentos vulcanismos, terremotos y formación de montañas. Así surgieron las primeras masas de tierra: los antiguos núcleos de los continentes modernos. El académico V. A. Obruchev los llamó "la antigua corona de la Tierra".

Tan pronto como la tierra se elevó sobre el océano, comenzaron a actuar procesos externos en su superficie. Las rocas fueron destruidas, los productos de la destrucción fueron llevados al océano y acumulados en sus afueras en forma de rocas sedimentarias. El espesor de los sedimentos alcanzó varios kilómetros y, bajo su presión, el fondo del océano comenzó a doblarse. Estas depresiones gigantes de la corteza terrestre debajo de los océanos se llaman geosinclinales. La formación de geosinclinales en la historia de la Tierra ha sido continua desde la antigüedad hasta la actualidad. Hay varias etapas en la vida de los geosinclinales:

– embrionario– desviación de la corteza terrestre y acumulación de sedimentos (Fig. 28, A);

– maduración– llenado de la depresión con sedimentos, cuando su espesor alcanza entre 15 y 18 km y surge presión radial y lateral;

– plegable– la formación de montañas plegadas bajo la presión de las fuerzas internas de la Tierra (este proceso va acompañado de violentos vulcanismos y terremotos) (Fig. 28, B);

– atenuación– destrucción de las montañas emergentes por procesos externos y formación de una llanura montañosa residual en su lugar (Fig. 28).

Arroz. 28. Esquema de la estructura de la llanura formada como resultado de la destrucción de las montañas (la línea de puntos muestra la reconstrucción del antiguo país montañoso)

Dado que las rocas sedimentarias de la zona geosinclinal son plásticas, como resultado de la presión resultante se aplastan formando pliegues. Se forman montañas plegadas, como los Alpes, el Cáucaso, el Himalaya, los Andes, etc.

Los períodos en los que se produce la formación activa de montañas plegadas en geosinclinales se denominan Eras de plegado. Se conocen varias eras de este tipo en la historia de la Tierra: Baikal, Caledonia, Hercinian, Mesozoica y Alpina.

El proceso de formación de montañas en un geosinclinal también puede abarcar áreas no geosinclinales, áreas de antiguas montañas ahora destruidas. Como las rocas aquí son duras y carecen de plasticidad, no se pliegan en pliegues, sino que se rompen por fallas. Algunas áreas suben, otras caen: aparecen montañas de bloques revividos y de bloques plegados. Por ejemplo, durante la era alpina del plegamiento, se formaron las montañas plegadas de Pamir y revivieron las montañas de Altai y Sayan. Por tanto, la edad de las montañas no está determinada por el momento de su formación, sino por la edad de la base plegada, que siempre se indica en los mapas tectónicos.

Hoy en día todavía existen geosinclinales en diferentes etapas de desarrollo. Así, a lo largo de la costa asiática del Océano Pacífico, en el Mar Mediterráneo existe un geosinclinal moderno, que atraviesa una etapa de maduración, y en el Cáucaso, en los Andes y otras montañas plegadas se está completando el proceso de formación montañosa; Las pequeñas colinas kazajas son una penillanura, una llanura montañosa formada en el lugar de las montañas destruidas de los pliegues de Caledonia y Hercinia. Aquí emergen a la superficie las bases de antiguas montañas, pequeñas colinas, “montañas testigo”, formadas por rocas ígneas y metamórficas duraderas.

Vastas áreas de la corteza terrestre con movilidad relativamente baja y topografía plana se denominan plataformas. En la base de las plataformas, en sus cimientos, se encuentran fuertes rocas ígneas y metamórficas, lo que indica los procesos de formación de montañas que alguna vez tuvieron lugar aquí. Por lo general, la base está cubierta por una gruesa capa de roca sedimentaria. A veces las rocas del basamento salen a la superficie, formando escudos. La edad de la plataforma corresponde a la edad de la fundación. Las plataformas antiguas (precámbricas) incluyen las de Europa del Este, Siberia, Brasil, etc.

Las plataformas son en su mayoría llanuras. Experimentan movimientos predominantemente oscilatorios. Sin embargo, en algunos casos, es posible que se formen en ellos montañas de bloques revividos. Así, como resultado de la aparición de las Grandes Fisuras Africanas, secciones individuales de la antigua plataforma africana subieron y bajaron y se formaron montañas y tierras altas en bloques. este de Africa, montañas volcánicas Kenia y Kilimanjaro.

Placas litosféricas y su movimiento. La doctrina de los geosinclinales y plataformas se llama en ciencia. "fijismo" ya que, según esta teoría, grandes bloques de corteza se fijan en un solo lugar. En la segunda mitad del siglo XX. muchos científicos apoyaron teoría del movilismo, que se basa en la idea de los movimientos horizontales de la litosfera. Según esta teoría, toda la litosfera está dividida en bloques gigantes (placas litosféricas) por fallas profundas que llegan hasta el manto superior. Los límites entre placas pueden ocurrir tanto en la tierra como en el fondo del océano. En los océanos, estos límites suelen ser dorsales en medio del océano. En estas zonas se registró un gran número de fallas: fisuras a lo largo de las cuales el material del manto superior fluye hacia el fondo del océano y se extiende sobre él. En aquellas zonas por donde pasan los límites entre placas, a menudo se activan los procesos de formación de montañas: en el Himalaya, los Andes, la Cordillera, los Alpes, etc. La base de las placas se encuentra en la astenosfera y, a lo largo de su sustrato plástico, las placas litosféricas, como gigantes. Los icebergs se mueven lentamente en diferentes direcciones (Fig. 29). El movimiento de las placas se registra mediante mediciones precisas desde el espacio. Así, las costas africana y árabe del Mar Rojo se están alejando lentamente, lo que ha permitido a algunos científicos llamar a este mar el “embrión” del futuro océano. Las imágenes espaciales también permiten rastrear la dirección de fallas profundas en la corteza terrestre.

Arroz. 29. Movimiento de placas litosféricas.

La teoría del movilismo explica de manera convincente la formación de montañas, ya que para su formación requiere no solo presión radial, sino también lateral. Cuando dos placas chocan, una de ellas se hunde bajo la otra y se forman “montículos”, es decir, montañas a lo largo del límite de colisión. Este proceso va acompañado de terremotos y vulcanismo.

Alivio- se trata de un conjunto de irregularidades de la superficie terrestre, que se diferencian en altura sobre el nivel del mar, origen, etc.

Estas irregularidades dan a nuestro planeta una apariencia única. La formación del relieve está influenciada por fuerzas internas, tectónicas y externas. Gracias a los procesos tectónicos, surgen principalmente grandes irregularidades de la superficie (montañas, tierras altas, etc.), y las fuerzas externas tienen como objetivo su destrucción y la creación de formas de relieve más pequeñas: valles fluviales, barrancos, dunas, etc.

Todas las formas de relieve se dividen en superficies cóncavas (depresiones, valles fluviales, barrancos, barrancos, etc.), convexas (colinas, sierras, conos volcánicos, etc.), simplemente horizontales e inclinadas. Su tamaño puede ser muy diverso, desde unas pocas decenas de centímetros hasta muchos cientos e incluso miles de kilómetros.

Dependiendo de la escala, se distinguen formas de relieve planetarias, macro, meso y micro.

Los objetos planetarios incluyen protuberancias continentales y depresiones oceánicas. Los continentes y los océanos suelen ser antípodas. Así, la Antártida se encuentra frente al Océano Ártico, América del Norte, frente al Océano Índico, Australia, frente al Atlántico, y sólo América del Sur, frente al Sudeste Asiático.

Las profundidades de las depresiones oceánicas varían ampliamente. La profundidad media es de 3800 m, y la máxima registrada en Mariana Trinchera Océano Pacífico: 11.022 m. El punto más alto de la Tierra, el monte Everest (Qomolungma), alcanza los 8.848 m. Por lo tanto, la amplitud de altura alcanza casi 20 km.

Las profundidades predominantes en el océano son de 3.000 a 6.000 m, y las alturas en tierra son inferiores a 1.000 m. Las altas montañas y las depresiones de los fondos marinos ocupan sólo una fracción de un por ciento de la superficie de la Tierra.

La altura promedio de los continentes y sus partes sobre el nivel del océano también es diferente: América del Norte - 700 m, África - 640 m, América del Sur - 580, Australia - 350, Antártida - 2300, Eurasia - 635 m, con una altura de Asia de 950 m. m, y Europa, sólo 320 m. La altura media del terreno es de 875 m.

Relieve del fondo del océano. En el fondo del océano, como en la tierra, existen diversas formas de relieve: montañas, llanuras, depresiones, trincheras, etc. Por lo general, tienen contornos más suaves que formas similares relieve terrestre, ya que aquí los procesos externos se desarrollan con más calma.

El relieve del fondo del océano incluye:

– placa continental, o estante (estante), – parte poco profunda hasta una profundidad de 200 m, cuyo ancho en algunos casos alcanza muchos cientos de kilómetros;

– pendiente continental– una cornisa bastante empinada a una profundidad de 2500 m;

– lecho del océano, que ocupa la mayor parte del fondo con profundidades de hasta 6000 m.

Las mayores profundidades se observaron en canalones, o depresiones oceánicas, donde superan los 6000 m. Las fosas suelen extenderse a lo largo de continentes a lo largo de las márgenes del océano.

En las partes centrales de los océanos hay dorsales (rifts) en medio del océano: Atlántico Sur, Australia, Antártida, etc.

Relieve terrestre. Los principales elementos del relieve terrestre son las montañas y las llanuras. Forman el macrorrelieve de la Tierra.

Montaña Se denomina cerro al que tiene un punto cumbre, pendientes y una línea de fondo que se eleva sobre el terreno por encima de los 200 m; Una elevación de hasta 200 m de altura se llama colina. Los accidentes geográficos linealmente alargados con crestas y pendientes son Cadenas montañosas. Las crestas están separadas por las situadas entre ellas. valles de montaña. Al conectarse entre sí, se forman cadenas montañosas. Cadenas montañosas. Al conjunto de crestas, cadenas y valles se le llama nodo de montaña, o país montañoso, y en la vida cotidiana - montañas. Por ejemplo, las montañas de Altai, los Montes Urales, etc.

Vastas áreas de la superficie terrestre formadas por cadenas montañosas, valles y llanuras altas se denominan tierras altas. Por ejemplo, la meseta iraní, la meseta armenia, etc.

El origen de las montañas es tectónico, volcánico y erosivo.

Montañas tectónicas Formados como resultado de los movimientos de la corteza terrestre, constan de uno o varios pliegues elevados a una altura considerable. Todo Las montañas mas altas mundo (el Himalaya, el Hindu Kush, el Pamir, la Cordillera, etc.) plegados. Se caracterizan por picos puntiagudos, valles estrechos (gargantas) y crestas alargadas.

en bloque Y montañas de bloques plegables se forman como resultado del ascenso y caída de bloques (bloques) de la corteza terrestre a lo largo de planos de falla. El relieve de estas montañas se caracteriza por picos y cuencas planas, valles amplios y de fondo plano. Estos son, por ejemplo, los Montes Urales, los Apalaches, Altai, etc.

Montañas volcánicas se forman como resultado de la acumulación de productos de la actividad volcánica.

Bastante extendido en la superficie terrestre. montañas erosionadas, que se forman como resultado del desmembramiento de las altas llanuras por fuerzas externas, principalmente aguas corrientes.

Por altura, las montañas se dividen en bajas (hasta 1000 m), media-alta (de 1000 a 2000 m), altas (de 2000 a 5000 m) y más altas (por encima de 5 km).

La altura de las montañas se puede determinar fácilmente a partir de un mapa físico. También se puede utilizar para determinar que la mayoría de las montañas pertenecen a la cordillera media y alta. Pocos picos superan los 7.000 m y todos se encuentran en Asia. Sólo 12 picos montañosos, ubicados en las montañas Karakoram y el Himalaya, tienen una altura de más de 8000 m. El punto más alto del planeta es la montaña, o, más precisamente, el nodo montañoso, el Everest (Chomolungma): 8848 m.

La mayor parte de la superficie terrestre está ocupada por zonas planas. llanuras- Se trata de zonas de la superficie terrestre que tienen una topografía plana o ligeramente montañosa. La mayoría de las veces las llanuras tienen una ligera pendiente.

Según la naturaleza de la superficie, las llanuras se dividen en plano, ondulado Y montañoso, pero en vastas llanuras, por ejemplo Turan o Siberia Occidental, puedes encontrar áreas con diversas formas relieve superficial.

Dependiendo de la altura sobre el nivel del mar, las llanuras se dividen en bajo(hasta 200 m), sublime(hasta 500 m) y alto (mesetas)(más de 500 m). exaltado y altiplanos Siempre están muy atravesados ​​por corrientes de agua y tienen una topografía montañosa; los más bajos suelen ser planos. Algunas llanuras se encuentran por debajo del nivel del mar. Así, las tierras bajas del Caspio tienen una altura de 28 m, en las llanuras a menudo se encuentran cuencas cerradas de gran profundidad. Por ejemplo, la depresión de Karagis tiene una elevación de 132 m y la depresión del Mar Muerto tiene una elevación de 400 m.

Las llanuras elevadas delimitadas por escarpados escarpes que las separan del área circundante se denominan meseta. Estas son las mesetas de Ustyurt, Putorana, etc.

Meseta- Las zonas planas de la superficie terrestre pueden tener una altura considerable. Por ejemplo, la meseta del Tíbet se eleva por encima de los 5.000 m.

Según su origen, existen varios tipos de llanuras. Importantes superficies de tierra están ocupadas por llanuras marinas (primarias), formado como resultado de regresiones marinas. Estas son, por ejemplo, las llanuras de Turania, Siberia Occidental, Gran China y varias otras. Casi todos ellos pertenecen a las grandes llanuras del planeta. La mayoría son tierras bajas, el terreno es llano o ligeramente montañoso.

Llanuras estratificadas- Se trata de zonas planas de plataformas antiguas con presencia casi horizontal de capas de rocas sedimentarias. Estas llanuras incluyen, por ejemplo, las de Europa del Este. Estas llanuras en su mayoría tienen terreno montañoso.

Pequeños espacios en los valles fluviales están ocupados por llanuras aluviales (aluviales), formado como resultado de nivelar la superficie con sedimentos de río: aluviones. Este tipo incluye las llanuras del Indogangético, Mesopotamia y Labrador. Estas llanuras son bajas, planas y muy fértiles.

Las llanuras se elevan muy por encima del nivel del mar. láminas de lava(Meseta de Siberia Central, Mesetas de Etiopía e Irán, Meseta de Deccan). Algunas llanuras, por ejemplo las pequeñas colinas kazajas, se formaron como resultado de la destrucción de montañas. Se les llama erosivo. Estas llanuras son siempre elevadas y montañosas. Estos cerros están compuestos de rocas cristalinas duraderas y representan los restos de las montañas que alguna vez estuvieron aquí, sus “raíces”.

La tierra– esta es la capa superior fértil de la litosfera, que tiene una serie de propiedades inherentes a la naturaleza viva e inanimada.

La formación y existencia de este cuerpo natural no se puede imaginar sin los seres vivos. Las capas superficiales de las rocas son sólo el sustrato inicial a partir del cual, bajo la influencia de plantas, microorganismos y animales, se forman. diferentes tipos suelo

El fundador de la ciencia del suelo, el científico ruso V.V. Dokuchaev, demostró que

la tierra es un cuerpo natural independiente formado en la superficie de las rocas bajo la influencia de organismos vivos, el clima, el agua, el relieve y también el hombre.

Esta formación natural se ha creado a lo largo de miles de años. El proceso de formación del suelo comienza con el asentamiento de microorganismos sobre rocas y piedras desnudas. Al alimentarse de dióxido de carbono, nitrógeno y vapor de agua de la atmósfera, utilizando sales minerales de roca, los microorganismos liberan ácidos orgánicos como resultado de su actividad vital. Estas sustancias cambian gradualmente la composición química de las rocas, haciéndolas menos duraderas y, en última instancia, aflojando la capa superficial. Entonces los líquenes se posan sobre esa roca. Sin pretensiones de agua y nutrientes, continúan el proceso de destrucción y al mismo tiempo enriquecen la roca con sustancias orgánicas. Como resultado de la actividad de microorganismos y líquenes, la roca se va convirtiendo paulatinamente en un sustrato apto para la colonización de plantas y animales. La transformación final de la roca original en suelo se produce gracias a la actividad vital de estos organismos.

Las plantas absorben dióxido de carbono de la atmósfera y agua y minerales del suelo, creando compuestos orgánicos. A medida que las plantas mueren, enriquecen el suelo con estos compuestos. Los animales se alimentan de plantas y sus restos. Los productos de su actividad vital son los excrementos, y tras la muerte sus cadáveres también acaban en el suelo. Toda la masa de materia orgánica muerta acumulada como resultado de la actividad vital de plantas y animales sirve como alimento y hábitat para microorganismos y hongos. Destruyen sustancias orgánicas y las mineralizan. Como resultado de la actividad de los microorganismos, se forman sustancias orgánicas complejas que forman el humus del suelo.

humus del suelo es una mezcla de estable compuestos orgánicos, formado durante la descomposición de residuos vegetales y animales y sus productos metabólicos con la participación de microorganismos.

En el suelo, los minerales primarios se descomponen y se forman minerales secundarios arcillosos. Así, se produce el ciclo de sustancias en el suelo.

Capacidad de humedad es la capacidad del suelo para retener agua.

Los suelos con mucha arena no retienen bien el agua y tienen poca capacidad de retención de humedad. El suelo arcilloso, por otro lado, retiene mucha agua y tiene una alta capacidad de retención de humedad. En caso de fuertes lluvias, el agua llena todos los poros de dicho suelo, impidiendo que el aire pase más profundamente. Los suelos sueltos y grumosos retienen la humedad mejor que los suelos densos.

Permeabilidad a la humedad- Ésta es la capacidad del suelo para pasar agua.

El suelo está impregnado de pequeños poros: capilares. El agua puede moverse a través de los capilares no sólo hacia abajo, sino también en todas las direcciones, incluso de abajo hacia arriba. Cuanto mayor es la capilaridad del suelo, mayor es su permeabilidad a la humedad, más rápido el agua penetra en el suelo y asciende desde capas más profundas. El agua se "pega" a las paredes de los capilares y parece arrastrarse hacia arriba. Cuanto más finos son los capilares, más alto sube el agua a través de ellos. Cuando los capilares llegan a la superficie, el agua se evapora. Los suelos arenosos tienen una alta permeabilidad a la humedad, mientras que los suelos arcillosos tienen una baja permeabilidad. Si después de la lluvia o del riego se ha formado una costra (con muchos capilares) en la superficie del suelo, el agua se evapora muy rápidamente. Al aflojar el suelo, se destruyen los capilares, lo que reduce la evaporación del agua. No en vano, aflojar la tierra se llama riego en seco.

Los suelos pueden tener diferentes estructuras, es decir, pueden consistir en terrones de diferentes formas y tamaños en los que se pegan partículas de suelo. Los mejores suelos, como los chernozems, tienen una estructura granular o finamente grumosa. Según la composición química, los suelos pueden ser ricos o pobres en nutrientes. Un indicador de la fertilidad del suelo es la cantidad de humus, ya que contiene todos los elementos básicos de la nutrición vegetal. Por ejemplo, los suelos chernozem contienen hasta un 30% de humus. Los suelos pueden ser ácidos, neutros y alcalinos. Los suelos neutros son los más favorables para las plantas. Para reducir la acidez, se encalan y se agrega yeso al suelo para reducir la alcalinidad.

Composición mecánica de los suelos. Según su composición mecánica, los suelos se dividen en arcillosos, arenosos, francos y franco arenosos.

Suelos arcillosos tienen una alta capacidad de humedad y es mejor contar con baterías.

Suelos arenosos baja capacidad de humedad, bien permeable a la humedad, pero pobre en humus.

franco– los más favorables en cuanto a sus propiedades físicas para la agricultura, con capacidad de humedad y permeabilidad a la humedad medias, bien provistos de humus.

franco arenoso– suelos sin estructura, pobres en humus, bien permeables al agua y al aire. Para utilizar este tipo de suelos, es necesario mejorar su composición y aplicar fertilizantes.

Tipos de suelo. Los tipos de suelo más comunes en nuestro país son: tundra, podzólico, césped-podzólico, chernozem, castaño, suelo gris, suelo rojo y suelo amarillo.

Suelos de tundra se encuentran en el extremo norte, en la zona de permafrost. Están anegados y son extremadamente pobres en humus.

Suelos podzólicos común en la taiga debajo de árboles coníferos, y césped-podzólico– bajo bosques de coníferas y caducifolios. Los bosques latifoliados crecen en suelos forestales grises. Todos estos suelos contienen suficiente humus y están bien estructurados.

En las zonas de estepa forestal y estepa hay suelos negros. Se formaron bajo vegetación esteparia y herbácea y son ricos en humus. El humus le da al suelo un color negro. Tienen una estructura fuerte y alta fertilidad.

Suelos de castaño Ubicados más al sur, se forman en condiciones más secas. Se caracterizan por la falta de humedad.

Suelos serozem Característica de desiertos y semidesiertos. Son ricos en nutrientes, pero pobres en nitrógeno y no hay suficiente agua.

Krasnozems Y zheltozems Se forman en los subtrópicos bajo climas húmedos y cálidos. Están bien estructurados, absorben bastante la humedad, pero tienen un menor contenido de humus, por lo que se añaden fertilizantes a estos suelos para aumentar la fertilidad.

Para aumentar la fertilidad del suelo, es necesario regular no sólo el contenido de nutrientes, pero también la presencia de humedad y aireación. La capa superior del suelo siempre debe estar suelta para proporcionar acceso de aire a las raíces de las plantas.

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Los movimientos tectónicos son movimientos de la corteza terrestre asociados con fuerzas internas en la corteza y el manto terrestre.Rama de Geología, que estudia estos movimientos, así como la estructura moderna y el desarrollo de los elementos estructurales de la corteza terrestre se llama tectónica.

Los elementos estructurales más grandes de la corteza terrestre son las plataformas, los geosinclinales y las placas oceánicas.

Las plataformas son secciones enormes, relativamente estacionarias y estables de la corteza terrestre. Las plataformas se caracterizan por una estructura de dos niveles. El nivel inferior y más antiguo (base cristalino) está compuesto por rocas sedimentarias trituradas en pliegues o rocas ígneas sometidas a metamorfismo. El nivel superior (cubierta de plataforma) está formado casi en su totalidad por rocas sedimentarias que se encuentran en posición horizontal.

Ejemplos clásicos de áreas de plataforma son la plataforma de Europa del Este (Rusia), Siberia Occidental, Turania y Siberia, que ocupan vastos espacios. Las plataformas norteafricanas, indias y otras también son conocidas en el mundo.

El espesor del nivel superior de las plataformas alcanza entre 1,5 y 2,0 km o más. La sección de la corteza terrestre donde la capa superior está ausente y la base cristalina se extiende directamente a la superficie exterior se llama escudos (Báltico, Voronezh, Ucrania, etc.).

Dentro de las plataformas, los movimientos tectónicos se expresan en forma de lentos movimientos oscilatorios verticales de la corteza terrestre. El vulcanismo y los movimientos sísmicos (terremotos) están poco desarrollados o completamente ausentes. El relieve de las plataformas está estrechamente relacionado con la estructura profunda de la corteza terrestre y se expresa principalmente en forma de vastas llanuras (tierras bajas).

Los geosinclinales son las secciones más móviles y linealmente alargadas de la corteza terrestre, que enmarcan plataformas. En primeras etapas En su desarrollo se caracterizan por inmersiones intensas y, en las etapas finales, por ascensos impulsivos.

Las regiones geosinclinales son los Alpes, los Cárpatos, Crimea, el Cáucaso, el Pamir, el Himalaya, la costa del Pacífico y otras estructuras montañosas plegadas. Todas estas áreas se caracterizan por movimientos tectónicos activos, alta sismicidad y vulcanismo. En estas mismas zonas se están desarrollando activamente potentes procesos magmáticos con la formación de mantos y flujos de lava efusivos y cuerpos intrusivos (stocks, etc.). En el norte de Eurasia, la región más móvil y sísmicamente activa es la zona de Kuril-Kamchatka.

Las placas oceánicas son las estructuras tectónicas más grandes de la corteza terrestre y forman la base de los fondos oceánicos. A diferencia de los continentes, las placas oceánicas no se han estudiado lo suficiente, lo que conlleva importantes dificultades para obtener información geológica sobre su estructura y composición de la materia.

Se distinguen los siguientes movimientos tectónicos principales de la corteza terrestre:

- oscilatorio;

- doblada;

- explosivo.

Los movimientos tectónicos oscilatorios se manifiestan en forma de lentos ascensos y descensos desiguales de secciones individuales de la corteza terrestre. La naturaleza oscilatoria de su movimiento radica en el cambio de signo: la elevación en algunas épocas geológicas es reemplazada por la disminución en otras. Los movimientos tectónicos de este tipo ocurren continuamente y en todas partes. No hay secciones tectónicamente estacionarias de la corteza terrestre en la superficie terrestre: algunas suben, otras caen.

Según el momento de su manifestación, los movimientos oscilatorios se dividen en modernos (últimos 5-7 mil años), más nuevos (períodos Neógeno y Cuaternario) y movimientos de períodos geológicos pasados.

Los movimientos oscilatorios modernos se estudian en sitios de prueba especiales mediante observaciones geodésicas repetidas utilizando el método de nivelación de alta precisión. Los movimientos oscilatorios más antiguos se juzgan por la alternancia de sedimentos marinos y continentales y una serie de otras características.

La tasa de ascenso o descenso de secciones individuales de la corteza terrestre varía ampliamente y puede alcanzar de 10 a 20 mm por año o más. Por ejemplo, la costa sur del Mar del Norte en Holanda cae entre 5 y 7 mm por año. Holanda se salva de la invasión del mar a la tierra (transgresión) gracias a represas de hasta 15 m de altura, que se construyen constantemente. Al mismo tiempo, en las zonas cercanas del norte de Suecia, en la zona costera, se observan levantamientos modernos de la corteza terrestre de hasta 10-12 mm por año. En estas zonas, parte de las instalaciones portuarias resultaron alejadas del mar debido a su retirada de la costa (regresión).

Las observaciones geodésicas realizadas en las zonas de los mares Negro, Caspio y Azov mostraron que las tierras bajas del Caspio, la costa oriental del mar de Akhzov, las depresiones en las desembocaduras de los ríos Terek y Kuban y la costa noroeste del Mar Negro son hundiéndose a un ritmo de 2-4 mm por año. Como consecuencia, se observa transgresión en estas áreas, es decir. avance del mar hacia la tierra. Por el contrario, las zonas terrestres de la costa del Mar Báltico, así como, por ejemplo, las zonas de Kursk, las zonas montañosas de Altai, Sayan, Novaya Zemlya, etc., experimentan un lento levantamiento. Otras zonas continúan hundiéndose: Moscú (3,7 mm/año), San Petersburgo (3,6 mm/año), etc.

La mayor intensidad de los movimientos oscilatorios de la corteza terrestre se observa en las zonas geosinclinales y la más baja en las zonas de plataformas.

La importancia geológica de los movimientos oscilatorios es enorme. Determinan las condiciones de sedimentación, la posición de los límites entre la tierra y el mar, la poca profundidad o el aumento de la actividad erosiva de los ríos. Los movimientos oscilatorios ocurridos en los últimos tiempos (período Neógeno-Cuaternario) tuvieron una influencia decisiva en la formación de la topografía moderna de la Tierra.

Los movimientos oscilatorios (modernos) deben tenerse en cuenta al construir estructuras hidráulicas como embalses, presas, canales de navegación, ciudades junto al mar, etc.

Plegar movimientos tectónicos. En las zonas geosinclinales, los movimientos tectónicos pueden alterar significativamente la forma original de la formación rocosa. Las alteraciones en las formas de formación primaria de las rocas causadas por el movimiento tectónico de la corteza terrestre se denominan dislocaciones. Se dividen en plegados y discontinuos.

Las dislocaciones plegadas pueden tener la forma de pliegues lineales alargados o expresarse en una inclinación general de las capas en una dirección.

Un anticlinal es un pliegue lineal alargado, convexo hacia arriba. En el núcleo (centro) del anticlinal hay capas más antiguas, en las alas de los pliegues hay otras más jóvenes.

Un sinclinal es un pliegue similar a un anticlinal, pero dirigido de manera convexa hacia abajo. El núcleo del sinclinal contiene capas más jóvenes que las de las alas.

Monoclinal: es un espesor de capas de roca inclinadas en una dirección con el mismo ángulo.

La flexión es un pliegue en forma de rodilla con una flexión gradual de capas.

La orientación de las capas en una ocurrencia monoclinal se caracteriza utilizando la línea de rumbo, la línea de buzamiento y el ángulo de buzamiento.

Movimientos tectónicos de ruptura. Conducen a la interrupción de la continuidad de las rocas y su ruptura a lo largo de cualquier superficie. Las fracturas en las rocas ocurren cuando las tensiones en la corteza terrestre exceden la resistencia a la tracción de las rocas.

Las dislocaciones de fallas incluyen fallas normales, fallas inversas, cabalgamientos, fallas de deslizamiento, grabens y horsts.

Reiniciar– se forma como resultado de la disminución de una parte del espesor con respecto a otra.

Falla inversa: se forma cuando una parte de los estratos se eleva con respecto a otra.

Empuje: desplazamiento de bloques de roca a lo largo de una superficie de falla inclinada.

El corte es el desplazamiento de bloques de roca en dirección horizontal.

Un graben es una sección de la corteza terrestre limitada por fallas tectónicas (fallas) y que desciende a lo largo de ellas en relación con las secciones adyacentes.

Un ejemplo de grandes grabens es la depresión del lago Baikal y el valle del río Rin.

Horst es una sección elevada de la corteza terrestre, limitada por fallas o fallas inversas.

Los movimientos tectónicos perturbadores suelen ir acompañados de la formación de diversas grietas tectónicas, que se caracterizan por la captura de estratos rocosos gruesos, la consistencia de la orientación, la presencia de rastros de desplazamiento y otros signos.

Un tipo especial de fallas tectónicas discontinuas son las fallas profundas que dividen la corteza terrestre en grandes bloques separados. Las fallas profundas tienen una longitud de cientos y miles de kilómetros y una profundidad de más de 300 km. Los intensos terremotos modernos y la actividad volcánica activa (por ejemplo, las fallas de la zona de Kuril-Kamchatka) se limitan a las zonas de su desarrollo.

Los movimientos tectónicos que provocan la formación de pliegues y rupturas se denominan formación de montañas.

La importancia de las condiciones tectónicas para la construcción. Las características tectónicas del área influyen de manera muy significativa en la elección de la ubicación de varios edificios y estructuras, su distribución, las condiciones de construcción y el funcionamiento de los proyectos de construcción.

Las zonas con capas horizontales no alteradas son favorables para la construcción. La presencia de dislocaciones y un sistema desarrollado de grietas tectónicas empeora significativamente las condiciones geológicas y de ingeniería del área de construcción. En particular, durante el desarrollo constructivo de un territorio con actividad tectónica activa, es necesario tener en cuenta la intensa fractura y fragmentación de las rocas, que reduce su resistencia y estabilidad, un fuerte aumento de la actividad sísmica en los lugares donde se desarrollan las dislocaciones de fallas, y otras características.

La intensidad de los movimientos oscilatorios de la corteza terrestre debe tenerse en cuenta a la hora de construir presas de protección, así como estructuras lineales de longitud considerable (canales, vías férreas, etc.).

La corteza terrestre sólo parece inmóvil, absolutamente estable. De hecho, realiza movimientos continuos y variados. Algunos de ellos ocurren muy lentamente y no son percibidos por los sentidos humanos, otros, como los terremotos, son devastadores y destructivos. ¿Qué fuerzas titánicas ponen en movimiento la corteza terrestre?

Las fuerzas internas de la Tierra, la fuente de su origen. Se sabe que en la frontera entre el manto y la litosfera la temperatura supera los 1500 °C. A esta temperatura, la materia debe fundirse o convertirse en gas. Cuando los sólidos se transforman en estado líquido o gaseoso, su volumen debe aumentar. Sin embargo, esto no sucede, ya que las rocas sobrecalentadas están bajo la presión de las capas suprayacentes de la litosfera. El efecto de “caldera de vapor” ocurre cuando la materia, buscando expandirse, presiona la litosfera, provocando que se mueva junto con la corteza terrestre. Además, cuanto mayor es la temperatura, más fuerte es la presión y más activa se mueve la litosfera. Los centros de presión especialmente fuertes surgen en aquellos lugares del manto superior donde se concentran elementos radiactivos, cuya desintegración calienta las rocas que los componen a temperaturas aún más altas. Los movimientos de la corteza terrestre bajo la influencia de las fuerzas internas de la Tierra se denominan tectónicos. Estos movimientos se dividen en oscilatorios, plegadores y estallidos.

Movimientos oscilatorios. Estos movimientos ocurren muy lentamente, imperceptiblemente para los humanos, por eso también se les llama siglos de antigüedad o epiirógeno. En algunos lugares la corteza terrestre se eleva, en otros desciende. En este caso, la subida suele ser reemplazada por una caída y viceversa. Estos movimientos sólo pueden rastrearse por las “huellas” que quedan después de ellos en la superficie de la tierra. Por ejemplo, en la costa mediterránea, cerca de Nápoles, se encuentran las ruinas del Templo de Serapis, cuyas columnas fueron desgastadas por moluscos marinos a una altitud de hasta 5,5 m sobre el nivel del mar moderno. Esto es una prueba absoluta de que el templo, construido en el siglo IV, estaba en el fondo del mar y luego fue levantado. Ahora esta superficie de tierra se está hundiendo nuevamente. A menudo, en las costas de los mares hay escalones por encima de su nivel actual: terrazas marinas, que alguna vez fueron creadas por el oleaje. En los andenes de estos pasos se pueden encontrar restos de organismos marinos. Esto indica que las áreas de las terrazas alguna vez fueron el fondo del mar, y luego la orilla se elevó y el mar retrocedió.

El descenso de la corteza terrestre por debajo de los 0 m sobre el nivel del mar va acompañado del avance del mar - transgresión, y el ascenso - por su retirada - regresión. Actualmente en Europa, se producen levantamientos en Islandia, Groenlandia y la península escandinava. Las observaciones han demostrado que la región del golfo de Botnia aumenta a un ritmo de 2 cm por año, es decir, 2 m por siglo. Al mismo tiempo, el territorio de Holanda, el sur de Inglaterra, el norte de Italia, las tierras bajas del Mar Negro y la costa del Mar de Kara se están hundiendo. Un signo del hundimiento de las costas marinas es la formación de bahías marinas en los estuarios de los ríos: estuarios (labios) y estuarios.

Cuando la corteza terrestre se eleva y el mar retrocede, el fondo marino, compuesto de rocas sedimentarias, resulta ser tierra seca. Así de extenso llanuras marinas (primarias): por ejemplo, Siberia occidental, Turanian, Siberia del norte, Amazonia (Fig. 20).

Arroz. 20. La estructura de las llanuras de estratos primarios o marinos.

Movimientos de plegado. En los casos en que las capas de roca son suficientemente plásticas, bajo la influencia de fuerzas internas colapsan formando pliegues. Cuando la presión se dirige verticalmente, las rocas se desplazan, y si está en el plano horizontal, se comprimen en pliegues. La forma de los pliegues puede ser muy diversa. Cuando la curva del pliegue se dirige hacia abajo, se llama sinclinal, hacia arriba, anticlinal (Fig. 21). Los pliegues se forman a grandes profundidades, es decir, a altas temperaturas y alta presión, y luego, bajo la influencia de fuerzas internas, pueden levantarse. Así surgen doblar montañas Caucásico, Alpes, Himalaya, Andes, etc. (Fig. 22). En tales montañas, los pliegues son fáciles de observar donde quedan expuestos y salen a la superficie.

Arroz. 21. sinclinal (1) y anticlinal (2) pliegues

Arroz. 22. doblar montañas

Movimientos de ruptura. Si las rocas no son lo suficientemente fuertes para resistir la acción de fuerzas internas, se forman grietas (fallas) en la corteza terrestre y se produce un desplazamiento vertical de las rocas. Las zonas hundidas se llaman grabens, y los que se levantaron - puñados(Figura 23). La alternancia de horsts y grabens crea bloquear montañas (revividas). Ejemplos de tales montañas son: Altai, Sayan, Cordillera de Verkhoyansk, los Apalaches en América del Norte y muchos otros. Las montañas revividas se diferencian de las plegadas tanto en estructura interna como en apariencia: morfología. Las laderas de estas montañas suelen ser empinadas, los valles, al igual que las cuencas hidrográficas, son anchos y planos. Las capas de roca siempre están desplazadas entre sí.

Arroz. 23. Montañas de bloques plegables revividas

Las zonas hundidas de estas montañas, los grabens, a veces se llenan de agua y luego se forman lagos profundos: por ejemplo, Baikal y Teletskoye en Rusia, Tanganyika y Nyasa en África.