1 курс / 2 семестр / Геология / Практикум 'Геология'

веществ в ней – 2,8 г/см3, то масса коры окажется равной 4,7 · 107 трлн. т, что составит около 0,8% всей массы Земли.

Граница земной коры от нижележащей мантии выделяется довольно резко. Ниже этой границы скорость продольных волн возрастает до 7,9 – 8,3 км/сек, поперечных волн – до 4,5 – 4,7 км/сек. Сейсмический раздел впервые был установлен югославским сейсмологом А. Мохоровичичем и в честь него его назвали поверхностью Мохоровичича (сокращенно Мохо или М).

Мантия Земли распространяется под земной корой до глубины 2900 км от поверхности. Ее делят на две части: верхнюю – слои «В» и «С», которые распространяются до глубины 900-1000 км, и нижнюю – слои «D» и «D1», от глубин 900-1000 км до 2900 км. Слой «В» именуют слоем Гуттенберга, а слой «С» называют переходным слоем Голицына. Граница между слоями «В» и «С» располагается на глубине около 410 км, при переходе через которую сверху вниз скорости сейсмических волн резко возрастают. Сейсмическими методами в слое «В» верхней мантии установлен слой относительно менее плотных, как бы размягченных пластичных горных пород. Он называется астеносферой (от греч. «астянос» - слабый). В астеносферном слое наблюдается понижение скорости сейсмических волн, особенно поперечных. Это, а также повышенная электрическая проводимость свидетельствуют о своеобразном состоянии вещества. Вещество астеносферы вязкое и более пластичное по отношению к горным породам вышележащей земной коры и нижележащей мантии. Астеносферный слой располагается на глубинах от 80-120 до 200-250 км под континентами, а под океанами – от 50-60 до 300-400 км. Вязкость астеносферного вещества существенно меняется как в вертикальном, так и в горизонтальном направлениях. Меняется и его мощность.

Твердый надастеносферный слой мантии вместе с земной корой называется литосферой. Ниже астеносферы скорость продольных сейсмических волн резко возрастает, достигая на глубинах 900-2000 км 11,3 – 11,4 км/сек.

Слой «С» отделяется от нижней мантии границей на глубине около 1000 км, где рост скоростей распространения сейсмических волн с глубиной резко замедляется. В нижней мантии скорости поперечных волн хотя и продолжают расти, но значительно медленнее, чем в слое «С» верхней мантии, достигая на глубинах 2700-2900 км, 13,6 км/сек. На глубине 2900 км намечается новый раздел сейсмического характера, который отделяет мантию от ядра. Здесь скорости продольных волн скачкообразно падают с 13,6 км/сек в основании мантии до 8,1 км/сек в ядре.

Ядро Земли. В нем выделяют внешнее, переходное и внутреннее ядра. Внешнее ядро располагается на глубине от 2900 до 4980 км, переходное – до глубин 5120 км, а внутреннее ядро находится ниже 5120 км. Скорость распространения продольных (волны Р) сейсмических волн в нижней части земной коры в среднем составляют 6,5- 7,4 км/сек. А поперечных (волны S) – около 3,7 – 3,8 км/сек.

О химическом составе Земли и ее геосфер дают представление: химический состав земной коры; химический состав метеоритов.

Химический состав земной коры изучен достаточно детально - известен ее валовый химический состав и роль химических элементов в минерало- и породообразовании. Труднее обстоит дело с изучением химического состава мантии и ядра. Прямыми методами мы этого пока сделать не можем. Поэтому применяют сравнительный подход. Исходным положением является предположение о протопланетном сходстве между составом метеоритов, упавших на землю, и внутренних геосфер Земли.

По составу выделяют три типа метеоритов:

1 - железные, состоят из никелистого железа (Ni и 90-91% Fe) с небольшой примесью кобальта и фосфора; 2 - железокаменные (сидеролиты), состоящие из железа и силикатных минералов;

91

3 – каменные (хондриты) или аэролиты, состоящие главным образом из железисто-магнезиальных силикатов и включений никелистого железа.

Из перечисленных типов метеоритов на Землю большей частью падают каменные метеориты (хондриты) – 92%. По данным химического анализа в литосфере и земной коре установлено 93, а в космосе 97 химических элементов.

Химический состав геосфер различается. По данным анализа Д. Брауна, земное ядро характеризуется следующим образом: 1) внутренне ядро 1,7% массы Земли – железо-никелевый сплав (вероятно, около 10% никеля, 90% железа);

На основании анализа метеоритов, экспериментальных исследований и теоретических расчетов ученые предполагают (по таблице), что химический состав ядра - это никелистое железо. Правда, в последние годы высказывается точка зрения, что кроме Fe-Ni в ядре могут быть примеси S, Si или О. Для мантии химический спектр определяется Fe-Mg силикатами, т.е. своеобразный оливино-пироксеновыйпиролит слагает нижнюю мантию, а верхнюю - породы ультраосновного состава.

Химический состав земной коры включает максимальный спектр химических элементов, который выявляется в многообразии минеральных видов, известных к настоящему времени. Количественное соотношение между химическими элементами достаточно велико. Сравнение наиболее распространенных элементов в земной коре и мантии показывает, что ведущую роль играют Si, Al и О2.

Таким образом, рассмотрев основные физические и химические характеристики Земли, мы видим, что их значения неодинаковы, распределяются зонально. Тем самым, давая представление о неоднородном строении Земли.

1.2 Строение Земной коры

Рассмотренные нами ранее типы горных пород - магматические, осадочные и метаморфические участвуют в строении земной коры. По своим физико-химическим параметрам все породы земной коры группируются в три крупных слоя. Снизу вверх это: 1-базальтовый, 2-гранито-гнейсовый, 3-осадочный. Эти слои в земной коре размещены неравномерно. Прежде всего, это выражается в колебаниях мощности каждого слоя. Кроме того, не во всех частях наблюдается полный набор слоев. Поэтому более детальное изучение позволило по составу, строению и мощности выделить четыре типа земной коры: 1-континентальный, 2-океанский, 3-субконтинентальный, 4- субокеанский.

1.2.1 Строение земной коры

Земная кора, располагающаяся выше границы Мохо, слагается горными породами

– магматическими, осадочными, метаморфическими. Как в пределах континентов, так и под дном океанов и морей выделяются подвижные участки и относительно устойчивые площади земной коры.

На континентах к устойчивым областям относятся обширные как низменные, так и возвышенные равнины – платформы (Восточно-Европейская, Сибирская, СевероАмериканская, Южно-Американская, Африканская, Австралийская, Антарктическая). В пределах платформенных областей располагаются устойчивые участки – щиты (Балтийский, Украинский, Алданский, Анабарский, Канадский, Бразильский и др.),

К подвижным областям относятся молодые горные сооружения: Альпы, Карпаты, Динарские Альпы, Кавказ, Памир, Гималаи, Анды, Кордильеры.

Структуры, присущие материкам, не ограничиваются континентами, но протягиваются в океан, образуя подводную окраину материков. Таковыми является шельф с глубиной до 200 м и континентальный склон с подножием, который простирается до глубин 3000 м. В пределах океанов выделяются такие же структуры, как и на континентах. Самые глубокие области океанов занимают абиссальные равнины (от греч. «абиссос» - бездна). Эти выровненные обширные участки океанского дна, по своим особенностям напоминающие континентальные платформы, располагаются на глубинах 4000-6000 м. К подвижным поясам океанов относятся срединно-океанические

92

хребты, а также активные окраины Тихого океана с окраинными морями (Охотское, Японское и др.), островными дугами (Курильские, Японские, Алеутские и др.) и глубоководные желоба. В их пределах зафиксированы самые глубокие области Земли, глубина которых превышает 8000 м.

1.2.2 Типы земной коры

На основании геофизических данных выделяют два основных типа земной коры: континентальный и океанский. Они сильно отличаются друг от друга своими мощностями, строением и составом горных пород. Кроме них выделяют два переходных типа земной коры: субконтинентальный и субокеанский.

Континентальный тип земной коры.

Мощность континентальной коры меняется от 35-45 км в пределах платформ до 55-75 км под молодыми горными сооружениями. Продолжаясь в области шельфа, толщина коры уменьшается до 20-25 км, а на материковом склоне приблизительно на глубине около 2,5 км континентальная кора выклинивается.

Континентальная кора состоит из трех слоев: осадочного, гранито-гнейсового, базальтового.

Самый верхний слой представлен осадочными горными породами, поэтому он называется осадочным. Мощность его различна: от нуля на щитах до 15-20 км в глубоких платформенных впадинах и прогибах перед горными сооружениями.

Второй слой носит название «гранитный» или «гранитогнейсовый». Он примерно наполовину сложен гранитами, около 40% - гранитогнейсами и ортогнейсами, а оставшаяся часть состоит в разной степени из метаморфизованных пород. Исходя из этого его называют гранитогнейсовым слоем.

Третий, нижний слой, называют базальтовым, поскольку, по химическому составу и по скоростям прохождения сейсмических волн он близок к базальтовым породам. Высказывается предположение, что этот слой сложен интрузивными породами типа габбро, а также сильнометаморфизованными породами типа амфиболитов. Мощность базальтового слоя изменяется от 15 до 35 км. Граница между гранитогнейсовым и базальтовым слоями получила название сейсмического раздела Конрада.

Океанская кора. Долгое время океанская кора рассматривалась как простая двуслойная модель, состоящая из верхнего осадочного и нижнего базальтового слоев. На основании проведенных сейсмических исследований, результатов подводного бурения и драгирования было уточнено строение океанской коры. По современным представлениям, океанская кора имеет трехслойное строение, а общая ее мощность колеблется от 5 до 12 км и в среднем составляет 6-7 км.

Верхний слой океанской коры – осадочный. Этот довольно тонкий слой состоит из различных по составу осадков и осадочных образований, значительная часть которых находится в рыхлом состоянии и насыщена водой. Максимальная мощность осадочного слоя составляет 1 км.

Второй океанский слой, согласно данным подводного бурения, сложен преимущественно базальтами с прослоями карбонатных и кремнистых пород.

Мощность колеблется от 1,0-1,5 до 2,5-3 км.

Самый нижний слой океанской коры бурением до сих пор не вскрыт. Однако на основании геофизических данных и результатов драгирования с научноисследовательских судов, предполагается, что он сложен магматическими породами основного состава типа габбро с присутствием ультраосновных пород (сепрентиниты, пироксениты). Мощность третьего океанского слоя колеблется от 3,5 до 5 км.

Субконтинентальный тип земной коры по своему строению близок к континентальному типу. Он распространен в областях развития островных дуг и на окраинах материков. В пределах Курильской островной дуги выделяется первый верхний осадочно-вулканогенный слой мощностью от 0,5 до 5 км. Под ним располагается второй слой, представленный так называемыми островодужными

93

гранитно-метаморфическими толщами, который имеет мощность до 10 км. Третий базальтовый слой в зависимости от мощности вышележащих слоев залегает на глубинах 8-15 км. Его мощность также изменчива – от 15 до 40 км.

Субокеанский тип земной коры приурочен к котловинам окраинных и внутриконтинентальных морей (Охотское, Японское, Средиземное, Черное и др.). По своему строению субокеанский тип близок к океанскому, но отличается от него повышенной мощностью осадочного слоя, в ряде случаев его мощность превышает 10 км. Таким образом, суммарная мощность земной коры местами достигает 25 км. По геофизическим исследованиям, ниже субокеанской коры располагаются разуплотненные породы верхней мантии. Своеобразным строением характеризуется земная кора в центральных рифтовых зонах срединно-океанских хребтов. Здесь под вторым океанским слоем располагается выступ разогретого вещества со скоростями прохождения сейсмических волн средними между коровыми и мантийными образованиями. На основании этого одни авторы считают, что оно представлено веществом аномально разогретой мантии, а другие – что оно состоит из смеси корового и мантийного вещества.

1.3 Состав и строение вещества земной мантии и ядра

Мантия. В настоящее время о составе и строении земной мантии исследователи располагают хотя и многочисленными, но, как правило, косвенными данными и в основном для слоя «В», т.е. до глубин около 400 км. Состав мантии скорее неоднороден. К числу косвенных данных относятся:

-выходы на земную поверхность в пределах некоторых континентов ультраосновных горных пород, главным образом перидотитов;

-наличие включений ультраосновных пород в базальтовых лавах вулканитов;

-состав горных пород ультраосновного состава, собранных в результате драгирования в областях океанских разломов;

-состав пород, слагающих каменные метеориты;

-состав пород, слагающих алмазоносные кимберлитовые трубки взрывов на континентах.

Исходя из косвенных данных, а также экспериментальных исследований принимается, что верхняя мантия может состоять в основном из ультраосновных пород типа перидотитов, в которых главными минералами являются оливин, пироксен и гранаты.

Непосредственно ниже границы Мохо располагается высокоскоростной твердый слой верхней мантии, распространяющийся до различных глубин под океанами и континентами, который совместно с земной корой называют литосферой. В астеносфере снижение скоростей сейсмических волн вызвано, скорее всего, нарастанием температуры части мантийного вещества, которое начинает плавиться. Вследствие этого, образуются жидкие пленки вокруг твердых зерен горной породы, а иногда капли, в результате чего уменьшается вязкость вещества.

Глубина залегания астеносферного слоя неодинакова под океанами и континентами. Этот слой, имеющий мощность 250 км, под океанами располагается на глубинах 50-60 км, а под континентами – 80-100 км. В последние годы установлено, что астеносферный слой под рифтами срединно-океанских хребтов находится на глубинах всего 2-3 км. Важным оказался тот факт, что под щитами (Балтийский, Украинский, Канадский и др.) до глубин 200-250 км не обнаружено присутствие астеносферного слоя. Он, скорее всего, в этих частях земного шара располагается на значительных глубинах.

Ряд исследователей считают, что в отдельных местах астеносферный слой опускается до глубин 300-400 км, т.е. дооснования слоя «В» верхней мантии. Учитывая высокую эндогенную активность литосферы и верхней мантии, введено обобщающее

94

понятие тектоносфера. Она объединяет земную кору и верхнюю мантию до глубин около 700 км.

Относительно более глубоких слоев мантии, в частности слоев «С» и «D», высказано следующее мнение. Считается, что с ростом давления и температур происходит переход вещества в более плотные модификации. На глубинах более 400 (500 км) оливин и другие минералы приобретают более плотную упаковку ионов в кристаллической решетке. В слое «С» верхней мантии («слой Голицына»), в котором происходит наиболее быстрое нарастание скоростей сейсмических волн и давления, отмечаются сильные фазовые видоизменения вещества. Например, обычный кварц SiO2с четвертной координацией под большим давлением переходит в минеральную форму SiO2 – стишовит, которая обладает шестерной координацией(т.е. каждый ион кремния окружен не четырьмя, а шестью анионами кислорода). При этом значительно возрастает плотность вещества. Такие же изменения с существенным повышением плотности происходят и с другими силикатами. Предполагается, что с увеличением глубины в слое «С» в нижней мантии также возможен распад всех железистомагнезиальных силикатов на простые оксиды, каждый из которых характеризуется более плотной упаковкой. На значительных глубинах в нижней мантии находятся оксиды Al2O3(корунд), MgO (периклаз), Fe2O3(гематит), TiO2(рутил), SiO2(стишовит).

Ядро. Вопросы о составе и физический природе ядра Земли до сих пор являются дискуссионными и при своей сложности далеки от разрешения. Ядро состоит из двух частей. Исходя из прохождения сейсмических волн внешнее ядро, скорее всего, находится в жидком состоянии, а внутреннее – в твердом.

Для ядра характерны большая плотность и высокая металлическая электрическая проводимость. Длительное время считалось, что ядро сложено никелистым железом. По современным данным при существующих давлениях и температурах плотность ядра Земли на 10% ниже, чем у железоникелевого сплава. Высказывается мнение о том, что в ядре помимо никелистого железа должны присутствовать и более легкие элементы, в частности, кремний или сера. Поэтому многие исследователи считают, что ядро Земли состоит из железа с примесью никеля и серы с возможным присутствием кремния или кислорода.

Земная кора состоит из четырех разных по составу и строению типов: двух основных – континентального и океанского и двух промежуточных – субконтинентального и субокеанского. Континентальная кора состоит из трех слоев

– осадочного, гранитогнейсового и базальтового (гранулитобазитового). Общая мощность континентальной коры колеблется от 30 до 75 км. Океанская кора, обладая мощностью до 7-8 км, имеет трехслойное строение. Под маломощным рыхлым осадочным слоем располагается базальтовый, который в свою очередь сменяется слоем, сложенным габбро с починенными ультрабазитами. Субконтинентальная кора, в целом похожая по составу на континентальную, приурочена к островным дугам и имеет пониженную мощность. Субокеанская кора располагается под крупными океанскими впадинами, во внутриконтинентальных и окраинных морях и в отличие от океанской обладает значительными мощностями осадочного слоя.

В пределах мантии из-за последовательного роста температуры и давления меняются минеральная фаза и плотность упаковки ионов в кристаллической решетке. Земная кора и верхняя часть мантии до глубин 80-150 км находятся в твердом состоянии и называются литосферой. До глубин около 400 км располагается астеносфера, в которой вещество находится в пластичном состоянии. Ниже 400километровой глубины и до 2900 км происходит нарастание скоростей сейсмических волн, свидетельствующих о твердом состоянии вещества. Внешнее ядро – жидкое, а внутреннее находится в твердом состоянии. Оно состоит из никелистого железа с примесью серы и кремния

95

Практическая работа № 2 Структурные элементы земной коры

Цель: изучение современной структуры и динамики земной коры Оборудование: контурная карта Мира, физический атлас Мира, приложения

П2(А–Б)

Порядок выполнения работы

1.Нанести на контурную карту Мира черным цветом границы литосферных плит; подписать названия основных плит, стрелками указать направление их перемещения и обозначить скорость движения. По границам литосферных плит показать условными знаками зоны субдукции, обдукции, коллизии и спрединга.

2.Красным цветом нанести главнейшие трансформые разломы и рифтовые зоны срединно-океанических хребтов, названия последних подписать. Нанести зоны континентальных рифтов.

3.Розово-красным цветом выделить древние платформы, подписать их названия.

4.Выделить и подписать геосинклинальные складчатые пояса: средиземноморский (Альпийско-Гималайский), Урало-Монгольский. Северо-Атлантический, Тихоокеанский, Арктический, Южный.

5.Закрасить выделенные пояса в соответствии с основными эпохами складкообразования, проявившимися в пределах данного пояса и приведшими к его окончательному закрытию:

-позднепротерозойская эпоха, в том числе байкальская – голубой;

-каледонская – фиолетовый;

-герцинская – коричневый;

-киммерийская – зеленый;

-альпийская – желтый.

6.Крапом выделить части больших геосинклинальных поясов, сохранившие подвижность и являющиеся кайнозойскими и современными геосинклинальными областями.

Информационная часть 2.1 Структурные элементы литосферы и их эволюция

Крупнейшими структурными элементами литосферы являются континенты и океаны. Континенты занимают 1/3 поверхности земного шара и превышают поверхность океанического дня в среднем на 5,5 км. Существующие термины «континентальные поднятия» и «океанические впадины» справедливы лишь относительно рельефа литосферы, но не ее структуры, так как под океанами поверхность базальтового слоя превышает в среднем на 15 км, а мантии – на 30 км соответствующие поверхности в разрезах континентов. Это хорошо иллюстрирует рис. 3. Следовательно, с тектонических позиций правильнее, хотя и не принято, называть ети структурные элементы «континентальными впадинами» и «океаническими поднятиями».

2.1.1. Структурные элементы континентов

Главнейшими структурными элементами континентов являются платформы и геосинклинали.

Платформы – это малоподвижные изометрической формы глыбы, составляющие остовы материков и обладающие прочным фундаментом из дислоцированных, метаморфизованных осадочных и магматических пород, некогда выполнявших древние отмершие геосинклинали. С поверхности фундамент, представляющий по существу гранитно-метаморфический слой, покрыт на значительной части осадочным чехлом.

96

Осадочный слой отсутствует лишь на щитах – областях платформ, которые никогда или почти никогда не опускались под уровень моря.

Рис. 2.1 Разрез земной коры по 40° с.ш.

Слои: 1 – осадочный» 2 – второй океанический; 3 – гранитный; 4 – базальтовый; 5 – верхняя мантия.

Поверхности: К – Конрада; М – Мохоровичича

Различают древние и молодые платформы. К древним относятся платформы, территории которых завершили геосинклинальный этап развития не позднее конца среднего протерозоя (в карельскую и более древние складчатости). Для них характерно:

1)двухэтажное строение – фундамент из дорифейских толщ и осадочный чехол, сложенный породами позднее-, а местами и среднепротерозойского возраста и моложе;

2)незначительные по мощности и выдержанные по латерали комплексы осадочных пород чехла;

3)малоамплитудные, но крупные изометрической формы структурные элементы. В таблице 2.1 приведены названия древних платформ, их щитов и впадин. Молодыми считаются платформы, возникшие на месте геосинклинальных

областей, завершивших свое развитие складчатостью и метаморфизмом пород в байкальскую, каледонскую и герцинскую эпохи, денудированные и покрытые с поверхности осадочным чехлом.

Для молодых платформ характерно:

1)трехэтажное строение – фундамент, промежуточный комплекс (из слабометаморфизованных и дислоцированных молассоидных толщ) и осадочный чехол;

2)примыкание к глыбам древних платформ;

3)частичное унаследование структурных направлений древних геосинклиналей. Возраст молодых платформ определяется по возрасту складчатого основания с

приставкой «эпи» (греч. «эпи» - после): эпигерцинская, эпибайкальская, эпикаледонская.

97

Таблица 2.1 – Древние платформы, крупные щиты и впадины (синеклизы)

Геосинклинали – линейно-вытянутые пояса литосферы, обладающие высокой подвижностью, контрастными изменениями геодинамических напряжений, значительной расчлененностью и высокой проницаемостью коры, большой, резко изменяющейся по латерали мощностью осадков. Они ограничивают платформы, располагаясь между ними или на границе с океанами (таблица 2.2). Геосинклинали не имеют монолитного фундамента: залегающие в их основании консолидированные породы раздроблены, а гранитный слой местами полностью выклинивается. Последнее наблюдается в офиолитовых поясах, где базальтовый слой обнажен на дневной поверхности (Урал, Саяны, Алтай и др.), или в «корнях» гор, где осадочные толщи налегают на базальты основания (Главный Кавказский хребет). Различные участки геосинклинального пояса обычно развиваются не одновременно и испытывают различные тектонические процессы. В то время, когда одни находятся в стадии развития трогов, другие испытывают горообразовательные процессы, третьи завершают свое развитие переходом к платформенному состоянию. Обособленные участки геосинклинальных поясов, развивающиеся в одном направлении, рассматриваются как геосинклинальные области. В составе геосинклинальных областей выделяются системы.

98

Таблица 2.2 – Геосинклинальные пояса и их области с разновозрастной складчатостью

99

Геосинклинальная система – это элементарная часть геосинклинальной области, состоящая из эв- и миогеосинклинального прогибов, геоантиклинального поднятия и ограниченная окраинами платформ и срединными массивами (рис. 2.2).

Рис. 2.2 Схема элементарной геосинклинальной системы

(по Обуэну, 1967, с изменениями)

1-2 – породы складчатого основания платформенного (1) и океанического (2) типов; 3 – флиш; 4 – офиолиты; 5 – разломы.

Эвгеосинклинали («эв» - совершенные) – внутренние, наиболее мобильные прогибы, характеризующиеся активной подвижностью и интенсивной вулканической деятельностью.

Миогеосинклинали («мио» - менее, неполные) – внешние, менее активные прогибы, охватывающие окраины платформы. Вулканическая деятельность для них не характерна.

Геоантиклинали – цепи поднятий, разграничивающие прогибы, выраженные островными дугами или подводными поднятиями.

Срединные массивы – устойчивые, складчато-глыбовые участки земной коры (обломки областей ранней консолидации), расположенные внутри геосинклинальной области и имеющие субплатформенный характер развития.

На поздних орогенных стадиях в геосинклинальных системах развиваются структурные элементы иного типа:

антиклинории – протяженные сложные зоны развития преимущественно антиклинальных структур в складчатых системах;

синклинории – крупные, сложные структуры в целом синклинального строения, состоящие из менее крупных синклинальных и антиклинальных

складок.

Одновременно с протекающими в геосинклиналях горообразовательными процессами происходит компенсационное прогибание окраин сопредельных платформ и внешних частей миогеосинклинальных прогибов, в результате чего образуются структуры пограничного типа – краевые прогибы. Краевые прогибы располагаются вдоль геосинклинальных орогенов и представляют собой цепи впадин, разделенные выступами платформенного основания и выполненные продуктами разрушения горных систем – молассами. В числе крупнейших краевых прогибов Земного шара модно назвать Предуральский, Предверхоянский, Предкавказский, предкарпатский, Предкопетдагский и Месопотамский.

2.1.2. Развитие геосинклиналей

В развитии геосинклиналей в ходе полного тектонического цикла происходит последовательное формирование: вначале глубокого, заполняемого осадками трога (1-й этап), затем крупного разрушаемого горноскладчатого сооружения (2-й этап). Более

100