Tektonická štruktúra Ruska. Tektonická štruktúra

TEKTONICKÁ ŠTRUKTÚRA- súbor štruktúrnych foriem ktorejkoľvek časti zemskej kôry, ktorá určuje jej geol. štruktúrou a podmienené dominanciou toho či onoho textu. režim. V širšom zmysle tento pojem zahŕňa rôzne časti zemskej kôry, ktoré vznikli v dôsledku mnohých kombinácií rôznych typov. štruktúrne formy. Najvýraznejšie znaky, ktorými sú S. t. systematizované a ktoré na sebe závisia, sú mierka, morfológia a genéza. Pri klasifikácii pôd podľa veľkosti majú na mysli špecifické, viac-menej izolované úseky zemskej kôry, ktoré sa líšia od susedných úsekov určitou kombináciou zloženia, vzorcov výskytu a geofyziky. parametre, z ktorých sa skladajú; tieto rozdiely zase odrážajú špecifiká histórie pohybov zemskej kôry alebo tekt. režim charakteristický pre jednotlivé etapy rozvoja danej lokality. Všeobecne akceptovaná klasifikácia S. t. najbežnejší je nasledujúci. 1. S. t. objednávam - , a medzi nimi. 2. S. t. II. rád - [napríklad sibírsky (staroveký), západosibírsky (mladý)], (altajsko-sajský), geosynklinálne oblasti(Kuril-východná Kamčatka), v oceánoch - , stredooceánske mobilné pásy. 3. S. t. III rád - v zvrásnených oblastiach vrásne systémy (Ural, Tianyian), stredné masívy (Omolon), medzihorské depresie; na starodávnych a mladých platformách - atď.; v rámci oceánskych panví sa identifikácia štruktúr tretieho rádu ešte len začala (povodia, hrebene, vlnovky). Štruktúry prvého a druhého rádu sa vzťahujú na hlboké štruktúry (Argan, Peive); horná časť plášťa sa podieľa na ich štruktúre. Štruktúry tretieho rádu sú lokalizované v sedimentoch a čiastočne granit-metam. (granitovo-rulová) vrstva zemskej kôry, preto ich možno zaradiť medzi S. t corrv. Hĺbkové štruktúry sa tiež líšia od kôrových štruktúr tým, že ich tvar pozdĺž základne kôry sa často nezhoduje s tvarom pozdĺž strechy. Hlboké štruktúry zvyčajne nemožno považovať len za ohyby platní kôry, a preto medzi nimi a štruktúrami kôry existuje nielen kvantitatívny, ale aj kvalitatívny rozdiel. 4. Do S. t IV poriadku a menšie v rámci platforiem zahŕňajú

Dosková tektonika (doskovej tektoniky) je moderný geodynamický koncept založený na koncepcii veľkorozmerných horizontálnych pohybov relatívne integrálnych fragmentov litosféry (litosférických platní). Dosková tektonika sa teda zaoberá pohybmi a interakciami litosférických dosiek.

Prvý návrh o horizontálnom pohybe blokov zemskej kôry vyslovil Alfred Wegener v 20. rokoch 20. storočia v rámci hypotézy „kontinentálneho driftu“, ale táto hypotéza v tom čase nezískala podporu. Až v 60. rokoch 20. storočia priniesli štúdie oceánskeho dna presvedčivé dôkazy o horizontálnych pohyboch platní a procesoch expanzie oceánov v dôsledku tvorby (šírenia) oceánskej kôry. K oživeniu predstáv o prevládajúcej úlohe horizontálnych pohybov došlo v rámci „mobilistického“ trendu, ktorého rozvoj viedol k rozvoju modernej teórie doskovej tektoniky. Hlavné princípy doskovej tektoniky sformulovala v rokoch 1967-68 skupina amerických geofyzikov - W. J. Morgan, C. Le Pichon, J. Oliver, J. Isaacs, L. Sykes v rozvoji skorších (1961-62) myšlienok tzv. Americkí vedci G. Hess a R. Digtsa o rozširovaní (šírení) oceánskeho dna

Základy doskovej tektoniky

Základné princípy doskovej tektoniky možno zhrnúť do niekoľkých zásadných

1. Horná skalnatá časť planéty je rozdelená na dve škrupiny, ktoré sa výrazne líšia v reologických vlastnostiach: tuhá a krehká litosféra a pod ňou umiestnená plastická a mobilná astenosféra.

2. Litosféra je rozdelená na platne, neustále sa pohybujúce po povrchu plastickej astenosféry. Litosféra je rozdelená na 8 veľkých dosiek, desiatky stredných dosiek a mnoho malých. Medzi veľkými a strednými doskami sú pásy zložené z mozaiky malých kôrových dosiek.

Hranice platní sú oblasti seizmickej, tektonickej a magmatickej aktivity; vnútorné oblasti dosiek sú slabo seizmické a vyznačujú sa slabým prejavom endogénnych procesov.

Viac ako 90 % zemského povrchu pripadá na 8 veľkých litosférických dosiek:

Austrálsky tanier,
Antarktická platňa,
Africký tanier,
euroázijský tanier,
Hindustan tanier,
Pacific Plate,
Severoamerický tanier,
Juhoamerický tanier.

Stredné platne: Arabské (subkontinent), Karibik, Filipíny, Nazca a Coco a Juan de Fuca atď.

Niektoré litosférické platne sú zložené výlučne z oceánskej kôry (napríklad Tichomorská platňa), iné zahŕňajú fragmenty oceánskej aj kontinentálnej kôry.

3. Existujú tri typy relatívnych pohybov platní: divergencia (divergencia), konvergencia (konvergencia) a šmykové pohyby.

Podľa toho sa rozlišujú tri typy hraníc hlavných dosiek.

Rozdielne hranice– hranice, pozdĺž ktorých sa dosky od seba pohybujú.

Procesy horizontálneho rozťahovania litosféry sa nazývajú rifting. Tieto hranice sú obmedzené na kontinentálne trhliny a stredooceánske hrebene v oceánskych panvách.

Pojem "rift" (z anglického rift - medzera, trhlina, medzera) sa používa na veľké lineárne štruktúry hlbokého pôvodu, ktoré vznikli pri naťahovaní zemskej kôry. Z hľadiska štruktúry ide o štruktúry podobné drapákom.

Trhliny sa môžu vytvárať na kontinentálnej aj oceánskej kôre a tvoria jeden globálny systém orientovaný vzhľadom na os geoidu. V tomto prípade môže vývoj kontinentálnych riftov viesť k prerušeniu kontinuity kontinentálnej kôry a k premene tejto trhliny na oceánsku trhlinu (ak sa expanzia trhliny zastaví pred štádiom roztrhnutia kontinentálnej kôry, je vyplnená sedimentmi, ktoré sa menia na aulakogén).

Proces oddeľovania platní v zónach oceánskych riftov (stredooceánskych chrbtov) je sprevádzaný tvorbou novej oceánskej kôry v dôsledku magmatickej čadičovej taveniny prichádzajúcej z astenosféry. Tento proces tvorby novej oceánskej kôry v dôsledku prílevu materiálu plášťa sa nazýva šírenie(z angl. spread - rozprestreť, rozvinúť).

Štruktúra stredooceánskeho hrebeňa

Pri rozširovaní je každý impulz predĺženia sprevádzaný príchodom novej časti plášťových tavenín, ktoré po stuhnutí vytvárajú okraje dosiek odchyľujúcich sa od osi MOR.

Práve v týchto zónach dochádza k tvorbe mladej oceánskej kôry.

Konvergentné hranice– hranice, pozdĺž ktorých dochádza k zrážkam dosiek. Počas kolízie môžu existovať tri hlavné možnosti interakcie: „oceánska – oceánska“, „oceánska – kontinentálna“ a „kontinentálna – kontinentálna“ litosféra. V závislosti od charakteru kolidujúcich dosiek môže dôjsť k niekoľkým rôznym procesom.

Subdukcia- proces subdukcie oceánskej platne pod kontinentálnu alebo inú oceánsku. Subdukčné zóny sú obmedzené na axiálne časti hlbokomorských priekop spojených s ostrovnými oblúkmi (ktoré sú prvkami aktívnych okrajov). Hranice subdukcie tvoria asi 80 % dĺžky všetkých konvergentných hraníc.

Pri zrážke kontinentálnej a oceánskej dosky je prirodzeným javom posunutie oceánskej (ťažšej) dosky pod okraj kontinentálnej; Keď sa dva oceány zrazia, starší (teda chladnejší a hustejší) z nich sa potopí.

Subdukčné zóny majú charakteristickú štruktúru: ich typickými prvkami sú hlbokomorská priekopa - vulkanický ostrovný oblúk - zadná oblúková panva. Hlbokomorská priekopa je vytvorená v zóne ohybu a podtlačenia podtlačnej dosky. Keď táto doska klesá, začína strácať vodu (nachádzajúcu sa v hojnosti v sedimentoch a mineráloch), ktorá, ako je známe, výrazne znižuje teplotu topenia hornín, čo vedie k vytvoreniu centier topenia, ktoré napájajú sopky ostrovných oblúkov. V zadnej časti vulkanického oblúka zvyčajne dochádza k určitému pretiahnutiu, ktoré určuje vytvorenie panvy zadného oblúka. V oblasti panvy zadného oblúka môže byť natiahnutie také významné, že vedie k pretrhnutiu doskovej kôry a otvoreniu panvy s oceánskou kôrou (tzv. proces šírenia zadného oblúka).

Ponorenie subdukčnej dosky do plášťa je vysledované ohniskami zemetrasení, ktoré sa vyskytujú na kontakte dosiek a vo vnútri subdukčnej dosky (chladnejšie, a preto krehkejšie ako okolité horniny plášťa). Táto seizmická ohnisková zóna je tzv Benioff-Zavaritsky zóna.

V subdukčných zónach začína proces tvorby novej kontinentálnej kôry.

Oveľa zriedkavejším procesom interakcie medzi kontinentálnymi a oceánskymi platňami je proces obdukcia– nasunutie časti oceánskej litosféry na okraj kontinentálnej platne. Treba zdôrazniť, že pri tomto procese sa oddeľuje oceánska platňa a dopredu sa posúva len jej vrchná časť – kôra a niekoľko kilometrov vrchného plášťa.

Keď sa zrazí kontinentálne platne, ktorých kôra je ľahšia ako materiál plášťa a v dôsledku toho nie je schopná sa do nej ponoriť, dochádza k procesu kolízie. Pri zrážke sa okraje narážajúcich kontinentálnych platní drvia, drvia a vznikajú sústavy veľkých ťahov, čo vedie k rastu horských štruktúr so zložitou vrásovo-náťahovou štruktúrou. Klasickým príkladom takéhoto procesu je kolízia Hindustanskej platne s euroázijskou platňou sprevádzaná rastom grandióznych horských systémov Himalájí a Tibetu.

Model procesu zrážky

Proces zrážky nahrádza proces subdukcie, čím sa dokončuje uzavretie oceánskej panvy. Navyše, na začiatku procesu zrážky, keď sa okraje kontinentov už priblížili k sebe, sa zrážka spája s procesom subdukcie (zvyšky oceánskej kôry sa naďalej ponárajú pod okraj kontinentu).

Pre kolízne procesy je typický veľkoplošný regionálny metamorfizmus a intruzívny granitoidný magmatizmus. Tieto procesy vedú k vytvoreniu novej kontinentálnej kôry (s jej typickou granitovo-rulovou vrstvou).

Transformujte hranice– hranice, pozdĺž ktorých dochádza k šmykovým posunom dosiek.

Hranice litosférických dosiek Zeme

1 – rozdielne hranice ( A - hrebene stredného oceánu, b – kontinentálne trhliny); 2 – transformovať hranice; 3 – konvergentné hranice ( A - ostrovný oblúk, b – aktívne kontinentálne okraje, V - konflikt); 4 – smer a rýchlosť (cm/rok) pohybu platní.

4. Objem oceánskej kôry absorbovanej v subdukčných zónach sa rovná objemu kôry vznikajúcej v zónach šírenia. Táto pozícia zdôrazňuje myšlienku, že objem Zeme je konštantný. Tento názor ale nie je jediný a definitívne preukázaný. Je možné, že objem roviny sa pulzne mení, prípadne sa ochladzovaním zmenšuje.

5. Hlavným dôvodom pohybu platní je konvekcia plášťa , spôsobené plášťovými termogravitačnými prúdmi.

Zdrojom energie pre tieto prúdy je rozdiel teplôt medzi centrálnymi oblasťami Zeme a teplotou jej blízkych povrchových častí. V tomto prípade sa hlavná časť endogénneho tepla uvoľňuje na rozhraní jadra a plášťa počas procesu hlbokej diferenciácie, ktorá podmieňuje rozpad primárnej chondritickej substancie, počas ktorej sa kovová časť rúti do stredu hore jadrom planéty a silikátová časť sa koncentruje v plášti, kde ďalej podlieha diferenciácii.

Horniny zahriate v centrálnych zónach Zeme sa rozširujú, ich hustota klesá a vznášajú sa, čím ustupujú chladnejším, a teda ťažším hmotám, ktoré sa už vzdali časti tepla v zónach blízkeho povrchu. Tento proces prenosu tepla prebieha nepretržite, výsledkom čoho je vytvorenie usporiadaných uzavretých konvekčných buniek. V tomto prípade v hornej časti bunky prebieha prúdenie hmoty takmer v horizontálnej rovine a práve táto časť prúdenia určuje horizontálny pohyb hmoty astenosféry a na nej umiestnených platní. Vo všeobecnosti sú vzostupné vetvy konvekčných buniek umiestnené pod zónami divergentných hraníc (MOR a kontinentálne rifty), zatiaľ čo zostupné vetvy sú umiestnené pod zónami konvergentných hraníc.

Hlavným dôvodom pohybu litosférických dosiek je teda „ťahanie“ konvekčnými prúdmi.

Okrem toho na dosky pôsobí množstvo ďalších faktorov. Najmä povrch astenosféry sa ukazuje byť trochu vyvýšený nad zónami vzostupných vetiev a viac stlačený v zónach poklesu, čo určuje gravitačné „kĺzanie“ litosférickej dosky umiestnenej na naklonenom plastovom povrchu. Okrem toho existujú procesy vťahovania ťažkej studenej oceánskej litosféry v subdukčných zónach do horúcej a v dôsledku toho menej hustej astenosféry, ako aj hydraulické klinovanie čadičmi v zónach MOR.

Obrázok - Sily pôsobiace na litosférické dosky.

Na základňu vnútrodoskových častí litosféry sú aplikované hlavné hnacie sily doskovej tektoniky - plášťové ťahové sily FDO pod oceánmi a FDC pod kontinentmi, ktorých veľkosť závisí predovšetkým od rýchlosti astenosférického prúdenia, resp. posledný je určený viskozitou a hrúbkou astenosférickej vrstvy. Keďže pod kontinentmi je hrúbka astenosféry oveľa menšia a viskozita je oveľa väčšia ako pod oceánmi, veľkosť sily FDC takmer o rádovo menšie ako FDO. Pod kontinentmi, najmä ich starovekými časťami (kontinentálnymi štítmi), sa astenosféra takmer zovrie, takže sa zdá, že kontinenty sú „uviaznuté“. Keďže väčšina litosférických platní modernej Zeme zahŕňa oceánske aj kontinentálne časti, malo by sa očakávať, že prítomnosť kontinentu v platni by mala vo všeobecnosti „spomaliť“ pohyb celej platne. Takto sa to v skutočnosti deje (najrýchlejšie sa pohybujúce takmer čisto oceánske platne sú Tichomorská, Kokosová a Nazca; najpomalšie sú euroázijské, severoamerické, juhoamerické, antarktické a africké platne, ktorých značnú časť plochy zaberajú kontinenty) . Nakoniec, na hraniciach konvergentných platní, kde ťažké a studené okraje litosférických platní (dosiek) klesajú do plášťa, ich negatívny vztlak vytvára silu FNB(index v označení sily - z angl negatívny vztlak). Pôsobenie tohto vedie k tomu, že subdukčná časť dosky klesá v astenosfére a ťahá celú dosku spolu s ňou, čím sa zvyšuje rýchlosť jej pohybu. Jednoznačne silu FNB pôsobí epizodicky a len v určitých geodynamických situáciách, napríklad v prípadoch kolapsu dosiek opísaných vyššie v úseku 670 km.

Mechanizmy, ktoré uvádzajú do pohybu litosférické dosky, možno teda podmienečne klasifikovať do nasledujúcich dvoch skupín: 1) spojené so silami „ťahania“ plášťa ( mechanizmus ťahania plášťa), aplikované na ľubovoľné body základne dosiek, na obr. 2.5.5 – sily FDO A FDC; 2) spojené so silami pôsobiacimi na okraje dosiek ( okraj-silový mechanizmus), na obrázku - sily FRP A FNB. Úloha jedného alebo druhého hnacieho mechanizmu, ako aj určitých síl, sa posudzuje individuálne pre každú litosférickú dosku.

Kombinácia týchto procesov odráža všeobecný geodynamický proces pokrývajúci oblasti od povrchu až po hlboké zóny Zeme.

Plášťová konvekcia a geodynamické procesy

V súčasnosti sa v zemskom plášti rozvíja dvojbunková plášťová konvekcia s uzavretými bunkami (podľa modelu cez plášťovú konvekciu) alebo oddelená konvekcia v hornom a dolnom plášti s akumuláciou dosiek pod subdukčnými zónami (podľa dvoj- úrovňový model). Pravdepodobné póly vzostupu materiálu plášťa sa nachádzajú v severovýchodnej Afrike (približne pod spojovacou zónou africkej, somálskej a arabskej dosky) a v oblasti Veľkonočných ostrovov (pod stredným hrebeňom Tichého oceánu - Východný Tichý východ). .

Rovník poklesu plášťa sleduje zhruba súvislý reťazec konvergentných hraníc platní pozdĺž okraja Tichého oceánu a východnej časti Indického oceánu.

Moderný režim konvekcie plášťa, ktorý sa začal približne pred 200 miliónmi rokov kolapsom Pangey a dal vzniknúť moderným oceánom, sa v budúcnosti zmení na jednobunkový režim (podľa modelu konvekcie cez plášť) alebo ( podľa alternatívneho modelu) sa konvekcia stane cez plášť v dôsledku kolapsu dosiek cez 670 km predel. To môže viesť ku kolízii kontinentov a vytvoreniu nového superkontinentu, piateho v histórii Zeme.

6. Pohyby platní sa riadia zákonmi sférickej geometrie a možno ich opísať na základe Eulerovej vety. Eulerova rotačná veta hovorí, že každá rotácia trojrozmerného priestoru má os. Rotáciu teda možno opísať tromi parametrami: súradnicami osi rotácie (napríklad jej zemepisná šírka a dĺžka) a uhlom rotácie. Na základe tejto polohy je možné rekonštruovať postavenie kontinentov v minulých geologických obdobiach. Analýza pohybov kontinentov viedla k záveru, že každých 400-600 miliónov rokov sa spoja do jedného superkontinentu, ktorý sa následne rozpadne. V dôsledku rozdelenia takého superkontinentu Pangea, ku ktorému došlo pred 200-150 miliónmi rokov, vznikli moderné kontinenty.

Niektoré dôkazy o realite mechanizmu tektoniky litosférických dosiek

Starší vek oceánskej kôry so vzdialenosťou od šíriacich sa osí(pozri obrázok). V rovnakom smere je zaznamenaný nárast hrúbky a stratigrafickej úplnosti sedimentárnej vrstvy.

Obrázok - Mapa veku hornín oceánskeho dna severného Atlantiku (podľa W. Pitmana a M. Talvaniho, 1972). Časti oceánskeho dna rôznych vekových intervalov sú zvýraznené rôznymi farbami; Čísla udávajú vek v miliónoch rokov.

Geofyzikálne údaje.

Obrázok - Tomografický profil Helénskou priekopou, Krétou a Egejským morom. Sivé kruhy sú hypocentrá zemetrasenia. Doska subdukčného studeného plášťa je znázornená modrou, horúci plášť je znázornený červenou farbou (podľa V. Spackmana, 1989)

Zvyšky obrovskej faralonskej platne, ktorá zmizla v subdukčnej zóne pod Severnou a Južnou Amerikou, sú zaznamenané vo forme dosiek „studeného“ plášťa (úsek naprieč Severnou Amerikou, pozdĺž S-vĺn). Podľa Grand, Van der Hilst, Widiyantoro, 1997, GSA Today, v. 7, č. 4, 1-7

​Lineárne magnetické anomálie v oceánoch boli objavené v 50. rokoch počas geofyzikálnych štúdií Tichého oceánu. Tento objav umožnil Hessovi a Dietzovi v roku 1968 sformulovať teóriu šírenia dna oceánov, ktorá prerástla do teórie doskovej tektoniky. Stali sa jedným z najpresvedčivejších dôkazov o správnosti teórie.

Obrázok - Vznik pásových magnetických anomálií pri šírení.

Príčinou vzniku pásových magnetických anomálií je proces zrodu oceánskej kôry v zónach šírenia stredooceánskych chrbtov, vyvreté bazalty pri ochladzovaní pod Curieovým bodom v magnetickom poli Zeme získavajú remanentnú magnetizáciu. Smer magnetizácie sa zhoduje so smerom magnetického poľa Zeme, avšak v dôsledku periodických inverzií zemského magnetického poľa vytvárajú erupčné bazalty pásy s rôznymi smermi magnetizácie: priamy (zhodný s moderným smerom magnetického poľa) a reverzný. .

Obrázok - Schéma vzniku pásovej štruktúry magneticky aktívnej vrstvy a magnetických anomálií oceánu (Vine – Matthewsov model).

Tektonická analýza územia začína a končí zostavením tektonickej mapy, ktorá je grafickým modelom štruktúry a vývoja časti západnej zóny. V závislosti od mierky text. mapy sú globálne (1:45000000 – 1:15000000), prehľadové (1:10000000 – 1:2500000), regionálne malé mierky (1:500000), regionálne stredné a veľké (1:200000 – 1:50000) . Karty môžu byť všeobecné alebo špeciálne. Všeobecné tektonické mapy rovnako obsahujú údaje o modernej tektonickej štruktúre západného pobrežia. a históriu jeho vzniku. Špecializované textové mapy obsahujú selektívne údaje o štrukturálnych znakoch územia, zlomové mapy, izohypsy, mapy prstencových štruktúr alebo odrážajú štrukturálne charakteristiky územia pre určitý časový interval alebo v určitom bode geologickej histórie (paleotektonické mapy). Príklad: Všeobecné prehľadové mapy - „Tektonická mapa ZSSR 1: 4000000“ pod vedením Shatského. Prehľadové mapy špecializovaného obsahu – „Paleotektonické mapy 1:75000000 – 1:5000000“

4. Všeobecné znaky štruktúry starovekých platforiem Laurázie.

Východoeurópske, severoamerické, sibírske a čínske platformy majú základ v ranom prekambriu. Tieto plošiny sú obohnané pohyblivými (zloženými) pásmi, ktoré ich oddeľujú a zároveň spájkujú. V rámci týchto pásov sú rozšírené bloky z kontinentálnej včasnej prekambrickej kôry - stredné masívy, ktoré boli predtým súčasťou týchto platforiem. Zloženie a štruktúra pokryvov platforiem laurazijskej skupiny má mnoho spoločných znakov, vyjadrených celkovým počtom podlaží, podobnosťou zloženia sedimentov na jednotlivých stratigrafických úrovniach (R-ripean, PZ2-stredné paleozoikum, PZ3-T- vrchné paleozoikum-trias, J-K-jura-krieda)

5. Vymenujte povrchové štruktúry, ktoré pretínajú hranice euroázijskej platne. Západná hranica euroázijskej platne prebieha pozdĺž MOR: Azory - Reykjanský hrebeň - ďalej po hrebeni Gakkel - cez Čukotku a Kamčatku, pozdĺž zlomovej zóny až po križovatku Kurilsko-Kamčatských a Aleutských priekop. Ďalej sa hranica rozširuje na juh pozdĺž priekopy Kuril-Kamčatka - Nansei - filipínska hlbokomorská priekopa a ohýba sa na juh pozdĺž priekopy Sunda. Ďalej hranica prebieha po okraji Hindustanskej platformy, ďalej na severozápade po hrebeni Zagros, na západ cez Krétsku priekopu – Gibraltár a smeruje k Azorským ostrovom.

6. Obsah regionálnej textovej mapy a spôsoby zobrazenia textových prvkov na stránke

Rozdiely v mierkach máp, regionálne špecifiká a prvky špecializácie v obsahu sú dôvodom rôznorodosti regionálnych textových máp. Legendy najväčšieho počtu regionálnych máp sú však zostavené v obraze a podobe legiend prehľadových textových máp. Rozdelenie textu a vnútorná štruktúra regiónov je na mapách znázornená pomocou farebných alebo čiarových ikon. Farbenie sa používa na vyjadrenie základného princípu zónovania. Rôzne farby, ich odtiene a stupeň intenzity zodpovedajú regiónom, ktoré sa líšia vekom hlavného vrásnenia, konštrukčným počtom podlaží, materiálovými charakteristikami sekcií a stupňom deformácie súčasných vrstiev. Litosférické dosky a ich hraničné zóny sú zobrazené v rôznych farbách. Čiarové symboly sa používajú na zobrazenie rôznych typov hraníc štruktúrnych zón a jednotlivých foriem, porúch, extra-mierkových skladaných štruktúr a materiálových komplexov. Čiarové značky môžu byť čierne alebo farebné. Farebnú schému mapy dopĺňajú písmenové označenia – indexy, ktoré uľahčujú čítanie mapy.

7. Všeobecné znaky štruktúry platforiem skupiny Gondwana. V štruktúre základov afro-arabských, juhoamerických, hindustanských, austrálskych a antarktických platforiem zohrávajú významnú úlohu metamorfné rifské komplexy spájajúce archesko-spodnoproterozoické bloky. V sekcii krytu protoplatformy skupiny Gondwana sú známe hornoarchejské formácie, čo naznačuje skoré kratonizačné procesy na viacerých platformách skupiny Gondwana. Puzdro platformy na takmer všetkých platformách je mierne vyvinuté. Na rozdiel od platforiem severnej skupiny sa hranice južných platforiem na veľkých plochách zhodujú s hranicami kontinentov. V dôsledku toho prichádzajú do priameho kontaktu s hlbokomorskými depresiami. Vo vrchnom paleozoiku sa na platformách južnej série aktívne vyskytovali riftingové procesy, ktoré viedli k akumulácii kontinentálnych pobrežných morských sedimentov v grabenoch. K ukladaniu ľadovcových útvarov prispelo vyzdvihnutie niektorých oblastí na začiatku vrchného paleozoika. V druhohorách boli rozsiahle oblasti pokryté procesmi magmatizmu pascí so zavedením ultrabázických intrúzií vysokej alkality. V najnovšom štádiu sa väčšina platforiem vyznačuje aj vysokou mobilitou.

8. Typy oceánskych štruktúr. Približne 250 miliónov štvorcových. km zaberajú oceánske hlbokomorské nížiny, priehlbiny a vnútrooceánske výzdvihy, ktoré ich oddeľujú. Oceánske depresie sa výrazne líšia od kontinentálnych masívov tým, že povrch zemskej kôry v nich je znížený o 4-5 km v porovnaní s kontinentmi a hrúbka zemskej kôry je znížená 5-7 krát. Rozdiely v štruktúre zemskej kôry kontinentov a oceánov spočívajú v tom, že vo väčšine oceánov nie je vytvorená vrstva „žula-rula“. Dno oceánu sa výrazne líši v charaktere seizmicity. Rozlišujeme oblasti s vysokou seizmickou aktivitou a aseizmické oblasti.

Prvými sú rozšírené zóny obsadené systémami MOR, ktoré sa tiahnu cez všetky oceány. Charakterizuje ich intenzívny vulkanizmus, zvýšený tepelný tok, ostro členitá topografia so sústavami pozdĺžnych a priečnych priekop a ríms a plytkým výskytom povrchu príkrovu.

Tie sú vyjadrené v reliéfe veľkými oceánskymi panvami, rovinami, náhornými plošinami, ako aj podmorskými hrebeňmi, obmedzenými výbežkami zlomového typu a vnútrooceánskymi vyvýšeninami. Vo vnútri oblastí sa nachádzajú podvodné plošiny a vyvýšeniny s kôrou kontinentálneho typu (mikrokontinenty).