Земля Как Космическое тело


HYPERLINK "http://www.vseznayem.ru/pochemu-o-zemle-i-vselennoy/107-planeta-zemlya" Планета Земля, основные сведения о Земле, как о планете
18.09.2011 12:35
left000В суете мы забываем, что Земля – это космическое тело, планета, а из всей информации о планете Земля мы твёрдо знаем только то, что она «голубая». Ниже представлены основные интересные сведения о Земле, как о планете.
 
Планета Земля, размеры и основные физические параметры
Геометрическая форма Земли – это эллипсоид вращения, численные значения радиусов которого следующие:- экваториальный 6378,169км,- полярный 6356,777км,- средний 6371,032Объём планеты Земля составляет 1,083 триллионов кубических километровСредняя плотность Земли равна 5518кг на кубический метрПланета Земля обладает массой 5,976 септиллионов килограмм (10 в 24 степени).Планета Земля, основные характеристики движения космического тела
Как космическое тело планета Земля вращается вокруг Солнца по эллипсоидной орбите, со средней скоростью обращения 29,765 км/сек, при среднем расстоянии между ними 149,6 миллионов километров. Эксцентриситет орбиты планеты Земля равен всего 0,0167, то есть траектория орбиты её вращения вокруг Солнца очень близка к кругу.Скорость вращения Земли вокруг своей оси равна 0,4651xcosά, где ά - это географическая широта. Центробежное ускорение на линии экватора составляет 0,033915м/секунду в квадрате. Ускорение силы тяжести на поверхности Земли равно 9,806665 м/секунду в квадрате.Первая космическая скорость, которую необходимо придать телу, чтобы оно стало двигаться по орбите вокруг Земли, равна 7,9км/сек. Для того чтобы тело полностью преодолело земное притяжение и удалилось от нашей планеты оно должно двигаться со скоростью не менее 11,2км/сек (второй космической).
Ещё некоторые сведения о планете Земля
Планета Земля имеет общую площадь 510,2 миллионов квадратных километров, из них на сушу приходится 149,1 млн. кв.км.(29,2%) и 361,1 млн.кв.км. (70,8%)  на моря и океаны. Причём масса океанов равна 1,45 секстиллионов (10 в 21 степени) килограмм.Средняя высота, на которую материки планеты Земля поднимаются над уровнем моря, равна 860 метров. Средняя глубина Мирового океана составляет 3700 метров.Разумеется, запоминать все эти цифры ни к чему, но они помогают составить общее представление о космическом теле, называемом «планета Земля».
 
Информация из энциклопедии "Новейший справочник необходимых знаний"
Планета ЗЕМЛЯ
Внутреннее строение Земли

ПРИРОДНЫЙ «РЕАКТОР»?
     Недавно американский геофизик М. Херндон высказал гипотезу о том, что в центре Земли находится естественный «ядерный реактор» из урана и плутония (или тория) диаметром всего 8 км. Эта гипотеза способна объяснить инверсию земного магнитного поля, происходящую каждые 200 000 лет. Если это предположение подтвердится, то жизнь на Земле может завершиться на 2 млрд. лет ранее, чем предполагалось, так как и уран, и плутоний сгорают очень быстро. Их истощение приведет к исчезновению магнитного поля, защищающего 3емлю от коротковолнового солнечного излучения и, как следствие, к исчезновению всех форм биологической жизни. Эту теорию прокомментировал член-корреспондент РАН В.П. Трубицын: «И уран, и торий - очень тяжелые элементы, которые в процессе дифференциации первичного вещества планеты могут опуститься к центру Земли. Но на атомном уровне они увлекаются с легкими злементами, которые выносятся в земную кору, поэтому все урановые месторождения и находятся в самом верхнем слое коры. То есть если бы и эти элементы были сосредоточены в виде скоплений, они могли бы опуститься в ядро, но, по сложившимся представлениям, их должно быть небольшое количество. Таким образом, для того чтобы делать заявления об урановом ядре Земли, необходимо дать более обоснованную оценку количества урана, ушедшего в железное ядро. Следует также заметить, что перемещение урана в ядро приводит к уменьшению радиоактивной опасности, так как каменная мантия является очень хорошим экраном». 
Строение Земли
left000
[1] Толщина Земной коры (внешней оболочки) изменяется от нескольких километров (в океанических областях) до нескольких десятков километров (в горных районах материков). Сфера земной коры очень небольшая, на ее долю приходится всего около 0,5% общей массы планеты. Основной состав коры - это окислы кремния, алюминия, железа и щелочных металлов. В составе континентальной коры, содержащей под осадочным слоем верхний (гранитный) и нижний (базальтовый), встречаются наиболее древние породы Земли, возраст которых оценивается более чем в 3 млрд. лет. Океаническая же кора под осадочным слоем содержит в основном один слой, близкий по составу к базальтовым. Возраст осадочного чехла не превышает 100-150 миллионов лет.
[1-2] От низлежащей мантии земную кору отделяет во вмогом еще загадочный Слой Мохо (назван так в честь сербского сейсмолога Мохоровичича, открывшего его в 1909 году), в котором скорость распространения сейсмических волн скачкообразно увеличивается.
[2] На долю Мантии приходится около 67% общей массы планеты. Твердый слой верхней мантии, распространяющийся до различных глубин под океанами и континентами, совместно с земной корой называют литосферой - самой жесткой оболочкой Земли. Под ней отмечен слой, где наблюдается некоторое уменьшение скорости распространения сейсмических волн, что говорит о своеобразном состоянии вещества. Этот слой, менее вязкий и более пластичный по отношению к выше и ниже лежащим слоям, называют астеносферой. Считается, что вещество мантии находится в непрерывном движении, и высказывается предположение, что в относительно глубоких слоях мантии с ростом температуры и давления происходит переход вещества в более плотные модификации. Такой переход подтверждается и экспериментальными исследованиями.
[3] В нижней мантии на глубине 2900 км отмечается резкий скачок не только в скорости продольных волн, но и в плотности, а поперечные волны сдесь исчезают совсем, что указывает на смену вещественного состава пород. Это внешняя граница ядра Земли.
[4-5] Земное ядро открыто в 1936 году. Получить его изображение было чрезвычайно трудно из-за малого числа сейсмических волн, достигавших его и возвращавшихся к поверхности. Кроме того, экстремальные температуры и давления ядра долгое время трудно было воспроизвести в лаборатории. Земное ядро разделяется на 2 отдельные области: жидкую (ВНЕШНЕЕ ЯДРО) и твердую (BHУTPEHHE), переход между ними лежит на глубине 5156 км. Железо - элемент, который соответствует сейсмическим свойствам ядра и обильно распространен во Вселенной, чтобы представить в ядре планеты приблизительно 35% ее массы. По современным данным, внешнее ядро представляет собой вращающиеся потоки расплавленного железа и никеля, хорошо проводящие электричество. Именно с ним связывают происхождение земного магнитного поля, считая, что, электрические токи, текущие в жидком ядре, создают глобальное магнитное поле. Слой мантии, находящийся в соприкосновении с внешним ядром, испытывает его влияние, поскольку температуры в ядре выше, чем в мантии. Местами этот слой порождает огромные, направленные к поверхности Земли тепломассопотоки - плюмы.
[6] ВНУТРЕННЕЕ ТВЕРДОЕ ЯДРО не связано с мантией. Полагают, что его твердое состояние, несмотря на высокую температуру, обеспечивается гигантским давлением в центре Земли. Высказываются предположения о том, что в ядре помимо железоникелевых сплавов должны присутствовать и более легкие элементы, такие как кремний и сера, а возможно, кремний и кислород. Вопрос о состоянии ядра 3емли до сих пор остается дискуссионным. По мере удаления от поверхности увеличивается сжатие, которому подвергается вещество. Расчеты показывают, что в земном ядре давление может достигать 3 млн. атм. При зтом многие вещества как бы металлизируются - переходят в металлическое состояние. Существовала даже гипотеза, что ядро Земли состоит из металлического водорода.
Строение Земли
     Осенью 2002 года профессор Гарвардского университета А. Дзевонски и его студент М. Исии на основании анализа данных от более чем 300 000 сейсмических явлений, собранных за 30 лет, предложили новую модель, согласно которой в пределах внутреннего ядра лежит так называемое «самое внутреннее» ядро, имеющее около 600 км в поперечнике: Его наличие может быть доказательством существования двух этапов развития внутреннего ядра. Для подтверждения подобной гипотезы необходимо разместить по всему земному шару еще большее число сейсмографов, чтобы nровести более детальное выделение анизотропии (зависимость физических свойств вещества от направления внутри него), которая характеризует самый центр Земли.     Индивидуальное лицо планеты, подобно облику живого существа, во многом определяется внутренними факторами, возникающими в ее глубоких недрах. Изучать эти недра очень трудно, так как материалы, из которых состоит Земля, непрозрачны и плотны, поэтому объем прямых данных о веществе глубинных зон весьма ограничен. К их числу относятся: так называемый минеральный агрегат (крупные составные части породы) из природной сверхглубокой скважины - кимберлитовой трубки в Лecoтo (Южная Африка), который рассматривается как представитель пород, залегающих на глубине порядка 250 км, а также керн (цилиндрическая колонка горной породы), поднятый из глубочайшей в мире скважины (12 262 м) на Кольском полуострове. Исследование сверхглубин планеты этим не ограничивается. В 70-е годы ХХ века научное континентальное бурение производилось на на территории Азербайджана - Сааблинская скважина (8 324 м). А в Баварии в начале 90-х годов прошлого века была заложена сверхглубокая скважина КТБ-Оберпфальц размером более 9 000 м.      Существует много остроумных и интересных методов изучения нашей планеты, но основная информация о ее внутреннем строении получена в результате исследований сейсмических волн, возникающих при землетрясениях и мощных взрывах. Каждый час в различных точках Земли регистрируется около 10 колебаний земной поверхности. При этом возникают сейсмические волны двух типов: продольные и поперечные. В твердом веществе могут распространиться оба типа волн, а вот в жидкостях - только продольные. Смещения земной поверхности регистрируются сейсмографами, установленными по всему земному шару. Наблюдения скорости, с которой волны проходят сквозь 3емлю, позволяют геофизикам определить плотность и твёрдость пород на глубинах, недоступных прямым исследованиям. Сопоставление плотностей, известных по сейсмическим данным и полученным в ходе лабораторных экспериментов с горными породами (где моделируются температура и давление, соответствующие определенной глубине 3емли), позволяет сделать вывод о вещественном составе земных недр. Новейшие данные геофизики и эксперименты, связанные с исследованием структурных превращений минералов, позволили смоделировать многие особенности строения, состава и процессов, происходящих в глубинах Земли.      Еще в XVII веке удивительное совпадение очертаний береговых линий западного побережья Африки и восточного побережья Южной Америки наводило некоторых ученых на мысль о том, что континенты «гуляют» по планете. Но только три века спустя, в 1912 году, немецкий метеоролог Альфред Лотар Вегенер подробно изложил свою гипотезу континентального дрейфа, согласно которой относительное положение континентов менялось на протяжении истории 3емли. Одновременно он выдвинул множество аргументов в пользу того, что в далеком прошлом континенты были собраны вместе. Помимо сходства береговых линий им были обнаружены соответствие геологических структур, непрерывность реликтовых горных хребтов и тождественность ископаемых остатков на разных континентах. Профессор Вегенер активно отстаивал идею о существовании в прошлом единого суперконтинента Пангея, его расколе и последующем дрейфе образовавшихся континентов в разные стороны. Но эта необычная теории не была воспринята всерьез, потому что с точки зрения того времени казалось совершенно непостижимым, чтобы гигантские континенты могли самостоятельно перемещаться по планете. К тому же сам Вегенер не смог предоставить подходящий «механизм», способный двигать континенты.      Возрождение идей этого ученого произошло в результате исследований дна океанов. Дело в том, что наружный рельеф континентальной коры хорошо известен, а вот океанское дно, в течение многих веков надежно укрытое многокилометровой толщей воды, оставалось недоступным для изучения и служило неисчерпаемым источником всевозможных легенд и мифов. Важным шагом вперёд в изучении его рельефа явилось изобретение прецизионного эхолота, с помощью которого стало возможным непрерывно измерять и регистрировать глубину дна по линии движения судна. Одним из поразительных результатов интенсивного исследования дна океанов стали новые данные о его топографии. Сегодня топографию океанского дна легче картировать благодаря спутникам, очень точно измеряющим «высоту» морской поверхности: ее в точности отображают различия уровня моря от места к месту. Вместо плоского, лишенного каких-либо особых примет, прикрытого илом дна обнаружились глубокие рвы и крутые обрывы, гигантские горные хребты и крупнейшие вулканы. Особенно явственно выделяется па картах Срединно-Атлантический горный хребет, рассекающий Атлантический океан точно посередине.      Оказалось, что дно океана стареет по мере удаления от срединно-океанического хребта, «расползаясь» от его центральной зоны со скоростью несколько сантиметров в год. Действием этого процесса можно объяснить сходство очертаний континентальных окраин, если предполагать, что между частями расколовшегося континента образуется новый океанический хребет, а океаническое дно, наращиваемое симметрично с обеих сторон, формирует новый океан. Атлантический океан, посреди которого лежит Срединно-Атлантический хребет, вероятно, возник именно таким образом. Но если площадь морского дна увеличивается, а Земля не расширяется, то что-то в глобальной коре должно разрушаться, чтобы скомпенсировать этот процесс. Именно это и происходит на окраинах большей части Тихого океана. 3десь литосферные плиты сближаются, и одна из сталкивающихся плит погружается под другую и уходит глубоко внутрь Земли. Такие участки столкновения отмечаются активными вулканами, которые протянулись вдоль берегов Тихого океана, образуя так называемое «огненное кольцо».       Непосредственное бурение морского дна и определение возраста поднятых пород подтвердили результаты палеомагнитных исследований. Эти факты легли в основу теории новой глобальной тектоники, или тектоники литосферных плит, которая произвела настоящую революцию в науках о 3емле и принесла новое представление о внешних оболочках планеты. Главной идеей этой теории являются горизонтальные движения плит.

КАК РОЖДАЛАСЬ ЗЕМЛЯ
     Согласно современным космологическим представлениям 3емля образовалась вместе с другими планетами около 4,5 млрд. лет назад из кусков и обломков, вращавшихся вокруг молодого Солнца. Она разрасталась, захватывая вещество, находившееся вокруг, пока не достигла своего нынешнего размера. Вначале процесс разрастания происходил очень бурно, и непрерывный дождь падающих тел должен был привести к ее значительному нагреванию, так как кинетическая энергия частиц превращалась в тепло. При ударах возникали кратеры, причем выбрасываемое из них вещество уже не могло преодолеть силу земного притяжения и падало обратно, и чем крупнее были падающие тела, тем сильнее разогревали они Землю.

     Энергия падающих тел освобождалась уже не на поверхности, а в глубине планеты, не успевая излучиться в пространство. Хотя первоначальная смесь веществ могла быть однородной в большом масштабе, разогрев земной массы вследствие гравитационного сжатия и бомбардировки ее обломками привел к расплавлению смеси и возникшие жидкости под действием тяготения отделялись от оставшихся твердых частей. Постепенное перераспределение вещества по глубине в соответствии с плотностью должно было привести к его расслоению на отдельные оболочки. Более легкие вещества, богатые кремнием, отделялись от более плотных, содержащих железо и никель, и образовывали первую земную кору. Спустя примерно миллиард лет, когда 3емля существенно охладилась, земная кора затвердела, превратившись в прочную внешнюю оболочку планеты. Остывая, 3емля выбрасывала из своего ядра множество различных газов (обычно это происходило при извержении вулканов) - легкие, такие как водород и гелий, большей частью улетучивались в космическое пространство, но так как сила притяжения 3емли была уже достаточно велика, то удерживала у своей поверхности более тяжелые. Они как раз и составили основу земной атмосферы. Часть водяных паров из атмосферы сконденсировалась, и на 3емле возникли океаны. 
ЧТО СЕЙЧАС?
Земля - не самая большая, но и не самая маленькая планета среди своих соседей. Экваториальный радиус ее, равный 6378 км, из-за центробежной силы, создаваемой суточным вращением, больше полярного на 21 км. Давление в центре Земли составляет 3 млн. атм., а плотность вещества - около 12 г/см3. Масса нашей планеты, найденная путем экспериментальных измерений физической постоянной тяготения и ускорения силы тяжести на экваторе, составляет 6*1024 кг, что соответствует средней плотности вещества 5,5 г/см3. Плотность минералов на поверхности приблизительно вдвое меньше средней плотности, а значит, плотность вещества в центральных областях планеты должна быть выше среднего значения. Момент инерции Земли, зависящий от распределения плотности вещества вдоль радиуса, также свидетельствует о значительном увеличении плотности вещества от поверхности к центру. Из недр Земли постоянно выделяется тепловой поток, а так как тепло может передаваться только от горячего к холодному, то температура в глубине планеты должна быть выше, чем на ее поверхности. Глубокое бурение показало, что температура с глубиной увеличивается примерно на 20°С на каждом километре и меняется от места к месту. Если бы увеличение температуры продолжалось непрерывно, то в самом центре Земли она достигла бы десятков тысяч градусов, однако геофизические исследования показывают, что в действительности температура здесь должна составлять несколько тысяч градусов.
Общие сведения о литосфере Земли
Литосфера (от греч. λίθος — камень и σφαίρα — шар, сфера) — твёрдая оболочка Земли, состоящая из земной коры и части верхней мантии. Нижняя граница литосферы Земли нечёткая и определяется резким уменьшением вязкости пород, понижением скорости распространения сейсмических волн и увеличением электропроводности пород. Эта область получила название астеносфера (от др.-греч. asthees — слабый и др.-греч. σφαῖρα). Астеносфера является верхним пластичным слоем верхней мантии Земли.
Граница между литосферой и астеносферой может лежать на глубине от 4 (под рифтами) до 200 (под кратонами) км.
В составе литосферы Земли выделяют подвижные области — складчатые пояса и относительно стабильные платформы, которые перемещаются по астеносфере.
Строение литосферы Земли: земная кора и верхняя мантия
Земная кора — это верхняя твёрдая оболочка Земли. Кора не является уникальным образованием, присущим только Земле, т.к. есть на большинстве планет земной группы, спутнике Земли — Луне и спутниках планет-гигантов: Юпитера, Сатурна, Урана и Нептуна. Однако только на Земле кора бывает двух типов: океанической и континентальной. В пограничных областях развивается земная кора промежуточного типа — субконтинентальная или субокеаническая, формирующаяся, например, в зонах островных дуг. В зонах срединно-океанических хребтов можно выделить кору рифтогенного типа, в связи с отсутствием в этих зонах габбро-серпентинитового слоя и близким положением астеносферы.
Океаническая земная кора состоит из трёх слоёв: верхнего осадочного, промежуточного базальтового и нижнего габбро-серпентинитового, который до последнего времени включался в состав базальтового.Толщина её составляет от 2 км в зонах срединно-океанических хребтов до 130 км в зонах субдукции, где океаническая кора погружается в мантию. Связано данное различие с тем, что в зонах срединно-океанических хребтов океаническая кора образуется, по мере удаления от хребтов её мощность возрастает, редко превышая значение в 7 км, достигая максимума в зонах погружения коры в верхнюю мантию. Наибольшее количество зон субдукции приходится на Тихий океан; с ними связывают мощные моретрясения.
Осадочный слой, покрывающий расплав невелик: его толщина редко превышает 0,5 км, лишь вблизи дельт крупных рек достигая толщины в 10-12 км. Состоит осадочный слой из песка, отложений остатков животных и осаждённых минералов. В его основании часто залегают тонкие не выдержанные по простиранию металлоносные осадки с преобладанием оксидов железа. Нижняя часть слоя сложена карбонатными породами, которые на больших глубинах не обнаруживаются, в связи с растворением при большом давлении раковин фораминифер и кокколитофорид, слагающих карбонатные породы. На глубинах превышающих 4,5 км карбонатные породы замещаются красными глубоководными глинами и кремнистыми илами.
Базальтовый слой в верхней части сложен базальтовыми лавами толеитового состава, которые называют ещё подушечными из-за характерной формы. Ниже лежит дайковый комплекс, образованный долеритовыми дайками. Дайки представляют собой каналы, по которым базальтовая лава изливалась на поверхность. По этой причине базальтовый слой обнажается во многих местах примыкающих к срединно-океаническим хребтам.
В зонах субдукции базальтовый слой превращается в экголиты, которые имея плотность больше чем окружающие перидотиты (самые распространённые мантийные породы) погружаются в глубину. Масса экголитов в настоящее время составляет около 7 % от массы всей мантии Земли.
Габбро-серпентинитовый слой лежит непосредственно над верхней мантии. В его составе выделяются габброиды и серпентинизированный перидотит, образующиеся соответственно при медленной кристаллизации базальтовых расплавов в магматическом очаге и при гидратации основных пород мантии по трещинам литосферы. Мощность слоя составляет 3-6 км; он прослеживается во всех океанах. Скорости продольных сейсмических волн в пределах слоя составляют 6,5-7 км/сек.
Возраст океанической земной коры в среднем составляет 100 млн. лет. Самые старые участки океанической земной коры имеют возраст 156 млн. лет (поздняя юра) и располагаются во впадине Пиджафета в Тихом океане.
Столь молодой возраст объясняется постоянным образованием и поглощением океанической коры. Ежегодно в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов в результате происходящей под ними сепарации базальтовой лавы и её излияния на поверхность океанического дна образуется 24 км3 магматических пород массой 70 млрд. тонн. Если учесть, что общая масса океанической земной коры согласно расчётам составляет 5,9×1018 тонн, то получается, что вся океаническая кора обновляется за 100 млн. лет, что и принимается за её средний возраст. Толщина океанической земной коры со временем практически не меняется, в связи с построением её из выделившегося расплава.
Океаническая земная кора сосредоточена не только в пределах ложа Мирового океана. Небольшие древние её участки известны в закрытых бассейнах, примером которых может служить северная впадина Каспийского моря. Общая площадь океанической земной коры составляет 306 млн.км2.
Континентальная земная кора, как видно из названия, лежит под континентами Земли и крупными островами. В отличие от океанической континентальная земная кора состоит из трёх слоёв: верхнего осадочного, среднего гранитного и нижнего базальтового. Толщина подобного типа земной коры под молодыми горами достигает 75 км, под равнинами составляет от 35 до 45 км, под островными дугами сокращается до 20-25 км.
Осадочный слой континентальной земной коры формируется: глинистыми отложениями и карбонатами мелководных морских бассейнов в пределах протерозойских платформ; грубообломачными фациями, сменяемыми выше по разрезу песчано-глинистыми отложениями и карбонатами прибрежных фаций в краевых прогибах и на пассивных окраинах континентов атлантического типа.
Гранитный слой земной коры формируется в результате вторжения магмы в трещины земной коры. Состоит из кремнезёма, алюминия и других минералов. Мощность гранитного слоя достигает 25 км. Скорость продольных сейсмических волн составляет от 5,5 до 6,3 км/сек. Слой очень древний: его средний возраст около 3 млрд. лет.
На глубинах 15-20 км, часто прослеживается граница Конрада, вдоль которой скорость распространения продольных сейсмических волн увеличивается на 0,5 км/сек. Граница разделяет гранитный и базальтовый слои.
Базальтовый слой формируется при излиянии основных (базальтовых) лав на поверхность суши в зонах внутриплитного магматизма. Базальт тяжелее гранита, содержит больше железа, магния и кальция. Скорость продольных сейсмических волн в пределах слоя от 6,5 до 7,3 км/сек.
Граница между гранитным и базальтовыми слоями в ряде мест проходит по т.н. поверхности Конрада, в пределах которой происходит скачкообразный рост скорости продольных сейсмических волн с 6 до 6,5 км/сек. В других местах скорость продольных сейсмических волн растёт постепенно и граница между слоями размыта. И, наконец, есть области, где наблюдаются сразу несколько поверхностей в пределах которых происходит возрастание сейсмических волн.
Общая масса земной коры оценивается в 2,8×1019 тонн, что составляет лишь 0,473% от массы всей планеты Земля.
Снизу земная кора отделена от верхней мантии границей Мохоровичича или Мохо, установленной в 1909 году хорватским геофизиком и сейсмологом Андреем Мохоровичичем. На границе происходит резкий рост скоростей продольных и поперечных сейсмических волн. Возрастает также плотность вещества. Граница Мохо может не совпадать с границами земной коры, по-видимому разделяя области разного химического состава: лёгкие кислые земной коры и плотные ультраосновные мантийные.
Слой лежащий под земной корой называется мантией. Мантия делится слоем Голицына на верхнюю и нижнюю, граница между которыми проходит на глубине около 670 км.
В пределах верхней мантии выделяется астеносфера — пластинчатый слой, в пределах которого скорости сейсмических волн понижаются.
Платформы литосферы Земли
Платформы — это относительно устойчивые участки земной коры. Возникают они на месте существовавших ранее складчатых сооружений высокой подвижности, образующихся при замыкании геосинклинальных систем, путём последовательного их превращения в тектонически стабильные участки.
Характерной чертой строения всех литосферных платформ Земли является их строение из двух ярусов или этажей.
Нижний структурный этаж называется также фундаментом. Сложен фундамент из сильно дислоцированных метаморфизованных и гранитизированных пород, пронизанных интрузиями и тектоническими разломами.
По времени образования фундамента платформы делятся на древние и молодые.
Древние платформы, составляющие к тому же ядра современных материков и называемые кратонами, имеют докембрийский возраст и сформировались в основном к началу позднего протерозоя. Древние платформы разделяются на 3 типа: лавразийский, гондванский и переходный.
К первому типу относятся Северо-Американская (Лавренция), Восточно-Европейская и Сибирская (Ангарида) платформы, образованные в результате распада суперконтинента Лавразия, который в свою очередь образовался после распада протоконтинента Пангея.
Ко второму: Южно-Американская, Африкано-Аравийская, Индостанская, Австралийская и Антарктическая. Антарктическая платформа до палеозойской эры была разделена на Западную и Восточную платформу, которые объединились лишь в палезойской эре. Африканская платформа в архее была разделена на протоплатформы Конго (Заир), Калахари (Южно-Африканская), Сомали (Восточно-Африканская), Мадагаскар, Аравия, Судан, Сахара. После распада суперконтинента Пангея африканские протоплатформы, за исключением Аравийской и Мадагаскарской, объединились. Окончательное объединение произошло в палеозойскую эру, когда Африканская платформа превратилась в Африкано-Аравийскую платформу в составе Гондваны.
К третьему промежуточному типу относятся платформы небольшого размера: Сино-Корейская (Хуанхэ) и Южно-Китайская (Янцзы), которые в разное время являлись как частью Лавразии, так и частью Гондваны.
рис.2 Платформы и геосинклинальные пояса литосферы
В фундаменте древних платформ участвуют архейские и раннепротерозойские образования. В пределах Южно-Американской и Африканской платформ часть образований относится к верхнепротерозойскому времени. Образования глубокометаморфизованы (амфиболитовая и гранулитовая фации метаморфизма); главную роль среди них играют гнейсы и кристаллические сланцы, широко распространены граниты. Поэтому такой фундамент называют гранитогнейсовым или кристаллическим.
Молодые платформы сформировались в палеозойское или позднекембрийское время, они окаймляют древние платформы. Их площадь лишь 5% от всей площади континентов. Фундамент платформ сложен фанерозойскими осадочно-вулканическими породами, испытавшими слабый (зеленосланцевая фация) или даже только начальный метаморфизм. Встречаются блоки более глубокометаморфизованных древних, докембрийских, пород. Граниты и другие интрузивные образования, среди которых следует отметить офиолитовые пояса, играют подчиненную роль в составе. В отличие от фундамента древних платформ фундамент молодых именуется складчатым.
В зависимости от времени завершения деформаций фундамента разделение молодых платформ на эпибайкальские (наиболее древние), эпикаледонские и эпигерцинские.
К первому типу относятся Тимано-Печорская и Мизийская платформы Европейской России.
Ко второму типу относятся Западно-Сибирская и Восточно-Австралийская платформы.
К третьему: Урало-Сибирская, Среднеазиатская и Предкавказская платформы.
Между фундаментом и осадочным чехлом молодых платформ часто выделяется промежуточный слой, к которому относятся образования двух типов: осадочное, молассовое или молассово-вулканическое выполнение межгорных впадин последнего орогенного этапа развития подвижного пояса, предшествовавшего образованию платформы; обломочное и обломочно-вулканогенное выполнение грабенов, образованных на стадии перехода от орогенного этапа к раннеплатформенномуВерхний структурный этаж или платформенный чехол сложен неметаморфизованными осадочными породами: карбонатными и мелководными песчано-глинистыми в платформенных морях; озёрными, аллювиальными и болотными в условиях гумидного климата на месте бывших морей; эоловыми и лагунными в условиях аридного климата. Породы залегают горизонтально с размывами и несогласием в основании. Мощность осадочного чехла обычно 2-4 км.
В ряде мест осадочный слой в результате поднятия или размыва отсутствует и фундамент выходит на поверхность. Такие участки платформ называют щитами. На территории России известны Балтийский, Алданский и Анабарский щиты. В пределах щитов древних платформ выделяют три комплекса пород архейского и нижнепротерозойского возраста:
Зеленокаменные пояса, представленные мощными толщами закономерно перемежающихся пород от ультраосновных и основных вулканитов (от базальтов и андезитов к дацитам и риолитам) к гранитам. Их протяжённость до 1000 км при ширине до 200 км.
Комплексы орто- и пара- гнейсов, образующие в сочетании с гранитными массивами поля гранитогнейсов. Гнейсы отвечают по составу гранитам и обладают гнейсовидной текстурой.
Гранулитовые (гранулито-гнейсовые) пояса, под которыми понимаются метаморфические породы, сформировавшиеся в условиях средних давлений и высоких температур (750-1000° C) и содержащие кварц, полевой шпат и гранат.
Участки где фундамент перекрыт всюду мощным осадочным чехлом называют плитами. Большинство молодых платформ по этой причине называют иногда просто плитами.
Наиболее крупными элементами платформ являются синеклизы: обширные впадины или прогибы с углами наклона всего в несколько минут, что соотвествуют первым метрам на километр движения. В качестве примера синеклиз можно назвать Московскую с центром вблизи одноименного города и Прикаспийскую в пределах Прикаспийской низменности. В противоположность синеклизам крупные поднятия платформ называются антеклизами. На Европейской территории России известны Белорусская, Воронежская и Волго-Уральская антеклизы.
Крупными отрицательными элементом платформ являются также грабены или авлакогены: узкие протяжённые участки, линейно ориентированные и ограниченные глубинными разломами. Бывают простыми и сложными. В последнем случае наряду с прогибами в их состав входят поднятия — горсты. Вдоль авлакогенов развит эффузивный и интрузивный магматизм с которым связано формирование вулканических покровов и трубок взрыва. Все магматические породы в пределах платформ называются траппами.
Более мелкими элементами являются валы, купола и т.д.
Литосферные платформы испытывают вертикальные колебательные движения: поднимаются или опускаются. С подобными движениями связывают неоднократно происходившие в течении всей геологической истории Земли трансгрессии и регрессии моря.
В Центральной Азии с новейшими тектоническими движениями платформ связывают образование горных поясов Центральной Азии: Тянь-Шаня, Алтая, Саян и т.д. Подобные горы называют возрожденными (эпиплатформы или эпиплатформенные орогенные пояса или вторичные орогены). Они формируются в эпохи оррогенеза в районах примыкающих к геосинклинальным поясам.
Складчатые или геосинклинальные пояса
Складчатые или геосинклинальные (от греческих слов «гео» — Земля и «синклино» — прогиб) пояса являются главным структурным элементом земной коры. Именно после замыкания геосинклиналей формировались складчатые области, которые затем преобразовывались в стабильные платформы.
В строении геосинклинальных поясов выделяют геосинклинальные области, состоящие из геосинклинальных систем, которые в свою очередь делятся на поднятия — антиклинории и прогибы — синклинории. В прогибах накапливаются осадки, развит интенсивный вулканизм. В пределах поднятий, наоборот, шёл процесс вымывания осадков, поэтому осадочный слой в пределах синклиналей развит слабо, а фундамент выходит на поверхность. Несколько поднятий и прогибов образуют геосинклинальную систему.
Пояса являются наиболее подвижными участками литосферы, причём тектонические движения носят строго дифференцированный характер, т.е. в одних зонах происходят только восходящие движения, в — нисходящие. Смежные зоны движутся во встречных направлениях.
В течение геологической истории в пределах геосинклинальных поясов происходили: интенсивное осадконакопление, многочисленные складкообразовательные и магматические процессы.
Средняя мощность осадочного слоя в пределах поясов составляет 10-15 км, достигая максимума в длительно опускающихся прогибах (до 25 км). Мощность осадочного слоя от прогибающихся к поднимающимся участкам меняется чрезвычайно резко, т.е. для геосинклинальных поясов характерен большой градиент мощностей пород.
Складкообразовательные процессы проявляются в многочисленных нарушениях, надвигах, полной линейной складчатости
Магматические процессы в пределах поясов проявляются в интенсивных вулканических извержениях, образовании интрузивных тел батолитов, лакколитов и т.д. В этих районах проявляются все типы метаморфизма: региональный, контактный и дислокационный (динамометаморфизм).
В развитии геосинклинальных поясов выделяют несколько стадий.
Во время первой стадии геосинклинальная область обычно представляет собой единый покрытый морем широкий прогиб или совсем не расчлененный внутренними поднятиями, или слаборасчленённый. Земная кора опускается, что приводит к интенсивному накоплению в прогибах мощных терригенных глинистых осадков. При дальнейшем развитии складкообразовательных процессов геосинклиналь усложняется: появляются поднятия, разделяющие прогибы на узкие внутренние геосинклинали. Процесс осадконакопления во вновь образующихся прогибах не прекращается. Происходит также внедрение основной магмы, образуются пластовые интрузии (силлы), местами подводные трещинные излияния лавы.
Вторая стадия развития характеризуется продолжающимся осадконакоплением в прогибах. Прогибы и поднятия разделяются крупными разломами. На этой стадии происходит формирование островных дуг, между которыми в прогибах располагаются окраинные моря. Отложения в прогибах представлены морскими осадками, которые по другому называются флишем. Флиш состоит из нескольких типов пород, каждый набор которых называется ритмом. Ритмы бывают терригенными, состоящими из конгломерата, песчаника, алевролита и аргиллита или же их трёх последних и карбонатными, из обломочного песчанистого известняка, мергеля и аргиллита.
Наряду с образованием новых поднятий внутри геосинклинали слои начинают сминаться в складки (ранняя геосинклинальная складчатость). Магматизм проявляется в излияниях не только основной лавы, но и лав среднего (андезитового) состава. Вдоль глубинных разломов внедряются интрузивные тела основной и ультраосновной магмы.
Третья или раннеорогенная стадия отличается от первых двух завершением прогибания и началом интенсивного поднятия области. Формируясь в центральных частях геосинклинали поднятие разрастается всё больше и включает смежные прогибы. Начинает развиваться интенсивная складкообразовательная деятельность, приводящая к закрытию морских бассейнов и формированию лагун, в которых накапливается терригенный глинистый или алевритовый материал. Происходит инверсия тектонического рельефа.
В этой стадии горные породы подвергаются региональному метаморфизму. Образуются крупные интрузивные массивы, преимущественно кислого (гранитного) состава.
На заключительной четвёртой стадии развития геосинклиналей происходит резкое поднятие земной коры с образованием хребтов, передовых и межгорных прогибов. В прогибы с растущих горных хребтов реками сносится большое количество обломочного материала, в них накапливаются мощные конгломераты, песчаники, песчанистые глины, а при создании лагунных условий — соленосные в жарком засушливом климате или угленосные во влажном климате отложения.
Геосинклиналь завершает развитие и превращается в сложную горно-складчатую или глыбово-складчатую область. Происходит т.н. отмирание геосинклинали.
Полный цикл эволюции складчатого пояса, от возникновения до закрытия океана, получил название цикла Уилсона, в честь канадского геофизика, одного из основоположников тектоники плит.
Главными эпохами орогенеза — совокупности интенсивных складчаторазрывных дислокаций и горообразования — в пределах различных частей геосинклинальных поясов были байкальская, каледонская, герцинская, киммерийская и альпийская. Названы они циклами Бертрана, по фамилии французского геолога М. Бертрана, выделившего циклы в конце XIX века. Продолжительность каждого цикла составляет 150-200 млн. лет, в течение которых проходят все стадии орогенеза.
В настоящее время геосинклинальные пояса располагаются между древними платформами или по их краям в виде широких полос длиной тысячи и шириной более тысячи километров. Их известно семь: Средиземноморский, Тихоокеанский, Атлантический, Урало-Монгольский, Арктический, Бразильский и Внутриафриканский. Два последних пояса относятся к малым, в отличие от остальных, относящихся к большим.
Средиземноморский или Альпийско-Гималайский пояс протягивается в широтном направлении от Карибского до Южно-Китайского моря. Пояс разделяет две группы древних платформ, входивших прежде в состав континентов Лавразия и Гондвана. С запада и востока граничит с Тихоокеанским поясом.
Средиземноморский делится на несколько геосинклинальных складчатых областей: Западно-Европейскую, Альпийскую, Северо-Африканскую, Индокитайскую и другие, каждая из которых делится на геосинклинальные системы. Особенно много систем в сложно построенной Альпийской складчатой области.
Тихоокеанский пояс обрамляет впадину Тихого океана, отделяя её от древних платформ. Пояс нередко делится на два: Западно- и Восточно-Тихоокеанский или Кордильерско-Андский. Северная часть пояса именуется Урало-Сибирским поясом, часть пояса в Австралии — Восточно-Австралийским, а часть пояса в пределах Антарктического полуострова — Западно-Антарктическим.
В отличие от остальных складчатых поясов, относящихся к поясам межконтинентального или коллизионного типа (возникли на месте вторичных океанов), Тихоокеанский пояс относится к окраинно-континентальному или субдукционному типу. Данное обстоятельство объясняется образованием Тихоокеанского пояса на границе Пангеи и Панталассы — предшественницы Тихого океана.
Атлантический пояс отделяет Северо-Американский кратон от Восточно-Европейского. На юге сочленяется со Средиземноморским поясом на востоке со Урало-Монгольским. В Норвегии данный называют Феннмаркским, в Шотландии и Ирландии — Грампианским.
Урало-Монгольский или Центрально-Евроазиатский или Урало-Охотский пояс простирающийся от Баренцева и Карского до Охотского и Японского морей отделяет Восточно-Европейскую и Сибирскую древние платформы от Таримской и Китайско-Корейской. Северная часть пояса называется Урало-Сибирским поясом, южная — Центрально-Азиатским.Арктический или Инуитский пояс протягивается от Канадского Арктического Архипелага до северо-восточной Гренландии вдоль северных окраин Азии и Северной Америки, отделяя Сибирский и Северо-Американский кратоны от Гиперборейского. На западе сочленяется с Урало-Монгольским поясом, на востоке с Атлантическим.Литосферные плиты
Особенность литосферных плит — их жёсткость и способность при отсутствии внешних воздействий длительное время сохранять неизменными форму и строение. Для того чтобы литосферную плиту разрушить или деформировать, необходимо к ней приложить дополнительные механические напряжения, превышающие предел её условно- мгновенной прочности, примерно равный 1 т./см.
В отличие от земной коры подстилающая её пластичная астеносфера не обладает пределом прочности и её вещество может деформироваться (течь) под действием даже очень малых избыточных давлений, увлекая за собой жёсткие литосферные плиты. Перемещения литосферных плит по поверхности астеносферы происходят под влиянием конвективных течений в мантии. Отдельные литосферные плиты могут расходиться, сближаться или скользить друг относительно друга.
В первом случае между плитами возникают зоны растяжения с рифтовыми трещинами вдоль границ плит, во втором — зоны сжатия, сопровождаемые надвиганием одной плиты на другую (надвигание — обдукция; поддвигание — субдукция), в третьем — сдвиговые зоны — трансформные разломы, вдоль которых происходит скольжение соседних плит.
Из определения литосферы как жёсткой оболочки с конечной прочностью и хрупким разрушением вытекает следствие: если литосферная плита представляет собой единую пластину, то каждый её разлом — это источник землетрясения. Обычно сейсмическая активность сосредоточена в пределах сравнительно узких зон, вдоль которых происходят взаимные перемещения и трения смежных плит.
Как уже отмечалось, землетрясения распространены по поверхности Земли в виде поясов сейсмической активности, оконтуривающих обширные асейсмичные области. Более надежному выделению сейсмических поясов помогла созданная к началу 60-х годов мировая сеть стандартных сейсмологических станций. Хорошо определенные сравнительно узкие пояса современной сейсмической активности — это наравне с геоморфологическими признаками наиболее существенная определяющая характеристика для трассирования границ и, как следствие, оконтуривания самих литосферных плит. Развитие широкой мировой сети сейсмологических станций позволило установить преобладающие направления смещений на различных типах границ литосферных плит.
Сейсмологические характеристики землетрясений, происходящих вдоль разных границ литосферных плит, кратко можно суммировать в следующем виде. В осевой части СОХ (срединно-океанический хребет) глубина очагов землетрясений небольшая — всего 2-3 км (максимальная 5-10 км). При этом по характеру механизма в очаге достаточно чётко выделяются два типа землетрясений.
Очаги первого типа сосредоточены в пределах узких зон сейсмической активности, протягивающихся вдоль гребня СОХ в направлении его простирания. В этих зонах, как правило, происходят мелкофокусные землетрясения, глубина очагов которых не превышает первых километров от дна. В очагах преобладают механизмы субгоризонтального растяжения в направлении, перпендикулярном к простиранию осевой рифтовой трещины.
Очаги второго типа также простираются в виде достаточно узких зон, как правило перпендикулярных к генеральному простиранию рифтовой трещины СОХ. В таких очагах преобладают преимущественно субгоризонтальные сдвиги в направлении, ортогональном простиранию хребта. Сейсмофокальные зоны со сдвиговыми механизмами в очагах землетрясений свидетельствуют о субгоризонтальном смещении краев плит. В абсолютном большинстве случаев каждая такая сейсмическая зона расположена между двумя отрезками осевой рифтовой трещины. Эта зона фиксирует собой действующий трансформный разлом, по которому и смещаются отдельные отрезки рифтовой оси. Глубина очагов вдоль трансформных разломов СОХ обычно невелика: в абсолютном большинстве случаев она не превышает самых первых десятков километров. Простирающиеся в осевой области СОХ сейсмоактивные зоны маркируют собой смещение краев плит в рифтовых трещинах и по трансформным разломам.
От описанных выше сейсмоактивных зон СОХ существенно отличаются те, которые расположены в районах островных дуг и активных континентальных окраин обрамления Тихого океана Хорошо известно, что характерная особенность таких зон — их большая глубинность. Глубины очагов землетрясений здесь достигают 600-650 км. При этом, как показали исследования, ширина уходящей в глубь зоны сейсмической активности не превышаем 50-60 км. Другая важная отличительная особенность этих сейсмоактивных зон — сжатие литосферы в районе внешнего края островных дуг и активных континентальных окраин.
Ещё один тип сейсмоактивных зон приурочен к Альпийско-Гималайскому поясу. На мировой карте сейсмичности эта зона представлена в виде широкой вытянутой области как бы беспорядочно рассеянных эпицентров землетрясений. Однако детальные исследования отдельных регионов этого горного пояса позволяют выделить ряд крупных разломов, около которых и концентрируется большинство зарегистрированных очагов землетрясений. В пределах разломных зон Альпийско-Гималайского пояса у абсолютного большинства очагов глубина изменяется от 70 до 100 км Только на четырёх участках: в Калабрийской дуге на юге Италии, в Эллинской дуге Восточного Средиземноморья, в районе Вранча в Карпатах, в районе города Хорога между Памиром и Гиндукушем — зафиксированы большие глубины очагов. Но нигде в пределах этого горного пояса не установлены сейсмофокальные зоны с очагами глубже 300 км. Механизмы землетрясений в Альпийско-Гималайском поясе достаточно разнообразны. Преобладают сдвиги в условиях сжатия, а также сдвиги или их комбинации. В некоторых случаях зарегистрированы также механизмы растяжения или сдвиги с компонентой растяжения, которые преобладают в литосфере Эгейского моря и его обрамления.
Обращает на себя внимание тот факт, что большая часть землетрясений Альпийско-Гималайского пояса, а также землетрясения тыловых участков островных дуг и активных окраин континентов андийского типа происходят в пределах верхней части земной коры (на глубинах до 20 км) и создают широкую полосу активности, иногда далеко отступающую от зон поддвига плит. Это не случайное явление. Оно показывает, что взаимодействия и деформации литосферных плит в сравнительно узких зонах субдукции передаются земной коре, приводят к смещениям и деформациям её верхних слоев и распространяются по ним на довольно широкие пространства. Связано это явление с расслоением континентальной коры на более или менее жёсткий (охлаждённый) слой верхней коры и подстилающий его прогретый (до 500-600° С) и потому пластичный слой нижней коры и литосферной мантии. В зонах столкновения континентов и в тылу активных окраин континентов над зонами субдукции давление литосферных плит передаётся на твёрдые слои земной коры, раскалывая их на отдельные блоки — коровые микроплиты. Дальнейшие смещения и подвижки таких микроплит по пластичным слоям нижней коры и создают характерный фон рассеянной сейсмичности вдоль рассматриваемых типов горных поясов. Подробнее это явление, получившее название двухъярусной тектоники, рассматривается в работах Л.И. Лобковского (1988).
В рифтовых трещинах и трансформных разломах СОХ выделяется около 3% всей упругой энергии, в Альпийско-Гималайском поясе — около 15%, почти вся остальная упругая энергия высвобождается в районах островных дуг и активных континентальных окраин Циркум-Тихоокеанского пояса сжатия литосферы. Меньше 1% общей энергии выделяется в очагах, расположенных в пределах самих литосферных плит; как правило, такие очаги приурочены к районам внутриплитового вулканизма (например, Гавайские острова) и реже — к пассивным переходным зонам атлантического типа.
Итак, пояса сейсмической активности служат важнейшим критерием для трассирования боковых границ современных литосферных плит, а механизмы землетрясений в очагах их проявления позволяют определить кинематику смещения краёв плит вдоль того или иного разлома.
Самая крупная по площади литосферная плита — Тихоокеанская. Она целиком состоит из океанической литосферы и занимает большую часть дна от оси Восточно-Тихоокеанского поднятия (ВТП) до системы глубоководных желобов северного и западного обрамления этого океана. По трансформному разлому Сан-Андреас Тихоокеанская плита граничит с континентальной частью Северо-Американской плиты, которая с юга ограничена трансформными разломами Кайман и Барракуда. Восточная граница Северо-Американской плиты проходит по оси Срединно-Атлантического хребта (САХ), а северная — по её арктическому продолжению — оси хребта Гаккеля. Некоторые исследователи относят к Северо-Американской плите Аляску и Чукотку, однако правомернее включать эти области в состоящий из многих малых плит Циркум-Тихоокеанский планетарный пояс сжатия литосферы.
Много меньше Тихоокеанской и Северо-Американской плит по площади плита Наска, но все же она может быть отнесена к крупным. Учёные предполагают, что на самом деле она гораздо больше: значительная часть её ушла под соседние плиты. Состоит эта плита только из океанической литосферы и занимает дно Тихого океана к востоку от оси ВТП до оси Перуано-Чилийского желоба. С севера плита Наска ограничена рифтовой трещиной и трансформными разломами Галапагосского хребта, а с юга — Чилийского.
Четвёртая крупная литосферная плита — Южно-Американская — граничит с Северо-Американской по трансформному разлому Барракуда. С востока Южно-Американская плита ограничена осевой зоной САХ; её южная граница проходит преимущественно по трансформным разломам, которые протягиваются от острова Буве к Южно-Сандвичеву желобу; далее к западу эта граница проходит севернее Южно-Антильского хребта также по трансформному разлому вплоть до Магелланова пролива. Западную границу Южно-Американской плиты традиционно проводят по оси Перуано-Чилийского желоба. При этом, по геоморфологическим и геофизическим данным, Анды можно относить к Циркум-Тихоокеанскому поясу сжатия литосферы.
По осевой зоне САХ Южно-Американская плита граничит с Африканской. Около 4/5 общей протяжённости границ Африканской плиты приходится на осевые рифтовые трещины и соединяющие их участки трансформных разломов Южно-Атлантического, Африкано-Антарктического, Западно-Индийского и Аравийско-Индийского подводных хребтов, а также Аденского залива и Красного моря. С севера Африканская литосферная плита ограничена Азоро-Гибралтарским трансформным разломом, который к востоку переходит в конвергентную границу между Африканской плитой и западной частью Альпийско-Гималайского планетарного пояса сжатия Евразийской литосферной плиты. При этом Африканский Атлас относится к поясу сжатия Африканской плиты; именно пододвигание океанической литосферы Африканской плиты в Калабрийской и Эллинской дугах — причина развития сейсмофокальных зон с глубинами очагов до 200 км. и более.
Африканская плита непосредственно граничит с Евразийской но Азоро-Гибралтарскому трансформному разлому. Далее к востоку южная граница современной Евразийской плиты проходит по Альпам, Карпатам, Крыму, Большому Кавказу и Копетдагу до Памира. Все эти горные области с юга граничат с рядом микроплит Альпийско-Гималайского горного пояса сжатия литосферы. Обычно принимается, что далее на юго-восток граница Евразийской плиты проходит от Памира и Гиндукуша через Гималаи, Малайзию, Большие и Малые Зондские острова, а восточная граница — через Филиппины и Японскую островную дугу на Курило-Камчатскую дугу и далее проходит где-то между Чукоткой и Аляской. Многие исследователи в юго-восточной части Евразийского региона выделяют самостоятельные плиты среднего и мелкого размера: например, Тибетско-Таримскую, Индонезийско-Шалайзийскую, Амурско-Японскую и Китайскую плиты. Если это так, то южную границу Евразийской плиты на восток от Памира следует протягивать через Алтае-Саянскую зону на Байкал и далее вдоль Станового хребта и Алданского нагорья к западному побережью Охотского моря. Северо-восточная и восточная границы Евразийской плиты в этом случае протягиваются от подводного хребта Гаккеля в Северном Ледовитом океане мимо устья Лены (порт Тикси) к Момскому рифту на Колыме и далее к югу по зоне сжатия вдоль западного побережья Охотского моря. С севера и запада Евразийская плита по рифтовой оси срединно-океанических хребтов Гаккеля, Мона и Северо-Атлантического непосредственно граничит с Северо-Американской плитой.
Седьмая крупная литосферная плита — Индийская, или Индо-Австралийская, включает как материковую литосферу Индостана и Австралии, так и океаническую — северо-восточную часть Индийского океана. К северу и востоку эта плита пододвигается под Гималаи, западную окраину Юго-Восточной Азии и Малайский архипелаг. Поэтому северная и северо-восточная границы этой плиты маркируются системой предгорных прогибов Индостана и глубоководных желобов, из которых самый крупный — Яванский. С востока под Индо-Австралийскую плиту пододвигается Тихоокеанская, и здесь граница плит проходит по желобам Тонга и Кермадек. Далее к югу восточная граница Индо-Австралийской плиты проходит по пересекающему Новую Зеландию Альпийскому трансформному разлому Маккуори. Юго-западная граница плиты протягивается по осевой зоне Австрало-Антарктического, юго-восточного Индийского, Центрально-Индийского и Аравийско-Индийского подводных хребтов, расположенных в Индийском океане.
Восьмая большая литосферная плита — Антарктическая; она почти со всех сторон окружена срединно-океаническими хребтами и трансформными разломами. Только на одном участке — под самую северную окраину Антарктического полуострова — происходит поддвигание океанической литосферы; здесь конвергентная граница идёт по оси глубоководных Шетлендского и Оркнейского желобов.Некоторые исследователи к крупным плитам причисляют Аравийскую, которая почти целиком состоит из материковой литосферы, хотя она пока не очень далеко удалилась от своей «родительницы» — Африканской. Сама же Африканская плита и сейчас продолжает раскалываться буквально на наших глазах по системе рифтовых впадин, разделяющих её на две части: восточную — Сомалийскую и западную — собственно Африканскую, или Нубийскую, плиту.
Ещё одна плита среднего размера — это плита Кокос, расположенная в восточной части Тихого океана и целиком состоящая из океанической литосферы. Западная граница этой плиты фиксируется узкой сейсмоактивной зоной, приуроченной к рифтовой оси подводного поднятия Альбатрос, южная — аналогичной по своей природе зоной, проходящей вдоль оси Галапагосского хребта. Северо-восточная граница плиты Кокос тянется по оси глубоководного Центрально-Американского желоба.
Десять названных литосферных плит занимают примерно 85% всей поверхности земного шара. Оставшиеся 15% приходятся на малые и микроплиты — обломки, затёртые между мощными плитами.
Среди оставшихся выделяется несколько средних плит, из которых самые крупные — Филиппинская (ФИЛ), Скотия и Карибская (КАР) — по площади соизмеримы с плитами Аравийской (АРВ) или Кокос (КОК). Некоторые малые плиты входят в состав Альпийско-Гималайского и Циркум-Тихоокеанского планетарных поясов сжатия литосферы. Все эти малые плиты объединены общей геодинамической особенностью: они подчинены границам сжимающих их более крупных плит. Многие из этих малых плит фактически являются коровыми пластинами.
Завершая рассмотрение закономерностей пространственного расположения поясов сейсмической активности на поверхности Земли, необходимо отметить антиподальность и ортогональность главных поясов сейсмичности. Первый сейсмический пояс характеризуется механизмами растяжения и протягивается по рифтовым трещинам Атлантики, Красного моря, Аденского залива, Аравийско-Индийского и Центрально-Индийского хребтов и далее к востоку вдоль осевых рифтовых трещин Австралийско-Антарктического, Южно- и Восточно- Тихоокеанского поднятий к Калифорнийскому заливу. Второй наиболее сейсмоактивный пояс Земли, ортогональный к первому, простирается в пределах Альп, Гималаев и по периферии Тихого океана, это поистине планетарный пояс сжатия литосферы. Эти два ортогональных пояса сейсмической активности, маркирующие границы главных литосферных плит, приурочены, с одной стороны, к дивергентным границам — рифтовым трещинам СОХ, а с другой — к конвергентным границам — глубоководным желобам с островными дугами и складчато-глыбовыми горными цепями на континентах.
Подавляющее большинство молодых вулканических процессов также сосредоточено вдоль границ плит. Больше всего по массе вулканических процессов развивается в рифтовых зонах Мирового океана, меньше — в континентальных рифтовых областях и зонах поддвига литосферных плит. Из конвергентных границ наибольшей вулканической активностью обладают те, под которыми сейсмофокальные зоны достигают глубины 150-200 км. и более. Наглядным примером тому может служить все Тихоокеанское "сейсмическое кольцо", а также вулканические дуги: Яванская в Индийском океане, Малая Антильская и Южно-Сандвичева — в Атлантическом, Калабрийская и Эллинская — в Средиземном море. Иными словами, почти вся тектоническая и магматическая активность приурочена к боковым границам литосферных плит.
В соответствии с разным характером деформаций, возникающих на периферии плит, различают три типа их границ. К первому, или дивергентному, относятся границы плит, вдоль которых происходит раздвижение литосферных плит с образованием рифтовых зон и непрерывным рождением новой океанической коры. Такие границы называют ещё конструктивными. В океанах этим границам отвечают рифтовые зоны срединно-океанических хребтов (хребты Гаккеля, Книповича, Мона и Кольбенсей в Северном Ледовитом океане; хребты Рейкьянес, Северо-Атлантический, Южно-Атлантический и Африканско-Антарктический в Атлантическом океане; Западно-Индийский, Аравийско-Индийский, Центрально-Индийский и Австрало-Антарктический хребты в Индийском океане; Тихоокеанско-Антарктический, Чилийский, Галапагосский, Хуан де Фука хребты и Восточно-Тихоокеанское поднятие в Тихом океане). На континентах к зарождающимся границам такого типа относятся Восточно-Африканская рифтовая система и возможно Байкальский рифт в Азии. Примером рифтовых зон, лишь сравнительно недавно превратившихся благодаря раздвижению плит из континентальных в океанские, могут служить рифты Красного моря и Аденского залива Индийского океана.Дивергентным границам литосферных плит в океанах соответствует мощнейший базальтовый вулканизм, формирующий океаническую кору в рифтовых зонах СОХ, и мелкофокусная сейсмичность. В рифтовых зонах океанов базальтовые расплавы, выплавляющиеся из разогретого и пластичного материала магматических очагов, расположенных под осевой зоной СОХ, существенно легче базальтов, слагающих океаническую кору, и вследствие этого они достаточно быстро поднимаются к поверхности. Поэтому в пределах океанических рифтовых зон извергаются недифференцированные базальтовые расплавы. В осевой части СОХ, где глубина отделения расплавов всего 3-10 км, в составе лав — преимущественно толеитовые базальты. На континентах дивергентные границы плит отмечаются излияниями трапповых базальтов и контрастным базальтово- сиалическим и щелочным магматизмом и несколько более глубокофокусными землетрясениями. В континентальных рифтах процесс рифтогенеза сопровождается утонением литосферы и подъемом высокотемпературных мантийных расплавов. Мантийные расплавы, поднявшись в зону более легких пород континентальной коры, задерживаются в них, формируя промежуточные очаги на глубинах порядка первых десятков километров. Здесь происходят процессы дифференциации расплавов и взаимодействия их с контрастными по составу вмещающими породами. Состав вулканических пород континентальных рифтов крайне разнообразен. Здесь представлены изверженные породы субщелочного и щелочного рядов: трахиты, трахиандезиты, щелочные базальты, нефелиниты. Из пород нормального ряда для континентальных рифтов наиболее характерны кислые дифференциаты — от авгитовых андезитов до липаритов.
К границам второго, или конвергентного, типа относятся зоны поддвига плит, в которых океанические литосферные плиты пододвигаются под островные дуги либо под континентальные окраины андийского типа. Так как на конвергентных границах происходит поглощение коры, то они ещё называются деструктивными. Этим границам обычно соответствуют очень характерные формы рельефа: сопряженные структуры глубоководных желобов (глубины дна в которых иногда превышают 10 км) с цепью вулканических островных дуг или высочайших горных сооружений (достигающих по высоте 7-8 км), если поддвиг происходит под континенты. Примерами таких границ в океанах могут служить глубоководные желоба перед Алеутской, Курило-Камчатской, Японской, Марианской, Филиппинской островными дугами, глубоководные желоба у подножий Новой Британии, Соломоновых островов, островов Новые Гебриды, Тонга-Кермадек, а также у подножий западных побережий Центральной и Южной Америки в Тихом океане. В Индийском океане — это желоба Андаманских, Больших и Малых Зондских островов. В Атлантическом океане — это желоб перед Малыми Антильскими островами в Карибском море и Южно-Сандвичевый желоб перед одноименными островами в Южной Атлантике. Сейсмофокальные зоны, отражающие движение литосферных плит в мантию, всегда наклонены («падают») под островные дуги или континентальные окраины и обычно хорошо выделяются по цепочкам очагов землетрясений. Зонам поддвига плит свойствен известково-щелочной магматизм андезитового состава. Андезитовые вулканы обычно располагаются в тыловых частях островодужных структур. Расстояние от оси глубоководного желоба до фронта вулканической зоны зависит от крутизны кровли пододвигаемой плиты и горизонтального угла подхода её к границе плит. Обычно оно составляет 100- 200 км.
Поддвигание океанических плит под континенты, если оно не компенсируется их раздвижением в срединно-океанических хребтах, обычно приводит к постепенному закрытию океана, сопровождающемуся столкновением обрамлявших его континентов, и к возникновению вдоль зоны поддвига плит коллизионного складчатого пояса. Процесс столкновения континентов называется коллизией. Таким путём, например, на месте древнего океана Тетис возник Альпийско-Гималайский горный пояс. Процесс поддвига плит здесь продолжается и сегодня, о чём свидетельствует повышенная сейсмичность этого региона, поэтому Альпийско-Гималайский пояс можно также рассматривать как систему конвергентных коллизионных границ плит.
Детальными исследованиями СОХ установлено, что их гребни и рифтовые долины протягиваются вдоль хребтов не непрерывно, а как бы разорваны на отдельные сегменты трансформными разломами, по которым обычны только чисто сдвиговые смещения плит. Это и есть границы плит третьего типа, или трансформные разломы. Как правило, эти разломы всегда располагаются перпендикулярно к простиранию рифтовых трещин. При этом активными участками разломов служат только их отрезки, соединяющие две смежные рифтовые зоны (трансформирующие одну из них в другую). За пределами этих активных участков никаких смещений плит по трансформным разломам не происходит. Амплитуда смещений по большинству из таких разломов не превышает десяти или нескольких десятков километров, но изредка может достигать и сотен километров.
Трансформные разломы иногда пересекают зоны поддвига плит или протягиваются от них к рифтовым зонам, но подавляющее их большинство рассекает только срединно-океанические хребты. Наиболее крупные из них — разломы Гиббс, Атлантис, Вима, Романш, Азоро-Гибралтарский в Атлантическом океане; разломы Оуэн, Принц Эдуард, Амстердам в Индийском океане; разломы Маккуори, Элтанин и Челленджер в Тихом океане. Кроме того, в северной половине Тихого океана остались следы ныне отмерших, но некогда гигантских разломов, смещения по которым происходили на многие сотни и даже тысячи и более километров. Это так называемые великие разломы Тихого океана: Мендосино, Пионер, Меррей, Молокаи, Кларион и Клиппертон. Примером границ третьего типа на континентах может служить разлом Сан-Андреас в Калифорнии, Левантийский разлом, Анатолийский разлом и др. В рельефе океанические трансформные разломы четко фиксируются сопряженными параллельными структурами узких хребтов и ложбин с крутой общей стенкой. Как правило, трансформные разломы амагматичны, хотя в некоторых случаях на их флангах возникают базальтовые вулканы со щелочной ориентацией.
В первом приближении литосферные плиты можно рассматривать как фрагменты жесткой сферической оболочки, перемещающиеся по поверхности Земли. В этом случае для количественного описания перемещений литосферных плит по сферической поверхности Земли обычно используют теорему Эйлера. Применительно к задаче определения параметров движения жестких сферических оболочек — литосферных плит по поверхности земного шара эта теорема доказывает, что в каждый данный момент времени любое такое движение может быть представлено поворотом плиты с определенной угловой скоростью относительно оси, проходящей через центр Земли и некоторую точку на ее поверхности, называемую полюсом вращения. Тогда сеть рифтовых и трансформных разломов, возникающих между двумя раздвигающимися плитами, будет всегда ориентирована по меридианам и широтным кругам, проведённым из полюса относительного вращения плит.
Теорема Эйлера по палеомагнитным аномалиям на океанском дне позволила количественно рассчитывать перемещения всех литосферных плит по поверхности Земли и палеогеодинамически реконструировать положения древних океанов и континентов в прошлые геологические эпохи. Для определения скоростей движения литосферных плит обычно используют данные по расположению полосчатых магнитных аномалий на океанском дне.
Анализируя эти данные учёные пришли к выводу, что Австралия удаляется от Антарктиды со скоростью около 7 см/год, а Южная Америка от Африки — со скоростью около 4 см/год. Северная Америка отодвигается от Европы существенно медленнее — на 2-2,3 см/год. Ещё медленнее расширяется Красное море — на 1,5 см в год (соответственно здесь меньше изливается и базальтов — всего 30 км3 на каждый погонный километр Красноморского рифта за миллион лет). Скорость столкновения Индии с Азией достигает 5 см/год, чем, кстати, и объясняются развивающиеся буквально на наших глазах интенсивные неотектонические деформации Гиндукуша, Памира и Гималаев. Эти деформации и создают исключительно высокий уровень сейсмической активности всего региона (тектоническое влияние столкновения Индии с Азией сказывается и далеко за пределами самой зоны столкновения плит, распространяясь вплоть до Северного Тянь-Шаня). Деформации Большого и Малого Кавказа вызываются давлением Аравийской плиты на этот район Евразии, однако скорость сближения плит здесь существенно меньше — всего 2-2,5 см/год. Поэтому меньшей оказывается и сейсмическая активность региона.
Минимальные «абсолютные» линейные скорости характерны для тех плит, в которых значительную часть площади занимает континентальная литосфера: Антарктическая плита — 0,4-0,7, Евразийская — 1,0-1,2, Африканская — 1,9, Северо- Американская — 1,9-2,4 и Южно- Американская — 2,2-2,4 см/год. Максимальные линейные скорости перемещения имеют те плиты, которые целиком состоят из океанической литосферы: Наска — 6-7 и Тихоокеанская — 8-10 см/год. Для Индийской плиты характерна линейная скорость 4,9-6,5 см/год.
Химический состав литосферы Земли
Средние значения химических элементов в земной коре носят название кларков. Название было введено советским геохимиком А.Е. Ферсманом в честь американского геохимика Франка Уиглсуорта Кларка, который проанализировав результаты анализа тысяч образцов пород рассчитал средний состав земной коры. Вычисленный Кларком состав земной коры был близок к граниту — распространённой магматической горной породе в континентальной земной коре Земли.
После Кларка определением среднего состава земной коры занялся норвежский геохимик Виктор Гольдшмидт. Гольдшмидт сделал предположение, что ледник, двигаясь по континентальной коре соскребает и смешивает выходящие на поверхность горные породы. Поэтому ледниковые отложения или морены отражают средний состав земной коры. Проанализировав состав ленточных глин, отложившихся на дне Балтийского моря во время последнего оледенения, учёный получил состав земной коры, который очень походил на состав земной коры вычисленный Кларком.
В последствии состав земной коры изучался советскими геохимиками Александром Виноградовым, Александром Роновым, Алексеем Ярошевским, немецким учёным Г. Ведеполем.
После анализа всех научных работ было выяснено, что наиболее распространенным элементом в составе земной коре является кислород. Его кларк — 47%. Следующий аосле кислорода по распространенности химический элемент — кремний с кларком 29,5%. Остальными распространенными элементами являются: алюминий (кларк 8,05), железо (4,65), кальций (2,96), натрий (2,5), калий (2,5), магний (1,87) и титан (0,45). В совокупности на эти элементы составляют 99,48% от всего состава земной коры; они образуют многочисленные химические соединения. Кларки остальных 80 элементов составляют всего 0,01-0,0001 и поэтому такие элементы называются редкими. Если же элемент не только редкий, но и обладает слабой способностью к концентрированию, его называют редким рассеянным.
В геохимии также употребляют термин «микроэлементы», под которым понимают элементы, кларки которых в данной системе менее 0,01. А.Е. Ферсман построил график зависимости атомных кларков для чётных и нечётных элементов периодической системы. Выявилось, что с усложнением строения атомного ядра кларки уменьшаются. Но линии, построенные Ферсманом, оказались не монотонными, а ломанными. Ферсман прочертил гипотетическую среднюю линию: элементы, расположенные выше этой линии, он назвал избыточными (О, Si, Са, Fe, Ва, РЬ и т.д.), ниже — дефицитными (Ar, Не, Ne, Sc, Со, Re и т.д.).Распределение химических элементов в земной коре подчиняется следующим закономерностям:
1. Закону Кларка-Вернадского, который гласит, что все химические элементы есть везде (закон о всеобщем рассеянии);
2. С усложнением строения атомного ядра химических элементов, его утяжелением, кларки элементов уменьшаются (Ферсман);
3. В земной коре преобладают элементы с чётными порядковыми номерами и атомными массами.
4. Среди соседних элементов у четных всегда кларки выше, чем у нечетных (установили итальянский ученый Оддо и американский Гаркис).
5. Особенно велики кларки элементов, атомная масса которых делится на 4 (O, Mg, Si, Са...), а начиная с Аl, наибольшими кларками обладает каждый 6-й элемент (O, Si, Са, Fe).
Формирование земной коры
Земная кора — это верхний слой «твёрдой» Земли. Входит в состав литосферы. Земная кора образовалась позже земного ядра и мантии. И этот процесс протекал миллионы лет.Как известно земная кора состоит из 3-х слоёв: базальтового, гранитного и слоя осадочных горных пород. Слои расположены в порядке их удаления от мантии. Естественно, конечно, предположить, что первым образовался базальтовый слой, который непосредственно примыкает к астеносфере, подстилающей земную кору, поэтому вначале рассмотрим её образование.
Первозданная Земля в течении более чем 600 млн. лет была холодной. Лишь в архее Земля покрылась тонкой «плёнкой» пород, которые изливались на её поверхность в результате грандиозных вулканических процессов в центре планеты. Это стало возможным благодаря приливным взаимодействиям Луны и Земли в катархее. В результате за 600 млн. лет выделилось 2,1×1037 эрг. тепловой энергии. Земля прогрелась настолько, что стало возможно образование у неё ядра, а расплавленные породы стали выделяться на поверхность, образуя древнейшую земную кору. Она была легче чем мантия (2,9 г./см3 против 3,5 г./см3) и сохранилась до настоящего времени.
В верхней мантии начинает формироваться астеносфера. Астеносфера быстро разрастается и перегревается (из-за лунных приливов), что способствует гравитационной дифференциации земного вещества, а в дальнейшем приводит к появлению тектонической активности.
Таким образом, именно астеносфера стала непосредственной причиной процесса дифференциации земного вещества, мантийной конвекции, тектонических движений в литосферной оболочке Земли. Без неё Земля оставалась бы тектонически «мёртвой» планетой очень долгое время (~2,5 млрд. лет). А возникновение астеносферы стало возможным лишь благодаря наличию у Земли крупного спутника. У Венеры, которая не имеет спутников, поверхность похожа на ту, которая была у Земли в архее, со значительным развитием тектонических процессов.
В это же время происходит второй импульс ускоренного отодвигания Луны от Земли и выметание Луной других мелких спутников, которые ещё обращались вокруг нашей планеты. Возможно это было лишь благодаря образованию в то время у Земли её астеносферного слоя, резко снизившего механическую добротность нашей планеты быстрым расплавлением и перегревом вещества верхней мантии. Таким образом, именно этой общей причиной объясняется примечательное совпадение, казалось бы, совершенно разноплановых явлений: ударной тектоники на Луне, сопровождавшейся интенсивным базальтовым магматизмом, с началом тектонической активности Земли, приблизительно 4-3,8 млрд. лет назад.
Астеносфера была также одной из причин того, что на Землю перестали выпадать крупные небесные тела, образовавшиеся из первоначального протопланетного облака, из которого образовались Земля и Луна. Выпадали лишь мелкие тела, образовавшиеся в результате столкновения удалявшейся Луны с более мелкими спутниками.
Вскоре после возникновения астеносферы, по-видимому, около 3,9×109 лет назад произошли и первые базальтовые излияния, быстро охватившие всю экваториальную, а затем тропическую зоны Земли. В результате первозданная ультраосновная земная оболочка в этой зоне столь же быстро (вероятно, за 108 лет) сменилась тонкой базальтовой литосферой. Под влиянием конвективных течений в перегретом веществе верхней мантии молодая и тонкая базальтовая литосфера вскоре оказалась разбитой на большое количество движущихся относительно друг друга мелких пластин. Начинает формироваться океаническая базальтовая кора. В зонах торошения базальтовых пластин происходит переплавление вещества и образование магмы среднего и кислого состава. В этих зонах происходит формирование континентальной коры, с зачатками гранитного слоя.
Осадочный слой формируется гораздо позже, т.к. для его образования необходимо наличие воздуха, водной среды, которых в то далёкое время просто не было.
Тектоника плит
     Тектоника плит - это основной процесс, который в значительной степени формирует облик Земли. Слово «тектоника» происходит от греческогот «тектон» - «строитель» или «плотник», плитами же в тектонике называют куски литосферы. Согласно этой теории литосфера Земли образована гигантскими плитами, которые придают нашей планете мозаичную структуру. По поверхности 3емли движутся не континенты, а литосферные плиты. Медленно передвигаясь, они увлекают за собой континенты и океаническое дно. Плиты сталкиваются друг с другом, выдавливая земную твердь в виде горных хребтов и горных систем, или продавливаются вглубь, создавая сверхглубокие впадины в океане. Их могучая деятельность прерывается лишь краткими катастрофическими событиями - землетрясениями и извержениями вулканов. Почти вся геологическая активность сосредоточена вдоль границ плит.       То, что плиты перемещаются, вполне доказано (с помощью спутников можно точно измерить изменение расстояния между двумя точками на разных плитах и определить скорость их перемещения), но механизм их движения все еще до конца неизвестен. Существующая теория объясняет движение плит тем, что возникающие в толще мантии горячие зоны выбрасывают к поверхности нагретое подвижное вещество - плюмы, которые своим напором заставляют континенты смещаться.       Вопрос о том, когда процессы плитовой тектоники возникли впервые, обсуждается среди специалистов уже более трех десятилетий. Сначала считалось, что они сравнительно молоды - всего несколько сот миллионов лет, но в связи с новыми данными их возраст может бьть «отодвинут» глубоко в архейскую эру. Если это предположение подтвердится, то придется признать, что примерно 2,5 млрд. лет назад Земля выделяла тепловую энергию на поверхность таким же образом, как и сегодня.       К сожалению, теория тектоники плит не объясняет, как движение плит связано с процессами, происходящими в глубине планеты, поэтому необходима иная теория, описывающая не только строение и передвижение литосферных плит, но и внутреннее строение самой Земли, и те процессы, которые происходят в ее недрах. Однако разработка такой теории связана с болышими трудностями, так как требует совместных усилий геологов, геофизиков, физиков, химиков, математиков и географов. И тем не менее попытки ее создании не прекращаются.

ДВИЖЕНИЕ ПЛИТ
      left000Разлом Сан-Андреас Жирная линия, идущая вниз от центра рисунка, - это вид в перспктиве знаменитого калифорнийского разлома Сан-Андреас. Изображение, созданное с помощью данных, собранных SRTM (радарная топографическая экспозиция), будет использовано геологами при изучении динамики разломов и форм поверхности Земли, возникающих в результате активных тектонических процессов. Этот сегмент разлома находится к западу от города Палмдейл (штат Калифорния), примерно в 100 км к северо-западу от Лос-Анджелеса. Разлом представляет собой активную тектоническую границу между Североамериканской платформой - справа и Тихоокеанской - слева. По отношению к друг другу Тихоокеанская платформа от зрителя, а Североамериканская - по направлению к зрителю. Видны также два больших горных хребта: слева - горы Сан-Габриэль, вверху справа - Техачапи. Еще один разлом - Гарлок, лежит у подножия хребта Техачапи. Разломы Сан-Андреас и Гарлок встречаются в центре изображения близ города Горман. Вдали, выше гор Техачапи, лежит Центральная Калифорнийская долина. Вдоль подножия холмов в правой части изображения видна Долина Антилоп.
     Внутри Тихоокеанской плиты много островов, left000и все они являются вулканами, многие из которых уже неактивны. В настоящее время считается, что большинство вулканов, расположенных во внутренних частях плит, образовались в результате деятельности мантийных столбов - плюмов. Многие из мантийных столбов очень долго сохраняют свою активность, а их проявления, такие как остров Гавайи, называют "горячими точками". Иллюстрация изображает геологический разрез острова Оаху из Гавайского архипелага (США). Острова архипелага были сформированы один за другим действием стационарной "горячей точки". Каждый остров изначально был подводной горой (на рисунке слева), пока дальнейшие извержения не подняли его над уровнем моря. Вулканы Гавайских островов как бы маркируют путь литосферной плиты над "горячей точкой". По мере удаления литосферной плиты от "горячей точки" вулканы засыпают.
     Изображение Земли в разрезе, полученное на основании реальных данных, left000иллюстрирует движение плит в мантии. Плиты, показанные голубым цветом, опускаются в мантию (желтый) как часть глубинной системы конвекции, которая приводит в действие тектонические процессы. Опускающиеся плиты, включая Карибскую (вверху слева), имеют около 1500 км в ширину и уходят в глубину на 2900 км. Границы плит могут быть обнаружены при помощи замеров скорости распространения сейсмических волн, возникающих во время землятрясений в различных точках земного шара. Сквозь более прохладную и, соответственно, более плотную породу волны перемещаются быстрее. Землетрясения и дрейф континентов это результат сталкивания плит друг с другом, когда они "плывут" на плюмах. Например, согласно теории движения тектонических плит через 50 млн. лет Лос-Анджелес окажется на острове где-то напротив центральной части Британской Колумбии, Австралия передвинется к островам Индонезии, Нью-Йорк окажется дальше от Лондона и ближе к Токио, потому что Атлантический океан расширится за счет Тихого. Выдающимся примером разрастания океанского дна является остров Исландия, испытывающий постоянное расширение.
Эндогенные факторы Экзогенные факторы
Врожденные — несовершен- Алиментарная недостаточность —.
ный амело- и дентиногенез: нарушение фосфорно-кальциевого.
при мраморной болезни обмена в результате:.синдромах Фролика и Лобштей- задержки всасывания кальция.
на торможения реабсорбции фосфо-.| синдроме Капдепона ра при дефиците витамина D.
вследствие болезней.
риобретенные Химическое воздействие:.эндокринопатии — нарушение кислотный некроз на промышфункции эндокринных желез: ленных предприятиях.
гипофиза фтористый некроз на предприяти-.щитовидной железы паращито- ях химической промышленности видных желез действие паров хлоропрена и.
надпочечников другие профессиональные вред-.половых желез ности.
нейродистрофические нарушения Физические факторы:.лучевой некроз вибрация и шум.
Врожденная функциональная недостаточность твердых тканей зубов может быть следствием патологических изменений эктодермальных клеточных образований (неполноценность эмали) или патологических изменений мезодермальных клеточных образований (неполноценность дентина) либо их сочетания. Одновременно подобное нарушение развития может наблюдаться при некоторых общесоматических наследственных заболеваниях: мраморной болезни (врожденный диффузный остеосклероз или остеопороз почти всего скелета); синдромах Порака—Дюранта, Фролика (врожденный несовершенный остеогенез) и синдроме Лобштейна (поздний несовершенный остеогенез). К этой группе наследственных поражений следует отнести дисплазию Капдепона.
При мраморной болезни отмечаются замедленное развитие зубов, их позднее прорезывание и изменение строения с выраженной функциональной недостаточностью твердых тканей. Корни зубов недоразвиты, корневые каналы, как правило, облитерированы. Одонтогенные воспалительные процессы отличаются тяжестью течения и нередко переходят в остеомиелит.
При синдромах Фролика и Лобштейна зубы имеют нормальную величину и правильную форму. Характерна окраска коронок зубов — от серой до коричневой с высокой степенью прозрачности. Степень окрашивания разных зубов у одного и того же больного различна. Стирание больше выражено у резцов и первых моляров. Дентин зубов при данной патологии недостаточно минерализован, эмалево-дентинное соединение имеет вид прямой линии, что свидетельствует о недостаточной прочности его.
Такую же картину можно наблюдать при синдроме Капдепона. Зубы нормальных величины и формы, но с измененной окраской, различной у разных зубов одного больного. Чаще всего окраска водянисто-серая, иногда с перламутровым блеском. Вскоре после прорезывания зубов эмаль скалывается, а обнажившийся дентин вследствие низкой твердости быстро истирается. Нарушенная минерализация дентина приводит к снижению его микротвердости почти в 1,5 раза по сравнению с нормой. Полость зуба и каналы корня облитерированы. Электровозбудимость пульпы стершихся зубов резко снижена. На химические, механические и температурные раздражители пораженные зубы реагируют слабо. Облитерация полости зуба и корневых каналов при данной дисплазии начинается еще в процессе формирования зубов, а не является компенсаторной реакцией на патологическую стираемость. В области верхушек корней нередко отмечают разрежение костной ткани.
В отличие от функциональной недостаточности зубов при синдромах Фролика и Лобштейна дисплазия Капдепона наследуется как постоянный доминантный признак.
Кприобретенным этиологическим эндогенным факторам патологической стираемости зубов следует отнести большую группу.
эндокринопатий, при которых нарушается минеральный, в основном фосфорно-кальциевый, и белковый обмен.
Гипофункция гипофиза передней доли, сопровождающаяся дефицитом соматотропного гормона, тормозит образование белковой матрицы в элементах мезенхимы (дентин, пульпа). Такой же эффект оказывает дефицит гонадотропного гормона гипофиза. Нарушение секреции адренокортикотропного гормона гипофиза приводит к активации белкового катаболизма и деминерализации.
Патологические изменения в твердых тканях зубов при нарушении функции щитовидной железы связаны в основном с гипосекрецией тиреокальцитонина. При этом нарушается переход кальция из крови в ткани зуба, т. е. изменяется пластическая минерализующая функция пульпы зуба.
Наиболее выраженные нарушения в твердых тканях зубов наблюдаются при изменении функции паращитовидных желез. Паратгормон стимулирует остеокласты, которые содержат протеолитические ферменты (кислую фосфатазу), способствующие разрушению белковой матрицы твердых тканей зуба. При этом выводятся кальций и фосфор в виде растворимых солей — цитрата и мол очно-кислого кальция. Вследствие дефицита активности в остеобластах ферментов лактатдегидрогеназа и изоцитратдегидрогеназа обмен углеводов задерживается в стадии образования молочной и лимонной кислот. В результате образуются хорошо растворимые соли кальция, вымывание которого приводит к существенному снижению функциональной ценности твердых тканей зубов.
Другим механизмом деминерализации твердых тканей зубов при патологии паращитовидных желез является гормональное торможение реабсорбции фосфора в канальцах почек.
К деминерализации твердых тканей зубов, усилению белкового катаболизма приводят также нарушения функции коры надпочечников, половых желез.
Особое значение в возникновении функциональной недостаточности твердых тканей зубов, приводящих к патологической стираемое™ их, имеют нейродистрофические нарушения. Раздражение различных отделов центральной нервной системы (ЦНС) в эксперименте приводило к повышенной стираемостиэмали и дентина зубов у подопытных животных.
К экзогенным факторам функциональной недостаточности твердых тканей зубов следует отнести в первую очередь алиментарную недостаточность. Неполноценность питания (недостаток минеральных веществ, белковая неполноценность продуктов, несбалансированность рациона) нарушают обменные процессы в организме человека и, в частности, минерализацию твердых тканей зубов.
К функциональной недостаточности твердых тканей зубов вследствие недостаточной минерализации может приводить задержка всасывания кальция в кишечнике при дефиците витамина D, дефиците или избытке жира в пище, колите, профузном поносе. Наибольшее значение эти факторы приобретают в период формирования и прорезывания зубов. Недостаток витаминов D и Е в организме больного, также как и гиперсекреция паратгормона, тормозят реабсорбцию фосфора в почечных канальцах и способствуют его чрезмерному выведению из организма, нарушению процесса минерализации твердых тканей. Такая деминерализация наблюдается и при заболеваниях почек.
Химическое повреждение твердых тканей зубов встречается на химических производствах и является профессиональным заболеванием. Наблюдается также кислотный некроз твердых тканей зубов у больных с ахилическим гастритом, перорально принимающих соляную кислоту. Необходимо подчеркнуть большую чувствительность эмали зубов к кислотному воздействию. В табл. 5 приведены данные об изменении микротвердости эмали нормальных зубов человека при воздействии на них сока лимона и ацидин-пепсина, применяемого при лечении ахилии.
Уже в начальных стадиях кислотного некроза у больных появляется чувство онемения и оскомины в зубах. Могут возникать боли при воздействии температурных и химических раздражителей, а также самопроизвольные боли. Иногда больные предъявляют жалобы на ощущение прилипания зубов при их смыкании. По мере отложения заместительного дентина, дистрофических и некротических изменений в пульпе пораженных зубов эти ощущения притупляются или исчезают. Как правило, при кислотном некрозе поражаются передние зубы. Исчезает эмаль в области режущих краев, в процесс деструкции вовлекается подлежащий дентин. Постепенно коронки пораженных зубов, стираясь и разрушаясь, укорачиваются и становятся клиновидными.
Значительное нарушение функционального состояния твердых тканей зубов встречается в условиях фосфорного производства. Отмечены некротические изменения структуры дентина, в , некоторых случаях — отсутствие заместительного дентина, необычная структура цемента, сходная со структурой костной ткани.
Среди физических факторов, снижающих функциональную ценность твердых тканей зубов и приводящих к развитию патологической стираемости зубов, особое место занимает лучевой некроз. Это объясняется увеличением числа больных, подвергнутых лучевой терапии в комплексном лечении онкологических ' заболеваний области головы и шеи. При этом первичным считается лучевое повреждение пульпы, которое проявляется в нарушении микроциркуляции с явлениями выраженного полнокровия в прекапиллярах, капиллярах и венулах, периваскулярных кровоизлияниях в субодонтобластическом слое. В одонтобластах отмечаются вакуольная дистрофия, некроз отдельных одонтобластов. Кроме диффузного склероза и петрификации, наблюдается образование дентиклей разных размеров и локализаций,
различной степени организованности. Во всех зонах дентина и цемента обнаруживаются явления деминерализации и участки деструкции. Указанные изменения в твердых тканях наступают в различные сроки после проведенного облучения и зависят от общей дозы. Наибольшие изменения в тканях зубов отмечаются в период с 12-го по 24-й месяц после лучевой терапии по поводу новообразований в области головы и шеи. В результате значительных деструктивных поражений пульпы изменения твердых тканей носят необратимый характер.
Для профилактики поражений зубов при лучевой терапии заболеваний челюстно-лицевой области необходимо накрывать зубы на период сеанса облучения пластмассовой каппой типа боксерской шины, проводить тщательную санацию, правильный гигиенический уход.
Вторую группу этиологических факторов патологической стираемости зубов составляют различные по характеру факторы, общим моментом которых является чрезмерно абразивное воздействие на твердые ткани зубов. Данные обследования жителей Ямало-Ненецкого округа [Любомирова И. М., 1961] выявили большое число тяжелых случаев патологической стираемости зубов вплоть до уровня десны в результате употребления жителями очень жесткой пищи — мороженного мяса и рыбы.
Многолетние наблюдения С. М. Ремизова за абразивным действием различных по конструкции зубных щеток, зубного порошка и зубных паст убедительно показали, что неправильное, нерациональное применение средств гигиены и ухода за зубами может превратиться из лечебно-профилактического средства в грозный разрушающий фактор, приводящий к патологической стираемости зубов. В норме имеется значительное различие микротвердости эмали (390 кгс/мм
) и дентина (80 кгс/мм). Поэтому потеря эмалевого слоя приводит к необратимому износу зубов вследствие значительно меньшей твердости дентина.Сильное абразивное действие на твердые ткани зубов оказывает и производственная пыль на предприятиях с сильной запыленностью (горнодобывающая промышленность, литейное производство). Значительная патологическая стираемость зубов встречается у работников угольных шахт.
В последнее время в связи с широким внедрением в ортопедическую стоматологическую практику протезов из фарфора и металлокерамики участились случаипатологической стираемости зубов, причиной которых является чрезмерное абразивное воздействие плохо глазурированной поверхности фарфора и керамики.
Изучение поверхности естественных зубов и зубных протезов из различных керамических материалов позволило установить, что поверхность естественного зуба гладкая, без шероховатостей, выступов, а видимые царапины являются следствием механического износа. Состояние поверхности фарфора имеет резкое отличие, заключающееся в наличии значительного количества неровностей заостренной формы точечного характера или в виде остеклованных участков с включением острых зерен. Более равномерную поверхность имеют образцы, изготовленные из «Сикора». Видимые шероховатости меньших размеров с большим радиусом закругления. Однако нарушение глянцевой поверхности выявляет пористый характер основного материала. Образец из литьевого ситалла имеет гладкую поверхность, лишенную выступов и шероховатостей.
Как правило, состояние поверхности характеризуется числом неровностей, приходящихся на единицу площади, и радиусом закругления вершин этих неровностей. При взаимодействии зубовантагонистов основное значение имеет фактическая площадь контакта, которая прямо пропорциональна по величине нагрузке и обратно пропорциональна микротвердости материала. Зная состояние поверхности материала (плотность неровностей и радиус их закругления), можно приблизительно оценить площадь их контакта и предельные нагрузки, при которых начинается разрушение поверхности. Сравнение состояния  HYPERLINK "http://www.dentaltechnic.info/index.php/obshie-voprosy/52-%C3%83%C3%A3undamentalnye-voprosy/99-anatomiya-zubov-cheloveka-" \t "_blank" поверхностифарфоровых и ситалловых протезов, полученных различными способами, дает основание утверждать, что величина и плотность шероховатостей  HYPERLINK "http://www.dentaltechnic.info/index.php/obshie-voprosy/52-%C3%83%C3%A3undamentalnye-voprosy/99-anatomiya-zubov-cheloveka-" \t "_blank" поверхностизубных коронок определяется способом их изготовления. Формирование поверхности фарфоровых протезов происходит в процессе спекания поликомпонентных порошков, включающих различные по тугоплавкости составляющие. Острые выступы являются наиболее тугоплавкими компонентами материала, эти участки вследствие повышенной тугоплавкости, а следовательно, и повышенной вязкости (в процессе спекания) не могут снивелироваться силами поверхностного натяжения.
Основой для изготовления сикоровых изделий является гомогенная стекломасса, что исключает появление на их поверхности значительных неоднородностей. Однако метод спекания порошков предполагает неравномерность поверхностного натяжения в процессе спекания, следствием чего является наличие наповерхности отдельных выступов. Механическая полировка не позволяет сгладить шероховатости вследствие того, что вскрывается глазурная пленка и шероховатость увеличивается.
Таким образом, ситалловые зубные протезы, особенно изготовленные методом литья (В. Н. Копейкин, И. Ю. Лебеденко, С. В. Анисимова, Ю. Ф. Титов), по сравнению с протезами из фарфора, получаемыми методом спекания порошков, имеют значительно более гладкую поверхность, которая не меняется при длительной эксплуатации вследствие тонкокристаллической структуры ситалла и отсутствия в нем пор. Нарушение глазурованного слоя протезов, возникающее во время пришлифовки зафиксированных во рту ситалловых и фарфоровых протезов, резко увеличивает шероховатость поверхности, а следовательно, и коэффициент его трения с антагонистом, что в совокупности с высокой твердостью материала может приводить к интенсивному абразивному износу твердых тканей зубов-антагонистов. Поэтому при изготовлении протезов из керамических материалов следует для профилактики осложнений в виде патологической стираемости антагонирующих зубов тщательно выверять окклюзионные контакты на этапе припасовки протезов, обязательно хорошо заглазуровывать поверхность керамических протезов, не нарушая ее после фиксации.
Патологическая стираемость зубов может быть следствием особенностей характера жевания, при котором все зубы или только часть зубов испытывают чрезмерную функциональную нагрузку. В таких случаях чрезмерная функциональная нагрузка со временем может приводить к двум типам осложнений: со стороны опорного аппарата зубов — пародонта или со стороны твердых тканей зубов — патологическая стираемость зубов, которая чаще возникает на фоне функциональной недостаточности твердых тканей, хотя может наблюдаться и у зубов с нормальными строением и минерализацией эмали и дентина. Перегрузказубов может иметь очаговый или генерализованный характер.
Одна из причин очаговой функциональной перегрузки зубов — патология прикуса. При наличии патологии в процессе жевания в различные фазы окклюзии определенные группы зубов испытывают чрезмерную нагрузку и как следствие возникает патологическая стираемость зубов. Примером может служить стираемость небной поверхности передних зубов верхнего ряда и вестибулярной поверхности резцов нижней челюсти у больных с глубоким блокирующим прикусом. Частой причиной патологической стираемости отдельных зубов бывает аномалия положения или формы зуба, приводящая к возникновению суперконтакта на этом зубе в процессе функции.
Вид прикуса может также усугублять развитие патологической стираемости зубов, возникшей в результате функциональной неполноценности твердых тканей  HYPERLINK "http://www.dentaltechnic.info/index.php/obshie-voprosy/52-%C3%83%C3%A3undamentalnye-voprosy/99-anatomiya-zubov-cheloveka-" \t "_blank" зубовили чрезмерного абразивного воздействия различных факторов. Так, при прямом прикусе процессы стирания твердых тканей протекают значительно быстрее, чем при других видах прикуса.
Частичная адентия (первичная или вторичная), особенно в области жевательных зубов, приводит к функциональной перегрузке оставшихся зубов. При двусторонней потере жевательных зубов передние зубы испытывают не только чрезмерную, но и несвойственную им функциональную нагрузку. При этом наблюдается патологическая стираемость оставшихся антагонирующих зубов.
К чрезмерной функциональной нагрузке приводят и врачебные ошибки при протезировании дефектов зубных рядов: отсутствие множественного контакта зубов во все фазы всех видов окклюзии обусловливает перегрузку ряда зубов и их стираемость. Часто наблюдается стираемость отдельных зубов, антагонирующих с зубами, имеющими выступающие пломбы из композитных материалов, вследствие присущего композитам сильного абразивного действия.
В ортопедической стоматологии в настоящее время большой арсенал материалов для изготовления зубных протезов. При их использовании следует строго соблюдать показания и обращать особое внимание на возможность их сочетанного применения. Например, пластмасса для несъемных протезов «Синма» уступает по твердости эмали зубов. Поэтому при изготовлении пластмассовых протезов (мостовидные протезы с открытой жевательной поверхностью илисъемные протезы) в области жевательных зубов неизбежно возникновение в ближайшие после протезирования сроки функциональной перегрузки передних  HYPERLINK "http://www.dentaltechnic.info/index.php/obshie-voprosy/52-%C3%83%C3%A3undamentalnye-voprosy/99-anatomiya-zubov-cheloveka-" \t "_blank" зубоввследствие стираемое™ пластмассы. Другой пример: при сочетанном изготовлении протезов из драгоценных металлов и пластмассовых антагонистов пластмасса за счет присущего ей высокого абразивного эффекта будет приводить к быстрому износу коронок из драгоценных сплавов, а следовательно, к функциональной перегрузке имеющихся во рту антагонирующих естественных зубов. При оценке абразивного износа следует принимать во внимание не только твердость материала, но и величину коэффициента его трения с материалом антагониста: чем больше коэффициент трения, тем значительнее абразивное действие материала. Так, например, твердость ситалла «Сикор» выше твердости фарфора «Витадур», однако его абразивное действие меньше, так как коэффициент его трения с тканями естественных зубов ниже (табл. 6).
Одной из причин генерализованной патологической стираемости зубов принято считать бруксоманию, или бруксизм, — бессознательное (чаще ночное) сжатие челюстей или привычные автоматические движения нижней челюсти, сопровождающиеся скрежетанием зубов. Бруксизм наблюдается как у детей, так и у.
взрослых. Причины бруксизма недостаточно выяснены. Считают, что бруксизм является проявлением невротического синдрома, наблюдается также при чрезмерном нервном напряжении. Бруксизм относится к парафункциям, т. е. к группе извращенных функций.
Роль функциональной перегрузки зубов в этиологии патологической стираемости зубов была доказана в эксперименте на животных [Каламкаров X. А., 1984]. Перегрузку передних зубов моделировали, удаляя жевательные зубы либо изготавливая на передние зубы нижней челюсти коронки, повышающие прикус. В результате уже через 3 мес была отмечена значительная стираемость режущего края передних зубов. При гистологическом исследовании установлено, что морфологические изменения при патологической стираемости зубов вследствие функциональной перегрузки имеют место во всех тканях пародонта.
При патологической стираемости зубов в большинстве случаев в ответ на убыль твердых тканей происходит образование заместительного дентина соответственно локализации стертой поверхности. Количество заместительного дентина различно и не связано со степенью стертости. При массивном отложении заместительного дентина отмечается его глобулярное строение. Полость зуба уменьшается в объеме вплоть до полной облитерации. Конфигурация измененной зубной полости зависит от топографии стертости и степени повреждения. Нередко наблюдается образование дентиклей различной формы, размеров и степени зрелости.
В пульпе патологически стертых зубов имеются существенные изменения (рис. 85). Они выражаются, в частности, в следующем:.♦ В изменении васкуляризации: обеднение пульпы сосудами, склерозирование сосудов; иногда, наоборот, отмечаются усиленная васкуляризация, небольшие очаги кровоизлияний;.
в частичной или полной вакуолизации, атрофии одонтобластов, уменьшении числа клеточных элементов; в сетчатой атрофии, склерозе, гиалинозе пульпы.
Рис. 85. Вакуолизация слоя одонтопластов при патологической стертости. Микрофото.
Выраженность поражения пульпы зависит от степени  HYPERLINK "http://www.dentaltechnic.info/index.php/metallokeramika/54-obshee_voprosy_metalokeramiki/109-ortopedicheskoe_lechenie_s_primeneniem_metallokeramicheskih_protezov_pri_patologicheskoj_stiraemosti_tverdyh_tkanej_zubov" \t "_blank" патологическойстираемости зубов. В нервном аппарате пульпы отмечаются изменения типа раздражения: гипераргирофилия, утолщение осевых цилиндров.
Типичным для патологической стираемости зубов при функциональной перегрузке (более 80%) является компенсаторное увеличение толщины ткани цемента — гиперцементоз (рис. 86). При этом наслоение цемента происходит неравномерно, наибольшее отмечается у верхушки корня. Увеличивается не только масса цемента, но часто структура его приобретает слоистый вид. Нередко встречаются цементикли. У некоторых больных наблюдается деструкция цемента с его частичным отслаиванием от дентина, что можно расценивать как остеокластическую резорбцию тканей корня в ответ на функциональную перегрузку.
Изменения в периодонте при патологической стираемости  HYPERLINK "http://www.dentaltechnic.info/index.php/obshie-voprosy/52-%C3%83%C3%A3undamentalnye-voprosy/99-anatomiya-zubov-cheloveka-" \t "_blank" зубоввследствие функциональной перегрузки заключаются в неравномерности ширины периодонтальнои щели на протяжении отдесневого края до верхушки корня. Расширение периодонтальнои щели происходит больше в пришеечной части и у верхушки
Рис. 86. Гиперцементоз зуба при стираемости. Микрофото.
корня и прямо зависит от степени функциональной перегрузки. В средней трети корня периодонтальная щель, как правило, сужена. Во всех случаях отмечаются нарушение локальной гемодинамики, отек, гиперемия, очаговая инфильтрация. Нередко в ответ на чрезмерную функциональную нагрузку в пародонте стершихся зубов развивается хроническое воспаление с образованием гранулем и кистогранулем, что необходимо учитывать при обследовании таких больных и выборе плана лечения (рис. 87).
Патологическая стираемость зубов приводит к изменению формы коронковой части, что в свою очередь способствует изменению направления действия функциональной нагрузки на зуб и пародонт. При этом в последнем возникают зоны сдавления и растяжения, что обязательно приводит к характерным патологическим изменениям в пародонте. В участках сдавления отмечаются рассасывание цемента, его отслаивание от дентина, замещение остеоцементом, остеокластическое рассасывание костной ткани, коллагенизация периодонта. В зонах растяжения, наоборот, наблюдается массивное наслоение цемента, по периферии которого отмечается отложение остеоцемента.
Рис. 87. Рассасывание верхушки корня зуба. Видна также гранулема. Микрофото.
Изменение формы коронковой части при патологической стираемости зубов(ПСЗ) увеличивает функциональную нагрузку на зубы (табл. 7).
Таким образом, при патологической стираемости зубов, возникшей в результате функциональной перегрузки, наблюдается порочный круг: функциональная перегрузка ведет к патологической стираемости зубов, изменению  HYPERLINK "http://www.dentaltechnic.info/index.php/obshie-voprosy/52-%C3%83%C3%A3undamentalnye-voprosy/99-anatomiya-zubov-cheloveka-" \t "_blank" формыкоронок, что в свою очередь изменяет функциональную нагрузку, необходимую для пережевывания пищи, увеличивая ее, а это еще больше способствует деструкции твердых тканей зубов и пародонта, усугубляя патологическую стираемость. Поэтому ортопедическое лечение, направленное на восстановление нормальной формы стершихся зубов, следует считать не симптоматическим, а патогенетическим.

Крупнейшие формы рельефа
View the full imageНа вопрос о том, какие формы рельефа Земли самые крупные, часто отвечают неправильно: горы. Нет, на самом деле – это материки и океанические впадины. Друг от друга они отличаются в основном строением верхних слоев Земли – земной коры. Материки сложены мощной, трёхслойной корой с последовательно сменяющимися по вертикали осадочным, гранитным и базальтовым слоями. Под океанами кора тоньше и проще устроена. Хорошо здесь выражен нижний, базальтовый слой, а другие – или слишком тонкие, или отсутствуют вовсе.Всего материков шесть: Евразия, Африка, Северная и Южная Америки, Австралия, Антарктида. К ним относятся также их шельфы, включая находящиеся на них острова. Например, Англия, Ирландия, Шпицберген, Северная Земля – части Евразии, а Гренландия – Северной Америки.Среди океанов разбросаны также многочисленные острова, не относящиеся ни к одному из материков. Их суммарная площадь около 1,9 миллионов км квадратных.Глобальный круговорот вещества. В целом эндогенные силы выносят вещество на поверхность Земли, а экзогенные разрушают и переносят его, обнажая все новые слои горных пород, поступающих к поверхности. Совокупность процессов разрушения и переноса вещества - денудация (от лат. denudaze – обнажать) противостоит процессам накопления – аккумуляции (от лат. accumulatio).Аккумуляция в зависимости от факта, ее производящего бывает речной, ледниковой, морской и т.д. Аккумулируемый материал скапливается во впадинах и местах тектонических опусканий или в зонах субдукции (там, где материки надвигаются на океаны) и опять поступает в глубины Земли, неся туда накопленную им солнечную энергию. На глубине кристаллические решетки минералов перестраиваются, накопленная энергия освобождается, усиливая глубинные, эндогенные процессы. Поэтому большинство вулканов расположено в местах притока материала с поверхности, например в зонах субдукции по окраинам Тихого океана.Количество материала в океане, составляющее около 347, 6 – 10 шесть десятых кубических километров, при современных темпах сноса с суши должно было бы накопиться всего за 7,7 миллиона. лет. Океаны существуют гораздо дольше. Поэтому считается, что в зонах субдукции за год должно поглощаться около 3 квадратных километров поверхности дна и до 1,5 кубических километров осадков.

Приложенные файлы

  • docx 15690637
    Размер файла: 613 kB Загрузок: 0

Добавить комментарий