50230

Эволюция Северной Атлантики

Реферат

География, геология и геодезия

Прежде чем переходить непосредственно к исследованию конкретных этапов палеогеографического развития Северной Атлантики и сопряжённым с ними событиям необходимо провести чёткую демаркацию границ исследуемой территории, тем самым задав ту предметную область, рамках которой пойдёт дальнейшее повествование.

Русский

2014-03-31

9.41 MB

2 чел.

Московский Государственный Университет

им. М.В. Ломоносова

Географический факультет

Реферат на тему:

«Эволюция Северной Атлантики»

Выполнил: студент 5 курса

Иванов М.М.

Москва-2012

Введение.

Северная Атлантика является уникальным с тектонической и геодинамической точек зрения регионом, чьё развитие в Фанерозое стало великолепной иллюстраций эволюции облика Земли целом и процесса рифтогенеза в частности.   

Прежде чем переходить непосредственно к исследованию конкретных этапов палеогеографического развития Северной Атлантики и сопряжённым с ними событиям необходимо провести чёткую демаркацию границ исследуемой территории, тем самым задав ту предметную область, рамках которой пойдёт дальнейшее повествование.

В состав региона Северной Атлантики входит область протяжённостью порядка 3500 км, протягивающаяся с юга от разломной зоны Чарли-Гиббса до так называемого порога Нансена на севере (А.В. Ильин, 2006). Стоит оговорится, что порог Нансена остаётся по сей день лишь предполагаемой структурой, и с силу этого в качестве более чёткого ориентира можно принять линию разграничивающую бассейны Северного Ледовитого и Атлантического океана, протягивающуюся от острова Шпицберген (или Svalbard) до острова Гренладния в общем параллельную Шпицбергенской зоне разлома.

В литературе данный регион зачастую именуется, как  тектоно-магматическая провинция Туле, что позволяет рассматривать эволюцию Североатлантического региона, как историю развития сложной, но единой морфоструктуры.

Рис 1. Карта тектоно-магматической провинции Туле (по А.В. Ильину, 2006)

Общая хронология палеогеографических событий предыстории развития Атлантики в Палеозой-Мезозойское время.

Палеозойский этап. Предпосылки к формированию структур бассейна современного Атлантического океана можно найти ещё в Девонское время, когда вода палеоокеана Райка разделяли крупные блоки уже начинающего формироваться суперконтинента Лаврусии, ставшего в дальнейшем составной часть Пангеи. Строго говоря существовавший тогда океанический бассейн едва ли имел что-либо общее с современным Атлантическим океаном. Начиная с конца Кембрия и вплоть до конца Силура, происходило закрытие океанического бассейна, переходящего к складкообразованию и получившего название Каледонского орогенеза (рис 2-4).

Рис 2. Начало формирования Лаврусии – Ордовикский период (450 млн л.н.) (по данным R.Blackey – CPG Inc.)

Рис 3. «Смыкание» Лаврусии в Силурийское время (425 млн л.н) (по данным R.Blackey – CPG Inc.)

Рис 4. Завершающая стадия развития Каледоского орогена – Девонский период (400 млн. л. н.) (по данным R.Blackey – CPG Inc.)

 На протяжение Каменноугольного периода происходила консолидация суперконтинента Пангеи путём смыкания Лаврентийской части Лаврусии с Гондаваной, что к концу Карбона периода привело к формированию единого массива суши (рис 5-6).

Рис 5. Палеотектоническая ситуация раннего Карбона (350 млн л. н.) (по данным R.Blackey – CPG Inc.)

Рис 6 Тектоническая ситуация позднего Карбона (300 млн л.н.) (по данным R.Blackey – CPG Inc.)

 На протяжении Пермского периода новообразованная Лаврусская плита продолжала существовать, её территории неоднократно испытывали подъём уровня океана, в силу чего здесь образовывался ряд мелководных шельфовых бассейнов. В силу того данная часть Пангеи располагалась в экваториальных и субэкваториальных широтах здесь шло активное накопление преимущественно карбонатных пород га территории соврменного бассейна Баренцевого моря.

Мезозойский этап. Начало мезозойского этапа развития Пангеи ознаменовалось постепенным движением континента в более высокие северные широты и началом постепенного раскола. Среднеюрское время можно считать началом формирования современного бассейна Атлантического океана. Его раскрытие происходило с юга на север.  Первой оформившейся границей между новообразующимися материками была граница между будущей Северной Америкой и Африкой (рис 7). К концу Юрского периода центральная часть Атлантического бассейна окончательно раскрылась, на что указывают датировки сформировавшихся линейных магнитных аномалий (M. Seton et al, 2012).

Рис 7. Тектоническая ситуация средней Юры (200 млн л. н.) (по данным R.Blackey – CPG Inc.)

Продолжающееся на север развитие процесса растяжения земной коры, привело к тому, что северный участок Атлантики начинал входить в океаническую стадию рифтогенеза уже в позднем Меле. Процесс развития Северной Атлантики насчитывает 6 отдельных фаз. Стоит отметить, что процесс спрединга был во многом осложнён наличием в регионе Исландской горячей точки.  

Основные стадии развития спрединга Северной Атлантики.

Стадия 1 Иберия-Ньюфаундлен. В ходе данной стадии происходило первичное утонение континентальной коры, сопровождаемое довольно слабым вулканизмом. Растяжение состояло из двух фаз. Первая протекала с позднего Триаса до ранней Юры. В эту фазу сформировались обширные рифтовые бассейны, которые были заполнены мелководными морями, где в Средне-  и Позднеюрское время происходило активное накопление карбонатов.

Вторая фаза, занимавшая временной отрезок с поздней Юры до раннего Мела, была ознаменована активным излиянием базальтов и образованием серпентинитовых массивов («переходной» земной коры). Именно этот отрезок времени можно считать началом активного вулканизма в обозначенной выше тектоно-магматической провинции Туле. На сегодняшний момент остаётся до конца не известным местоположения начала нормального океанического спрединга в Северной Атлантике, но согласно исследованиям магнитных аномалий было установлено, единожды начавшийся процесс раздвижения был продолжен в бассейнах современных Лабрадор, Норвежского и Гренладского  морей (Рис 8).

Рис 8. Тектоническая ситуация поздней Юры (150 млн л. н.) (по данным R.Blackey – CPG Inc.)

Стадия 2. Порцупайн.  Формирование абиссальной равнины Порцупайн, ограниченной разломами Кингс, Чарли-Гиббс и морем Лабрадор увязывают с формированием самостоятельной микроплиты, возникшей из извергаемого магматического материала. Примечательно, что развитие долины Порцупайн происходило одновременно с рифтогенезом в море Лабрадор, по крайней мере, на отрезке времени от 84 до 22 млн. лет назад. После зафиксированной магнитной аномалии 13 (33 млн. лет назад) плита Порцупайн начала приобрела самостоятельную кинематику.  На начало Палеоцена тектоническая ситуация в Северной Атлантике складывалась следующим образом (Рис 9).

Рис 9. Палеотектоническая реконструкция палеоценового времени (По A.Zeigler, 1999).

Стадия 3.  Роккал - Гренландия. Развитие растяжения земной коры в данном районе относят к раннетриасовому, ранне- и среднеюрскому и меловому времени, но главные событие происходили здесь мел-палеоценовое время. Первоначально формирование разломной системы происходило при участии тройного соединения плит: Североамериканской, Гренландской и Евразийской. Однако, в Эоцене произошёл перескок основной оси спрединга в Северной Атлантике и его дальнейшее развитие пошло по пути двуплитного соединения: Гренландия-Евразия.  Данное событие датируется тринадцатой магнитной аномалией ( 33 млн. л н).

Стадия 4.  Море Лабрадор. Развитие и возраст бассейна моря Лабрадор представляет собой весьма дискуссионный вопрос. Связано это в первую очередь с точным определением времени развития спрединга. Начало растяжения континентальной коры, согласно исследованиям характерных отложений, датируют датой в 130 млн лет назад.  Первой магнитной аномалией, которую удалось зафиксировать, является аномалия 33 и датируется она возрастом порядка 79 млн. лет. Данные сейсмических исследований указывают на более позднее начало спрединга 61 млн. лет назад.  Анализ пострифтовых отложений даёт иные результаты в виде временного интервала от 100 до 62 млн лет. Существует также целый ряд и других оценок, основанный на изучении пассивных континентальных границ бассейна Лабрадор, обобщая который можно выделить интервал между 109 и 68 млн. лет назад, когда произошло начало спрединга.

Продвижение рифта на север в район залива Баффина датируется ранним Сеноманом (110-100 млн. лет назад), оценочно продвижение рифта вдоль всего будущего бассейна Лабрадор заняло порядка 20 млн. лет.  Соединение спрединговых систем моря Лабродор и залива Баффина в единую структуру через пролив Дэвиса произошло порядка 63 млн л.н. Затухание спрединга в данном районе следует относить к эоцен-олигоценовому времени (около 33 млн. л. н.) (Рис 10).

 Рис 10. Палеотектоническая реконструкция позднего олигоценового времени (По A.Zeigler, 1999).

Причиной подобного явления может послужить высокая прочность древних докебрийских структур, на которые натолкнулся распространяющийся на север рифт. С этого момента развитие Северо-атлантического региона сменилось с северо-северо-западного  на собственно северно-западно, где риологические показатели земной коры были более выгодны для протекания процесса рифтогенеза.

 Стадия 5. Гренландия-Евразия (формирование микроконтинента Ян-Майен).

Развитие севера участка современного Атлантического океана между континентальными окаринами Гренландии и Евразии представляет собой многофазовый и до сих пор незавершённый процесс. Одной из наиболее характерных черт формирование геологического строения и рельефа данной области является наличие влияния «горячей точки», на месте которой в данный момент располагается остров Исландия.

Наличие рифтогенеза на данном участке прослеживается ещё с Триасового периода вплоть до конца Палеоцена (Рис 9).  Переход к спредингу датируется 55-56 млн л. н. (по магнитной аномалии 25).

Материковые окраины данного участка имеют пассивный характер. Окраины Евразии и Гренландии относят к так называемым вулканическим рифтогенным окраинам, ограничивающим крупную вулканическую провинцию, для которой характерны крупные излияния базальтовых траппов, комплексы силлов, рассловенные интрузивные тела, комплексы параллельных даек, интрузии (в том числе центрального типа), состав которых варьирует от ультраосновного до кислого.

Ещё одной характерной чертой этих магматических пассивных окраин являются выделяемые на сейсмических профилях подводные экструзивные комплексы вдоль границы перехода океан-континент. Сейсмические данные показывают, что подводные экструзивные комплексы простираются более чем на 3000 км как вдоль побережья Гренландии, так и вдоль Европы.  Необходимо отметить, что характер протекания магматизма в пределах восточной и западной континентальных окраин весьма различен. Магматические интрузии Гренладской береговой зоны располагаются на значительно меньшем расстоянии от береговой линии, чем интрузивные комплексы Бринтаской и Норвежской окраины. Это указывает на существенную асимметрию магматических процессов, связанных с расколом литосферных плит. Причиной столь увеличенного и асимметричного магматизма на рифтогенных окраинах может служить либо быстрый, чем обычно (несколько десятков млн. лет) процесс утонения континентальной коры при рифтогенезе, либо воздействие мантийного плюма.

Имеются свидетельства, что влияние вызванной плюмом мантийной температурной аномалии в Северной Аталнтике началось только в палеоцен-эоцене, т.е. фактически синхронно с началом спрединга (по данным магнитной съёмки). Существует тектоническая модель, рассматривающая появление плюма причиной и движущей силой раскола плита.  Вероятнее всего, что плюм приподнял обширную область литосферы, что привело к образованию в ней сети разломов, в которые поступали магматические расплавы. В истории проявления Исландского плюма можно выделить несколько этапов:

1)  Прото-Исландский плюм проявился 63 млн л. н. возле западного побережья Гренладнии, где имеются излияния базальтов и пикритов (61,3 млн л. н.).

2) В палеоцене-эоцене отмечается высокое стояние Гренландии. Плюм имел аномально высокие размеры и температуру. По сравнению с первым поступлением в тело плюма мантийного материала последующие поступления были в несколько раз меньше. В результате размер плюма сократился, а температурное воздействие снизилось. Это уменьшило давление вещества плюма на литосферу, что привело к опусканию континентальных окраин.

3) К началу регулярного спрединга около 55 млн л. н. прото-Исландский плюм оказался поблизости от восточной окраины Гренландии. В последующем он находился в районе гребня Срединно-Атлантического хребта, контрлируя сначала дальнейшее развитие осе-симметричных Гренладско-Исландского и Исландско-Фарерского порогов, а затем и самого острова Исландия (~ 27-0 млн л. н.).

Анализ геолого-геофизических данных, проведённый сотрудниками Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН, показал, что хотя воздействие плюма на развитие региона и было значительным, но не может являться причиной для континентально раскола и возникновения нового океанического бассейна, так как фазы рифтогенеза возникали задолго до проявления признаков воздействия плюма около 63 млн л. н.

Возвращаясь непосредственно к тектонической истории развития региона, следует отметить следующее. Сформированная в конце палеоцена ось постоянного спрединга не была стабильной в пространстве. Имеющие палеомагнтиные данные указывают на то, что она как минимум два раза за Эоцен сильно меняла своё направление - 47 и 40 млн л. н. Зафиксированные магнитные аномалии демонстрируют, что приблизительно 33 млн л. н. произошёл перескок оси спрединга в западном направлении (Рис 11), что привело к отчленению от восточной окраины Гренландии крупного блока, так называемого микроконтинента Ян-Майен. В морфологическом плане разрастание океанической коры вокруг микроконтинента Ян-Майен  происходило путём развитие спрединговых хребтов Айегир (на схеме AR), отмершего в олигоцене,  и хребта Колбейнсей (на схеме KR), до настоящего момента активного.

Рис 11. Упрощённая палеотектоническая схема развития  Гренландского и Норвежского морей с позднего Палеоцена (по E.Lundin, A.G. Dore, 2002).

  На протяжении всего Олигоцена развитие хребтов Айегир и Колбенсей происходило синхронно с постепенным переходом основного спрединга от северо-восточного и северо-северо-восточному. Порядка 20 млн л. н. назад произошло формирование единой спрединговой системы хребет Колбенсейн – хребет Мона с формированием активного трансформного разлома (Рис 11 – с) и окончательное отмирание хребта Айегир.  Фактически дату в 20 млн лет (или магнитная аномалия 6) можно считать окончательным отделением микроконтинента Ян-Майен от Гренландии. Впоследствии развитие спрединга происходило уже по заложенной оси и менялась мало. К концу Миоцена тектоническая ситуация в Северной Аталантике была уже сильно близка к современной (Рис 12).

Рис 12. Палеотектоническая реконструкция раннеплиоценового времени (По A.Zeigler, 1999).

Следует дать общее морфологическое описание основных стурктур, сформировавшихся бассейне Северной Атлантики: хребтов Рейкьянес, Колбейнсей и Гренландско-Исландского, Исладско-Фарерского порогов (Рис 13).

 

Рис 12. Фрагмент карты геолого-геофизической изученности Исландско-Гренландского региона (По Е.В. Вердбицкий и сотр., 2009).  

Хребет Рейкьянес. Спрединговый хребет Рейкьянес простирается на 900 км от полуострова Рейкьянес (юго-западная часть о. Исладия) на 64о с.ш. до разломной зоны на 57о с.ш. Хребет имеет генеральный азимут простирания 36о. Скорость спрединга оценивается в значение около 1 см/год. Глубина осевой зоны хребта увеличивается с севера на юг от уровня океана и достигает средней величины 2,5 км на расстоянии 1350 км к югу от центральной части о. Исландия. К югу от 58о50` с.ш. наблюдается осевая долина, характерная для медленно-спрединговых хребтов, а к северу – осевое поднятие типичное для быстро-спрединговых хребтов. Рельеф дна хребта Рейкьянес более пологий, чем на других участках Срединно-Атлантического хребта в Северной Аталантике. Эти особенности рельефа обусловлены тем, что Исландский плюм формирует термическую структуру более родственную структуре быстро-спрединговых хребтов.  Мощность коры изменяется вдоль простирания хребта по мере удаления от Исландии: от 30 км вблизи зоны влияния плюма до мощности нормальной океанической коры ~7 км. Кора хребта Рейкьянес имеет океаническое строение. Средняя мощность коры хребта составляет ~11 км. Мощность осадков на обоих флангах хребта ~1500 м.

Хребет Колбейенсейн, протяжённостью около 650 км, простирается субмеридианально от о. Исландия на юге до Янмайенского разлома на севере и имеет субширотное направление спрединга при скорости ~1 см/год. Несмотря на значительную разницу в возрасте по сравнению с хребтом Рейкьянес хребет Кольбейнсейн характеризуется аналогичными морфологическими особенностями. По мере удаления от Исландии вблизи 68о30` осевое поднятие сменяется рифтовой долиной, характерной для медленоо-спрединговых-хребтов. Глубины осевой зоны хребта плавно увеличиваются с юга на север от уровня океана до 1300-1400 м. На периферии флангов хребта рельеф сильнее расчленён по сравнению с рельефом флангов хребта Рейкьянес, что указывает на более сложную историю формирования в начальный период. На наиболее древней коре западного фланга хребта Колбейнсейн мощность осадков составляет ~1000 м, а на восточном ~500 м.Кора хребта Кольбейнсей имеет океаническое строение, но в общем превышает её средние значения на 1,5 км . Увеличенная мощность океанической коры и другие отмеченные выше морфологические особенности строения рассмотренных хребтов обусловлены вляинием мантийного плюма в процессе формирования их структуры, что вполне подтверждается  петрохимическими данными. (Рис 13).

Рис 13.

Гренладско-Исландский и Исландско-Фаррерский пороги. Начало формирования литосферы порогов обусловлено мезозойским рифтогенезом северо-западной окраины Европы и воздействием в дальнейшем вещества плюма на процесс формирования этих струутур.

Рельеф Гренладско-Исландского и Исландско-Фарерского порогов по сравнению с рельефом хребтов Рейкьянес и Колбейнсей более приподнят по отношению у уровню океана. Азимут простирания порогов более соответствуют направлению спрединга хребта Рейкьянес, чем хребта Колбейнсей. Рельеф фундамента коры порогов расчленён сильнее по сравнению с фундаментов коры хребтов (Рис 14). Фундамент Гренландско-Исландского порога погружается с востока на запад относительно плавно, а для Исладско-Фарерского порога габлюдается относительно резкое измнение крутизны рельефа фундамента вблизи уровня океана: от крутопадающего склона восточной части Исландии и далее до относительно пологонаклонной поверхности порога. Максимальная мощность осадков на Гренладско-Исландском пороге достигает 1000 м, тогда как на Ислндско-Фарерском пороге ~200 м. Мощность коры порогов составляет 27-33 км.

Рис 14. Аппроксимация рельефа фундамента коры хребтов Колбейнсей, Рейкьянес, Гренландско-Исландского и Исландско-Фаррерского порогов.

Деформации  сжатия на пассивных окраинах материков после континентального раскола (Post-breakup compressions).

Континентальные окраины в процессе раздвижения океанического дна  Атлантического океана испытывали сдавливающее воздействие, приводившее к изменениям их структурно геологического плана. Подобные изменения выражались главным образом в формирование куполообразных антиклинальных складок. Изученность данных складок весьма высокая, в силу их высокой перспективности с точки зрения добычи углеводородов.

Данные сейсмической разведки демонстрируют, что процесс смятия происходил пульсационно на протяжении средне- и позднетертичного времени, в процессе которого обособился ряд структур, получивших собственные названия.

 Структуры побережья Скандинавского полуострова. В пределах побережья Норвегии выделяются следующие крупные куполообразные структуры:

  1.  Купол Ормен Ланж – сформирован на протяжении среднего Эоцена – позднего Олигоцена – раннего Миоцена.
  2.   Купола Нора и Эвдаврда – сформированы среднем Эоцене- раннем Миоцене
  3.  Свод Модгунн – был поднят в Миоцене
  4.  Свод Хелланд Хансен пежставляет собой особо крупную (200 км в длину) структуру, определение возраста формирования которой представляет собой довольно сложную задачу. Восточное и западное крылья складки имеют различный возраст. Так западное было сформировано предположительно в Эоцен-олигоценовое время, в то время как востоное имеет более молодой плиоценовый возраст.
  5.  Купол Вема – по своременным представлениям окончательно формирование купола произошло в раннем Миоцене, но присутствуют признаки палеоскладки, относимой к Палеоцену.
  6.  Купол Наглфар – сформирован как Веема в раннем Миоцене.

Положение вышеуказанных формирований показанной на приведённой ниже карте (Рис 15).

Рис 15. Карта распространения «куполов» в пределах побережья Норвегии.

Структуры восточного побережья Гренландии. Основными складчатыми структурами восточного побережья Гренландии  являются крупные антиклинальные складки, чьи ядра на данный момент большей частью разрушены. Основной область распространения данных складок является участок к северу от Земли Джеймсона (Рис 15).

Рис 16. Карта распространения складчатых структур восточного побережья Гренландии.

Складки Восточной Гренландии более компактны, чем в пределах Норвежской окраины и сосредоточены в виде небольших групп. Наиболее занчимой явялются складки Земли Джеймсона. На Рис 17 показан геологической разрез через две наиболее характерных складки данного участка с разрушенными сводами.

Рис 17. Геологический разрез через складчатые нарушения Земли Джеймсона.

Большинство складок Восточной Гренландии были сформированы эоцен-миоценовое время.

Деформации  растяжения на пассивных окраинах материков после континентального раскола (Post-breakup extensions).

Сейсмические исследования пассивных окраин Северной Аталнтики на ряду с нарушениями сжатия обнаружили разрывные нарушения, выраженные в систмах разломов, пронизывающих базальтовые массивы. Ниаболее характерными примерами подобного рода нарушений служат западная оконечность микроконтинента Ян-Майен, Земля Ливерпуль,  область мыса Валластон, разломная зона Сенья и Зорнсунд в пределах восточного побережья Гренландии, где в период поднятия развитие эрозии на континентальном склоне развивалась преимущественно по данным разломным зонам (Рис 18).

Рис 18. Сейсмические разрезы через купол Вема.

В пределах Норвежской побережья наибольшего внимания заслуживают грабен Хел, разломная система Ник Хай. Формирование разломов на различных участках побережий отличается по возрасту. Если западная окраина океана испытывала разломные нарушения в основном плаоцен-олигоценовом времени, то восточная – эоцен-миоценовом. Во многих случаях разломы осваивались интрузивными средне- и позде кайнозойскими комплексами.

Подобная асимметрия разломных структур по-видимому обусловлена асимметрией подъёма астеносферы (Рис 19) в пределах срединно-океанических структур и ,как следствие, различным механическим условиям формирования нарушений на западном и восточных побережьях.

Рис 19. Профиль асимметричного астеносферного поднятие на трёх ключевых участках Северной Атлантики.

Современные тектонические процессы в Северной Атлантике.

В данный момент Северная Атлантика продолжает свой тектоническое развитие по пути спрединга в пределах срединно-океанических хребтов: Рейкьянес, Колбейнсей, Мона и Книповича со скоростями от 0,77 до 1,04 см/год (Табл 1).

Таблица 1. Скорости спрединга основных среднинно-океанических хребтов Северной Атлантики в Кайнозое.

 Под активным воздействием температурной аномалии Исландского мантийного плюма происходит постоянное наращивание вулканического аппарата острова Исландия, где по сей день сохраняется аномально высокая мощность земной коры для вершины спредингового хребта.

Континентальные участик побережий северной части Атлантического океан на данный момент испытывают эпейрогенические поднятия, активизировавшие после отступания последнего покровного оледенения.

Список материалов.

  1.  Ильин А.В. «Эволюция морфоструктуры рифтовых зон тектоно-магматической провинции Северной Атлантики», Доклады Академии Наук, 2006.
  2.  Вержбицкий Е.В., Кононов М.В., Бяков А.Ф., Гринберг О.В. «Генезис литосферы Исландского региона (Северная Алтантика) по геофизическим данным», Окенология, 2009, том 49
  3.  Jon Mosar, Elizabeth A. Eide, Per Terje Osmundsen, Anna Sommaruga, Trond Torsvik , «Greenland-Norway separation: A geodynamic model for the North Atlantic», Norwegian journal of geology, vol. 82, 2002
  4.  M.Seton, R.D. Muller, S. Zanirovic, C. Gaina. T. Torsvic, G. Shephard, A. Talsma, M. Gurnis, M. Turner, S. Maus, M. Chandler «Global continental and ocean basin reconstructions since 200 Ma», Earth-Science Reviews, vol. 113, 2012
  5.  E. Lundin, A.G. Dore,  «Mid-Cenozoic post-breakuo degornation in the passive margins bordering the Norwegian-Greenland Sea», Marine and Petroleum Geology, vol. 19, 2002.
  6.  Peter A. Ziegler, «Evolution of the Arctic-North Atlantic and Western Tethys – a visual presentation of a series of paleogeographic-paleotectonic map», Search and Discovery Article #30002 (1999)
  7.  http://cpgeosystems.com/


 

А также другие работы, которые могут Вас заинтересовать

46723. История развития рекламы в России 27.54 KB
  Формы рекламы такие как этикетка. Золотой век фото рекламы в Р. относят новый вид фоторекламы это брошюры буклеты каталоги с использованием фотоснимков.
46724. Организационные структуры предприятий 27.73 KB
  Большую часть организационных структур механического бюрократического типа можно разделить на две категории: функциональные и дивизиональные структуры см. Этот вид структуры результат департаментации разделения управления на элементы отделы каждый из которых имеет свою определенную задачу в управлении то есть выполняет определенную функцию. Выделяют 4 принципа деления структуры предприятия: 1 функциональный исходя из функций образуют финансовое подразделение производственные подразделения отдел маркетинга и т.
46726. Литература 18 века 28 KB
  С последовательностью и разносторонностью ученого Радищев рассмотрел и подверг уничтожающей критике в Путешествии всю самодержавнокрепостническую общественную систему несущую народу горе. С присуще ему аналитической глубиной Радищев осветил связь таких явлений как падение нравственности народа и разврат верхов нижние заражаются от верхних а от них язва разврата достает и до деревень как взаимная зависимость самодержавия и церкви. Наблюдая вакханалию угнетения крестьянства видя моральную деградацию верхов Радищев находил...
46729. Exclamatory sentences 28 KB
  The main distinctive feature of this communicative type of sentence is a specific intonation; structurally it is variable
46730. Основні правила наголошування в українській мові. Засоби милозвучності української мови 28 KB
  Основні правила наголошування в українській мові. Система наголошування в українській мові досить складна проте є певні основні правила: Віддієслівні іменники середнього роду на ання у яких більше двох складів мають наголос як правило на суфіксі. Українській мові властиве уникання як збігу голосних так і збігу приголосних.
46731. ХАРАКТЕРИСТИКА КРИЗИСА НОВОРОЖДЕННОСТИ 28 KB
  ХАРАКТЕРИСТИКА КРИЗИСА НОВОРОЖДЕННОСТИ Первый критический период развития ребенка – период новорожденности. С одной стороны это полная биологическая беспомощность ребенка он не в состоянии удовлетворить ни одной жизненной потребности без взрослого. В противоречии между максимальной социальностью и минимальными средствами общения заложена основа всего развития ребенка в младенческом возрасте. Основное новообразование – возникновение индивидуальной психической жизни ребенка.