Maa päritolu. Nagu te juba teate. Maa on väike kosmiline keha, osa päikesesüsteemist. Kuidas meie planeet sündis? Isegi iidse maailma teadlased püüdsid sellele küsimusele vastata. On palju erinevaid hüpoteese. Nendega tutvud gümnaasiumis astronoomiat õppides.
Kaasaegsetest vaadetest Maa tekkele on levinuim hüpotees O. Yu. Schmidt Maa tekke kohta külmast gaasi-tolmupilvest. Selle ümber Päikese tiirleva pilve osakesed põrkasid kokku, "kleepusid kokku", moodustades lumepallina kasvanud hüübeid.
Olemas on ka hüpoteesid planeetide tekke kohta kosmiliste katastroofide – tähtede aine lagunemisest tingitud võimsate plahvatuste – tagajärjel. Teadlased otsivad jätkuvalt uusi viise Maa päritolu probleemi lahendamiseks.
Mandrilise ja ookeanilise maakoore struktuur. Maakoor on litosfääri kõrgeim osa. See on nagu õhuke "loor", mille alla on peidetud rahutud maa sisikond. Võrreldes teiste geosfääridega tundub maakoor olevat õhuke kile, millesse on mähitud maakera. Maakoore paksus moodustab keskmiselt vaid 0,6% maa raadiuse pikkusest.
Meie planeedi välimuse määravad mandrite eendid ja veega täidetud ookeanide lohud. Et vastata küsimusele, kuidas need tekkisid, tuleb teada maakoore ehituse erinevusi. Neid erinevusi näete joonisel 8.
- Millised on kolm kihti, mis moodustavad maakoore?
- Kui paks on maakoor mandritel? Ookeanide all?
- Tõstke esile kaks tunnust, mis eristavad mandrilist maakoort ookeanist.
Kuidas seletada erinevusi maakoore ehituses? Enamik teadlasi usub, et meie planeedil tekkis esmakordselt ookeanilist tüüpi maakoor. Maa sees toimuvate protsesside mõjul tekkisid selle pinnale voldid ehk mägised alad. Maakoore paksus suurenes, tekkisid mandrite servad. Mandrite ja ookeanibasseinide edasise arengu kohta on mitmeid hüpoteese. Mõned teadlased väidavad, et mandrid on liikumatud, samas kui teised, vastupidi, räägivad nende pidevast liikumisest.
Viimastel aastatel on loodud maakoore ehituse teooria, mis põhineb litosfääriplaatide kontseptsioonil ja 20. sajandi alguses loodud mandrite triivi hüpoteesil. Saksa teadlane A. Wegener. Küsimusele mandreid liigutavate jõudude päritolu kohta ta toona aga vastust ei leidnud.
Riis. 8. Maakoore ehitus mandritel ja ookeanide all
Litosfääri plaadid. Litosfääri plaatide teooria kohaselt ei ole maakoor koos osaga ülemisest vahevööst planeedi monoliitne kest. Seda lõhub keeruline sügavate pragude võrgustik, mis ulatuvad suurtesse sügavustesse ja ulatuvad vahevööni. Need hiiglaslikud praod jagavad litosfääri mitmeks väga suureks plokiks (plaadiks), mille paksus on 60–100 km. Laamide vahelised piirid kulgevad piki ookeani keskahelikke – hiiglaslikke paistetusi planeedi kehal või mööda süvamere kaevikuid – ookeanipõhja kurusid. Selliseid pragusid on ja maal. Nad läbivad mägede vööndeid, nagu Alysh-Himaalaja, Uural jne. Need mägivööd on nagu "õmblused planeedi kehal paranenud vanade haavade kohas". Maal on ka "värskeid haavu" - kuulsaid Ida-Aafrika vigu.
Seal on seitse tohutut plaati ja kümneid väiksemaid plaate. Enamik plaate sisaldab nii mandri- kui ka ookeanilist maakoort (joonis 9).
Riis. 9. Litosfääri plaadid
Plaadid asetsevad mantli suhteliselt pehmel plastilisel kihil, mida mööda nad libisevad. Plaatide liikumist põhjustavad jõud tekivad aine liikumisel ülemises vahevöös (joon. 10). Selle aine võimsad tõusvad voolud lõhuvad maakoore, moodustades sellesse sügavad rikked. Neid rikkeid leidub maismaal, kuid enamik neist on ookeanide põhjas asuvates keskmistes ookeaniharjades, kus maakoor on õhem. Siin tõuseb sulamaterjal Maa sisikonnast ja lükkab plaadid lahku, ehitades maakoore üles. Rikete servad eemalduvad üksteisest.
Riis. 10. Litosfääri plaatide kavandatav liikumine: 1. Atlandi ookean. 2. Ookeani keskhari. 3. Plaatide mantlisse kastmine. 4. Ookeani kraav. 5. Andid. 6. Aine tõus vahevööst
Plaadid liiguvad aeglaselt veealuste seljandike joonelt kaevikute joontele kiirusega 1–6 cm aastas. See fakt tehti kindlaks maa tehissatelliitidelt tehtud piltide võrdlemise tulemusena. Naaberplaadid lähenevad, lahknevad või libisevad üksteise suhtes (vt joonis 10). Nad hõljuvad ülemise vahevöö pinnal nagu jäätükid veepinnal.
Kui plaadid, millest ühel on ookeaniline ja teisel mandriline maakoor, lähenevad üksteisele, siis merega kaetud laam paindub justkui mandri alla (vt joonis 10). Sel juhul tekivad süvamere kaevikud, saarekaared ja mäeahelikud, näiteks Kuriili kraav. Jaapani saared, Andid. Kui kaks plaati lähenevad mandrilisele maakoorele, siis nende servad koos kõigi neile kogunenud settekivimitega purustatakse voltideks. Nii tekkis Himaalaja näiteks Euraasia ja Indo-Austraalia laamade piirile.
Riis. 11. Mandrite piirjoonte muutmine erinevatel aegadel
Litosfääri plaatide teooria kohaselt oli Maal kunagi üks kontinent, mida ümbritses ookean. Aja jooksul tekkisid sellel sügavad rikked ja tekkis kaks kontinenti - lõunapoolkeral Gondwana ja põhjapoolkeral - Laurasia (joonis 11). Hiljem purustasid need mandrid ka uute rikete tõttu. Moodustati kaasaegsed mandrid ja uued ookeanid - Atlandi ookean ja India. Kaasaegsete mandrite põhjas asuvad maakoore vanimad suhteliselt stabiilsed ja tasandatud osad - platvormid, see tähendab Maa kauges geoloogilises minevikus moodustunud plaadid. Kui plaadid kokku põrkasid, kerkisid mäestruktuurid. Mõnel mandril on säilinud jäljed mitme plaadi kokkupõrkest. Nende pindala suurenes järk-järgult. Nii tekkis näiteks Euraasia.
Litosfääri plaatide õpetus võimaldab heita pilgu Maa tulevikku. Eeldatakse, et umbes 50 miljoni aasta pärast Atlandi ja India ookean laieneb, Vaikse ookeani piirkond väheneb. Aafrika liigub põhja poole. Austraalia ületab ekvaatori ja puutub kokku Euraasiaga. See on aga vaid prognoos, mis vajab täpsustamist.
Teadlased jõudsid järeldusele, et maakoore rebenemise ja venimise kohtades keskmistes seljandites moodustub uus ookeaniline maakoor, mis levib järk-järgult mõlemas suunas selle põhjustanud sügavast murrangust. Ookeani põhjas on see nagu hiiglaslik konveier. See transpordib noori litosfääriplaatide plokke nende päritolukohast ookeanide mandriservadele. Liikumiskiirus on väike, tee pikk. Seetõttu jõuavad need plokid rannikule 15–20 miljoni aastaga. Selle tee läbides laskub plaat süvaveekraavi ja vajub mandri alla "sukeldudes" vahevöösse, millest see moodustus keskmiste seljandite keskosas. Nii sulgub iga litosfääriplaadi eluring.
Maakoore ehituse kaart. Muistsed platvormid, kurrutatud mägised alad, ookeani keskharjade asend, murrangualad maismaal ja ookeanipõhjal, mandritel kristalsete kivimite servad on toodud teemakaardil "Maakoore struktuur".
Maa seismilised vööd. Litosfääri plaatide vahelisi piirpiirkondi nimetatakse seismilisteks vöönditeks. Need on planeedi kõige rahutumad liikuvad piirkonnad. Siin on koondunud enamik aktiivseid vulkaane, toimub vähemalt 95% kõigist maavärinatest. Seismilised alad ulatusid tuhandeid kilomeetreid ja langevad kokku sügavate rikete piirkondadega maismaal, ookeanis - ookeani keskahelike ja süvamere kaevikutega. Maal on üle 800 aktiivse vulkaani, mis paiskavad planeedi pinnale palju laavat, gaase ja veeauru.
Litosfääri ehituse ja arenguloo tundmine on oluline maavarade leiukohtade otsimisel, litosfääris toimuvate protsessidega seotud looduskatastroofide prognooside tegemisel. Eeldatakse näiteks, et just plaatide piiridel tekivad maagimineraalid, mille tekkimist seostatakse tardkivimite tungimisega maakoore.
- Milline on litosfääri struktuur? Millised nähtused toimuvad selle plaatide piiridel?
- Kuidas seismilised vööd Maal paiknevad? Rääkige meile raadio- ja telesõnumitest teadaolevatest maavärinatest ja vulkaanipursetest. ajalehed. Selgitage nende nähtuste põhjuseid.
- Kuidas peaks töötama maakoore ehituse kaardiga?
- Kas vastab tõele, et mandri maakoore jaotus langeb kokku maismaa pindalaga? 5. Kuhu võiks teie arvates kaugemas tulevikus Maa peale tekkida uusi ookeane? Uued mandrid?
1. Mandrite ja ookeanide teke
Maakera kattis juba miljard aastat tagasi tahke kest, milles paistsid silma mandri eendid ja ookeanilohud. Siis oli ookeanide pindala umbes 2 korda suurem kui mandrite pindala. Kuid mandrite ja ookeanide arv on sellest ajast alates oluliselt muutunud, samuti on muutunud nende asukoht. Umbes 250 miljonit aastat tagasi oli Maal üks kontinent – Pangea. Selle pindala oli ligikaudu sama kui kõigi kaasaegsete mandrite ja saarte pindala kokku. Seda superkontinenti uhtus ookean nimega Panthalassa ja see hõivas kogu ülejäänud ruumi Maal.
Pangea osutus aga hapraks, lühiealiseks moodustiseks. Aja jooksul muutsid planeedi sees oleva mantli hoovused suunda ja nüüd, pangea all sügavustest tõustes ja eri suundades levides, hakkas mantli aine mandrit venima, mitte seda kokku suruma, nagu varem. Umbes 200 miljonit aastat tagasi jagunes Pangea kaheks mandriks: Laurasia ja Gondwana. Nende vahele tekkis Tethyse ookean (nüüd on see Vahemere, Musta, Kaspia mere ja madala Pärsia lahe süvaveelised osad).
Vahevöö hoovused katsid Laurasiat ja Gondwanat jätkuvalt pragude võrgustikuga ja purustasid need paljudeks kildudeks, mis ei jäänud kindlasse kohta, vaid lahknesid järk-järgult eri suundades. Neid juhtisid vahevöö sees olevad hoovused. Mõned teadlased usuvad, et just need protsessid põhjustasid dinosauruste surma, kuid see küsimus jääb praegu lahtiseks. Järk-järgult täitus ruum lahknevate fragmentide - mandrite - vahel Maa sisikonnast tõusnud vahevöö ainega. Jahtudes moodustas see tulevaste ookeanide põhja. Aja jooksul tekkis siia kolm ookeani: Atlandi ookean, Vaikne ookean ja India ookean. Paljude teadlaste arvates on Vaikne ookean Panthalassa iidse ookeani jäänuk.
Hiljem haarasid Gondwana ja Laurasia uued vead. Gondwanast eraldus esmalt maa, mis on praegu Austraalia ja Antarktika. Ta hakkas triivima kagusse. Seejärel jagunes see kaheks ebavõrdseks osaks. Väiksem - Austraalia - tormas põhja, suurem - Antarktika - lõunasse ja võttis koha Antarktika ringi sees. Ülejäänud Gondwana jagunes mitmeks plaadiks, millest suurimad olid Aafrika ja Lõuna-Ameerika plaadid. Need plaadid lahknevad nüüd üksteisest kiirusega 2 cm aastas (vt litosfääriplaadid).
Vead hõlmasid ka Laurasiat. See jagunes kaheks plaadiks – Põhja-Ameerika ja Euraasia laamadeks, mis moodustavad suurema osa Euraasia mandrist. Selle mandri tekkimine on meie planeedi elu suurim kataklüsm. Erinevalt kõigist teistest mandritest, mis põhinevad ühel iidse mandri fragmendil, koosneb Euraasia kolmest osast: Euraasia (osa Laurasiast), Araabia (Gondwana äär) ja Hindustani (osa Gondwanast) litosfääri plaatidest. Üksteisele lähenedes hävitasid nad peaaegu iidse Tethyse ookeani. Euraasia kuvandi kujunemises osaleb ka Aafrika, mille litosfääriplaat, kuigi aeglaselt, läheneb Euraasia omale. Selle lähenemise tulemuseks on mäed: Püreneed, Alpid, Karpaadid, Sudiidid ja Maagimäed (vt litosfääriplaadid).
Euraasia ja Aafrika litosfääri plaatide lähenemine jätkub, see meenutab Vesuuvi ja Etna vulkaanide tegevust, mis häirib Euroopa elanike rahu.
Araabia ja Euraasia litosfääri plaatide lähenemine viis kivimite purustamiseni ja purustamiseni nende teele langenud voldid. Sellega kaasnesid tugevaimad vulkaanipursked. Nende litosfääriplaatide lähenemise tulemusena tekkis Armeenia mägismaa ja Kaukaasia.
Euraasia ja Hindustani litosfääriplaatide lähenemine pani värisema kogu kontinendi India ookeanist Arktikani, samas kui algselt Aafrikast lahku löönud Hindustan ise sai vähe kannatada. Selle lähenemise tulemuseks oli Tiibeti maailma kõrgeimate mägismaade tekkimine, mida ümbritsesid veelgi kõrgemad mäeahelikud – Himaalaja, Pamiir, Karakorum. Pole üllatav, et just siin, Euraasia litosfääriplaadi maakoore tugevaima kokkusurumise kohas, asub Maa kõrgeim tipp - Everest (Chomolungma), mis tõuseb 8848 m kõrgusele.
Hindustani litosfääriplaadi "marss" võib viia Euraasia laama täieliku lõhenemiseni, kui selle sees ei oleks osi, mis suudaksid vastu pidada lõunapoolsele survele. Ida-Siber toimis väärilise "kaitsjana", kuid sellest lõuna pool asuvad maad kortsutati, purustati ja teisaldati.
Seega on võitlus mandrite ja ookeanide vahel kestnud sadu miljoneid aastaid. Peamised osalejad selles on mandri litosfääri plaadid. Iga mäeahelik, saarekaar, sügavaim ookeanisügavus on selle võitluse tulemus.
2. Mandrite ja ookeanide struktuur
Mandrid ja ookeanid on maakoore struktuuri suurimad elemendid. Ookeanidest rääkides tuleks silmas pidada maakoore struktuuri ookeanide poolt hõivatud aladel.
Mandrilise ja ookeanilise maakoore koostis on erinev. See omakorda jätab jälje nende arengu ja struktuuri tunnustele.
Mandri nõlva jalamile tõmmatakse piir mandri ja ookeani vahel. Selle jalami pind on suurte küngastega kuhjuv tasandik, mis on tekkinud veealuste maalihkete ja loopealsete tõttu.
Ookeanide struktuuris eristatakse lõikeid tektoonilise liikuvuse astme järgi, mis väljendub seismilise aktiivsuse ilmingutes. Selle põhjal eristage:
seismiliselt aktiivsed alad (ookeani liikuvad vöödid),
aseismilised alad (ookeani basseinid).
Ookeanide liikuvaid vööndeid esindavad ookeani keskharjad. Nende pikkus on kuni 20 000 km, laius kuni 1000 km ja kõrgus ookeanide põhjast 2–3 km kaugusel. Selliste mäeharjade aksiaalses osas on peaaegu pidevalt jälgitavad lõhede tsoonid. Neid iseloomustavad kõrged soojusvoo väärtused. Ookeani keskahelikke peetakse maakoore venitusaladeks või levivöönditeks.
Teine struktuurielementide rühm on ookeanibasseinid ehk talassokratonid. Need on merepõhja tasased, kergelt künklikud alad. Settekatte paksus siin ei ületa 1000 m.
Teine oluline struktuurielement on üleminekuvöönd ookeani ja mandri (mandri) vahel, mõned geoloogid nimetavad seda mobiilseks geosünklinaalseks vööndiks. See on maapinna maksimaalse dissektsiooni ala. See sisaldab:
1 saarekaared, 2 - süvaveekraavid, 3 - ääremere süvaveebasseinid.
Saarekaared on pikad (kuni 3000 km) mägistruktuurid, mis on moodustunud vulkaaniliste struktuuride ahelast, millel on tänapäevane basaltse andesiidi vulkanismi ilming. Saarte kaared on näiteks Kuriili-Kamtšatka ahelik, Aleuudi saared jm. Ookeani poolelt asenduvad saarekaared süvaveekraavidega, mis on 1500–4000 km pikkused ja 5–10 km sügavused süvavee lohud. . Laius on 5-20 km. Rennide põhjad on kaetud setetega, mille toovad siia hägused ojad. Rennide kalded on erineva kaldenurgaga astmelised. Nende pealt hoiuseid ei leitud.
Saare kaare ja kaeviku nõlva vaheline piir tähistab maavärina allikate kontsentratsiooni tsooni ja seda nimetatakse Wadati-Zavaritsky-Benioffi tsooniks.
Võttes arvesse tänapäevaste ookeaniservade märke, viivad geoloogid aktualismi põhimõttele tuginedes läbi iidsematel perioodidel tekkinud sarnaste struktuuride võrdleva ajaloolise analüüsi. Need märgid hõlmavad järgmist:
meresetted, milles domineerivad süvamere setted,
settekihtide struktuuride ja kehade lineaarne kuju,
sette- ja vulkaaniliste kihtide paksuse ja materjali koostise järsk muutus volditud struktuuride ristlöögis,
kõrge seismilisus,
· sette- ja tardmoodustiste spetsiifiline kogum ning indikaatormoodustiste olemasolu.
Neist märkidest on viimane üks juhtivaid. Seetõttu määratleme, mis on geoloogiline formatsioon. Esiteks on see tõeline kategooria. Maakoore aine hierarhias teate järgmist järjestust:
Geoloogiline moodustis on kivimit järgiv keerulisem arenguetapp. See on kivimite looduslik kooslus, mida ühendab materjali koostise ja struktuuri ühtsus, mis tuleneb nende päritolu või asukoha ühisusest. Geoloogilisi moodustisi eristatakse sette-, tard- ja moondekivimite rühmadena.
Settekivimite stabiilsete koosluste tekkeks on peamised tegurid tektooniline seadistus ja kliima. Mandrite struktuurielementide arengu analüüsimisel vaadeldakse näiteid moodustiste ja nende tekketingimuste kohta.
Mandritel on kahte tüüpi piirkondi.
I tüüp langeb kokku mägipiirkondadega, kus setted on volditud ja lõhustuvad erinevate rikete tõttu. Settejärjestustesse tungivad tardkivimid ja need moonduvad.
II tüüp langeb kokku lamedate aladega, kus ladestused tekivad peaaegu horisontaalselt.
Esimest tüüpi nimetatakse volditud piirkonnaks või volditud vööks. Teist tüüpi nimetatakse platvormiks. Need on mandrite peamised elemendid.
Volditud alad moodustatakse geosünklinaalsete vööde või geosünkliinide kohas. Geosünkliin on liikuv laiendatud ala sügavas maakoore süvendis. Seda iseloomustab paksude settekihtide kuhjumine, pikaajaline vulkanism ja tektooniliste liikumiste suuna järsk muutus koos volditud struktuuride moodustumisega.
Geosünkliinid jagunevad:
Maakoore mandritüüp on ookeaniline. Seetõttu hõlmab ookeanipõhi ise ka mandrinõlva taga asuvaid ookeanipõhja süvendeid. Need tohutud lohud erinevad kontinentidest mitte ainult maakoore ehituse, vaid ka tektooniliste struktuuride poolest. Ookeani põhja kõige ulatuslikumad alad on süvameretasandikud, mis asuvad 4-6 km sügavusel ja ...
Ja järskude kõrgusmuutustega lohud, mõõdetuna sadades meetrites. Kõiki neid keskharjade telgriba struktuuri tunnuseid tuleks ilmselgelt mõista intensiivse plokktektoonika ilminguna ja aksiaalsed süvendid on grabeenid ja mõlemal pool neid on keskhari jaotatud tõstetud ja langetatud plokkideks. rebendid. Kogu struktuuriomaduste komplekt, mis iseloomustab ...
Moodustus Maa esmane basaldikiht. Arheiat iseloomustas esmaste suurte veekogude (merede ja ookeanide) tekkimine, esimeste elumärkide ilmnemine veekeskkonnas, Maa iidse reljeefi kujunemine sarnaselt Kuu reljeefiga. Arheas esines mitu voltimise epohhi. Moodustus madal ookean paljude vulkaaniliste saartega. Tekkis atmosfäär, mis sisaldab aure...
Lõuna-ekvatoriaalhoovuse vesi on 22 ... 28 ° С, Ida-Austraalias talvel põhjast lõunasse muutub see 20 kuni 11 ° С, suvel - 26 kuni 15 ° С. Tsirkumpolaarne Antarktika ehk läänetuule hoovus siseneb Austraaliast ja Uus-Meremaalt lõuna pool Vaiksesse ookeani ning liigub alamlaiussuunas Lõuna-Ameerika ranniku poole, kus selle põhiharu kaldub põhja poole ja mööda rannikut mööda ...
Maakoor moodustab tahke Maa ülemise kesta ja katab planeedi peaaegu pideva kihiga, muutes selle paksuse 0-lt mõnel pool ookeani keskseljandike ja ookeanimurde piirkondades kõrgete mäestruktuuride all 70-75 km-ni (Khain, Lomize, 1995). ). Maakoore paksus mandritel, mis on määratud pikisuunaliste seismiliste lainete läbimise kiiruse suurenemisega kuni 8-8,2 km/s ( Mohorovici piir, või moho piir), ulatub 30-75 km-ni ja ookeanide lohkudes 5-15 km-ni. Esimest tüüpi maakoor oli nimetatud ookeaniline,teiseks- kontinentaalne.
ookeaniline maakoor hõivab 56% maapinnast ja on väikese paksusega - 5-6 km. Selle struktuuris eristatakse kolme kihti (Khain ja Lomize, 1995).
Esimene, või setteline, kiht, mis ei ole paksem kui 1 km, asub ookeanide keskosas ja ulatub nende äärealadel 10–15 km paksuseks. Ookeani keskaheliku aksiaalvööndites see täielikult puudub. Kihi koostises on savi-, räni- ja karbonaatsed süvamere pelaagilised setted (joon. 6.1). Karbonaadi setted ei esine sügavamal kui karbonaadi kogunemise kriitiline sügavus. Mandrile lähemale ilmub maismaalt kantud detriitmaterjali segu; need on nn hemipelaagilised setted. Pikisuunaliste seismiliste lainete levimiskiirus on siin 2–5 km/s. Selle kihi setete vanus ei ületa 180 miljonit aastat.
Teine kiht selle põhiosas (2A) koosneb see haruldaste ja õhukeste pelaagiliste kihtidega basaltidest
Riis. 6.1. Ookeanide litosfääri läbilõige võrreldes ofioliitallohtoonide keskmise läbilõikega. Allpool on toodud mudel lõigu põhiüksuste moodustamiseks ookeanilise leviku tsoonis (Khain ja Lomize, 1995). Sümbolid: 1 -
pelaagilised setted; 2 – väljavoolavad basaltid; 3 – paralleeltammide kompleks (doleriidid); 4 – ülemised (mittekihilised) gabroidid ja gabrodoleriidid; 5, 6 - kihiline kompleks (kumulaadid): 5 - gabroidid, 6 - ultramafilised kivimid; 7 – tektoniseeritud peridotiidid; 8 – basaalne metamorfne halo; 9 – basaltse magma muutus I–IV – kristallisatsioonitingimuste järjestikune muutus kambris kaugusega levimise teljest
ikaalsed sademed; basaltidel on sageli iseloomulik padja (ristlõikes) eraldatus (padjalaavad), kuid leidub ka massiivseid basaltide katteid. Teise kihi (2B) alumises osas on välja töötatud paralleelsed doleriiditammid. 2. kihi kogupaksus on 1,5–2 km ja pikisuunaliste seismiliste lainete kiirus 4,5–5,5 km/s.
kolmas kiht Ookeaniline maakoor koosneb põhilise ja allutatud ülialuselise koostisega täiskristallilistest tardkivimitest. Selle ülemises osas on tavaliselt välja arendatud gabro tüüpi kivimid ja alumine osa koosneb "vöötkompleksist", mis koosneb vahelduvatest gabrodest ja ultraramafiitidest. 3. kihi paksus on 5 km. Pikilainete kiirus selles kihis ulatub 6–7,5 km/s.
Arvatakse, et 2. ja 3. kihi kivimid tekkisid samaaegselt 1. kihi kivimitega.
Ookeaniline maakoor või õigemini ookeani tüüpi maakoor ei piirdu oma levikuga ookeanide põhjaga, vaid on arenenud ka ääremere süvaveebasseinides, nagu Jaapani meri, Lõuna-Ohhotsk (Kuril). ) Okhotski mere vesikond, Filipiinid, Kariibi mere piirkond ja paljud teised
mered. Lisaks on tõsine alus kahtlustada, et mandrite sügavates lohkudes ning Barentsi tüüpi madalates sise- ja ääremeredes, kus settekatte paksus on 10-12 km või rohkem, on selle all ookeaniline tüüp. koorik; sellest annavad tunnistust seismiliste pikisuunaliste lainete kiirused suurusjärgus 6,5 km/s.
Eespool öeldi, et tänapäevaste ookeanide (ja ääremerede) maakoore vanus ei ületa 180 miljonit. Mandrite kurrutatud vööde seest leiame aga ka märksa vanema, kuni varase eelkambriumini ookeani tüüpi maakoore, mida esindab nn. ofioliidi kompleksid(või lihtsalt ofioliitid). See termin kuulub saksa geoloogile G. Steinmannile ja pakkus selle välja 20. sajandi alguses. tähistada kivimite iseloomulikku "kolmkõla", mida tavaliselt leidub koos murdesüsteemide keskpiirkondades, nimelt serpentiniseeritud ultramafilised kivimid (3. kihi analoog), gabro (2B kihi analoog), basaltid (2A kihi analoog) ja radiolariidid (1. kihi analoog). ). Selle kivimite parageneesi olemust tõlgendati pikka aega ekslikult, eriti peeti gabro- ja ultramafilisi kivimeid pealetükkivaks ja nooremaks kui basaltid ja radiolariidid. Alles 1960. aastatel, kui saadi esimene usaldusväärne teave ookeanilise maakoore koostise kohta, sai selgeks, et ofioliidid on geoloogilise mineviku ookeaniline maakoor. See avastus oli Maa liikuvate vööde päritolutingimuste õigeks mõistmiseks äärmiselt oluline.
Ookeanide maakoore struktuurid
Pideva leviku piirkonnad ookeaniline maakoor väljendub Maa reljeefis ookeanilinedepressioonid. Ookeanibasseinides eristuvad kaks peamist elementi: ookeaniplatvormid ja ookeanilised orogeensed vöödid. ookeaniplatvormid(või talassokratonid) näevad põhja topograafias välja nagu suured kuristik tasased või künklikud tasandikud. To ookeanilised orogeensed vöödid hõlmavad ookeani keskahelikke, mille kõrgus ümbritsevast tasandikust kuni 3 km (mõnes kohas tõusevad need saartena üle ookeani taseme). Mööda seljandiku telge on sageli jälgitav lõhede vöönd - kitsad 12-45 km laiused grabenid kuni 3-5 km sügavusel, mis viitab maakoore laienduse domineerimisele neis piirkondades. Neid iseloomustab kõrge seismilisus, järsult suurenenud soojusvoog ja ülemise vahevöö madal tihedus. Geofüüsikalised ja geoloogilised andmed näitavad, et setete katte paksus väheneb, kui see läheneb seljandike teljesuunalistele tsoonidele, ja ookeaniline maakoor kogeb märgatavat tõusu.
Maakoore järgmine põhielement - üleminekutsoon mandri ja ookeani vahel. See on maapinna maksimaalse dissektsiooni piirkond, kus saarekaared, mida iseloomustavad kõrge seismilisus ja kaasaegne andesiit- ja andesiit-basaltvulkanism, süvamerekraavid ja ääremere süvaveebasseinid. Siinsed maavärina allikad moodustavad seismilise fookusvööndi (Benioff-Zavaritsky tsoon), mis sukeldub mandrite alla. Üleminekutsoon on kõige rohkem
hääldatakse Vaikse ookeani lääneosas. Seda iseloomustab maakoore vahepealne ehitustüüp.
mandriline maakoor(Khain, Lomize, 1995) on jaotunud mitte ainult mandritel endil, st maismaal, välja arvatud kõige sügavamad lohud, vaid ka mandri servade šelfitsoonides ja ookeaniliste mikrokontinendi basseinide üksikutes piirkondades. Sellegipoolest on mandri maakoore kogu arengupind väiksem kui ookeanilisel ja moodustab 41% maapinnast. Mandri maakoore keskmine paksus on 35-40 km; see väheneb mandrite servade suunas ja mikromandrite sees ning suureneb mäestruktuuride all kuni 70-75 km.
Kokkuvõttes, mandriline maakoor, nagu ka ookeaniline, on kolmekihilise struktuuriga, kuid kihtide, eriti kahe alumise kihi koostis erineb oluliselt ookeanilises maakoores täheldatust.
1. settekiht, mida tavaliselt nimetatakse settekihiks. Selle paksus varieerub nullist kilpidel ja platvormide vundamentide väiksematel tõusul ja volditud konstruktsioonide aksiaalsetel aladel kuni 10 ja isegi 20 km platvormi süvendites, mäevööndite eesmistes ja mägedevahelistes lohkudes. Tõsi, nendes lohkudes setete aluseks olev maakoor, mida tavaliselt nimetatakse konsolideeritud võib olla juba oma olemuselt lähedasem ookeanilisele kui mandrile. Settekihi koostisse kuuluvad mitmesugused peamiselt mandri- või madalmerelised settekivimid, harvem batüüaalsed (taas sügavamal süvendites) ja ka kaugemad settekivimid.
mitte kõikjal, põhiliste tardkivimite katted ja künnised moodustavad püünisvälju. Pikilainete kiirus settekihis on 2,0-5,0 km/s, karbonaatkivimite maksimumiga. Settekatte kivimite vanusevahemik on kuni 1,7 miljardit aastat, s.o suurusjärgu võrra kõrgem kui tänapäeva ookeanide settekihil.
2. Ülemine kiht konsolideeritud kooriku ulatub päevapinnale kilpidel ja platvormide massiividel ning volditud konstruktsioonide teljesuunalistes tsoonides; see tungiti 12 km sügavusele Koola kaevus ja palju madalamale sügavusele kaevudes Volga-Uurali piirkonnas Venemaa laval, USA keskkontinendi plaadil ja Balti kilbil Rootsis. Lõuna-India kullakaevandus läbis selle kihi kuni 3,2 km, Lõuna-Aafrikas - kuni 3,8 km. Seetõttu on selle kihi, vähemalt selle ülaosa koostis üldiselt hästi teada, selle koostises on põhiroll erinevatel kristallkividel, gneissidel, amfiboliididel ja graniididel, millega seoses nimetatakse seda sageli ka graniitgneissiks. Pikilainete kiirus selles on 6,0-6,5 km/s. Rifea-paleosoikumi või isegi mesosoikumi vanuses noorte platvormide keldris ja osaliselt noorte kurdstruktuuride sisevööndites koosneb sama kiht vähem tugevalt moondunud (amfiboliidi asemel rohekastfaatsia) kivimitest ja sisaldab vähem graniite. ; seetõttu viidatakse sellele siin sageli graniit-metamorfne kiht, ja tüüpilised pikisuunalised kiirused selles on suurusjärgus 5,5-6,0 km/s. Selle maakoorekihi paksus ulatub platvormidel 15-20 km ja mägirajatiste korral 25-30 km-ni.
3. Konsolideeritud koore alumine kiht. Esialgu eeldati, et koondunud maakoore kahe kihi vahel on selge seismiline piir, mis sai oma avastaja, saksa geofüüsiku järgi Konradi piiri nime. Äsja mainitud kaevude puurimine seadis kahtluse alla sellise selge piiri olemasolu; mõnikord näitab seismiline selle asemel maakoores mitte ühte, vaid kahte (K 1 ja K 2) piiri, mis võimaldas eristada maakoore alumises osas kahte kihti (joon. 6.2). Alumise maakoore kivimite koostis, nagu märgitud, ei ole hästi teada, kuna selleni pole puuraukude kaudu jõutud ja see on pinnal fragmentaarselt paljandunud. Põhineb
Riis. 6.2. Mandri maakoore struktuur ja paksus (Khain ja Lomize, 1995). AGA - sektsiooni peamised tüübid seismiliste andmete järgi: I-II - iidsed platvormid (I - kilbid, II
Syneclises), III - riiulid, IV - noored orogeenid. Konradi K 1 , K 2 -pinnad, Mohorovitši M-pinnad, pikisuunalistele lainetele on näidatud kiirused; B - mandri maakoore paksuse jaotuse histogramm; B - üldistatud tugevusprofiil
üldistel kaalutlustel jõudis V. V. Belousov järeldusele, et ühelt poolt peaksid alumises maakoores domineerima kõrgemas moondefaasis olevad kivimid, teiselt poolt aga põhilisema koostisega kivimid kui ülemises maakoores. Nii nimetas ta seda koorekihti gra-null-põhiline. Belousovi oletus leiab üldiselt kinnitust, kuigi paljandid näitavad, et alumise maakoore koostises ei osale mitte ainult aluselised, vaid ka happelised granuliidid. Praegu eristab enamik geofüüsikuid ülemist ja alumist maakoort teise tunnuse järgi - nende suurepäraste reoloogiliste omaduste järgi: ülemine maakoor on jäik ja rabe, alumine on plastiline. Pikilainete kiirus maakoore alumises osas on 6,4-7,7 km/s; selle kihi alumise osa koorikusse või vahevöösse kuulumine kiirustega üle 7,0 km/s on sageli vaieldav.
Maakoore kahe äärmusliku tüübi – ookeanilise ja mandrilise – vahel on üleminekutüübid. Üks nendest - subokeaaniline maakoor - See on arenenud piki mandri nõlvadel ja jalamil ning võib-olla on mõne mitte väga sügava ja laia ääre- ja sisemere vesikondade põhja all. Subokeaaniline maakoor on hõrenenud kuni 15-20 km ja on läbi imbunud põhiliste tardkivimite tammide ja künnistega.
koor. See avastati Mehhiko lahe sissepääsu juures tehtud süvaveepuurimisel ja paljastati Punase mere rannikul. Teist tüüpi üleminekuajukoor on subkontinentaalne- tekib siis, kui ookeaniline maakoor ensimaatilistes vulkaanilistes kaartes muutub mandriliseks, kuid ei saavuta veel täielikku küpsust, mille paksus on väiksem, alla 25 km, ja madalam konsolideerumisaste, mis kajastub madalamas seismilises lainekiirused - maakoore alumises osas mitte rohkem kui 5,0-5,5 km/s.
Mõned teadlased toovad eritüüpidena välja veel kaks ookeanilise maakoore sorti, millest on juba eespool juttu olnud; see on esiteks kuni 25-30 km paksenenud ookeani sisemiste tõusude (Island jne) ookeaniline maakoor ja teiseks ookeani tüüpi maakoor, millele on “ehitatud” paks, kuni 15. -20 km, settekate (Kaspia lohk jne).
Mohorovitšlik pind ja ülemise inimese koosseisti. Piiri maakoore ja vahevöö vahel, mida tavaliselt seismiliselt üsna selgelt väljendatakse survelainete kiiruse hüppega 7,5-7,7 kuni 7,9-8,2 km / s, tuntakse Mohorovichi pinnana (või lihtsalt Moho või isegi M), nime järgi Horvaatia geofüüsik, kes selle rajas. Ookeanides vastab see piir üleminekule 3. kihi vöötmekompleksist, kus domineerivad gabroidid, pidevatele serpentiniseerunud peridotiitidele (harzburgiidid, lherzoliidid), harvemini duniitidele, mis ulatuvad mõnel pool põhjapinnale, ja kivimites. São Paulost Atlandi ookeanis vastu Brasiilia rannikut ja umbes. Zabargad Punases meres, kõrgub maapinnast kõrgemal
ookean. Ookeani vahevöö tippe võib maismaal kohati jälgida ofioliidikomplekside põhja osana. Nende paksus Omaanis ulatub 8 km-ni ja Paapua Uus-Guineas võib-olla isegi 12 km-ni. Need koosnevad peridotiitidest, peamiselt harzburgiitidest (Khain ja Lomize, 1995).
Torudest pärinevate laavade ja kimberliitide inklusioonide uurimine näitab, et isegi mandrite all koosneb ülemine vahevöö peamiselt peridotiididest, nii siin kui ka ookeanide all ülemises osas, need on spinellperidotiidid ja allpool granaadid. Kuid mandri vahevöös esineb samadel andmetel lisaks peridotiitidele ka eklogiite, s.o sügavalt moondunud põhikivimeid. Eklogiidid võivad olla ookeanilise maakoore moondunud säilmed, mis on selle maakoore allutamise käigus vahevöösse tõmmatud.
Vahevöö ülemine osa on sekundaarselt kahanenud mitmete komponentide poolest: ränidioksiid, leelised, uraan, toorium, haruldased muldmetallid ja muud ebajärjekindlad elemendid, mis on tingitud sellest, et sealt sulavad maakoorest basaltkivimid. See "kurnatud" ("kurnatud") vahevöö ulatub mandrite alla suuremale sügavusele (kattes kogu või peaaegu kogu oma litosfääriosa) kui ookeanide all, andes teed sügavamale "kurnamata" vahevööle. Vahevöö keskmine esmane koostis peaks olema lähedane spinell-lhersoliidile või hüpoteetilisele peridotiidi ja basaldi segule vahekorras 3:1, mida nimetas Austraalia teadlane A. E. Ring-wood. püroliit.
Umbes 400 km sügavusel algab seismiliste lainete kiiruse kiire tõus; siit kuni 670 km
kustutatud Golitsõni kiht, nime saanud vene seismoloogi B.B. Golitsõn. Seda eristatakse ka keskmise mantlina või mesosfäär -üleminekutsoon ülemise ja alumise vahevöö vahel. Golitsyni kihi elastsete võnkumiste kiiruste suurenemine on seletatav vahevöö aine tiheduse suurenemisega umbes 10% võrra, mis on tingitud mõne mineraali liigi üleminekust teistele, millel on tihedam aatomite pakend: oliviin spinelliks, pürokseen. granaadiks.
alumine mantel(Khain ja Lomize, 1995) saab alguse umbes 670 km sügavuselt. Alumine vahevöö peaks koosnema peamiselt perovskiidist (MgSiO 3) ja magneesium-wustiidist (Fe, Mg)O – keskmise vahevöö moodustavate mineraalide edasise muutumise saadused. Maa tuum selle välimises osas on seismoloogia järgi vedel ja sisemine jälle tahke. Konvektsioon välissüdamikus tekitab Maa peamise magnetvälja. Tuuma koostist aktsepteerib valdav enamus geofüüsikuid rauana. Kuid jällegi on katseandmete kohaselt vaja lubada mõningast nikli, aga ka väävli või hapniku või räni lisandit, et selgitada südamiku väiksemat tihedust võrreldes puhta raua jaoks määratuga.
Seismilise tomograafia järgi südamiku pind on ebaühtlane ja moodustab kuni 5-6 km amplituudiga eendeid ja süvendeid. Mantli ja südamiku piiril eristatakse üleminekukihti, mille indeks on D (koorik on tähistatud indeksiga A, ülemine vahevöö on B, keskmine on C, alumine on D, maapinna ülemine osa alumine vahevöö on D"). Kihi D" paksus ulatub kohati 300 km-ni.
Litosfäär ja astenosfäär. Erinevalt maakoorest ja vahevööst, mida eristavad geoloogilised andmed (materjali koostise järgi) ja seismoloogilised andmed (seismiliste lainete kiiruste hüpe Mohorovitši piiril), on litosfäär ja astenosfäär puhtalt füüsikalised või pigem reoloogilised mõisted. Astenosfääri eraldamise esialgne alus on nõrgenenud plastikust kest. jäigema ja haprama litosfääri aluseks oli vajadus selgitada maakoore isostaatilise tasakaalu fakti, mis avastati mäestruktuuride jalamil gravitatsiooni mõõtmisel. Algselt eeldati, et sellised ehitised, eriti nii suured nagu Himaalaja, tekitavad liigse gravitatsiooni. Kui aga XIX sajandi keskel. tehti vastavad mõõtmised, selgus, et sellist külgetõmmet ei täheldatud. Järelikult kompenseeritakse isegi suured ebakorrapärasused maapinna reljeefis mingil viisil, tasakaalustatakse sügavuti nii, et maapinna tasemel ei teki olulisi kõrvalekaldeid gravitatsiooni keskmistest väärtustest. Nii jõudsid teadlased järeldusele, et mantli tõttu on olemas üldine maakoore soov tasakaalustada; seda nähtust nimetatakse isostaas(Khain, Lomize, 1995) .
Isostaasi rakendamiseks on kaks võimalust. Esimene on see, et mägedel on vahevöösse sukeldatud juured, st isostaasi tagavad maakoore paksuse kõikumised ja viimase alumisel pinnal on reljeef, mis on vastupidine maapinnale; see on inglise astronoomi J. Erie hüpotees
(joonis 6.3). Piirkondlikul skaalal on see tavaliselt õigustatud, kuna mäestruktuuridel on tõesti paksem koorik ja maakoore maksimaalne paksus on täheldatav neist kõrgeimas (Himaalaja, Andid, Hindu Kush, Tien Shan jne). Kuid isostaasi rakendamiseks on võimalik ka teine mehhanism: kõrgendatud reljeefiga alad peaksid koosnema vähem tihedatest kivimitest ja madala reljeefiga alad tihedamast; see on teise inglise teadlase J. hüpotees. Pratt. Sel juhul võib maakoore tald olla isegi horisontaalne. Mandrite ja ookeanide tasakaal saavutatakse mõlema mehhanismi koosmõjul – ookeanide all olev maakoor ja tunduvalt õhem ja märgatavalt tihedam kui mandrite all.
Suurem osa Maa pinnast on isostaatilise tasakaalu lähedases olekus. Suurimad kõrvalekalded isostaasist – isostaatilised anomaaliad – paljastavad saarekaared ja nendega seotud süvamerekraavid.
Et isostaatilise tasakaalu poole püüdlemine oleks efektiivne, st lisakoormusel maakoor vajuks ja koormuse eemaldamisel tõuseks, on vajalik, et maakoore all oleks piisavalt plastiline kiht, mis oleks võimeline voolab kõrgendatud geostaatilise rõhuga piirkondadest alandatud rõhuga piirkondadesse. Just sellele kihile, mis algselt tuvastati hüpoteetiliselt, pakkus Ameerika geoloog J. Burrell 1916. aastal välja selle nime. astenosfäär, mida tähendab "nõrk kest". See oletus leidis kinnitust alles palju hiljem, 60ndatel, kui seismiline
Riis. 6.3. Maakoore isostaatilise tasakaalu skeemid:
a - autor J. Erie b - J. Pratti järgi (Khain, Koronovski, 1995)
palgid (B. Gutenberg) avastasid, et mingil sügavusel maakoore all eksisteerib vähenemise või suurenemise puudumise tsoon, mis on loomulik koos rõhu suurenemisega, seismilise laine kiirusega. Hiljem ilmus veel üks astenosfääri rajamise meetod - magnetotellurilise sondeerimise meetod, mille puhul astenosfäär avaldub elektritakistuse vähenemise tsoonina. Lisaks on seismoloogid tuvastanud veel ühe astenosfääri märgi – seismiliste lainete suurenenud sumbumise.
Astenosfäär mängib ka litosfääri liikumistes juhtivat rolli. Astenosfääri aine vool tõmbab endaga kaasa litosfääri plaate-plaate ja põhjustab nende horisontaalseid nihkeid. Astenosfääri pinna tõus toob kaasa litosfääri tõusu ning piiraval juhul selle katkemise katkemise, eraldumise ja vajumise tekke. Viimaseni viib ka astenosfääri väljavool.
Seega kahest kestast, mis moodustavad tektonosfääri: astenosfäär on aktiivne element ja litosfäär on suhteliselt passiivne element. Nende koosmõju määrab maakoore tektoonilise ja magmaatilise "elu".
Ookeani keskharjade aksiaalsetes vööndites, eriti Vaikse ookeani idaosas, paikneb astenosfääri katus vaid 3-4 km sügavusel, s.t litosfäär on piiratud ainult maakoore ülemise osaga. Liikudes ookeanide äärealade poole, suureneb litosfääri paksus tänu
alumine maakoor, kuid peamiselt ülemine vahevöö ja võib ulatuda 80-100 km kaugusele. Mandrite keskosades, eriti iidsete platvormide, nagu Ida-Euroopa või Siberi, kilpide all mõõdetakse litosfääri paksuseks juba 150-200 km või rohkem (Lõuna-Aafrikas 350 km); mõne idee kohaselt võib see ulatuda 400 km-ni, st siin peaks kogu Golitsyni kihi kohal olev ülemine vahevöö olema osa litosfäärist.
Raskus astenosfääri tuvastamisel rohkem kui 150–200 km sügavusel tekitas mõnedes uurijates kahtlusi selle olemasolus sellistel aladel ja viis nad alternatiivsele seisukohale, et astenosfäär kui pidev kest, st geosfäär, ei ole olemas, kuid on rida erinevaid "astenolense". Me ei saa nõustuda selle järeldusega, mis võib olla geodünaamika jaoks oluline, kuna just need alad näitavad kõrget isostaatilist tasakaalu, kuna need hõlmavad ülaltoodud näiteid kaasaegse ja iidse jäätumise aladest - Gröönimaa jne.
Põhjus, miks astenosfääri pole kõikjal lihtne tuvastada, on ilmselgelt selle viskoossuse muutus külgsuunas.
Mandrite maakoore peamised struktuurielemendid
Mandritel eristatakse kahte maakoore struktuurielementi: platvormid ja liikuvad vööd (Historical Geology, 1985).
Definitsioon:platvorm- mandrite maakoore stabiilne jäik osa, millel on isomeetriline kuju ja kahekorruseline struktuur (joonis 6.4). Alumine (esimene) konstruktsiooniline korrus - kristalne vundament, mida esindavad tugevalt deformeerunud moondekivimid, mis on sissetungidest läbi lõigatud. Ülemine (teine) struktuurne korrus on õrnalt kaldu settekate, nõrgalt nihestunud ja metamorfseerumata. Alumise konstruktsioonikorruse päevapinna väljapääsud nimetatakse kilp. Settekattega kaetud vundamendi alasid nimetatakse pliit. Plaadi settekatte paksus on paar kilomeetrit.
Näide: Ida-Euroopa platvormil paistavad silma kaks kilpi (Ukraina ja Baltikumi) ja Vene plaat.
Platvormi teise korruse konstruktsioonid (korpus) on negatiivsed (läbipainded, sünekliisid) ja positiivsed (antekliinid). Sünekliisid on taldrikukujulised ja antekiisid on tagurpidi taldrikud. Sademete paksus on sünekliisil alati suurem ja antekliisil väiksem. Nende konstruktsioonide läbimõõduga mõõtmed võivad ulatuda sadade või mõne tuhande kilomeetrini ning kihtide langemine tiibadele on tavaliselt mõni meeter 1 km kohta. Nendel struktuuridel on kaks määratlust.
Definitsioon: sünekliis - geoloogiline struktuur, mille kihtide langemine on suunatud perifeeriast keskmesse. Antekliis - geoloogiline struktuur, mille kihtide langemine on suunatud tsentrist perifeeriasse.
Definitsioon: sünekliis - geoloogiline struktuur, mille südamikus tekivad nooremad ladestused ja piki servi
Riis. 6.4. Platvormi struktuuriskeem. 1 - volditud vundament; 2 - platvormi kate; 3 viga (ajalooline geoloogia, 1985)
- iidsem. Anteclise on geoloogiline struktuur, mille südamikus on vanemad maardlad ja servades - nooremad.
Definitsioon: läbipaine - piklik (piklik) geoloogiline keha, millel on ristlõikes nõgus kuju.
Näide: Ida-Euroopa platvormi Venemaa plaadil paistavad silma antekliinid(Valgevene, Voronež, Volga-Uural jne), sünekliinid(Moskva, Kaspia jm) ja künad (Uljanovsk-Saratov, Pridnestrovsko-Must meri jne).
Seal on kaane alumiste horisontide struktuur - av-lacogen.
Definitsioon: aulacogene on kitsas piklik süvend, mis ulatub läbi platvormi. Aulakogeenid paiknevad ülemise ehitusjärgu (ümbrise) alumises osas ning võivad olla kuni sadu kilomeetreid pikad ja kümneid kilomeetreid laiad. Aulakogeenid moodustuvad horisontaalse pikenemise tingimustes. Neisse kogunevad paksud setete kihid, mis on voltitavad ja on koostiselt lähedased miogeosünkliinide moodustistele. Sektsiooni alumises osas on basaltid.
Näide: Pachelma (Ryazan-Saratov) aulakogeen, Dnepri-Donetski aulakogeen Vene plaadist.
Platvormi arendamise ajalugu. Arenguloos võib eristada kolme etappi. Esimene- geosünklinaalne, millel toimub alumise (esimese) konstruktsioonielemendi (vundamendi) moodustumine. Teiseks- aulakogeenne, mis sõltuvalt kliimast akumuleerub
punase värvusega, halli värvusega või kivisütt sisaldavad setted aulakogeenides. Kolmandaks- plaat, millel toimub suurel alal settimine ja moodustub ülemine (teine) struktuurne põrand (plaat).
Sademete kogunemise protsess toimub reeglina tsükliliselt. Esimesena koguneb transgressiivne merendus terrigeensed moodustamine, siis karbonaat moodustamine (transgressiooni maksimum, tabel 6.1). Kuivas kliimas regressiooni ajal a soolane punaseõieline teke ja niiskes kliimas - paralüütiline kivisütt kandvad moodustamine. Sademed tekivad settimistsükli lõpus kontinentaalne koosseisud. Igal ajal võib etapp katkeda lõksu moodustumise tõttu.
Tabel 6.1. Plaadi akumuleerumise järjestus
moodustised ja nende omadused.
Tabeli lõpp 6.1.
Sest mobiilsed rihmad (volditud alad) iseloomulik:
nende kontuuride lineaarsus;
kogunenud lademete tohutu paksus (kuni 15-25 km);
järjepidevus nende lademete koostis ja paksus mööda streiki volditud ala ja järsud muutused selle venitusel;
omapäraste olemasolu koosseisud- kivimite kompleksid, mis tekkisid nende piirkondade teatud arenguetappidel ( kiltkivi, flysch, spilito-keratofüüriline, melass ja muud koosseisud)
intensiivne effusiivne ja pealetükkiv magmatism (eriti iseloomulikud on suured graniidist batoliidi intrusioonid);
tugev piirkondlik metamorfism;
7) tugev voltimine, vigade rohkus, sh
tõukejõud, mis näitavad kompressiooni domineerimist. Volditud piirkonnad (vööd) tekivad geosünklinaalsete piirkondade (vööde) kohas.
Definitsioon: geosünkliin(joonis 6.5) - maakoore liikuv ala, kuhu alguses kogunesid paksud setted ja vulkanogeensed kihid, seejärel purustati need keerulisteks voldikuteks, millega kaasnes rikete teke, sissetungide sisseviimine ja moonde. Geosünkliini väljatöötamisel on kaks etappi.
Esimene aste(õigesti geosünklinaalne) mida iseloomustab vajumise ülekaal. Suur vihmasadu geosünkliinis on maakoore venimise tulemus ja tema paindumine. AT esimese esimene pooletapid liivased-argised ja savised setted tavaliselt kuhjuvad (moonde tulemusena moodustuvad seejärel mustad kõrvitsad kildad, mis vabanevad kiltkivi teke) ja lubjakivid. Vajumisega võivad kaasneda rebendid, mida mööda mafiline magma tõuseb ja purskab veealustes tingimustes. Pärast moonde tekkivad kivimid koos kaasnevate subvulkaaniliste moodustistega annavad lõhenenud-keratofüüriline moodustamine. Sellega samal ajal tekivad tavaliselt ränikivimid ja jaspised.
ookeaniline
Riis. 6.5. Geosünkroniseerimise struktuuri skeem
sulamine skemaatiliselt läbi Sunda kaare Indoneesias (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991). Sümbolid: 1 - setted ja settekivimid; 2 - vulkaan-
nic tõud; 3 - keldrikorruse konti-metamorfsed kivimid
Määratud koosseisud koguneda samal ajal, aga erinevates valdkondades. Kogunemine spilito-keratophyric moodustised tekivad tavaliselt geosünkliini sisemuses – in eugeosünkliinid. Sest eugeo-sünkliinid iseloomulikud on paksude, tavaliselt aluseliste vulkaaniliste järjestuste teke ning gabro, diabaaside ja ülialuseliste kivimite sissetung. Geosünkliini ääreosas, piki selle piiri platvormiga, on tavaliselt miogeosünkliinid. Siin kogunevad peamiselt terrigeensed ja karbonaatsed kihid; vulkaanilised kivimid puuduvad, intrusioonid pole tüüpilised.
Esimese etapi esimesel poolel suurem osa geosünkliinist on meri märkimisväärsegasügavused. Selle tõestuseks on setete peenteralisus ja faunaleide (peamiselt nekton ja plankton) haruldus.
To esimese etapi keskel erineva vajumiskiiruse tõttu geosünkliini erinevates osades tekivad lõigud suhteline tõus(intrageoantic-linali) ja suhteline vajumine(intrageosünkliin-kas). Sel ajal võivad tekkida väikesed plagiograniidi sissetungid.
sisse esimese etapi teine pool sisemiste tõusude ilmnemise tagajärjel muutub meri geosünkliinis madalamaks. nüüd see saarestik eraldatud väinadega. Madala tõttu liigub meri külgnevatel platvormidel. Lubjakivid kogunevad geosünkliinis, paksus liivasavijas rütmiliselt ehitatud kihtides, moodustades flysch eest -216
matsioon; toimub keskmise koostisega laavade väljavalamine, komponeerimine porfüüriline moodustamine.
To esimese etapi lõpp intrageosünkliinid kaovad, intrageoantikliinid ühinevad üheks tsentraalseks tõusuks. See on tavaline inversioon; see sobib voltimise põhifaas geosünkliinis. Voltimisega kaasneb tavaliselt suurte sünorogeensete (samaaegselt voltimisega) graniidist sissetungimine. Toimub kivimite purustamine voltideks, mida sageli raskendavad ümbertõuged. Kõik see põhjustab piirkondlikku metamorfismi. Intrageosünkliinide kohas, synclinoria- sünklinaalset tüüpi keerulised struktuurid ja intrageoantikliinide asemel - antiklinooria. Geosünkliin "sulgub", muutudes volditud alaks.
Geosünkliini ülesehituses ja arengus on väga oluline roll sügavad vead - pikaealised rebendid, mis lõikavad läbi kogu maakoore ja lähevad ülemisse vahevöösse. Sügavad rikked määravad geosünkliinide kontuurid, nende magmatismi, geosünkliini jagunemise struktuurseteks-faatsilisteks tsoonideks, mis erinevad setete koostise, paksuse, magmatismi ja struktuuride olemuse poolest. Mõnikord eristatakse sisemisi geosünkliine keskmised massiivid, piiratud sügavate vigadega. Need on iidsema voltimise plokid, mis koosnevad aluse kividest, millele geosünkliin pandi. Sette koostise ja paksuse poolest on mediaanmassiivid platvormide lähedal, kuid neid eristab tugev magmatism ja kivimite voltumine, peamiselt piki massiiviservi.
Geosünkliini arendamise teine etapp helistas orogeenne ja seda iseloomustab tõusude ülekaal. Sedimentatsioon toimub piiratud aladel piki tsentraalse tõusu perifeeria - sisse servade läbipainded, mis tekivad piki geosünkliini ja platvormi piiri ning kattuvad osaliselt platvormiga, samuti mägedevahelistes lohkudes, mis mõnikord moodustuvad kesktõusu sees. Sademete allikaks on pidevalt tõusva keskkõrgenduse hävimine. Esimesel poolajalteine etapp sellel tõusul on ilmselt künklik reljeef; selle hävimisel kogunevad merelised, mõnikord laguunilised setted, moodustuvad madalam melass moodustamine. Olenevalt kliimatingimustest võib see nii olla kivisütt kandev halvav või soolalahus paks. Samal ajal toimub tavaliselt suurte graniidist intrusioonide - batoliitide - sissetung.
Etapi teises pooles tsentraalse tõusu tõusukiirus suureneb järsult, millega kaasnevad selle lõhenemised ja üksikute sektsioonide kokkuvarisemine. Seda nähtust seletatakse sellega, et voltimise, moonde ja sissetungide tõttu muutub volditud ala (pole enam geosünkliin!) jäigaks ja reageerib jätkuvale tõusule lõhedega. Meri lahkub sellelt territooriumilt. Kesktõusu, mis tol ajal oli mägine riik, hävimise tulemusena kuhjuvad mandri jämedad klastikihid, moodustades ülemine melass moodustamine. Tõusuharja lõhenemisega kaasneb maapealne vulkanism; tavaliselt on need felsic laavad, mis koos
subvulkaanilised moodustised annavad porfüür moodustamine. Sellega on seotud lõhe aluselised ja väikesed happelised sissetungid. Seega suureneb geosünkliini arengu tulemusena mandrilise maakoore paksus.
Teise etapi lõpuks variseb geosünkliini kohas tekkinud volditud mägine ala, territoorium tasandub järk-järgult ja muutub platvormiks. Geosünkliin muutub setete kogunemisalast hävimisalaks, liikuvalt territooriumilt passiivseks jäigaks tasandatud territooriumiks. Seetõttu on liikumisulatus platvormil väike. Tavaliselt katab meri, isegi madal, siin suuri alasid. Sellel alal ei toimu enam nii tugevat vajumist kui varem, seetõttu on sademete paksus palju väiksem (keskmiselt 2-3 km). Vajumine katkeb korduvalt, mistõttu esineb sagedasi settimise katkestusi; siis võivad tekkida ilmastikutingimused. Puudub ka jõuline tõus, millega kaasneb voltimine. Seetõttu ei ole platvormil äsja moodustunud õhukesed, tavaliselt madalad setted moondunud ja asuvad horisontaalselt või veidi kaldu. Tardkivimid on haruldased ja neid esindavad tavaliselt basaltse laama maapealsed väljavalamised.
Lisaks geosünklinaalsele mudelile on olemas litosfääri laamatektoonika mudel.
Litosfääri laamtektoonika mudel
Laamtektoonika(Structural Geology and Plate Tectonics, 1991) on mudel, mis loodi Maa väliskesta deformatsioonide ja seismilisuse jaotumise vaadeldava mustri selgitamiseks. See põhineb ulatuslikel geofüüsikalistel andmetel, mis on saadud 1950. ja 1960. aastatel. Laamtektoonika teoreetilised alused põhinevad kahel eeldusel.
Maa välimine kest, nn litosfäär, asub otse kihil nimega ässtenosfäär, mis on vähem vastupidav kui litosfäär.
Litosfäär jaguneb hulgaks jäikadeks segmentideks ehk plaatideks (joonis 6.6), mis liiguvad üksteise suhtes pidevalt ja mille pindala on samuti pidevas muutumises. Suurem osa intensiivse energiavahetusega tektoonilistest protsessidest toimivad plaatide vahelistel piiridel.
Kuigi litosfääri paksust ei saa suure täpsusega mõõta, nõustuvad teadlased, et plaatide sees varieerub see ookeanide all 70–80 km kuni maksimumväärtuseni üle 200 km mõne mandriosa all, kusjuures keskmine väärtus on umbes 100 km. Litosfääri aluseks olev astenosfäär ulatub umbes 700 km sügavusele (sügavfookusega maavärinate allikate maksimaalne levimissügavus). Selle tugevus suureneb sügavusega ja mõned seismoloogid usuvad, et selle alumine piir on
üksikud read - teisendusvead (nihked); Mandri maakoore täpilised alad, kus toimub aktiivne purunemine (Struktuurigeoloogia ja plaattektoonika, 1991)
See asub 400 km sügavusel ja langeb kokku füüsikaliste parameetrite kerge muutusega.
Plaatide vahelised piirded jagunevad kolme tüüpi:
lahknev;
koonduv;
teisendus (nihketega piki streiki).
Laamide lahknevates piirides, mida esindavad peamiselt lõhed, tekib uus litosfääri moodustumine, mis viib ookeanipõhja laienemiseni (levikuni). Laamade koonduvatel piiridel vajub litosfäär astenosfääri, st neeldub. Transformatsiooni piiridel libisevad kaks litosfääri plaati üksteise suhtes ja litosfääri ainet neil ei teki ega hävine. .
Kõik litosfääri plaadid liiguvad üksteise suhtes pidevalt. Eeldatakse, et kõigi plaatide kogupindala jääb märkimisväärse aja jooksul muutumatuks. Plaatide servadest piisaval kaugusel on horisontaalsed deformatsioonid nende sees ebaolulised, mistõttu on võimalik plaate lugeda jäigaks. Kuna nihked mööda transformatsioonivigu toimuvad nende löögi ajal, peab plaatide liikumine olema paralleelne kaasaegsete transformatsioonirikketega. Kuna see kõik toimub kera pinnal, siis vastavalt Euleri teoreemile kirjeldab iga plaadi sektsioon Maa kerapinnal pöörlemisega samaväärset trajektoori. Iga plaadipaari suhtelise liikumise jaoks saate igal ajal määrata pöörlemistelje või -pooluse. Sellest poolusest eemaldudes (kuni nurgani
90°) levimiskiirused loomulikult suurenevad, kuid mis tahes antud plaadipaari nurkkiirus nende pöörlemispooluse ümber on konstantne. Samuti märgime, et geomeetriliselt on pöörlemispoolused ainulaadsed iga plaadipaari jaoks ega ole kuidagi seotud Maa kui planeedi pöörlemispoolusega.
Laamtektoonika on maakoores toimuvate protsesside tõhus mudel, kuna see ühtib hästi teadaolevate vaatlusandmetega, annab elegantse seletuse varem mitteseotud nähtustele ja avab võimalusi ennustamiseks.
Wilsoni tsükkel(Struktuurigeoloogia ja plaattektoonika, 1991). 1966. aastal avaldas Toronto ülikooli professor Wilson artikli, milles ta väitis, et mandrite triivimine ei toimunud mitte ainult pärast Pangea varajast mesosoikumilist lõhenemist, vaid ka Pangea-eelsel ajal. Ookeanide avanemise ja sulgumise tsüklit külgnevate mandri servade suhtes nimetatakse nüüd Wilsoni tsükkel.
Joonisel fig. 6.7 näitab skemaatiliselt Wilsoni tsükli põhikontseptsiooni litosfääriplaatide evolutsiooni ideede raames.
Riis. 6.7a tähistab Wilsoni tsükli algus– mandri lagunemise algstaadium ja plaadi akretsioonivaru teke. on teadaolevalt karm
Riis. 6.7. Ookeani arengu Wilsoni tsükli skeem litosfääri plaatide evolutsiooni raames (Struktuurigeoloogia ja laamtektoonika, 1991)
litosfäär katab astenosfääri nõrgema, osaliselt sulanud tsooni - nn madala kiirusega kihti (joonis 6.7, b) . Mandrite eraldumise jätkudes areneb välja lõheorg (joon. 6.7, 6) ja väike ookean (joon. 6.7, c). Need on Wilsoni tsükli varajase ookeani avanemise etapid.. Sobivad näited on Aafrika lõhe ja Punane meri. Eraldunud mandrite triivi jätkudes, millega kaasneb uue litosfääri sümmeetriline akretsioon plaatide servadele, kogunevad mandri erosiooni tõttu šelfi setted mandri piirile ookeaniga. täielikult moodustunud ookean(joon. 6.7, d) mille keskharja laama piiril ja arenenud mandrilava on nn. Atlandi tüüpi ookean.
Ookeaniliste kaevikute vaatluste, nende seoste seismilisusega ja kaevikute ümbruse ookeaniliste magnetiliste anomaaliate mustri rekonstrueerimise põhjal on teada, et ookeaniline litosfäär lahkab ja vajub mesosfääri. Joonisel fig. 6.7, d näidatud ookean plaadiga, millel on lihtsad litosfääri juurdekasvu ja neeldumispiirid, - see on ookeani sulgemise esialgne etapp sisse Wilsoni tsükkel. Litosfääri jagunemine mandriserva läheduses toob kaasa viimase muutumise Orogen Andide tüübiks neelavate plaatide piiril toimuvate tektooniliste ja vulkaaniliste protsesside tulemusena. Kui see jagunemine toimub märkimisväärsel kaugusel mandri servast ookeani suunas, siis moodustub Jaapani saarte tüüpi saarekaare. ookeani neelduminelitosfäär viib plaatide geomeetria muutumiseni ja lõpus
lõpeb kuni plaadi akretsioonipiiri täielik kadumine(Joon. 6.7, e). Selle aja jooksul võib vastaspoolne mandrilava laieneda, muutudes Atlandi tüüpi poolookeaniks. Kuna ookean kahaneb, kaasatakse lõpuks plaatide neeldumisrežiimi ja osaleb selle arengus vastupidine mandri piir Andide tüüpi akretsiooniline orogeen. See on kahe kontinendi kokkupõrke varajane staadium (kokkupõrkeid) . Järgmisel etapil mandri litosfääri ujuvuse tõttu plaadi neeldumine peatub. Litosfääriplaat tuleb maha allpool, kasvava Himaalaja tüüpi orogeeni all, ja tuleb viimane orogeenne staadiumWilsoni tsükkelküpse mägivööga, mis on äsja liitunud mandrite vaheline õmblus. antipood Andide tüüpi akretsiooniorogeen on Himaalaja tüüpi põrkeorogeen.
Maakoore suurimad struktuurielemendid on mandritel ja ookeanid, mida iseloomustavad erinevad struktuurid. Need struktuurielemendid eristuvad geoloogiliste ja geofüüsikaliste tunnuste poolest. Mitte kogu ookeanivete poolt hõivatud ruum ei ole üks ookeani tüüpi struktuur. Suurtel šelfialadel, näiteks Põhja-Jäämeres, on mandriline maakoor. Erinevused nende kahe peamise konstruktsioonielemendi vahel ei piirdu ainult maakoore tüübiga, vaid on jälgitavad sügavamal ülemises vahevöös, mis on mandrite alla ehitatud teisiti kui ookeanide all. Need erinevused hõlmavad kogu litosfääri, mis on allutatud tektonosfääri protsessidele, s.o. jälitatud umbes 750 km sügavusele.
Mandritel eristatakse kahte peamist maakoore struktuuri tüüpi: rahulik stabiilne - platvormid ja mobiilne - geosünkliinid. Need struktuurid on oma levikuala poolest üsna võrreldavad. Erinevus ilmneb kogunemise kiiruses ja paksuste muutumise gradiendi suuruses: platvorme iseloomustab sujuv järkjärguline paksuse muutus ning geosünkliinid - järsk ja kiire. Platvormidel on tard- ja sissetungivad kivimid haruldased, geosünkliinides on neid palju. Geosünkliinide all on setete Flysch-moodustised. Need on rütmiliselt mitmekihilised süvavee terrigeensed lademed, mis on tekkinud geosünklinaalse struktuuri kiire vajumise käigus. Arengu lõpus läbivad geosünklinaalsed piirkonnad voltimise ja muutuvad mägistruktuurideks. Tulevikus läbivad need mäestruktuurid hävimisetapi ja järkjärgulise ülemineku platvormmoodustistele, mille kivilademete alumine korrus on sügavalt nihkunud ja ülemise korruse kihid on õrnalt kastetud.
Seega on maakoore arengu geosünklinaalne staadium kõige varasem staadium, seejärel surevad geosünkliinid välja ja muudetakse orogeenseteks mägistruktuurideks ja seejärel platvormideks. Tsükkel lõpeb. Kõik need on maakoore ühe arenguprotsessi etapid.
Platvormid- mandrite põhistruktuurid, isomeetrilise kujuga, hõivavad keskalasid, mida iseloomustavad tasandatud reljeef ja rahulikud tektoonilised protsessid. Iidsete platvormide pindala mandritel läheneb 40% -le ja neid iseloomustavad nurkkontuurid laiendatud sirgjooneliste piiridega - marginaalsete õmbluste (sügavad murtud), mägisüsteemide ja lineaarselt piklike lohkude tagajärg. Volditud alad ja süsteemid surutakse kas üle platvormide või piirnevad nendega läbi esisügavuste, mida omakorda suruvad kokku volditud orogeenid (mäestikud). Muistsete platvormide piirid ristuvad järsult ebaühtlaselt nende sisestruktuuridega, mis näitab nende sekundaarset olemust Varajase proterosoikumi lõpus tekkinud Pangea superkontinendi lõhenemise tulemusena.
Näiteks Ida-Euroopa platvorm, mis on tuvastatud piirides Uuralitest Iirimaani; Kaukaasiast, Mustast merest, Alpidest kuni Euroopa põhjapiirideni.
Eristama iidsed ja noored platvormid.
iidsed platvormid tekkis eelkambriumi geosünklinaalse piirkonna kohas. Ida-Euroopa, Siberi, Aafrika, India, Austraalia, Brasiilia, Põhja-Ameerika jt platvormid moodustusid hilises arheis - varajases proterosoikumis, mida esindab eelkambriumi kristalne aluskord ja settekiht. Nende eripäraks on kahekorruseline hoone.
alumine korrus, või sihtasutus See koosneb kurrutatud, sügavalt moondunud kivimikihtidest, kurrutatud, graniidi intrusioonidest läbi lõigatud, laialdaselt arenenud gneissi ja graniitgneissi kuplitega - metamorfogeense voltimise spetsiifiline vorm (joon. 7.3). Platvormide vundamendid kujunesid pika aja jooksul arheaanis ja varaproterosoikumis ning läbisid seejärel väga tugeva erosiooni ja denudatsiooni, mille tulemusena paljandusid varem suurtes sügavustes esinenud kivimid.
Riis. 7.3. Platvormi peamine osa
1 - keldri kivid; settekatte kivimid: 2 - liivad, liivakivi, kruusakivid, konglomeraadid; 3 - savid ja karbonaadid; 4 - efusiivid; 5 - vead; 6 - võllid
Ülemine korrus platvormid esitati juhtum, või kattekiht, lamedalt lamades terava nurga ebaühtlusega mitte-metamorfseeruvate – mere-, mandri- ja vulkanogeensete – setete aluspõhjas. Mantli ja keldri vaheline pind peegeldab platvormide konstruktsiooni mittevastavust. Platvormi katte struktuur osutub keeruliseks ja paljudel platvormidel on selle tekke algfaasis grabeenid, grabenitaolised künad - aulakogeenid(avlos - vagu, kraav; geen - sündinud, s.o kraavi ääres sündinud). Aulakogeenid tekkisid kõige sagedamini hilisproterosoikumis (Riphean) ja moodustasid keldrikorruse laiendatud süsteeme. Mandri- ja harvemini mereliste lademete paksus aulakogeenides ulatub 5–7 km-ni ning sügavad rikked, mis piirasid aulakogeene, aitasid kaasa leeliselise, aluselise ja ülialuselise magmatismi, aga ka platvormispetsiifilise lõksu (mafilised kivimid) magmatismi avaldumisele. mandri basaltide, künnistega ja tammidega. Aluseline-ultraaluseline on väga oluline (kimberliit) teemante sisaldav moodustis plahvatustorude toodetes (Siberi platvorm, Lõuna-Aafrika Vabariik). See platvormi katte alumine struktuurne kiht, mis vastab aulakogeensele arenguastmele, asendatakse pideva platvormi setete kattega. Arengu algfaasis kippusid platvormid aeglaselt vajuma koos karbonaatsete terrigeensete kihtide kuhjumisega, hilisemas arengujärgus aga terrigeensete kivisütt sisaldavate kihtide kuhjumine. Platvormiarenduse hilises staadiumis tekkisid neis terrigeensete või karbonaatterrigeensete ladestustega täidetud sügavad lohud (Kaspia, Vilyui).
Moodustamisprotsessis olev platvormi kate läbis korduvalt struktuurilisi ümberkorraldusi, mis olid ajastatud geotektooniliste tsüklite piiridega kokku langema: Baikal, Kaledoonia, Hertsüünia, Alpid. Maksimaalset vajumist kogenud platvormilõigud külgnevad reeglina mobiilse ala või platvormiga piirneva süsteemiga, mis sel ajal aktiivselt arenes ( perikratooniline, need. kraatoni või platvormi serval).
Platvormide suurimate konstruktsioonielementide hulgas on kilbid ja plaadid.
Kilp on ripp platvormi kristalne keldri pind ( (settekate puudub)), millel oli tendents tõusta kogu platvormi arendusetapi jooksul. Kilbid on näiteks: Ukraina, Balti.
Pliit neid peetakse kas vajuma kalduva platvormi osaks või iseseisvaks nooreks arenevaks platvormiks (vene, sküüt, lääne-siber). Plaatide sees eristatakse väiksemaid konstruktsioonielemente. Need on sünekliisid (Moskva, Läänemere, Kaspia) - suured lamedad süvendid, mille alla vundament on painutatud, ja antekliisid (Valgevene, Voronež) - õrnad võlvid, millel on kõrgendatud vundament ja suhteliselt õhenenud kate.
Noored platvormid tekkisid kas Baikali, Kaledoonia või Hertsüünia aluspõhjale, eristuvad need katte suurema nihestuse, aluspõhjakivimite väiksema metamorfismi astme ja kattekonstruktsioonide olulise pärandumise poolest keldritarinditest. Nendel platvormidel on kolmetasandiline struktuur: geosünklinaalse kompleksi moondunud kivimite aluspõhja katab geosünklinaalse piirkonna denudatsiooniproduktide kiht ja nõrgalt moondunud settekivimite kompleks.
Rõngastruktuurid. Rõngasstruktuuride koht geoloogiliste ja tektooniliste protsesside mehhanismis pole veel täpselt kindlaks määratud. Suurimad planetaarsed rõngastruktuurid (morfostruktuurid) on Vaikse ookeani süvend, Antarktika, Austraalia jne. Selliste struktuuride tuvastamist võib pidada tingimuslikuks. Rõngastruktuuride põhjalikum uurimine võimaldas tuvastada paljudes neist spiraal-, keerisstruktuuride elemente.
Struktuure saab siiski eristada endogeenne, eksogeenne ja kosmogeenne genees.
Endogeensed ringstruktuurid moonde- ja magmaatiliste ning tektooniliste (kaared, servad, lohud, antekliisid, sünekliisid) päritolu läbimõõt on kilomeetriühikutest sadade ja tuhandete kilomeetriteni (joon. 7.4).
Riis. 7.4. Rõngasstruktuurid New Yorgist põhja pool
Suured rõngasstruktuurid on tingitud vahevöö sügavustes toimuvatest protsessidest. Väiksemad struktuurid on tingitud tardkivimite diapiirilistest protsessidest, mis tõusevad Maa pinnale ning murravad läbi ja tõstavad ülemise settekompleksi. Rõngasstruktuuri määravad nii vulkaanilised protsessid (vulkaanikoonused, vulkaanilised saared) kui ka plastiliste kivimite, näiteks soolade ja savide diapirismi protsessid, mille tihedus on väiksem kui põhikivimitel.
eksogeenne rõngasstruktuurid litosfääris tekivad murenemise, leostumise tagajärjel, need on karstilehtrid, rikked.
Kosmogeenne (meteoriit) rõngasstruktuurid on astrobleemid. Need struktuurid tulenevad meteoriidi kokkupõrgetest. Umbes 10-kilomeetrise läbimõõduga meteoriidid langevad Maale sagedusega kord 100 miljoni aasta jooksul, väiksemad palju sagedamini. Meteoriitrõngasstruktuuride läbimõõt võib olla kümnetest meetritest sadade meetrite ja kilomeetriteni. Näiteks: Balkhash-Ili (700 km); Jukotan (200 km), sügavus - üle 1 km: Arizona (1,2 km), sügavus üle 185 m; Lõuna-Aafrika Vabariik (335 km), umbes 10 km läbimõõduga asteroidilt.
Valgevene geoloogilises struktuuris võib märkida tektonomagmaatilist päritolu rõngasstruktuure (Orša lohk, Valgevene massiiv), Pripjati lohu diapiirilisi soolastruktuure, kimberliittorude tüüpi vulkaanilisi iidseid kanaleid (Žlobini sadulal, maa põhjaosa Valgevene massiiv), astrobleem Pleschenitsõ piirkonnas, mille läbimõõt on 150 meetrit.
Rõngasstruktuure iseloomustavad geofüüsikaliste väljade anomaaliad: seismilised, gravitatsioonilised, magnetilised.
Rift Väikeste kuni 150–200 km laiuste mandrite struktuure (joonis 7.5, 7.6) väljendavad laienenud litosfääri tõusud, mille võlvi raskendavad vajumised: Rein (300 km), Baikal (2500 km), Dnepri. Donetsk (4000 km), Ida-Aafrika (6000 km) jne.
Riis. 7.5. Pripjati mandrilõhe osa
Kontinentaalsed lõhesüsteemid koosnevad negatiivsete struktuuride ahelast (süvendid, lõhed), mille tekke- ja arenguaeg on vahemikus ja mida eraldavad litosfääri tõusud (sadulad). Mandrite riftstruktuurid võivad paikneda teiste ehitiste (antekliisid, kilbid), ristplatvormide vahel ja jätkuda teistel platvormidel. Mandri- ja ookeanilõhestruktuuride ehitus on sarnane, need on telje suhtes sümmeetrilise struktuuriga (joon. 7.5, 7.6), erinevus seisneb pikkuses, avanemisastmes ja mõningate eripärade olemasolus (transformatsiooni rikked, väljaulatuvad osad). -sillad linkide vahel).
Riis. 7.6. Mandrilõhesüsteemide profiililõiked
1-vundament; 2-kemogeen-biogeensed setted; 3- kemogeen-biogeenne-vulkanogeenne moodustumine; 4 - terrigeensed hoiused; 5, 6 - vead
Dnepri-Donetsi mandrilõhe struktuuri osa (link) on Pripjati süvend. Ülemiseks lüliks peetakse Podlasko-Bresti lohku, sellel võib olla geneetiline seos Lääne-Euroopa sarnaste struktuuridega. Ehitise alumised lülid on Dnepri-Donetski lohk, seejärel sarnased rajatised Karpinskaja ja Mangyshlakskaja ning edasi Kesk-Aasia ehitised (kogupikkus Varssavist Gissari ahelikuni). Kõik mandrite lõhestruktuuri lülid on piiratud listerikedega, neil on esinemisvanuse järgi hierarhiline alluvus ja süsivesinike lademete sisaldust lubav paks settekiht.
See on erinev ja leitakse maakoore koostise sõltuvus reljeefi iseloomust ja territooriumi sisestruktuurist. Geofüüsikaliste uuringute ja süvapuurimise tulemused võimaldasid tuvastada kaks peamist ja kaks üleminekutüüpi maakoort. Põhitüübid tähistavad selliseid maakoore globaalseid struktuurielemente nagu mandrid ja ookeanid. Need struktuurid on Maal suurepäraselt väljendunud ning neile on iseloomulik mandriline ja ookeaniline maakoor.
Mandriline maakoor on arenenud mandrite all ja, nagu juba mainitud, on erineva paksusega. Mandriosadele vastavate platvormide piires on see 35-40 km, noortes mägirajatistes - 55-70 km. Andide all on kehtestatud maakoore maksimaalne paksus - 70-75 km. Mandrilises maakoores eristatakse kahte kihti: ülemine on setteline ja alumine koondunud maakoor. Konsolideeritud maakoores on kaks erineva kiirusega kihti: ülemine graniit-metamorfne kiht, mis koosneb graniitidest ja gneissidest, ja alumine granuliit-mafiline kiht, mis koosneb tugevalt moondunud gabro-tüüpi põhikivimitest ehk ultraaluselistest tardkivimitest. Graniit-metamorfset kihti on uuritud ülisügavate kaevude südamike abil; granuliit-basiit - geofüüsikaliste andmete ja süvendustööde tulemuste järgi, mis teeb selle olemasolu siiski oletuslikuks.
Ülemise kihi alumises osas leidub nõrgenenud kivimite vöönd, mis koostise ja seismiliste omaduste poolest sellest vähe erineb. Tekkimise põhjuseks on kivimite metamorfism ja nende lagunemine põhiseadusliku vee kadumise tõttu. On tõenäoline, et granuliit-mafilise kihi kivimid on kõik samad, kuid veelgi tugevamalt moondunud.
Ookeaniline maakoor on iseloomulik. See erineb kontinentaalsest paksuse ja koostise poolest. Selle paksus jääb vahemikku 5–12 km, keskmiselt 6–7 km. Ookeanilises maakoores eristatakse ülalt alla kolme kihti: ülemine kuni 1 km paksune lahtiste mereliste settekivimite kiht; keskmine, mida esindavad basaltide, karbonaatsete ja ränikivimite segunemine, paksus 1-3 km; alumine, mis koosneb gabro tüüpi põhikivimitest, mis on sageli moondunud amfiboliitideks ja ülibaasilisteks amfiboliitideks, paksusega 3,5-5 km. Esimesed kaks kihti olid puuritud, kolmandat iseloomustas süvendusmaterjal.
Subokeaaniline maakoor on arenenud ääre- ja sisemere (Tšernoe jt) sügavate basseinide all ning seda leidub ka mõnes maismaa sügavas süvendis (Kaspia mere keskosa). Subokeaanilise maakoore paksus on 10-25 km ja seda suurendab peamiselt settekiht, mis asub otse ookeanilise maakoore alumisel kihil.
Subkontinentaalne maakoor on iseloomulik kaaredele (Aleuut, Kuriilid, Lõuna-Antillid jt) ja mandrite servadele. Struktuurilt on see mandrilise maakoore lähedal, kuid selle paksus on väiksem - 20-30 km. Subkontinentaalse maakoore tunnuseks on ebaselge piir konsolideerunud kivimite kihtide vahel.
Seega jagavad erinevad maakoore tüübid maakera selgelt ookeanilisteks ja mandrilisteks plokkideks. Mandrite kõrget asendit seletatakse võimsama ja vähemtiheda maakoorega ning ookeanipõhja uppunud asendit õhema, kuid tihedama ja raskema maakoorega. Shelfi ala on mandrilise maakoore all ja see on mandrite veealune ots.
Korteksi struktuurielemendid. Lisaks jagunemisele sellisteks planeetide struktuurielementideks nagu ookeanid ja mandrid, paljastab maakoor (ja) piirkonnad (tektooniliselt aktiivsed) ja aseismilised (rahulikud). Rahulikud on mandrite sisemised piirkonnad ja ookeanide säng – mandri- ja ookeaniplatvormid. Platvormide vahel on kitsad seismilised tsoonid, mida iseloomustavad tektoonilised liikumised. Need tsoonid vastavad ookeani keskservadele ja saarekaarte või äärealade mäeahelike ja ookeani äärealade süvamere kaevikute ristmike kohtadele.
Ookeanides eristatakse järgmisi struktuurielemente:
- ookeani keskahelikud – liikuvad vööd aksiaalsete lõhedega nagu grabens;
- ookeaniplatvormid on sügavate basseinide rahulikud alad, mida raskendavad tõusud.
Mandritel on peamised struktuurielemendid:
- mägistruktuurid (orogeenid), mis sarnaselt ookeani keskahelikele võivad näidata tektoonilist aktiivsust;
- Platvormid on enamasti tektooniliselt rahulikud suured territooriumid paksu settekivimikattega.
Mäestruktuure eraldavad ja ääristavad madalad alad - mägedevahelised lohud ja lohud, mis on täidetud mäeharjade hävimisproduktidega. Näiteks Suur-Kaukaasia piirneb Lääne-Kubani, Ida-Kubani ja Terek-Kaspisky eelsüvedega ning Väikesest eraldavad seda Rionskaja ja Kura mägedevahelised nõgud.
Kuid mitte kõik iidsed mäestruktuurid ei osalenud korduvas mäeehituses. Enamik neist vajus pärast tasandamist aeglaselt alla, ujutati mere poolt üle ja mere paksus kihistus mäeahelike säilmetele. Nii tekkisid platvormid. Platvormide geoloogilises ehituses on alati kaks struktuur-tektoonilist tasandit: alumine, mis koosneb kunagiste mägede moondunud jäänustest, mis on vundamendiks, ja ülemine, mida esindavad settekivimid.
Eelkambriumi keldriga platvorme peetakse iidseks, paleosoikumi ja varamesosoikumi keldriga platvorme aga noorteks. Noored platvormid asuvad iidsete vahel või ääristavad neid. Näiteks muistsete Ida-Euroopa ja Siberi platvormide vahel on noor ning Ida-Euroopa platvormi lõuna- ja kaguserval algavad noored Sküüdi ja Turani platvormid. Platvormides on suured antikliinilise ja sünklinaalse profiiliga struktuurid, mida nimetatakse antekliinideks ja sünekliinideks.
Seega on platvormid iidsed paljastunud orogeenid, mida hilisemad (noored) orogeensed liikumised ei mõjuta.
Erinevalt rahulikest platvormipiirkondadest on Maal tektooniliselt aktiivsed geosünklinaalsed piirkonnad. Geosünklinaalset protsessi võib võrrelda hiiglasliku sügava pada tööga, kus ülialuselisest ning põhi- ja litosfäärimaterjalist “keedetakse” uus kerge mandrikoor, mis pinnale kerkib mandreid äärealadel () ja keevitab need kokku. mandritevahelised (Vahemere) geosünkliinid. See protsess lõpeb volditud mägistruktuuride moodustumisega, mille kaarekujulises osas saavad nad pikka aega töötada. Aja jooksul mägede kasv peatub, vulkanism hääbub, maakoor siseneb uude arengutsüklisse: algab mäestruktuuri joondumine.
Seega, seal, kus praegu asuvad mäeahelikud, olid varem geosünkliinid. Suuri antikliinse ja sünklinaalse profiili struktuure geosünklinaalsetes piirkondades nimetatakse antiklinooriaks ja sünklinooriaks.