Tout d'abord, il est nécessaire de comprendre le concept même de "structure tectonique". Les structures tectoniques désignent des zones de la croûte terrestre dont la structure, la composition et les conditions de formation sont différentes, dont le principal facteur déterminant dans le développement est les mouvements tectoniques ainsi que le magmatisme et le métamorphisme.

La structure tectonique principale, bien sûr, peut être appelée la croûte terrestre elle-même avec ses caractéristiques structurelles et de composition. Comme mentionné ci-dessus, la croûte terrestre est hétérogène sur le globe, elle est divisée en 4 types, dont deux principaux - continental et océanique. En conséquence, les prochaines structures tectoniques de rang seront les continents et les océans, dont la différence caractéristique réside dans les caractéristiques structurelles de la croûte qui les compose. Les structures qui composent les continents et les océans seront de rang inférieur. Les plus importants d'entre eux sont les plates-formes, les ceintures géosynclinales mobiles et les zones frontalières des anciennes plates-formes et des ceintures plissées.

La croûte terrestre (et la lithosphère) révèle des régions sismiques (tectoniquement actives) et asismiques (calmes). Les régions intérieures des continents et le fond océanique - plates-formes continentales et océaniques - sont calmes. Des zones sismiques étroites sont situées entre les plates-formes, qui sont marquées par le volcanisme, les tremblements de terre et les mouvements tectoniques. Ces zones correspondent aux dorsales médio-océaniques et aux jonctions d'arcs insulaires ou de chaînes de montagnes marginales et de fosses sous-marines à la périphérie de l'océan.

Les éléments structurels suivants se distinguent dans les océans :

Les dorsales médio-océaniques sont des ceintures mobiles avec des rifts axiaux de type graben ;

Les plates-formes océaniques sont des zones calmes de bassins abyssaux avec des soulèvements compliqués.

Sur les continents, les principaux éléments constitutifs sont :

Ceintures géosynclinales

Les structures montagneuses (orogènes), qui, comme les dorsales médio-océaniques, peuvent montrer une activité tectonique ;

Les plates-formes sont généralement de vastes territoires calmes tectoniquement avec une épaisse couverture de roches sédimentaires.

Un trait caractéristique de la structure de type graben étroit

les creux continentaux (rifts) sont une vitesse de propagation relativement faible des vibrations élastiques dans le manteau supérieur : 7,6 ? 7,8 km/s. Ceci est attribué à la fusion partielle du matériau du manteau sous les failles, qui à son tour indique un upwelling de masses chaudes du manteau supérieur à la base de la croûte (upwelling asthénosphérique). L'attention est attirée sur l'amincissement de la croûte terrestre dans les zones de rift jusqu'à 30 35 km, et la diminution d'épaisseur est principalement due à la couche de "granit". Ainsi, selon VB Sollogub et AV Chekunov, l'épaisseur de la croûte du bouclier ukrainien atteint 60 km, la part de la couche de « granit » est de 25 ? 30km. Le creux en forme de graben Dniepr-Donets à proximité, qui est identifié à un rift, a une croûte terrestre d'une épaisseur ne dépassant pas 35 km, dont 10 ? 15 km est la couche de "granit". Une telle structure crustale existe malgré le fait que le bouclier ukrainien a connu un soulèvement prolongé et une érosion intense, et le rift Dniepr-Donets - affaissement stable, à partir du Riphean.

Les ceintures géosynclinales sont des zones linéairement allongées de la croûte terrestre dans lesquelles des processus tectoniques se manifestent activement. En règle générale, les premières étapes de la naissance de la ceinture s'accompagnent d'un affaissement de la croûte et de l'accumulation de roches sédimentaires. La dernière étape orogénique proprement dite est le soulèvement de la croûte, accompagné de volcanisme et de magmatisme. Au sein des ceintures géosynclinales, on distingue des anticlinoria, des synclinoria, des massifs médians, des dépressions intermontagnardes remplies de matériel détritique provenant des montagnes de molasse. La mélasse est riche en minéraux, dont les caustobilites. Les ceintures géosynclinales encadrent et séparent les anciennes plates-formes. Les plus grandes ceintures sont : Pacifique, Oural-Okhotsk, Méditerranée, Atlantique Nord, Arctique. Actuellement, l'activité a été préservée dans les ceintures du Pacifique et de la Méditerranée.

Les plis montagneux des continents (orogènes) sont caractérisés par

par "gonflement" de l'épaisseur crustale. Dans leurs limites, d'une part, on observe un soulèvement du relief, d'autre part, un approfondissement de la surface M, c'est-à-dire l'existence des racines des montagnes. Par la suite, il a été prouvé que ce concept est valable pour les zones de repliement des montagnes dans leur ensemble, mais à l'intérieur de celles-ci, des racines et des anti-racines sont observées.

Une caractéristique des orogènes est également la présence dans la croûte inférieure -

le manteau supérieur des zones de diminution des vitesses de vibrations élastiques (inférieures à 8 km/s). En termes de paramètres, ces zones sont similaires aux corps du manteau chauffé dans les parties axiales des failles. Des vitesses de manteau normales dans les orogènes sont observées à des profondeurs de 50 60 km ou plus. Une autre caractéristique de la structure de la croûte orogène est une augmentation de l'épaisseur de la couche supérieure à un taux de 5,8 ? 6,3 km/s. Il est composé d'un complexe métamorphique qui a subi une inversion. Dans certains cas, des couches de vitesses réduites se retrouvent dans sa composition. Ainsi, dans les Alpes, deux couches de vitesses réduites ont été mises en évidence, se produisant à des profondeurs de 10 20 km et 25 ? 50km. Les vitesses des ondes longitudinales dans leurs limites sont respectivement égales : 5,5 ? 5,8 km/s et 6 km/s.

Des vitesses aussi faibles (surtout près de la couche supérieure) suggèrent l'existence d'une phase liquide dans la croûte solide des Alpes. Ainsi, l'ensemble des données géophysiques indique

épaississement généralisé de la croûte sous les structures montagneuses continentales, l'existence d'une hétérogénéité latérale en leur sein, la présence d'orogènes dans la croûte - des corps spéciaux avec des vitesses d'ondes sismiques intermédiaires entre la croûte et le manteau.

La plate-forme est une grande structure géologique avec une stabilité et une stabilité tectoniques. Par âge, ils sont divisés en anciens (origine archéenne et protérozoïque) et jeunes, établis au Phanérozoïque. Les anciennes plates-formes sont divisées en deux groupes : nord (lavrasia) et sud (Gondwana). Le groupe du nord comprend : nord-américain, russe (ou est-européen), sibérien, sino-coréen. Le groupe sud comprend les plates-formes afro-arabes, sud-américaines, australiennes, hindoustan, antarctiques. Les anciennes plates-formes occupent de vastes étendues de terres (environ 40 %). Les jeunes constituent une zone beaucoup plus réduite des continents (5%) ; ils se situent soit entre les anciens (Sibérie occidentale), soit le long de leur périphérie (Australie orientale, Europe centrale).

Les plates-formes anciennes et jeunes ont une structure à deux couches : un socle cristallin composé de roches profondément métamorphisées (gneiss, schistes cristallins) avec un grand nombre de structures granitiques, et une couverture sédimentaire composée de sédiments océaniques et terrigènes, ainsi que d'organo- roches volcanogènes. La partie des anciennes plates-formes qui est recouverte d'un couvercle s'appelle une dalle. Ces zones sont généralement caractérisées par une tendance générale à l'affaissement et à l'affaissement de la fondation. Les zones de plates-formes non couvertes par une couverture sédimentaire sont appelées boucliers et sont caractérisées par une direction de soulèvement. Les corniches de plate-forme plus petites, souvent recouvertes par la mer, sont appelées massifs. Les jeunes plates-formes diffèrent des anciennes non seulement par leur âge. Leur socle est moins métamorphisé, il contient moins d'intrusions granitiques, il serait donc plus juste de l'appeler plissé. En raison de leur âge, le sous-sol et la couverture ne sont pas suffisamment différenciés dans les plates-formes jeunes ; il est donc assez difficile de définir une frontière claire entre eux, contrairement aux plates-formes anciennes. De plus, les jeunes plates-formes sont complètement recouvertes d'une couverture sédimentaire, les boucliers dans leur structure sont extrêmement rares, ils sont donc généralement appelés simplement plaques. Il a été noté que les plaques sont plus courantes sur les plates-formes de la rangée nord, tandis que les boucliers sont plus courants sur les plates-formes de la rangée sud.

A l'intérieur des plaques on distingue : les syneclises, les antéclises, les aulacogènes. Les syneclises sont de grandes dépressions douces du sous-sol, les antéclises, à leur tour, sont des soulèvements importants et doux du sous-sol. Dans les zones de syneclises, l'épaisseur de la couverture sédimentaire est augmentée, tandis que les sommets des antéclises peuvent faire saillie à la surface sous forme de massifs. Les aulacogènes sont des gouttières linéaires de plusieurs centaines de kilomètres de long et de dizaines de kilomètres de large, limitées par des failles. Sur les pentes des antéclises et des syneclises, se trouvent des structures tectoniques de rang inférieur : placanticline (plis à très faible pente), flexure et dômes.

Dans les zones frontalières, on distingue des filons marginaux, des creux marginaux, des ceintures volcaniques marginales. Les coutures de bord sont des lignes de faille le long desquelles les boucliers et les ceintures pliées sont connectés. Les avant-fonds sont confinés aux limites des ceintures et plates-formes mobiles. Les ceintures volcaniques marginales sont situées le long des périphéries des plates-formes dans les endroits où le volcanisme se produit. Ils sont composés principalement de granite-gneiss et de roches volcaniques.

En plus d'eux, des structures tectoniques supplémentaires ont été récemment identifiées : à travers des ceintures qui séparent les stratifications plissées de roches, des ceintures de rift similaires aux aulacogènes, mais ayant une plus grande étendue et ne contenant pas de roches froissées en plis dans leur composition, des failles profondes.

Cette. il existe une grande variété de structures tectoniques, de par leur échelle, réparties en différents rangs : de planétaire (croûte terrestre) à locale (boucliers, massifs). En plus de l'échelle, les structures tectoniques diffèrent également par la forme (soulevée, courbée) et par le complexe de processus tectoniques qui y règnent (soulèvement, subsidence, volcanisme).

roche en croûte terrestre

La croûte terrestre au sens scientifique du terme est la partie géologique la plus élevée et la plus dure de la coquille de notre planète.

La recherche scientifique permet de l'étudier en profondeur. Ceci est facilité par le forage répété de puits à la fois sur les continents et au fond des océans. La structure de la terre et de la croûte terrestre dans différentes parties de la planète diffèrent à la fois par leur composition et par leurs caractéristiques. La limite supérieure de la croûte terrestre est le relief visible et la limite inférieure est la zone de séparation des deux milieux, également connue sous le nom de surface de Mohorovicic. On l'appelle souvent simplement la « limite M ». Il a reçu ce nom grâce au sismologue croate Mohorovici A. Pendant de nombreuses années, il a observé la vitesse des mouvements sismiques en fonction du niveau de profondeur. En 1909, il établit l'existence d'une différence entre la croûte terrestre et le manteau chauffé au rouge de la Terre. La limite M se situe au niveau où la vitesse de l'onde sismique augmente de 7,4 à 8,0 km/s.

La composition chimique de la Terre

En étudiant les coquilles de notre planète, les scientifiques ont tiré des conclusions intéressantes et même surprenantes. Les caractéristiques de la structure de la croûte terrestre la rendent similaire aux mêmes zones sur Mars et Vénus. Plus de 90 % de ses éléments constitutifs sont représentés par l'oxygène, le silicium, le fer, l'aluminium, le calcium, le potassium, le magnésium, le sodium. En se combinant les uns aux autres dans diverses combinaisons, ils forment des corps physiques homogènes - des minéraux. Ils peuvent entrer dans la composition des roches à différentes concentrations. La structure de la croûte terrestre est très hétérogène. Ainsi, les roches sous forme généralisée sont des agrégats de composition chimique plus ou moins constante. Ce sont des corps géologiques indépendants. Ils sont compris comme une zone clairement délimitée de la croûte terrestre, qui a la même origine et le même âge dans ses limites.

Roches par groupes

1. Magmatique. Le nom parle de lui-même. Ils proviennent du magma refroidi s'écoulant des bouches d'anciens volcans. La structure de ces roches dépend directement de la vitesse de solidification de la lave. Plus il est gros, plus les cristaux de la substance sont petits. Le granit, par exemple, s'est formé dans l'épaisseur de la croûte terrestre, et le basalte est apparu à la suite de l'effusion progressive de magma à sa surface. La variété de ces races est assez grande. Compte tenu de la structure de la croûte terrestre, on constate qu'elle est constituée à 60% de minéraux magmatiques.

2. Sédimentaire. Ce sont des roches qui sont le résultat du dépôt progressif de fragments de certains minéraux sur les terres et les fonds océaniques. Il peut s'agir de composants meubles (sable, galets), cimentés (grès), de restes de micro-organismes (charbon, calcaire), de produits de réactions chimiques (sel de potassium). Ils constituent 75 % de l'ensemble de la croûte terrestre sur les continents.
Selon la méthode physiologique de formation, les roches sédimentaires sont divisées en:

Détritique. Ce sont les restes de diverses roches. Ils ont été détruits sous l'influence de facteurs naturels (tremblement de terre, typhon, tsunami). Ceux-ci incluent le sable, les cailloux, le gravier, la pierre concassée, l'argile.
Chimique. Ils se forment progressivement à partir de solutions aqueuses de certaines substances minérales (sel).
Organique ou biogénique. Constitué de restes d'animaux ou de plantes. Ce sont les schistes bitumineux, le gaz, le pétrole, le charbon, le calcaire, les phosphorites, la craie.

3. Roches métamorphiques. D'autres composants peuvent être convertis en eux. Cela se produit sous l'influence de changements de température, de haute pression, de solutions ou de gaz. Par exemple, le marbre peut être obtenu à partir de calcaire, le gneiss à partir de granit et le quartzite à partir de sable.

Les minéraux et les roches, que l'humanité utilise activement dans sa vie, sont appelés minéraux. Que sont-ils?

Ce sont des formations minérales naturelles qui affectent la structure de la terre et de la croûte terrestre. Ils peuvent être utilisés dans l'agriculture et l'industrie à la fois naturellement et après avoir été transformés.

Types de minéraux utiles. Leur classement

Sur la base de la condition physique et de l'agrégation, les minéraux peuvent être classés :

Solide (minerai, marbre, charbon).
Liquide (eau minérale, huile).
Gazeux (méthane).

Caractéristiques de certains types de minéraux

En termes de composition et d'application, on les distingue :

Combustible (charbon, pétrole, gaz).
Minerai. Ils comprennent des métaux radioactifs (radium, uranium) et nobles (argent, or, platine). Il existe des minerais ferreux (fer, manganèse, chrome) et des métaux non ferreux (cuivre, étain, zinc, aluminium).
Les minéraux non métalliques jouent un rôle essentiel dans un concept tel que la structure de la croûte terrestre. Leur géographie est vaste. Ce sont des roches non métalliques et non combustibles. Ce sont des matériaux de construction (sable, gravier, argile) et des produits chimiques (soufre, phosphates, sels de potassium). Une section distincte est consacrée aux pierres précieuses et ornementales.

La répartition des minéraux sur notre planète dépend directement de facteurs externes et de modèles géologiques.

Ainsi, les minéraux combustibles sont principalement extraits des bassins pétroliers, gaziers et houillers. Ils sont d'origine sédimentaire et se forment sur les couvertures sédimentaires des plates-formes. Le pétrole et le charbon coexistent rarement.

Les minéraux du minerai correspondent le plus souvent au socle, aux rebords et aux régions pliées des plaques de plate-forme. Dans de tels endroits, ils peuvent créer d'énormes ceintures de longueur.

Coeur

La coquille de la terre est connue pour être multicouche. Le noyau est situé au centre même et son rayon est d'environ 3 500 km. Sa température est beaucoup plus élevée que celle du Soleil et est d'environ 10 000 K. Des données précises sur la composition chimique du noyau n'ont pas été obtenues, mais il est vraisemblablement composé de nickel et de fer.

Le noyau externe est fondu et encore plus puissant que le noyau interne. Ce dernier subit une énorme pression. Les substances qui le composent sont à l'état solide permanent.

Manteau

La géosphère de la Terre entoure le noyau et représente environ 83 pour cent de l'ensemble de la coquille de notre planète. La limite inférieure du manteau est située à une profondeur énorme de près de 3000 km. Cette coquille est classiquement divisée en une partie supérieure moins plastique et dense (c'est à partir d'elle que se forme le magma) et en une partie inférieure cristalline dont la largeur est de 2000 kilomètres.

Composition et structure de la croûte terrestre

Afin de parler des éléments qui font partie de la lithosphère, vous devez donner quelques concepts.

La croûte terrestre est la coquille la plus externe de la lithosphère. Sa densité est la moitié de la densité moyenne de la planète.

La croûte est séparée du manteau par la frontière M, qui a déjà été mentionnée ci-dessus. Étant donné que les processus se produisant dans les deux zones s'influencent mutuellement, leur symbiose est généralement appelée la lithosphère. Cela signifie "coquille de pierre". Sa capacité varie de 50 à 200 kilomètres.

Au-dessous de la lithosphère se trouve l'asthénosphère, qui a une consistance moins dense et visqueuse. Sa température est d'environ 1200 degrés. Une caractéristique unique de l'asthénosphère est sa capacité à briser ses limites et à pénétrer dans la lithosphère. Elle est à l'origine du volcanisme. Voici des foyers de magma en fusion, qui pénètrent dans la croûte terrestre et se déversent à la surface. En étudiant ces processus, les scientifiques ont pu faire de nombreuses découvertes étonnantes. C'est ainsi qu'a été étudiée la structure de la croûte terrestre. La lithosphère s'est formée il y a plusieurs milliers d'années, mais même maintenant, des processus actifs s'y déroulent.

Éléments structurels de la croûte terrestre

Comparée au manteau et au noyau, la lithosphère est une couche dure, mince et très fragile. Il est composé d'une combinaison de substances, dans laquelle plus de 90 éléments chimiques ont été trouvés à ce jour. Ils ne sont pas uniformément répartis. Sept constituants représentent 98 pour cent de la masse de la croûte terrestre. Ce sont l'oxygène, le fer, le calcium, l'aluminium, le potassium, le sodium et le magnésium. Les roches et minéraux les plus anciens ont plus de 4,5 milliards d'années.

En étudiant la structure interne de la croûte terrestre, divers minéraux peuvent être distingués.
Le minéral est une substance relativement homogène que l'on peut trouver à la fois à l'intérieur et à la surface de la lithosphère. Ce sont le quartz, le gypse, le talc, etc. Les roches sont composées d'un ou plusieurs minéraux.

Les processus qui forment la croûte terrestre

La structure de la croûte océanique

Cette partie de la lithosphère est principalement constituée de roches basaltiques. La structure de la croûte océanique n'a pas été étudiée aussi complètement que celle continentale. La théorie de la tectonique des plaques explique que la croûte océanique est relativement jeune, et les sections les plus récentes peuvent être datées du Jurassique supérieur.
Son épaisseur ne change pratiquement pas avec le temps, car elle est déterminée par la quantité de fonte libérée du manteau dans la zone des dorsales médio-océaniques. Elle est fortement influencée par la profondeur des couches sédimentaires au fond de l'océan. Dans les zones les plus volumineuses, elle varie de 5 à 10 kilomètres. Ce type de coquille terrestre appartient à la lithosphère océanique.

croûte continentale

La lithosphère interagit avec l'atmosphère, l'hydrosphère et la biosphère. En cours de synthèse, ils forment la coquille la plus complexe et la plus réactive de la Terre. C'est dans la tectonosphère que se produisent des processus qui modifient la composition et la structure de ces coquilles.
La lithosphère à la surface de la Terre n'est pas uniforme. Il a plusieurs couches.

Sédimentaire. Il est principalement formé de roches. Les argiles et les schistes prédominent ici, et les roches carbonatées, volcaniques et sableuses sont également répandues. Les ressources minérales telles que le gaz, le pétrole et le charbon peuvent être trouvées dans les couches sédimentaires. Tous sont d'origine biologique.
Couche de granit. Il se compose de roches ignées et métamorphiques, dont la nature est la plus proche du granit. Cette couche ne se trouve pas partout, elle est plus prononcée sur les continents. Ici, sa profondeur peut atteindre des dizaines de kilomètres.
La couche basaltique est formée de roches proches du minéral du même nom. Il est plus dense que le granit.

Profondeur et changement de température de la croûte terrestre

La couche superficielle est réchauffée par la chaleur du soleil. Il s'agit d'une coque héliométrique. Il subit des fluctuations saisonnières de la température. L'épaisseur moyenne de la couche est d'environ 30 m.

En dessous se trouve une couche encore plus fine et plus fragile. Sa température est constante et approximativement égale à la température moyenne annuelle caractéristique de cette zone de la planète. Selon le climat continental, la profondeur de cette couche augmente.
Encore plus profondément dans la croûte terrestre se trouve un autre niveau. Il s'agit d'une couche géothermique. La structure de la croûte terrestre assure sa présence et sa température est déterminée par la chaleur interne de la Terre et augmente avec la profondeur.

L'augmentation de la température est due à la désintégration des substances radioactives qui font partie des roches. Il s'agit principalement du radium et de l'uranium.

Gradient géométrique - la quantité d'augmentation de température en fonction du degré d'augmentation de la profondeur des couches. Ce paramètre dépend de divers facteurs. La structure et les types de croûte terrestre l'affectent, ainsi que la composition des roches, le niveau et les conditions de leur apparition.

La chaleur de la croûte terrestre est une source d'énergie importante. Son étude est très pertinente aujourd'hui.

Structures crustales et lithosphères

Lorsque l'on considère les déformations des roches, qui sont une conséquence (résultat) des mouvements de la croûte terrestre et de la lithosphère, il est clair que la Terre est en développement continu. Les mouvements anciens et d'autres processus géologiques qui leur sont associés ont formé une certaine structure de la croûte terrestre, c'est-à-dire structures géologiques ou tectoniques de la croûte terrestre. Les mouvements modernes et en partie récents continuent de modifier les structures anciennes, créent des structures modernes, qui se superposent souvent aux "anciennes" structures.

Le terme tectonique du latin signifie « construction ». Le terme « tectonique » est compris, d'une part, « la structure de toute partie de la croûte terrestre, déterminée par l'ensemble des perturbations tectoniques et l'histoire de leur développement », et d'autre part, « la doctrine de la structure de la croûte terrestre, les structures géologiques et les lois de leur emplacement et de leur développement ... Dans ce dernier cas, un synonyme du terme géotectonique. »

V.P. Gavrilov donne le concept le plus optimal : "Les structures géologiques sont des zones de la croûte terrestre ou de la tohosphère, qui diffèrent des zones voisines par certaines combinaisons de composition (nom et genèse), âge, conditions (formes) d'occurrence et paramètres géophysiques des roches les composer." Sur la base de cette définition, une structure géologique peut être appelée couche rocheuse, faille et structures plus grandes de la croûte terrestre, constituées d'un système de structures élémentaires, c'est-à-dire. il est possible de distinguer des structures géologiques de différents niveaux ou rangs : global, régional, local et local. En pratique, les géomètres réalisant la cartographie géologique identifient les structures locales et locales.

Les structures les plus grandes et les plus globales de la croûte terrestre sont les continents ou les zones de type continental de la croûte terrestre et les dépressions océaniques, ou les zones de type océanique de la croûte terrestre, ainsi que les zones de leur jonction, qui sont souvent caractérisées par mouvements modernes actifs qui modifient et compliquent les structures anciennes (Fig. 38, 39). Les bâtisseurs développent d'abord des tronçons de continents. Tous les continents sont basés sur l'ancienne ( pré-Riféen ) plates-formes qui sont entourées ou traversées par l'exploitation minière - ceintures et zones pliées.

Les plates-formes sont appelées gros blocs de la croûte terrestre avec une structure à deux niveaux (étages). Le niveau structural inférieur, composé de complexes disloqués de roches sédimentaires, ignées et métamorphiques, est appelé un socle plissé (cristallin) (socle, socle), qui a été formé par les mouvements de dislocation les plus anciens.

L'étage supérieur est composé de roches sédimentaires déposées presque horizontalement d'une épaisseur considérable - une couverture sédimentaire (plate-forme). Il s'est formé en raison de mouvements verticaux plus jeunes - l'affaissement et le soulèvement de blocs individuels du sous-sol, qui ont été inondés à plusieurs reprises par la mer, à cause desquels ils se sont avérés être recouverts de couches alternées de dépôts sédimentaires marins et continentaux.

Pendant longtemps lors de la formation de la couverture, les blocs de la croûte terrestre à l'intérieur des plates-formes ont été caractérisés par une faible sismicité et l'absence ou la rare manifestation de volcanisme ; par conséquent, de par la nature du régime tectonique, ils appartiennent à des structures rigides et inactives de la croûte continentale. En raison de la couverture presque horizontale puissante, les plates-formes se caractérisent par des reliefs nivelés et des mouvements verticaux modernes lents. Les plates-formes anciennes et jeunes se distinguent en fonction de l'âge du sous-sol plié.

Plates-formes anciennes ( cratons) ont un socle précambrien, selon certains auteurs même pré-Riphéen, recouvert de roches sédimentaires (dépôts) des systèmes protérozoïque supérieur (Riphéen), paléozoïque, mésozoïque et cénozoïque.

Pendant plus d'1 milliard d'années, les blocs des anciennes plates-formes étaient stables et relativement inactifs, avec une prédominance de mouvements verticaux. Des plates-formes anciennes (Europe de l'Est, Sibérie, Sino-Coréenne, Chine du Sud, Tarim, Hindoustan, Australienne, Africaine, Amérique du Nord et du Sud, Brésil de l'Est et Antarctique) sous-tendent tous les continents (Fig. 40). Les principales structures des anciennes plates-formes sont des boucliers et des dalles. Les boucliers sont positifs (relativement élevés), en règle générale, de plan isométrique, les sections de plates-formes dans lesquelles le socle pré-riphéen émerge à la surface et la couverture sédimentaire est pratiquement absente ou a une épaisseur négligeable. Au sous-sol, il y a des blocs de dômes de granit et de gneiss de l'Archéen inférieur (mer Blanche), des zones plissées de ceintures de roches vertes de l'Archéen supérieur et du Protérozoïque inférieur (Carélien) à partir de roches volcaniques métamorphisées et altérées par des roches vertes de composition basique et de roches sédimentaires, incl. quartzites ferrugineux.

Une grande surface de fondations est recouverte d'une couverture sédimentaire et s'appelle une dalle. . Les dalles, en comparaison avec les boucliers, représentent les sections abaissées de la plate-forme. En fonction de la profondeur du socle et, par conséquent, de l'épaisseur de la couverture sédimentaire, on distingue des antéclises et des syneclises, des creux péricratoniques et des aulacogènes, et d'autres éléments structuraux plus petits.

Anteclises - zones de dalles, dans lesquelles la profondeur de la fondation ne dépasse pas 1 ... 2 km, et dans certaines zones, la fondation peut sortir à la surface de la terre. La mince couverture sédimentaire présente une courbure de surface anticlinale (Antéclise de Voronezh).

Les syneclises sont de grandes structures isométriques ou légèrement allongées à pente douce à l'intérieur de plaques, délimitées par des boucliers adjacents, des antéclises, etc. La profondeur du socle et, par conséquent, l'épaisseur des roches sédimentaires est supérieure à 3 ... 5 km. Les ailes ont une courbure synclinale des surfaces (Moscou, Tunguska). Les pentes des antéclises et des synéclises sont généralement composées de remparts (soulèvements doux) et de flexions (courbures de plis reflétant des failles profondes - flexion Zhigulevskaya).

La plus grande profondeur d'occurrence (jusqu'à 10 ... 12 km) du socle est observée dans les aulacogènes . Les aulacogènes sont relativement longs (jusqu'à plusieurs centaines de kilomètres) et étroits, délimités par des failles et remplis d'épaisses couches de roches non seulement sédimentaires, mais volcaniques (basaltes), ce qui les rend de structure similaire aux structures de type rift. De nombreux aulacogènes renaissaient en syneclises. Parmi les structures plus petites sur les dalles, il y a des déflexions et des dépressions, des arcs et des remparts et des dômes de sel.

Les jeunes plates-formes ont un âge archéen-protérozoïque-paléozoïque ou même paléozoïque-mésozoïque des roches du socle et, par conséquent, un âge encore plus jeune des roches de couverture - méso-cénozoïque. L'exemple le plus frappant de jeune plate-forme est la plaque de Sibérie occidentale, dont la couverture sédimentaire est riche en gisements de pétrole et de gaz. Contrairement aux anciennes, les jeunes plates-formes n'ont pas de boucliers, mais sont entourées de ceintures et de zones montagneuses.

Des ceintures pliées comblent les vides entre les anciennes plates-formes ou les séparent des creux océaniques. Dans leurs limites, des roches d'origines diverses sont intensément broyées en plis, pénétrées par un grand nombre de failles et de corps intrusifs, ce qui indique leur formation dans des conditions de compression et de poussée des plaques lithosphériques. Les plus grandes ceintures de plis comprennent l'Oural-Mongol (Okhotsk), l'Atlantique Nord, l'Arctique, le Pacifique (souvent subdivisé en Pacifique Est et Ouest) et la Méditerranée. Ils sont tous apparus à la fin du Protérozoïque. Les trois premières ceintures ont achevé leur développement à la fin du Paléozoïque, c'est-à-dire ils existent sous forme de ceintures repliées depuis plus de 250... 260 millions d'années. Pendant ce temps, dans leurs limites, ce n'est pas la dislocation horizontale, mais verticale, des mouvements relativement lents qui prévalent. Les deux dernières ceintures, le Pacifique et la Méditerranée, poursuivent leur développement, exprimé dans la manifestation de tremblements de terre et de volcanisme.

Dans les ceintures de plis, on distingue des zones de plis qui se sont formées à la place de zones nettement différenciées et mobiles du passé géologique, c'est-à-dire. où il y avait probablement à la fois des processus de propagation et de subduction ou d'autres mouvements tectoniques caractéristiques des zones modernes. Les régions plissées se distinguent les unes des autres par l'époque de formation de leurs structures constitutives et par l'âge des roches, qui sont fripées en plis, pénétrées de failles et d'intrusions. Sur les cartes d'étude de la structure de la croûte terrestre, les zones suivantes sont généralement distinguées : le pli du Baïkal, formé à la fin du Protérozoïque ; Calédonien - au début du Paléozoïque ; Hercynien ou Variscien - à la frontière du Carbonifère et du Permien; Cimmérien ou Laramien - à la fin du Jurassique et du Crétacé ; alpin - à la fin du Paléogène, Cénozoïque - au milieu du Miocène. Des sections séparées de ceintures mobiles, dans lesquelles se poursuit la formation des principales structures plissées (zones sismofocales de séismes à foyer profond), sont considérées par de nombreux scientifiques comme des régions géosynclinales modernes. . Ainsi, les concepts de limites géosynclinales et vergers, en particulier la zone Wadati-Zavaritsky-Benioff, sont utilisés pour les mêmes structures (zones) de la croûte terrestre. Seul le concept de géosynclinal est utilisé, en règle générale, pour les anciennes régions et ceintures plissées par les partisans de la théorie géosynclinale (fixisme), selon laquelle les mouvements verticaux ont joué un rôle de premier plan dans la formation des régions plissées. Le second concept est utilisé par les tenants de la théorie du mouvement des plaques lithosphériques (mobilisme) pour les frontières convergentes, sur lesquelles prévalent des mouvements horizontaux sous compression, conduisant à la formation de failles, de plis et, par conséquent, au soulèvement de la croûte, c'est-à-dire zones de développement modernes de pliage.

Le géosynclinal est le nom des zones mobiles les plus actives de la croûte terrestre. Ils sont situés entre les plates-formes et représentent, pour ainsi dire, leurs articulations mobiles. Les géosynclinaux sont caractérisés par des mouvements tectoniques de différentes tailles, des tremblements de terre, du volcanisme et des plissements. Dans la zone des géosynclinaux, il y a une accumulation intensive de couches épaisses de roches sédimentaires. Environ 72 % de la masse totale des roches sédimentaires y sont confinées, et seulement 28 % sur les plates-formes. Le développement du géosynclinal se termine par la formation de plissements, c'est-à-dire des zones avec un écrasement intense des roches en plis, des dislocations rompues actives et, par conséquent, des mouvements tectoniques verticaux ascendants. Ce processus est appelé orogenèse (construction de montagne) et conduit à la dissection du relief. C'est ainsi que surgissent les chaînes de montagnes et les dépressions intermontagneuses - les pays montagneux.

Anticlinoria, synclinoria, foredeeps et autres structures plus petites se distinguent dans les zones plissées par les montagnes. Une caractéristique distinctive de la structure des anticlinoria est que dans leurs noyaux (parties axiales) se trouvent les roches ignées les plus anciennes ou intrusives (enracinées), qui sont remplacées par des roches "plus jeunes" à la périphérie des structures. Les parties axiales des synclinoria sont composées de roches "plus jeunes". Par exemple, dans les noyaux de l'anticlinoria de la région hercynienne pliée par les montagnes de l'Oural (paléozoïque), des roches métamorphiques archéennes-protérozoïques ou des roches intrusives sont exposées. En particulier, les noyaux de l'anticlinorium de l'Oural oriental sont composés de granitoïdes, c'est pourquoi on l'appelle parfois l'anticlinorium des intrusions granitiques. Dans les synclinoria de cette région, en règle générale, les roches sédimentaires-volcanogènes du Dévonien-Carbonifère sont métamorphisées à des degrés divers; dans la déviation de bord - couches épaisses du "plus jeune" Paléozoïque - Permien, roches. À la fin du Paléozoïque (il y a environ 250 ... 260 millions d'années), lorsque la zone de pli de montagne de l'Oural s'est formée, de hautes crêtes existaient à la place de l'anticlinoria, et à la place de la synclinoria et de l'avant-fond, il y avait des dépressions-creux . Dans les montagnes, où les roches sont exposées à la surface de la terre, des processus exogènes sont activés : altération, dénudation et érosion. Les cours d'eau ont coupé et découpé la région ascendante en crêtes et en vallées. Une nouvelle étape géologique commence - l'étape de la plate-forme.

Ainsi, les éléments structurels de la croûte terrestre - structures géologiques, de différents niveaux (rangs) ont un certain développement et des caractéristiques structurelles, exprimés dans une combinaison de diverses roches, conditions (formes) de leur apparition, âge, et affectent également la forme de la surface de la terre - le relief. À cet égard, les ingénieurs civils, lors de la préparation de divers matériaux de conception et lors de la construction, de l'exploitation de structures, en particulier de routes, de pipelines et d'autres autoroutes, doivent tenir compte des particularités du mouvement et de la structure de la croûte terrestre et de la lithosphère.

Mouvements tectoniques de la croûte terrestre

Le fait que la surface de la Terre ne soit jamais au repos était déjà connu des anciens Grecs et des habitants de la péninsule scandinave. Ils ont deviné que la Terre montait et descendait. La preuve en était les anciennes colonies côtières, qui se sont retrouvées en quelques siècles loin de la mer. La raison en est les mouvements tectoniques qui se situent dans les profondeurs de la Terre.

Définition 1

Mouvements tectoniques- ce sont des mouvements mécaniques au sein de la croûte terrestre, à la suite desquels celle-ci modifie sa structure.

Les types de mouvements tectoniques ont été identifiés pour la première fois en 1758 $. M.V. Lomonossov... Dans son travail " À propos des couches de la terre« (1763$) il les définit.

Remarque 1

À la suite de mouvements tectoniques, la surface de la terre se déforme - sa forme change, la présence de roches est perturbée, des processus de formation de montagnes se produisent, des tremblements de terre, du volcanisme et une formation de minerai en profondeur se produisent. La nature et l'intensité de la destruction de la surface terrestre, la sédimentation, la répartition des terres et des mers dépendent également de ces mouvements.

La répartition des transgressions et régressions océaniques, l'épaisseur totale des dépôts sédimentaires et la répartition de leurs faciès, et les matériaux clastiques emportés dans la dépression sont des indicateurs des mouvements tectoniques du passé géologique. Ils ont une certaine périodicité, exprimée en changements de signe et (ou) de vitesse au cours du temps.

Les mouvements tectoniques de vitesse peuvent être rapides et lents (séculaires), s'écoulant constamment. Les tremblements de terre, par exemple, sont classés comme des mouvements tectoniques rapides. Il y a un impact à court terme mais significatif sur les structures tectoniques. Les mouvements lents sont insignifiants en force, mais avec le temps, ils s'étendent sur plusieurs millions d'années.

Les types de mouvements tectoniques sont considérés selon les signes :

Sens du mouvement ;
L'intensité de l'impact ;
La profondeur et l'échelle de leur manifestation ;
Temps de manifestation.

Les mouvements tectoniques de la croûte terrestre peuvent être verticaux et horizontaux.

Structures tectoniques de la croûte terrestre

Définition 2

Structures tectoniques- Ce sont de vastes zones de la croûte terrestre, limitées par des failles profondes, différant par leur structure, leur composition et leurs conditions de formation.

Les structures tectoniques les plus importantes sont les plates-formes et les ceintures géosynclinales.

Définition 3

Plateformes Sont des zones stables et stables de la croûte terrestre.

Par âge, les plates-formes peuvent être anciennes et jeunes, appelées plaques. Les anciens occupent environ 40 $ \% $ de terres, et la superficie des jeunes plates-formes est beaucoup plus petite. La structure des deux plates-formes est à deux couches - le socle cristallin et la couverture sédimentaire.

Les spécialistes au sein des dalles distinguent :

Les syneclises sont de grandes dépressions du sous-sol douces;
Les antéclis sont des soulèvements de sous-sol larges et doux ;
Les aulacogènes sont des creux linéaires limités par des failles.

Définition 4

Ceintures géosynclinales- sont des zones allongées de la croûte terrestre avec des processus tectoniques activement manifestés.

Au sein de ces ceintures, il y a :

L'anticlinorium est un complexe complexe de plis de la croûte terrestre;
Le synclinorium est une forme complexe de dislocations plissées des couches de la croûte terrestre.

En plus des ceintures et plates-formes géosynclinales, il existe d'autres structures tectoniques - à travers des ceintures, des ceintures de failles, des failles profondes.

Types de mouvements tectoniques

La géologie moderne distingue deux principaux types de mouvements tectoniques - épiirogénique (oscillatoire) et orogénique (plié).

Épirogénique ou les soulèvements séculaires lents et l'affaissement de la croûte terrestre ne modifient pas la stratification primaire des strates. Ils sont oscillants et réversibles. Cela signifie que la montée peut être remplacée par la descente.

Le résultat de ces mouvements est :

Changer les limites de la terre et de la mer ;
Accumulation de sédiments dans la mer et destruction de la partie adjacente des terres.

Distinguez parmi eux les mouvements suivants :

Moderne à raison de 1 à 2 $ cm par an;
Néotectonique à raison de 1 $ cm par an à 1 $ mm par an;
Ancien mouvement vertical lent au rythme de 0,001 mm par an.

Mouvements orogéniques se produisent dans deux directions - horizontale et verticale. Lorsqu'elles se déplacent horizontalement, les roches sont écrasées en plis. Avec le mouvement vertical, la zone de pliage s'élève et des structures de montagne apparaissent.

Remarque 2

Mouvements horizontaux sont le principal, car il y a un déplacement de grandes zones de la croûte terrestre les unes par rapport aux autres. Les flux de chaleur de convection dans l'asthénosphère et le manteau supérieur sont pris en compte les facteurs ces mouvements, et la durée et la constance dans le temps - leurs caractéristiques... En raison des mouvements horizontaux, structures de premier ordre- continents, océans, failles planétaires. Aux formations deuxième ordre comprennent les plates-formes et les géosynclinaux.

Perturbations tectoniques

Les coulées de lave et les roches sédimentaires se produisent initialement dans des couches horizontales, mais de telles couches sont rares. Sur les parois des carrières et des hautes falaises, on constate que les couches sont le plus souvent inclinées ou fragmentées - ce sont des perturbations tectoniques... Ils sont pliés et éclatés. On distingue les plis anticlinaux et synclinaux.

Définition 5

Anticlinaux- ce sont des couches de roches, convexes vers le haut. Synclines- ce sont des couches de roches avec un renflement vers le bas.

En plus des failles plissées, il existe des ruptures tectoniques qui se forment lorsque de grandes fractures divisent la roche en blocs. Ces blocs se déplacent les uns par rapport aux autres le long des fissures et forment des structures fracturées. Ces violations se produisent lors de la compression ou de l'étirement intense des roches. Au cours du processus d'étirement des roches, des failles ou des poussées inverses se produisent et, à l'endroit de la rupture, la croûte terrestre se rétrécit. Les fractures peuvent former certaines structures, ou elles peuvent se produire seules. Des exemples de telles violations sont horsts et grabens.

Définition 6

Horst Est un bloc de roches surélevé entre deux failles. Graben Est un bloc de roches immergé entre deux failles.

Des fissures peuvent apparaître dans les couches continues de la croûte terrestre même sans blocs en mouvement, ce qui est le résultat d'éventuelles contraintes lors du mouvement de la croûte. Dans les roches où apparaissent des fissures, apparaissent des zones fragilisées susceptibles d'altération.

Les fissures peuvent être :

Fissures de retrait et de compactage - assèchement des roches ;
Fissures de refroidissement typiques des laves ignées ;
Fissures parallèles aux contacts de l'intrusion.

Ils indiquent que sur notre planète, il y a plusieurs centaines de millions d'années, des blocs rigides et inactifs - plates-formes et boucliers, et des ceintures de montagnes mobiles, souvent appelées géosynclinales, se sont formés. Ceux-ci incluent à la fois des mers immenses et charpentées et des mers entières. Au XXe siècle. ces idées scientifiques ont été complétées par de nouvelles données, parmi lesquelles, en premier lieu, il faut citer la découverte des dorsales médio-océaniques et des bassins océaniques.

Les zones les plus stables de la croûte terrestre sont les plates-formes. Leur superficie est de plusieurs milliers et même de millions de kilomètres carrés. Autrefois, ils étaient mobiles, mais au fil du temps, ils se sont transformés en réseaux rigides. Les plates-formes ont généralement deux étages. L'étage inférieur est construit à partir d'anciennes roches cristallines, l'étage supérieur à partir de roches plus jeunes. Les roches à l'étage inférieur sont appelées la fondation de la plate-forme. Les saillies d'une telle fondation peuvent être observées dans, sur, dans et. En raison de leur massivité et de leur rigidité, ces saillies sont appelées merde. Ce sont les sites les plus anciens : l'âge de beaucoup atteint 3 à 4 milliards d'années. Pendant ce temps, des changements irréversibles, recristallisation, compactage et autres métamorphoses se sont produits dans les roches.

Les étages supérieurs des plates-formes sont formés d'énormes couches de roches sédimentaires qui se sont accumulées sur des centaines de millions d'années. Dans ces strates, on observe des plis doux, des ruptures, des renflements et des dômes. Les traces de soulèvements et d'affaissements particulièrement importants sont des antéclises et des syneclises. dans sa forme, il ressemble à une colline géante d'une superficie de 60 à 100 000 km2. La hauteur d'une telle colline est petite - environ 300 à 500 m.

Les abords de l'antéclise descendent par degrés vers ceux qui les entourent (du grec syn - ensemble et enklisis - inclination). À la périphérie des syneclises et des antéclises, il y a souvent des puits et des dômes séparés - de petites formes tectoniques. Pour les plates-formes, tout d'abord, les oscillations rythmiques sont caractéristiques, ce qui a conduit à un changement séquentiel de hauts et de bas. Au cours de ces mouvements, des déflexions, de petits plis, des fissures tectoniques sont apparus.

La structure de la couverture sédimentaire sur les plates-formes est compliquée par des structures tectoniques dont l'apparition n'est pas facile à expliquer. Par exemple, sous la partie nord des fonds marins et sous la plaine caspienne, se trouve un immense bassin, fermé de tous côtés, avec une profondeur de plus de 22 km. Ce bassin fait 2 000 km de diamètre. Il est rempli d'argiles, de calcaires, de sel gemme et d'autres roches. Les 5 à 8 km supérieurs de précipitations sont attribués à l'âge paléozoïque. D'après les données géophysiques, au centre de cette dépression il n'y a pas de couche de granite-gneiss et la strate sédimentaire repose directement sur la couche de granulite-basalte. Une telle structure est plus typique des dépressions de type océanique de la croûte terrestre. Par conséquent, la dépression caspienne est considérée comme une relique des plus anciens océans précambriens.

Les ceintures orogéniques sont l'exact opposé des plates-formes - des ceintures de montagnes qui sont apparues sur le site des anciens géosynclinaux. Comme les plates-formes, elles appartiennent à des structures tectoniques en développement à long terme, mais la vitesse de déplacement de la croûte terrestre s'y est avérée beaucoup plus élevée et les forces de compression et d'extension ont créé de grandes chaînes de montagnes et des dépressions à la surface de La terre. Les contraintes tectoniques dans les ceintures orogéniques ont alternativement augmenté, puis fortement diminué, et il est donc possible de retracer les phases de croissance des structures de montagne, et les phases de leur destruction.

La compression latérale des blocs crustaux dans le passé a souvent conduit à la division des blocs en plaques tectoniques, dont chacune avait 5 à 10 km d'épaisseur. Les plaques tectoniques étaient déformées et souvent poussées les unes sur les autres. En conséquence, les roches anciennes ont été poussées sur les roches plus jeunes. Les grandes failles chevauchantes, mesurées en dizaines de kilomètres, sont appelées surplombs par les scientifiques. On en trouve surtout beaucoup dans, et, mais on trouve aussi des nappes sur des plates-formes, où le déplacement des plaques de la croûte terrestre a conduit à la formation de plis et de remparts, par exemple, dans les monts Zhiguli.

Le fond des mers et des océans est longtemps resté une zone mal explorée de la Terre. Seulement dans la première moitié du XXe siècle. des dorsales médio-océaniques ont été découvertes, qui ont ensuite été découvertes dans tous les océans de la planète. Ils avaient une structure et un âge différents. Les résultats des forages en eaux profondes ont également contribué à l'étude de la structure des dorsales médio-océaniques. Les zones axiales des dorsales médio-océaniques, ainsi que les dépressions du rift, sont déplacées de centaines et de milliers de kilomètres. Ces déplacements se produisent le plus souvent le long de grandes failles (appelées failles de transformation), qui se sont formées à différentes époques géologiques.