De største strukturelle elementene jordskorpen er kontinenter Og hav, preget av forskjellige strukturer av jordskorpen. Derfor disse strukturelle elementer må forstås i en geologisk, eller snarere til og med i en geofysisk forstand, siden det er mulig å bestemme type struktur av jordskorpen bare ved seismiske metoder. Av dette er det klart at ikke all plassen okkupert av havvann representerer en oseanisk struktur i geofysisk forstand, siden enorme sokkelområder, for eksempel i Polhavet, har kontinental skorpe. Forskjellene mellom disse to største strukturelle elementene er ikke begrenset til typen jordskorpe, men kan spores dypere inn i den øvre mantelen, som er bygget annerledes under kontinentene enn under havene, og disse forskjellene dekker hele litosfæren, og i noen steder tektonosfæren, dvs. kan spores til dybder på omtrent 700 km.
Innenfor havene og kontinentene skilles det ut mindre strukturelle elementer for det første, disse er stabile strukturer - plattformer, som kan være både i havene og på kontinentene. De er som regel preget av en jevn, rolig lettelse, som tilsvarer den samme posisjonen til overflaten på dybden, bare under kontinentale plattformer er den på dybder på 30-50 km, og under havene 5-8 km, siden havskorpen er mye tynnere enn den kontinentale skorpen.
I havene, som strukturelle elementer, er det mobilbelter i midten av havet, representert av midthavsrygger med riftsoner i sin aksiale del, krysset transformere feil og er for tiden soner sprer seg, de. utvidelse av havbunnen og oppbygging av nydannet havskorpe. Følgelig skilles i havene som strukturer, stabile plattformer (plater) og mobile midthavsbelter.
På kontinenter, som strukturelle elementer av høyeste rang, skilles stabile områder - plattformer Og epiplattform orogene belter, dannet i neogen-kvartær tid i stabile strukturelle elementer i jordskorpen etter en periode med plattformutvikling. Slike belter inkluderer moderne fjellstrukturer fra Tien Shan, Altai, Sayan, Vest- og Øst-Transbaikalia, Øst-Afrika, etc. I tillegg har mobile geosynklinale belter som gjennomgikk folding og orogenese i alpetiden, dvs. også i neogen-kvartær tid, utgjør epigeosynklinale orogene belter, som Alpene, Karpatene, Dinarides, Kaukasus, Kopetdag, Kamchatka, etc.
På territoriet til noen kontinenter, i overgangssonen mellom kontinent og hav (i geofysisk forstand), er det kontinentale marginer, i terminologien til V.E. Khaina, mobile geosynklinale belter, som representerer en kompleks kombinasjon av marginale hav, øybuer og dyphavsgraver. Dette er belter med høy moderne tektonisk aktivitet, kontrasterende bevegelser, seismisitet og vulkanisme. I den geologiske fortiden fungerte også interkontinentale geosynklinale belter, for eksempel Ural-Okhotsk-beltet, assosiert med det gamle paleo-asiatiske havbassenget, etc.
Lære om geosynkliner i 1973 feiret 100-årsjubileet siden den amerikanske geologen D. Dana introduserte dette konseptet i geologien, og enda tidligere, i 1857, formulerte amerikaneren J. Hall dette konseptet generelt, og viste at fjellfoldstrukturer oppsto på stedet for trau som tidligere var fylt med ulike marine avsetninger. På grunn av det faktum at den generelle formen til disse trauene var synklinal, og skalaen til trauene var veldig stor, ble de kalt geosynkliner.
I løpet av det siste århundret har læren om geosynkliner fått styrke, utviklet seg, blitt detaljert, og takket være innsatsen stor hær geologer forskjellige land formet til et sammenhengende konsept, som representerer en empirisk generalisering av en enorm mengde faktamateriale, men som led av en betydelig ulempe: det gjorde det ikke, som V.E. Khain, geodynamisk tolkning av de observerte spesifikke mønstrene for utvikling av individuelle geosynkliner. Konseptet er for øyeblikket i stand til å eliminere denne ulempen. litosfærisk platetektonikk, oppsto for bare 25 år siden, men ble raskt en ledende geotektonisk teori. Fra synspunktet til denne teorien oppstår geosynklinale belter ved grensene for interaksjon mellom forskjellige litosfæriske plater. La oss vurdere de viktigste strukturelle elementene i jordskorpen mer detaljert.
Gamle plattformer er stabile blokker av jordskorpen dannet i slutten av arkeisk eller tidlig proterozoikum. Deres kjennetegn- to-etasjers bygning. Første etasje eller fundament den er sammensatt av foldede, dypt metamorfoserte berglag, inntrengt av granittinntrengninger, med den utbredte utviklingen av gneis og granitt-gneis kupler eller ovaler - en spesifikk form for metamorfogen folding (fig. 16.1). Grunnlaget for plattformene ble dannet over lang tid i arkeisk og tidlig proterozoikum og gjennomgikk deretter meget sterk erosjon og denudering, som et resultat av at bergarter som tidligere lå på store dyp ble eksponert. Området med eldgamle plattformer på kontinentene nærmer seg 40%, og de er preget av kantete konturer med utvidede rettlinjede grenser - en konsekvens av marginale suturer (dype forkastninger). Brettede områder og systemer skyves enten inn på plattformer eller grenser dem gjennom forreste trau, som foldede orogener igjen skyves på. Grensene til de eldgamle plattformene skjærer skarpt ukonforme deres indre strukturer, noe som indikerer deres sekundære natur som et resultat av sammenbruddet av Pangea-1-superkontinentet, som oppsto på slutten av det tidlige proterozoikum.
Øverste plattformgulv presentert dekke, eller et deksel, forsiktig liggende med en skarp vinkeluoverensstemmelse på kjelleren av ikke-metamorfoserte sedimenter - marine, kontinentale og vulkanogene. Overflaten mellom deksel og kjeller reflekterer den viktigste strukturelle uoverensstemmelsen i plattformene. Strukturen til plattformsaken viser seg å være kompleks og på mange plattformer tidlige stadier dens formasjoner oppstår grabens, graben-lignende trau - aulacogener(fra gresk "avlos" - fure, grøft; "gen" - født, dvs. født av en grøft), som N.S. Shatsky. Aulacogener ble oftest dannet i sen proterozoikum (Riphean) og dannet utvidede systemer i kjellerkroppen. Tykkelsen av kontinentale og mindre vanlige marine sedimenter i aulacogener når 5-7 km, og dype forkastninger som avgrenset aulacogener bidro til manifestasjonen av alkalisk, grunnleggende og ultrabasisk magmatisme, samt plattformspesifikk fellemagmatisme med kontinentale tholeiittiske basalter, terskler og diker. Dette nedre strukturelle laget av plattformdekselet, som tilsvarer det aulakogene utviklingsstadiet, erstattes av et kontinuerlig dekke av plattformsedimenter, som oftest starter fra vendisk tid.
Blant de største strukturelle elementene til plattformer, skiller skjold og plater seg ut. Skjold - Dette er et fremspring på overflaten av plattformfundamentet, som gjennom hele plattformstadiet av utviklingen opplevde en tendens til å stige. Tallerken - del av plattformen dekket av et dekke av sedimenter og med en tendens til å synke. Innenfor hellene skilles det ut mindre konstruksjonselementer. For det første er dette synekliser - omfattende flate forsenkninger som fundamentet er bøyd under, og antecliser - milde hvelv med hevet fundament og relativt tynnet dekke.
Langs kantene på plattformene, der de grenser til foldebelter, kalles dype fordypninger perikratonisk(dvs. ved kanten av kratonen eller plattformen). Ofte er anteclises og syneclises komplisert av sekundære strukturer av mindre størrelser: hvelv, fordypninger, sjakter. Sistnevnte oppstår over soner med dype forkastninger, hvis vinger opplever flerretningsbevegelser og i plattformdekselet uttrykkes av smale utspring av gamle sedimenter av dekselet fra under yngre. Helningsvinklene til akselvingene overstiger ikke noen få grader. Ofte funnet bøyninger - bøying av lagene av dekselet uten å bryte deres kontinuitet og opprettholde parallelliteten til vingene, som oppstår over forkastningssoner i fundamentet under bevegelsen av blokkene. Alle plattformkonstruksjoner er veldig flate, og i de fleste tilfeller er det umulig å måle helningene til vingene direkte.
Sammensetningen av sedimentene til plattformdekselet er variert, men oftest dominerer sedimentære bergarter - marine og kontinentale, og danner konsistente lag og lag over et stort område. Karbonatformasjoner er svært karakteristiske, for eksempel hvitt kritt, organogene kalksteiner som er typiske for fuktige klimaer og dolomitter med sulfatsedimenter dannet i tørre klimaer. Kontinentale klastiske formasjoner er vidt utviklet, vanligvis begrenset til bunnen av store komplekser som tilsvarer visse stadier av utviklingen av plattformdekselet. De erstattes ofte av evaporitt- eller kullholdige paralic-formasjoner og terrigene - sandete med fosforitter, leiraktig-sandet, noen ganger spraglete. Karbonatformasjoner markerer vanligvis "zenit" av utviklingen av komplekset, og da kan man observere en endring i formasjoner i omvendt rekkefølge. Isdekkeavsetninger er typiske for mange plattformer.
Under dannelsesprosessen gjennomgikk plattformdekselet gjentatte ganger omstrukturering av sin strukturelle plan, tidsbestemt til å falle sammen med grensene for store geotektoniske sykluser: Baikal, Caledonian, Hercynian, Alpine etc. Seksjoner av plattformer som opplevde maksimal innsynkning, ligger som regel i tilknytning til det mobile området eller systemet som grenser til plattformen, som var i aktiv utvikling på det tidspunktet.
Plattformer er også preget av spesifikk magmatisme, som manifesterer seg i øyeblikkene av deres tektonomagmatiske aktivering. Mest typisk felledannelse, kombinere vulkanske produkter - lavaer og tuffer og intrusjoner sammensatt av tholeiittiske basalter av kontinental type med et noe økt innhold av kaliumoksid sammenlignet med de oseaniske, men fortsatt ikke over 1-1,5%. Volumet av felleformasjonsprodukter kan nå 1-2 millioner km 3, som for eksempel på den sibirske plattformen. Alkalisk-ultrabasisk er veldig viktig (kimberlitt) formasjon som inneholder diamanter i produktene fra eksplosjonsrør (sibirsk plattform, Sør-Afrika).
I tillegg til eldgamle plattformer kjennetegnes også unge, selv om de oftere kalles plater, dannet enten på den baikalske, kaledonske eller hercyniske kjelleren, preget av en større forskyvning av dekselet, en lavere grad av metamorfose av kjellerbergartene og en betydelig arv av strukturene til dekselet fra strukturene i kjelleren. Eksempler på slike plattformer (plater) er: epi-Baikal Timan-Pechora, epi-hercynisk skytisk, epi-paleozoisk vestsibirsk, etc.
Mobile geosynklinale belter er et ekstremt viktig strukturelt element i jordskorpen, vanligvis plassert i overgangssonen fra kontinentet til havet og i ferd med å utvikle en tykk kontinentalskorpe. Betydningen av utviklingen av en geosynklin er dannelsen av et trau i jordskorpen under forhold med tektonisk forlengelse. Denne prosessen er ledsaget av undervanns vulkanutbrudd og akkumulering av dyphavs terrigene og kiselholdige sedimenter. Da oppstår private løft, strukturen i trauet blir mer kompleks, og på grunn av erosjonen av løft sammensatt av grunnleggende vulkaner, dannes gråsandsteiner. Fordelingen av facies blir mer snodig, revstrukturer og karbonatlag vises, og vulkanismen er mer differensiert. Til slutt vokser oppløftene, en slags inversjon av trau oppstår, granittinntrengninger innføres og alle sedimenter knuses til folder. På stedet for geosynklinen dukker det opp en fjellheving, foran hvilken de forreste trauene vokser, fylte melasse. - grove klastiske produkter av ødeleggelse av fjell, og i sistnevnte utvikles terrestrisk vulkanisme, og leverer produkter med middels og sur sammensetning - andesitter, dacites, rhyolitter. Deretter eroderes den foldede fjellstrukturen, ettersom hevingshastigheten avtar, og orogenet blir til en peneplain slette. Dette er den generelle ideen om den geosynklinale utviklingssyklusen.
 |
| Ris. 16.2. Skjematisk snitt gjennom midthavsryggen (etter T. Juteau, med forenkling) |
Fremskritt i studiet av havene førte på 60-tallet av vårt århundre til etableringen av en ny global geotektonisk teori - litosfærisk platetektonikk, som gjorde det mulig å rekonstruere på et aktuelt grunnlag historien om utviklingen av mobile geosynklinale regioner og bevegelsen av kontinentalplater. Essensen av denne teorien er identifiseringen av store litosfæriske plater, hvis grenser er preget av moderne seismisitetsbelter, og interaksjonen mellom plater gjennom deres bevegelse og rotasjon. I havene skjer det en oppbygging og utvidelse av havskorpen gjennom dens nydannelse i riftsonene til midthavsryggene (fig. 16. 2). Siden jordas radius ikke endres nevneverdig, bør den nydannede skorpen absorberes og gå under kontinentalskorpen, d.v.s. det skjer subduksjon(stupe).
Disse områdene er preget av kraftig vulkansk aktivitet, seismisitet, tilstedeværelsen av øybuer, marginale hav og dyphavsgraver, slik som i den østlige periferien av Eurasia. Alle disse prosessene markerer aktiv kontinentalmargin, de. samhandlingssone mellom havskorpen og den kontinentale skorpen. Tvert imot, de delene av kontinentene som danner en enkelt litosfærisk plate med en del av havene, som for eksempel langs den vestlige og østlige utkanter Atlanterhavet kalles passiv kontinentalmargin og mangler alle de ovennevnte trekkene, men er preget av en tykk tykkelse av sedimentære bergarter over kontinentalskråningen (Fig. 16.3). Likheten mellom vulkanogene og sedimentære bergarter i de tidlige stadiene av utviklingen av geosynkliner, den såkalte ofiolittforening, med en del av oseanisk skorpe gjorde det mulig å anta at sistnevnte ble lagt ned på oseanisk skorpe og videre utvikling havbassenget førte først til dets utvidelse og deretter til dets stengning med dannelsen av vulkanske øybuer, dyphavsgraver og dannelsen av en tykk kontinental skorpe. Dette blir sett på som essensen av den geosynklinale prosessen.
Dermed, takket være nye tektoniske ideer, får læren om geosynkliner en slags "andre vind", som gjør det mulig å rekonstruere den geodynamiske settingen for deres evolusjon på grunnlag av aktualitetsmetoder. Basert på det som er sagt, under geosynklinalt belte,(marginalt eller interkontinentalt) forstås som et mobilt belte som er tusenvis av kilometer langt, dannet ved grensen til litosfæriske plater, preget av langsiktig manifestasjon av ulike vulkanisme, aktiv sedimentasjon og, i de siste stadiene av utviklingen, blir til en foldet fjellstruktur med en tykk kontinental skorpe. Et eksempel på slike globale belter er: interkontinentale - Ural-Okhotsk Paleozoic; Middelhavet alpint; Atlanterhavspaleozoikum; kontinentale marginer - Stillehavet Mesozoikum-Kenozoikum, etc. Geosynklinale belter er delt inn i geosynklinale områder - store deler av belter som er forskjellige i utviklingshistorie, struktur og er adskilt fra hverandre av dype tverrforkastninger, innsnevringer mv. I sin tur kan innenfor regionene identifiseres geosynklinale systemer, atskilt av stive blokker av jordskorpen - midtre massiver eller mikrokontinenter, strukturer som under innsynkningen av de omkringliggende områdene holdt seg stabile, relativt forhøyede, og som et tynt dekke samlet seg på. Som regel er disse massivene fragmenter av den primære eldgamle plattformen, som ble knust under dannelsen av et mobilt geosynklinalt belte.
På slutten av 30-tallet av vårt århundre delte G. Stille og M. Kay geosynkliner inn i ev- og miogeosynkliner. De kalte en eugeosyncline («komplett, ekte, geosyncline») en sone i det mobile beltet mer internt i havet, preget av spesielt kraftig vulkanisme, tidlig (eller initial) ubåt, grunnleggende sammensetning; tilstedeværelsen av ultramafiske påtrengende (etter deres mening) bergarter; intens folding og kraftig metamorfose. Samtidig var miogeosynklinen ("ikke en ekte geosynklin") preget av en ekstern posisjon (i forhold til havet), var i kontakt med plattformen, ble dannet på jordskorpen av kontinental type, sedimentene i den var mindre metamorfosert , vulkanisme var også svakt utviklet eller helt fraværende, og folding skjedde senere enn i eugeosynklinen. Denne inndelingen av geosynklinale regioner i eu- og miogeosynklinale regioner er perfekt uttrykt i Ural, Appalacherne, den nordamerikanske Cordillera og andre foldede regioner.
begynte å spille en viktig rolle ofiolitic rock association, utbredt i ulike eugeosynkliner. Den nedre delen av delen av en slik forening består av ultrabasiske, ofte serpentiniserte bergarter - harzburgitter, dunitter; ovenfor er det såkalte lagdelte eller kumulative komplekset av gabbroider og amfibolitter; enda høyere er et kompleks av parallelle diker som gir plass til tholeiitiske basalter som er dekket av kiselholdige skifer (fig. 16.4). Denne sekvensen er nær delen av havskorpen. Betydningen av denne likheten er vanskelig å overvurdere. Ofiolittassosiasjonen i foldede områder, som vanligvis forekommer i dekkplater, er en relikvie, spor etter et tidligere havbasseng (ikke nødvendigvis et hav!) med oseanisk skorpe. Det følger ikke av dette at havet er identifisert med det geosynklinale beltet. Den oseaniske skorpen kunne bare lokaliseres i sentrum, og langs periferien var den et komplekst system av øybuer, marginalhav, dyphavsgraver osv., og selve oseanisk jordskorpen kunne være i marginalhavene . Den påfølgende reduksjonen i havrommet førte til en innsnevring av mobilbeltet flere ganger. Den oseaniske skorpen ved bunnen av eugeosynklinale soner kan enten være eldgammel eller nydannet, dannet under splitting og spredning av kontinentale massiver.
HOVEDSTRUKTURELLE ELEMENTER I JORDSKORPEN: De største strukturelle elementene i jordskorpen er kontinenter og hav.
Innenfor havene og kontinentene skilles det ut mindre strukturelle elementer for det første, dette er stabile strukturer - plattformer som kan finnes både i havene og på kontinentene. De er som regel preget av en jevn, rolig lettelse, som tilsvarer den samme posisjonen til overflaten på dybden, bare under kontinentale plattformer er den på dybder på 30-50 km, og under havene 5-8 km, siden havskorpen er mye tynnere enn den kontinentale skorpen.
I havene, som strukturelle elementer, utmerker man seg mobilbelter fra midten av havet, representert av midthavsrygger med riftsoner i sin aksiale del, krysset av transformasjonsforkastninger og som for tiden er soner sprer seg, dvs. utvidelse av havbunnen og oppbygging av nydannet havskorpe.
På kontinentene, som strukturelle elementer av høyeste rang, skilles stabile områder ut - plattformer og epiplattform-orogene belter, dannet i neogen-kvartærtiden i stabile strukturelle elementer av jordskorpen etter en periode med plattformutvikling. Slike belter inkluderer moderne fjellstrukturer fra Tien Shan, Altai, Sayan, Vest- og Øst-Transbaikalia, Øst-Afrika, etc. I tillegg har mobile geosynklinale belter som gjennomgikk folding og orogenese i alpetiden, dvs. også i neogen-kvartær tid utgjør de epigeosynklinale orogene belter, som Alpene, Karpatene, Dinaridene, Kaukasus, Kopetdag, Kamchatka, etc.
Struktur av jordskorpen av kontinenter og hav: Jordskorpen er det ytre harde skallet på jorden (geosfæren). Under skorpen er mantelen, som er forskjellig i sammensetning og fysiske egenskaper- den er tettere og inneholder hovedsakelig ildfaste elementer. Skorpen og mantelen er atskilt av Mohorovicic-grensen, der seismiske bølgehastigheter øker kraftig.
Massen til jordskorpen er estimert til 2,8·1019 tonn (hvorav 21 % er havskorpen og 79 % er kontinental). Skorpen utgjør bare 0,473 % av jordens totale masse.
Oceanic bark: Havskorpen består hovedsakelig av basalter. I følge teorien om platetektonikk dannes den kontinuerlig ved midthavsrygger, divergerer fra dem og absorberes i mantelen ved subduksjonssoner (stedet der havskorpen synker ned i mantelen). Derfor er havskorpen relativt ung. Hav. skorpen har en trelagsstruktur (sedimentær - 1 km, basaltisk - 1-3 km, magmatiske bergarter - 3-5 km), dens totale tykkelse er 6-7 km.
Kontinental skorpe: Den kontinentale skorpen har en trelagsstruktur. Øverste laget er representert ved et diskontinuerlig dekke av sedimentære bergarter, som er vidt utviklet, men sjelden har stor tykkelse. Det meste av skorpen er sammensatt av den øvre skorpen, et lag som hovedsakelig består av granitter og gneiser som har lav tetthet og er eldgammelt i historien. Forskning viser det mest av Disse bergartene ble dannet for veldig lenge siden, for rundt 3 milliarder år siden. Nedenfor er den nedre skorpen, bestående av metamorfe bergarter - granulitt og lignende. Gjennomsnittlig tykkelse 35 km.
Kjemisk sammensetning av jorden og jordskorpen. Mineraler og bergarter: definisjon, prinsipper og klassifisering.
Jordens kjemiske sammensetning: består hovedsakelig av jern (32,1%), oksygen (30,1%), silisium (15,1%), magnesium (13,9%), svovel (2,9%), nikkel (1,8%), kalsium (1,5%) og aluminium (1,4% ); de resterende elementene utgjør 1,2 %. På grunn av massesegregering er interiøret antagelig sammensatt av jern (88,8%), en liten mengde nikkel (5,8%), svovel (4,5%)
Kjemisk sammensetning av jordskorpen: Jordskorpen er litt mer enn 47 % oksygen. De vanligste steinkomponentmineralene i jordskorpen består nesten utelukkende av oksider; det totale innholdet av klor, svovel og fluor i bergarter er vanligvis mindre enn 1 %. De viktigste oksidene er silika (SiO2), alumina (Al2O3), jernoksid (FeO), kalsiumoksid (CaO), magnesiumoksid (MgO), kaliumoksid (K2O) og natriumoksid (Na2O). Silica tjener hovedsakelig som et surt medium og danner silikater; naturen til alle store vulkanske bergarter er forbundet med den.
Mineraler: - naturlige kjemiske forbindelser som oppstår som et resultat av visse fysiske og kjemiske prosesser. De fleste mineraler er krystallinske faste stoffer. Den krystallinske formen bestemmes av strukturen til krystallgitteret.
I henhold til deres utbredelse kan mineraler deles inn i steindannende mineraler - som danner grunnlaget for de fleste bergarter, hjelpemineraler - som ofte finnes i bergarter, men som sjelden utgjør mer enn 5 % av bergarten, sjeldne, hvis forekomst er sjeldne eller få, og malmmineraler, bredt representert i malmforekomster.
Hellige av mineraler: hardhet, krystallmorfologi, farge, glans, gjennomsiktighet, kohesjon, tetthet, løselighet.
Bergarter: en naturlig samling av mineraler med mer eller mindre konstant mineralogisk sammensetning, som danner en uavhengig kropp i jordskorpen.
Basert på deres opprinnelse er bergarter delt inn i tre grupper: magmatisk(effusive (frosset i dybden) og påtrengende (vulkanisk, utbrudd)), sedimentære Og metamorfe(bergarter dannet dypt inne i jordskorpen som følge av endringer i sedimentære og magmatiske bergarter på grunn av endringer i fysisk-kjemiske forhold). Magmatiske og metamorfe bergarter utgjør omtrent 90% av volumet av jordskorpen, men på den moderne overflaten av kontinentene er distribusjonsområdene relativt små. De resterende 10 % kommer fra sedimentære bergarter, som opptar 75 % av jordens overflate.
Bevis for at det på planeten vår, for mange hundre millioner år siden, ble dannet både stive og stillesittende blokker – plattformer og skjold – og mobile fjellbelter, som ofte kalles geosynklinale. Disse inkluderer enorme, innramming av havene og hele. På 1900-tallet disse vitenskapelige ideene ble supplert med nye data, blant hvilke først og fremst oppdagelsen av midthavsrygger og havbassenger bør nevnes.
De mest stabile områdene av jordskorpen er plattformer. Området deres er på mange tusen og til og med millioner av kvadratkilometer. De var en gang mobile, men over tid ble de til stive masser. Plattformene består vanligvis av to etasjer. Underetasjen er bygget av eldgamle krystallinske bergarter, den øvre - fra yngre. Bergartene i underetasjen kalles plattformfundamentet. Fremspring av et slikt fundament kan observeres i, på, i og. På grunn av deres massivitet og stivhet kalles disse fremspringene skjold. Dette er de eldste stedene: alderen til mange når 3 - 4 milliarder år. I løpet av denne tiden skjedde det irreversible endringer, rekrystallisering, komprimering og andre metamorfoser i bergartene.
Den øverste etasjen på plattformene er dannet av enorme lag med sedimentære bergarter samlet over hundrevis av millioner år. I disse lagene observeres milde folder, brudd, dønninger og kupler. Spor etter spesielt store løft og innsynkninger er antekliser og synekliser. formen ligner en gigantisk høyde med et areal på 60 - 100 tusen km2. Høyden på en slik bakke er liten - omtrent 300 - 500 m.
Utkanten av anteclise går ned i trinn til de som omgir dem (fra det greske syn - sammen og enklisis - tilbøyelighet). I utkanten av synekliser og antekliser finnes ofte individuelle sjakter og kupler - små tektoniske former. Plattformene er for det første preget av rytmiske svingninger, som førte til en rekke stigninger og fall. I prosessen med disse bevegelsene oppsto avbøyninger, små folder og tektoniske sprekker.
Strukturen til det sedimentære dekket på plattformene er komplisert av tektoniske strukturer, hvis utseende ikke er lett å forklare. For eksempel under nordlige delen skjult på bunnen og under det kaspiske lavlandet er et stort basseng, stengt på alle sider, med en dybde på mer enn 22 km. Diameteren til dette bassenget når 2000 km. Den er fylt med leire, kalkstein, steinsalt og andre bergarter. De øvre 5 - 8 km med sedimenter tilskrives paleozoikum. I følge geofysiske data er det i sentrum av denne depresjonen ingen granitt-gneis-lag og tykkelsen av sedimentære bergarter ligger direkte på granulitt-basalt-laget. Denne strukturen er mer typisk for depresjoner med en oseanisk type jordskorpe, derfor regnes den kaspiske depresjonen som en relikvie fra de gamle prekambriske havene.
Det fullstendige motsatte av plattformer er orogene belter - fjellbelter som oppsto på stedet for tidligere geosynkliner. De, i likhet med plattformene, tilhører langsiktig utviklende tektoniske strukturer, men bevegelseshastigheten til jordskorpen i dem viste seg å være mye større, og kompresjons- og spenningskrefter skapte store fjellkjeder og fordypninger på jordoverflaten. . Tektoniske spenninger i orogene belter enten økte eller kraftig redusert, og derfor er det mulig å spore både fasene av vekst av fjellstrukturer og fasene av deres ødeleggelse.
Lateral kompresjon av jordskorpeblokker førte ofte til at blokkene ble delt inn i tektoniske plater, som hver var 5-10 km tykke. Tektoniske plater bøyde seg og beveget seg ofte oppå hverandre. Som et resultat fant eldgamle bergarter seg presset inn på yngre bergarter. Store fremstøt, som måler titalls kilometer, kalles overstøt av forskere. Det er spesielt mange av dem i, og, men servietter finnes også på plattformer der forskyvningen av jordskorpen førte til dannelse av folder og dønninger, for eksempel i Zhiguli-fjellene.
Bunnen av hav og hav har lenge vært et lite utforsket område av jorden. Først i første halvdel av 1900-tallet. Midthavsrygger ble oppdaget, som senere ble funnet i alle verdenshavene på planeten. De hadde forskjellige strukturer og aldre. Resultatene av dyphavsboring bidro også til studiet av strukturen til midthavsrygger. De aksiale sonene til midthavsrygger, sammen med riftbassenger, er forskjøvet med hundrevis og tusenvis av kilometer. Disse forskyvningene skjer oftest langs store forkastninger (såkalte transformasjonsforkastninger), som ble dannet i ulike geologiske tidsepoker.
De største strukturelle elementene i jordskorpen er kontinenter Og hav, preget av sin forskjellige struktur. Disse strukturelle elementene er preget av geologiske og geofysiske egenskaper. Ikke all plassen okkupert av havvann representerer en enkelt struktur av oseanisk type. Store sokkelområder, som de i Polhavet, har kontinental skorpe. Forskjellene mellom disse to største strukturelle elementene er ikke begrenset til type skorpe, men kan spores dypere inn i den øvre mantelen, som er bygget annerledes under kontinentene enn under havene. Disse forskjellene dekker hele litosfæren, underlagt tektonosfæriske prosesser, dvs. kan spores til dybder på omtrent 750 km.
På kontinenter er det to hovedtyper av skorpestrukturer: rolig, stabil - plattformer og mobil - geosynkliner. Når det gjelder distribusjonsområde, er disse strukturene ganske sammenlignbare. Forskjellen observeres i akkumuleringshastigheten og i størrelsen på gradienten av tykkelsesendringer: plattformer er preget av en jevn gradvis endring i tykkelse, og geosynkliner er preget av en skarp og rask endring. Magmatiske og påtrengende bergarter er sjeldne på plattformer. I geosynkliner er flysch-formasjoner av sedimenter underliggende. Dette er rytmisk flerlags dyphavs terrigene avsetninger dannet under den raske innsynkningen av en geosynklinal struktur. På slutten av utviklingen gjennomgår geosynklinale områder folding og blir til fjellstrukturer. Deretter gjennomgår disse fjellstrukturene et stadium av ødeleggelse og gradvis overgang til plattformformasjoner med en dypt forskjøvet undergulv av steinavsetninger og forsiktig liggende lag i øvre etasje.
Dermed er det geosynklinale utviklingsstadiet av jordskorpen det tidligste stadiet, deretter dør geosynkliner av og forvandles til orogene fjellstrukturer og deretter til plattformer. Syklusen avsluttes. Alle disse er stadier av en enkelt prosess med utvikling av jordskorpen.
Plattformer- hovedstrukturene til kontinentene, isometrisk i form, okkuperer sentrale regioner, preget av utjevnet lettelse og rolige tektoniske prosesser. Området med eldgamle plattformer på kontinentene nærmer seg 40%, og de er preget av kantete konturer med utvidede rettlinjede grenser - en konsekvens av marginale suturer (dype forkastninger), fjellsystemer og lineært langstrakte bunner. Brettede områder og systemer skyves enten inn på plattformer eller grenser dem gjennom fordeeps, som foldede orogener (fjellkjeder) igjen skyves på. Grensene til de gamle plattformene skjærer skarpt ukonforme deres indre strukturer, noe som indikerer deres sekundære natur som et resultat av splittelsen av Pangea-superkontinentet, som oppsto på slutten av det tidlige proterozoikum.
For eksempel den østeuropeiske plattformen, definert innenfor grensene fra Ural til Irland; fra Kaukasus, Svartehavet, Alpene til de nordlige delene av Europa.
Skille eldgamle og unge plattformer.
Gamle plattformer oppsto på stedet for den prekambriske geosynklinale regionen. De østeuropeiske, sibirske, afrikanske, indiske, australske, brasilianske, nordamerikanske og andre plattformene ble dannet i slutten av arkeisk - tidlig proterozoikum, representert av en prekambrisk krystallinsk kjeller og sedimentært dekke. Deres karakteristiske trekk er den to-etasjes strukturen.
Første etasje eller fundament den er sammensatt av foldede, dypt metamorfoserte berglag, knust til folder, brutt av granittinntrengninger, med den utbredte utviklingen av gneis og granitt-gneis kupler - en spesifikk form for metamorfogen folding (fig. 7.3). Grunnlaget for plattformene ble dannet over lang tid i arkeisk og tidlig proterozoikum og gjennomgikk deretter meget sterk erosjon og denudering, som et resultat av at bergarter som tidligere lå på store dyp ble eksponert.
Ris. 7.3. Hoveddelen av plattformen
1 - kjellerbergarter; bergarter i det sedimentære dekket: 2 - sand, sandstein, gravelitter, konglomerater; 3 - leire og karbonater; 4 - overstrømmende; 5 - feil; 6 - skaft
Toppetasjen plattformer presentert dekke, eller et deksel, forsiktig liggende med en skarp vinkeluoverensstemmelse på kjelleren av ikke-metamorfoserte sedimenter - marine, kontinentale og vulkanogene. Overflaten mellom dekselet og kjelleren reflekterer den viktigste strukturelle uoverensstemmelsen i plattformene. Strukturen til plattformdekselet viser seg å være kompleks, og på mange plattformer, i de tidlige stadiene av dannelsen, vil graben og graben-lignende trau vises - aulacogener(avlos - fure, grøft; gen - født, dvs. født av en grøft). Aulacogener ble oftest dannet i sen proterozoikum (Riphean) og dannet utvidede systemer i kjellerkroppen. Tykkelsen av kontinentale og mindre vanlig marine sedimenter i aulacogener når 5-7 km, og dype forkastninger som avgrenset aulacogener bidro til manifestasjonen av alkalisk, mafisk og ultrabasisk magmatisme, samt plattformspesifikk fellemagmatisme (mafiske bergarter) med kontinentale basalter , terskler og diker. Alkalisk-ultrabasisk er veldig viktig (kimberlitt) formasjon som inneholder diamanter i eksplosjonsrørprodukter (Siberian Platform, Sør-Afrika). Dette nedre strukturelle laget av plattformdekselet, som tilsvarer det aulakogene utviklingsstadiet, erstattes av et kontinuerlig dekke av plattformsedimenter. I det innledende utviklingsstadiet hadde plattformene en tendens til å sakte synke med akkumulering av karbonat-terrigene lag, og på et senere utviklingsstadium var de preget av akkumulering av fryktelige kullholdige lag. På det sene stadiet av utviklingen av plattformene ble det dannet dype fordypninger fylt med forferdelige eller karbonat-terrigenøse sedimenter i dem (Caspian, Vilyui).
Under dannelsesprosessen gjennomgikk plattformdekselet gjentatte ganger omstrukturering av strukturplanen, tidsbestemt til å falle sammen med grensene for geotektoniske sykluser: Baikal, Caledonian, Hercynian, Alpine. Områdene på plattformene som opplevde maksimal innsynkning, er som regel ved siden av det mobile området eller systemet som grenser til plattformen, som aktivt utviklet seg på den tiden ( perikratonisk, de. på kanten av kratonen eller plattformen).
Blant de største strukturelle elementene til plattformene er skjold og plater.
Skjoldet er en avsats overflaten av det krystallinske fundamentet til plattformen ( (ingen sedimentært dekke)), som gjennom hele plattformstadiet av utviklingen opplevde en tendens til å stige. Eksempler på skjold inkluderer: ukrainsk, baltisk.
Komfyr De betraktes enten som del av en plattform med en tendens til innsynkning, eller som en uavhengig ung utviklingsplattform (russisk, skytisk, vestsibirsk). Innenfor hellene skilles det ut mindre konstruksjonselementer. Dette er synekliser (Moskva, Baltikum, Kaspiske hav) - omfattende flate fordypninger som fundamentet er bøyd under, og antekliser (Belorusskaya, Voronezh) - milde buer med et hevet fundament og et relativt tynnet dekke.
Unge plattformer dannet enten på den Baikalske, Caledonske eller Hercyniske kjelleren, utmerker de seg ved en større forskyvning av dekselet, en lavere grad av metamorfose av kjellerbergartene og en betydelig arv av strukturene til dekselet fra strukturene i kjelleren. Disse plattformene har en tre-lags struktur: grunnlaget for metamorfoserte bergarter i det geosynklinale komplekset er dekket av et lag med denudasjonsprodukter fra den geosynklinale regionen og et svakt metamorfosert kompleks av sedimentære bergarter.
Ringstrukturer. Plasseringen av ringstrukturer i mekanismen til geologiske og tektoniske prosesser er ennå ikke nøyaktig bestemt. De største planetariske ringstrukturene (morfostrukturene) er Stillehavsbassenget, Antarktis, Australia osv. Identifikasjonen av slike strukturer kan betraktes som betinget. En mer grundig studie av ringstrukturer gjorde det mulig å identifisere elementer av spiral-, virvelstrukturer i mange av dem).
Det er imidlertid mulig å skille strukturer endogen, eksogen og kosmogen genese.
Endogene ringstrukturer av metamorfe og magmatiske og tektonogene (buer, avsatser, fordypninger, antekliser, synekliser) opprinnelse, deres diametere varierer fra noen få kilometer til hundrevis og tusenvis av kilometer (fig. 7.4).
Ris. 7.4. Ringstrukturer nord for New York
Store ringstrukturer er forårsaket av prosesser som skjer i dypet av mantelen. Mindre strukturer er forårsaket av diapiriske prosesser av magmatiske bergarter som stiger til jordens overflate og bryter gjennom og løfter det øvre sedimentære komplekset. Ringstrukturer er også forårsaket av vulkanske prosesser (vulkanske kjegler, vulkanske øyer), og prosesser for diapirisme av plastbergarter som salter og leire, hvis tetthet er mindre enn tettheten til vertsbergartene.
Eksogen ringstrukturer i litosfæren dannes som følge av forvitring og utvasking.
Kosmogent (meteoritt) ringstrukturer - astroblemer. Disse strukturene er et resultat av meteorittnedslag. Meteoritter med en diameter på rundt 10 kilometer faller til jorden med en frekvens på en gang hvert 100. million år, mindre er mye oftere. Kraterstrukturen har en skålformet form med en sentral stigning og en skaft av utkastede bergarter. Meteorringstrukturer kan ha diametre som varierer fra titalls meter til hundrevis av meter og kilometer. For eksempel: Pribalkhash-Iliyskaya (700 km); Yucotan (200 km), dybde - mer enn 1 km: Arizona (1,2 km), dybde mer enn 185 m; Sør-Afrika (335 km), ca. 10 km på tvers av asteroiden.
I geologisk struktur I Hviterussland kan man merke seg ringstrukturer av tektonomagmatisk opprinnelse (Orsha-depresjon, hviterussisk massiv), diapiriske saltstrukturer i Pripyat-trauet, vulkanske eldgamle kanaler som kimberlittrør (på Zhlobin-sadelen, den nordlige delen av det hviterussiske massivet), en astrobleme i Pleshchenitsy-området med en diameter på 150 meter.
Ringstrukturer er preget av anomalier i geofysiske felt: seismiske, gravitasjonsmessige, magnetiske.
Rift strukturene til kontinenter (fig. 7.5, 7.6) med liten bredde opp til 150 -200 km er uttrykt av utvidede litosfæriske løft, hvis buer er komplisert av innsynkningsgrabener: Rhinen (300 km), Baikal (2500 km), Dnepr -Donets (4000 km), østafrikanske (6000 km), etc.
Ris. 7.5. Seksjon av Pripyat kontinental rift
Kontinentale riftsystemer består av en kjede av negative strukturer (troughs, rifts) av et rangert opprinnelses- og utviklingstidspunkt, atskilt av litosfæriske løft (saler). Riftstrukturer av kontinenter kan lokaliseres mellom andre strukturer (anteclises, skjold), krysse plattformer og fortsette på andre plattformer. Strukturen til kontinentale og oseaniske riftstrukturer er lik de har en symmetrisk struktur i forhold til aksen (fig. 7.5, 7.6), forskjellen ligger i lengden, åpningsgraden og tilstedeværelsen av noen spesielle funksjoner (transformeringsforkastninger, fremspring; -broer mellom lenker).
Ris. 7.6. Profilseksjoner av kontinentale riftsystemer
1-stiftelse; 2-kjemogene-biogene sedimenter; 3- kjemogene-biogen-vulkanogen formasjon; 4- terrigene avsetninger; 5, 6-feil
En del (lenke) av Dnepr-Donets kontinentale riftstruktur er Pripyat-trauet. Podlasie-Brest-depresjonen anses å være det øvre leddet, den kan ha en genetisk forbindelse med lignende strukturer i Vest-Europa. Den nedre delen av strukturen er Dnepr-Donets-depresjonen, deretter lignende strukturer Karpinskaya og Mangyshlakskaya og ytterligere strukturer Sentral Asia(total lengde fra Warszawa til Gissarryggen). Alle ledd i riftstrukturen på kontinentene er begrenset av listriske forkastninger, har en hierarkisk underordning i opprinnelsesalder og har tykke sedimentære lag som er lovende for å inneholde hydrokarbonforekomster.
Først av alt er det nødvendig å forstå selve konseptet "tektonisk struktur". Tektoniske strukturer forstås som områder av jordskorpen som er forskjellige i struktur, sammensetning og dannelsesbetingelser, den viktigste avgjørende faktoren i utviklingen av disse er tektoniske bevegelser sammen med magmatisme og metamorfose.
Den viktigste tektoniske strukturen kan selvfølgelig kalles selve jordskorpen med dens strukturelle og komposisjonelle egenskaper. Som nevnt ovenfor er jordskorpen heterogen på kloden, den er delt inn i 4 typer, hvorav to er hoved - kontinentale og oseaniske. Følgelig vil de neste tektoniske strukturene være kontinenter og hav, den karakteristiske forskjellen mellom disse ligger i de strukturelle egenskapene til skorpen som utgjør dem. Strukturene som utgjør kontinentene og havene vil være lavere i rangering. De viktigste av dem er plattformer, mobile geosynklinale belter og grenseområder til eldgamle plattformer og foldede belter.
Jordskorpen (og litosfæren) avslører seismiske (tektonisk aktive) og aseismiske (stille) områder. De indre områdene på kontinentene og havbunnene - kontinentale og oseaniske plattformer - er rolige. Mellom plattformene er det smale seismiske soner, som er preget av vulkanisme, jordskjelv og tektoniske bevegelser. Disse sonene tilsvarer midthavsrygger og kryss mellom øybuer eller marginale fjellkjeder og dyphavsgraver i havperiferien.
Følgende strukturelle elementer utmerker seg i havene:
Midthavsrygger er bevegelige belter med aksiale rifter som grabens;
Oceaniske plattformer er rolige områder av avgrunnsbassenger med løft som kompliserer dem.
På kontinenter er de viktigste strukturelle elementene:
Geosynklinale belter
Fjellstrukturer (orogener), som i likhet med midthavsrygger kan vise tektonisk aktivitet;
Plattformene er stort sett tektonisk stille store områder med et tykt dekke av sedimentære bergarter.
Et karakteristisk trekk ved strukturen av smale graben-formet
kontinentale bunner (rifter) er den relativt lave forplantningshastigheten til elastiske vibrasjoner i den øvre mantelen: 7,6? 7,8 km/s. Dette er assosiert med delvis smelting av mantelmaterialet under riftene, som igjen indikerer stigningen av varme masser fra den øvre mantelen til bunnen av jordskorpen (astenosfærisk oppstrømning). Bemerkelsesverdig er uttynningen av jordskorpen i riftsoner med opptil 30? 35 km, og nedgangen i tykkelse skjer hovedsakelig på grunn av "granitt" laget. Således, ifølge V.B. Sollogub og A.V. Chekunov, når tykkelsen på skorpen på det ukrainske skjoldet 60 km, "granittlaget" utgjør 25? 30 km. Den nærliggende Dnepr-Donetsk graben-lignende trau, som er identifisert med en rift, har en skorpe som ikke er mer enn 35 km tykk, hvorav 10? 15 km er "granitt" laget. Denne skorpestrukturen eksisterer til tross for at det ukrainske skjoldet opplevde langvarig heving og intens erosjon, og Dnepr-Donets-riften opplevde stabil innsynkning, fra Riphean.
Geosynklinale belter er lineært langstrakte deler av jordskorpen med tektoniske prosesser som aktivt manifesterer seg innenfor deres grenser. Som regel er de første stadiene av fødselen av beltet ledsaget av nedsynkning av skorpen og akkumulering av sedimentære bergarter. Det siste, orogene stadiet i seg selv, er en oppløfting av skorpen, ledsaget av vulkanisme og magmatisme. Innenfor geosynklinale belter skilles antiklinoria, synklinorium, medianmassiver og mellomfjellsdepresjoner fylt med klastisk materiale som kommer fra fjellet - melasse. Melasse er preget av et vell av mineraler, inkludert caustobillitter. Geosynklinale belter rammer inn og skiller eldgamle plattformer. De største beltene er: Stillehavet, Ural-Okhotsk, Middelhavet, Nord-Atlanteren, Arktis. For tiden er det fortsatt aktivitet i Stillehavs- og Middelhavsbeltene.
Fjellfoldede områder av kontinenter (orogener) er preget av
"blåse opp" kraften til cortex. Innenfor deres grenser er det på den ene siden en oppløfting av relieffet, og på den andre en utdyping av overflaten M, dvs. eksistensen av fjellrøtter. Deretter ble det bevist at dette konseptet er gyldig for fjellfoldede områder som helhet, men innenfor dem er både røtter og antirøtter observert.
Et trekk ved orogener er også tilstedeværelsen i den nedre skorpen -
på toppen av mantelen, områder med reduserte elastiske oscillasjonshastigheter (mindre enn 8 km/s). I sine parametere ligner disse områdene kroppene til den oppvarmede mantelen i de aksiale delene av riftene. Normale mantelhastigheter i orogener observeres på dybder på 50? 60 km eller mer. Det neste trekk ved strukturen til orogenskorpen er en økning i tykkelsen på det øvre laget med en hastighet på 5,8? 6,3 km/s. Den er sammensatt av et metamorfisk kompleks som har gjennomgått en inversjon. I en rekke tilfeller finnes lag med lave hastigheter i sammensetningen. I Alpene ble det altså identifisert to lag med lave hastigheter, lokalisert på dybder på 10? 20 km og 25? 50 km. Hastighetene til langsgående bølger innenfor deres grenser er lik, henholdsvis: 5,5 ? 5,8 km/s og 6 km/s.
Slik lave hastigheter(spesielt i det øvre laget) antyder eksistensen av en flytende fase i den faste skorpen i Alpene. Dermed indikerer et kompleks av geofysiske data
utbredt fortykkelse av jordskorpen under kontinentale fjellfoldstrukturer, eksistensen av lateral heterogenitet i dem, tilstedeværelsen av orogener i skorpen - spesielle kropper med seismiske bølgehastigheter mellom skorpen og mantelen.
En plattform er en stor geologisk struktur som har tektonisk stabilitet og stabilitet. Basert på deres alder er de delt inn i eldgamle (arkeisk og proterozoisk opprinnelse) og unge, grunnlagt i fanerozoikum. Gamle plattformer er delt inn i to grupper: nordlige (laurasiske) og sørlige (Gondwanan). Den nordlige gruppen inkluderer: nordamerikansk, russisk (eller østeuropeisk), sibirsk, kinesisk-koreansk. Den sørlige gruppen inkluderer de afrikansk-arabiske, søramerikanske, australske, hindustan og antarktiske plattformene. Gamle plattformer okkuperer store landområder (omtrent 40%). Unge kontinenter utgjør et betydelig mindre område (5%), de ligger enten mellom de gamle (vestsibirsk) eller langs deres periferi (øst-australsk, sentraleuropeisk).
Både eldgamle og unge plattformer har en tolagsstruktur: et krystallinsk fundament sammensatt av dypt metamorfoserte bergarter (gneiser, krystallinske skifer) med et stort antall granittstrukturer, og et sedimentært dekke sammensatt av oseaniske og terrigene sedimenter, samt organo- vulkanogene bergarter. Den delen av eldgamle plattformer som er dekket med et dekke kalles en plate. Disse områdene er vanligvis karakterisert generell trend til senking og henging av fundamentet. Områdene på plattformene som ikke er dekket av sediment kalles skjold og er preget av en oppløftingsorientering. Mindre fremspring av plattformfundamenter, ofte dekket av havet, kalles massiver. Unge plattformer skiller seg fra gamle, ikke bare i alder. Kjelleren deres er mindre metamorfosert og inneholder færre granittinnbrudd, så det er mer nøyaktig å kalle det foldet. På grunn av alder er ikke grunnlaget og dekket tilstrekkelig differensiert på unge plattformer, så det er ganske vanskelig å bestemme en klar grense mellom dem, i motsetning til gamle plattformer. I tillegg er unge plattformer fullstendig dekket med sedimentære skjold i strukturen deres er ekstremt sjeldne, så de kalles vanligvis bare plater. Det bemerkes at heller er mer vanlig på plattformene i den nordlige raden, mens skjold er mer vanlig på plattformene i den sørlige raden.
Innenfor platene er det: synekliser, antekliser, aulakogener. Synekliser er store, milde fordypninger i fundamentet, i sin tur er store og milde forhøyninger av fundamentet. I områder med synekliser økes tykkelsen på det sedimentære dekket, mens toppen av antekliser kan stikke ut til overflaten i form av massiver. Aulacogener er lineære renner som er hundrevis av kilometer lange og titalls kilometer brede, begrenset av forkastninger. På skråningene til anteclises og syneclises er det tektoniske strukturer av lavere rang: placanticlines (folder med en veldig lav skråning), bøyninger og kupler.
I grenseområdene skilles marginale suturer, marginale trau og marginale vulkanbelter. Marginale suturer er forkastningslinjer langs hvilke skjold og foldebelter er koblet sammen. Marginale avbøyninger er begrenset til grensene til bevegelige belter og plattformer. Marginale vulkanbelter er plassert langs kantene av plattformer på steder der vulkanisme forekommer. De består hovedsakelig av granitt-gneis og vulkanske bergarter.
Foruten dem i I det siste Ytterligere tektoniske strukturer ble identifisert: gjennom belter som skiller foldede berglag, riftbelter som ligner på aulacogener, men lengre og som ikke inneholder foldede bergarter i sammensetningen, dype forkastninger.
At. Det er et bredt utvalg av tektoniske strukturer, på grunn av deres skala, delt inn i forskjellige rekker: fra planetarisk (jordskorpen) til lokale (skjold, massiver). I tillegg til skala, skiller tektoniske strukturer seg også i form (oppløftet, deprimert) og i komplekset av tektoniske prosesser som dominerer i dem (heving, innsynkning, vulkanisme).
jordskorpebergart
Laster inn...