Først av alt er det nødvendig å forstå selve konseptet "tektonisk struktur". Med tektoniske strukturer menes områder av jordskorpen som er forskjellige i struktur, sammensetning og formasjonsforhold, hvor den viktigste avgjørende faktoren i utviklingen er tektoniske bevegelser sammen med magmatisme og metamorfose.

Den tektoniske hovedstrukturen kan selvfølgelig kalles selve jordskorpen med dens strukturelle og komposisjonelle trekk. 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 i rangerte tektoniske strukturer 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 av lavere rang. De viktigste av dem er plattformer, mobile geosynklinale belter og grenseområder til eldgamle plattformer og foldede belter.

Jordskorpen (og litosfæren) avslører områder som er seismiske (tektonisk aktive) og aseismiske (rolige). De indre områdene på kontinentene og havbunnen - kontinentale og oseaniske plattformer - er rolige. Trange seismiske soner er plassert mellom plattformene, som er preget av vulkanisme, jordskjelv og tektoniske bevegelser. Disse sonene tilsvarer midthavsrygger og kryss mellom øybuer eller marginale fjellkjeder og dyphavsgraver i periferien av havet.

Følgende strukturelle elementer utmerker seg i havene:

Midthavsrygger er bevegelige belter med aksiale rifter av typen graben;

Oceaniske plattformer er rolige områder av avgrunnsbassenger med kompliserende løft.

På kontinentene er hovedbyggesteinene:

Geosynklinale belter

Fjellstrukturer (orogener), som i likhet med midthavsrygger kan vise tektonisk aktivitet;

Plattformene er generelt tektonisk rolige enorme territorier med et tykt dekke av sedimentære bergarter.

Et karakteristisk trekk ved strukturen av smale graben-lignende

kontinentale trau (rifter) er en relativt lav forplantningshastighet av elastiske vibrasjoner i den øvre mantelen: 7,6? 7,8 km/s. Dette tilskrives delvis smelting av mantelmaterialet under riftene, som igjen indikerer en oppstrømning av varme masser fra øvre mantel til jordskorpebasen (astenosfærisk oppstrømning). Oppmerksomheten rettes mot uttynningen av jordskorpen i riftsoner opp til 30 35 km, og nedgangen i tykkelse skjer hovedsakelig på grunn av "granitt" laget. Så, ifølge VB Sollogub og AV Chekunov, når tykkelsen på skorpen til det ukrainske skjoldet 60 km, andelen av "granitt" laget er 25? 30 km. Den nærliggende Dnepr-Donets grabenformede trau, som er identifisert med en rift, har en jordskorpe som ikke er mer enn 35 km tykk, hvorav 10? 15 km er "granitt" laget. En slik skorpestruktur eksisterer til tross for at det ukrainske skjoldet opplevde langvarig heving og intens erosjon, og Dnepr-Donets-riften - stabil innsynkning, med start fra Riphean.

Geosynklinale belter er lineært langstrakte områder av jordskorpen med tektoniske prosesser aktivt manifestert i dem. Som regel er de første stadiene av fødselen av beltet ledsaget av innsynkning av skorpen og akkumulering av sedimentære bergarter. Det siste, riktige orogene stadiet er hevingen av skorpen, ledsaget av vulkanisme og magmatisme. Innenfor de geosynklinale beltene skilles antiklinorier, synklinorier, medianmassiver, intermontane fordypninger fylt med detritalmateriale som kommer fra melassefjellene. Melasse er rik på mineraler, inkludert kaustobilitter. Geosynklinale belter rammer inn og skiller eldgamle plattformer. De største beltene er: Stillehavet, Ural-Okhotsk, Middelhavet, Nord-Atlanteren, Arktis. For tiden er aktiviteten bevart i Stillehavs- og Middelhavsbeltene.

Fjellfoldede områder av kontinenter (orogener) er preget av

ved "hevelse" av skorpetykkelsen. Innenfor deres grenser observeres på den ene siden en løfting av relieffet, på den andre en utdyping av overflaten M, dvs. eksistensen av røttene til fjellene. Deretter ble det bevist at dette konseptet er gyldig for fjellfoldingsområdene som helhet, men inne i dem er både røtter og antirøtter observert.

Et trekk ved orogener er også tilstedeværelsen i den nedre skorpen -

den øvre mantelen av områder med reduksjon i hastighetene til elastiske vibrasjoner (mindre enn 8 km / s). Når det gjelder parametrene deres, 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. Et annet 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 noen tilfeller finnes lag med reduserte hastigheter i sammensetningen. Så i Alpene ble to lag med reduserte hastigheter avslørt, som skjedde 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.

Slike lave hastigheter (spesielt nær det øvre laget) antyder eksistensen av en flytende fase i den faste skorpen i Alpene. Dermed indikerer komplekset av geofysiske data

den utbredte fortykkelsen av jordskorpen under de kontinentale fjellfoldingsstrukturene, eksistensen av lateral heterogenitet i dem, tilstedeværelsen av orogener i skorpen - spesielle kropper med seismiske bølgehastigheter mellom skorpen og mantelen.

Plattformen er en stor geologisk struktur med tektonisk stabilitet og stabilitet. Etter alder er de delt inn i eldgamle (arkeisk og proterozoisk opprinnelse) og unge, lagt ned i fanerozoikum. Gamle plattformer er delt inn i to grupper: nordlige (Lavrasian) og sørlige (Gondwana). Den nordlige gruppen inkluderer: nordamerikansk, russisk (eller østeuropeisk), sibirsk, kinesisk-koreansk. Den sørlige gruppen inkluderer de afrikansk-arabiske, søramerikanske, australske, hindustan, antarktiske plattformene. Gamle plattformer okkuperer store landområder (omtrent 40%). Ungene utgjør et mye mindre område av kontinentene (5%); de ligger enten mellom de gamle (vestsibirsk), eller langs deres periferi (øst-australsk, sentraleuropeisk).

Både eldgamle og unge plattformer har en to-lags struktur: en krystallinsk kjeller 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 de gamle plattformene som er dekket med et dekke kalles en plate. Disse områdene er generelt preget av en generell tendens til innsynkning og nedsynkning av fundamentet. Områder på plattformer som ikke er dekket av et sedimentdekke kalles skjold og er preget av en løfteretning. Mindre plattformhyller, ofte dekket av havet, kalles massiver. Unge plattformer skiller seg fra de gamle, ikke bare i alder. Kjelleren deres er mindre metamorfosert, den inneholder færre granittinnbrudd, så det ville være mer nøyaktig å kalle det foldet. På grunn av deres alder er kjelleren og dekket ikke tilstrekkelig differensiert på unge plattformer; derfor er det ganske vanskelig å definere en klar grense mellom dem, i motsetning til gamle plattformer. I tillegg er unge plattformer fullstendig dekket med et sedimentært deksel, skjold i deres struktur er ekstremt sjeldne, derfor kalles de vanligvis bare plater. Det ble bemerket at plater er mer vanlig på plattformene i den nordlige raden, mens skjold er mer vanlig på plattformene i den sørlige raden.

Innenfor platene skilles: synekliser, anteclises, aulacogener. Synekliser er store milde kjellerforsenkninger, antekliser er på sin side store og skånsomme kjellerhevinger. I områdene med synekliser økes tykkelsen på det sedimentære dekket, mens toppen av anteklisene kan stikke ut til overflaten i form av massiver. Aulacogenes er lineære renner hundrevis av kilometer lange og titalls kilometer brede, begrenset av forkastninger. I skråningene til anteklisene og syneklisene er det tektoniske strukturer av lavere rang: placanticline (folder med en veldig liten skråning), bøyning og kupler.

I grenseområdene skilles marginale sømmer, marginale trau, marginale vulkanbelter. Kantsømmer er forkastningslinjer langs hvilke skjold og foldede belter er koblet sammen. Fordeeps er begrenset til grensene til mobile belter og plattformer. Marginale vulkanbelter ligger langs utkanten av plattformer på steder der vulkanisme forekommer. De er hovedsakelig sammensatt av granitt-gneis og vulkanske bergarter.

I tillegg til dem har ytterligere tektoniske strukturer nylig blitt identifisert: gjennom belter som skiller foldet bedding av bergarter, riftbelter som ligner på aulacogener, men som har en større utstrekning og ikke inneholder bergarter som er krøllet sammen i folder 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 skalaen, skiller tektoniske strukturer seg også i form (oppløftet, bøyd) og i komplekset av tektoniske prosesser som råder i dem (heving, innsynkning, vulkanisme).

jordskorpebergart

Jordskorpen i vitenskapelig forstand er den øverste og hardeste geologiske delen av skallet på planeten vår.

Vitenskapelig forskning lar deg studere det grundig. Dette tilrettelegges ved gjentatt boring av brønner både på kontinenter og på havbunnen. Jordens struktur og jordskorpen i forskjellige deler av planeten er forskjellige både i sammensetning og egenskaper. Den øvre grensen til jordskorpen er det synlige relieffet, og den nedre grensen er sonen for separasjon av de to mediene, som også er kjent som Mohorovicic-overflaten. Det blir ofte referert til som "M-grensen". Den fikk dette navnet takket være den kroatiske seismologen Mohorovici A. I mange år observerte han hastigheten til seismiske bevegelser avhengig av dybdenivået. I 1909 etablerte han eksistensen av en forskjell mellom jordskorpen og den rødglødende mantelen på jorden. M-grensen ligger på nivået hvor den seismiske bølgehastigheten øker fra 7,4 til 8,0 km/s.

Den kjemiske sammensetningen av jorden

Ved å studere skjellene på planeten vår har forskere trukket interessante og til og med oppsiktsvekkende konklusjoner. Funksjoner ved strukturen til jordskorpen gjør den lik de samme områdene på Mars og Venus. Mer enn 90% av dens bestanddeler er representert av oksygen, silisium, jern, aluminium, kalsium, kalium, magnesium, natrium. Ved å kombinere med hverandre i forskjellige kombinasjoner danner de homogene fysiske kropper - mineraler. De kan gå inn i sammensetningen av bergarter i forskjellige konsentrasjoner. Strukturen til jordskorpen er svært heterogen. Så bergarter i generalisert form er aggregater med mer eller mindre konstant kjemisk sammensetning. Dette er uavhengige geologiske organer. De forstås som et klart avgrenset område av jordskorpen, som har samme opprinnelse og alder innenfor sine grenser.

Steiner etter grupper

1. Magmatisk. Navnet taler for seg selv. De oppstår fra avkjølt magma som strømmer fra ventilene til eldgamle vulkaner. Strukturen til disse bergartene avhenger direkte av størkningshastigheten til lavaen. Jo større den er, jo mindre er krystallene av stoffet. Granitt, for eksempel, dannet seg i tykkelsen av jordskorpen, og basalt dukket opp som et resultat av den gradvise utstrømningen av magma på overflaten. Variasjonen av slike raser er ganske stor. Med tanke på strukturen til jordskorpen ser vi at den består av magmatiske mineraler med 60 %.

2. Sedimentær. Dette er bergarter som er et resultat av gradvis avsetning av fragmenter av visse mineraler på land og havbunnen. Det kan være som løse komponenter (sand, småstein), sementert (sandstein), rester av mikroorganismer (kull, kalkstein), produkter av kjemiske reaksjoner (kaliumsalt). De står for opptil 75 % av hele jordskorpen på kontinentene.
I henhold til den fysiologiske dannelsesmetoden er sedimentære bergarter delt inn i:

Detrital. Dette er restene av forskjellige bergarter. De ble ødelagt under påvirkning av naturlige faktorer (jordskjelv, tyfon, tsunami). Disse inkluderer sand, småstein, grus, pukk, leire.
Kjemisk. De dannes gradvis fra vandige løsninger av visse mineralstoffer (salt).
Økologisk eller biogen. Består av dyr eller planterester. Disse er oljeskifer, gass, olje, kull, kalkstein, fosforitter, kritt.

3. Metamorfe bergarter. Andre komponenter kan konverteres til dem. Dette skjer under påvirkning av skiftende temperatur, høyt trykk, løsninger eller gasser. For eksempel kan marmor fås fra kalkstein, gneis fra granitt og kvartsitt fra sand.

Mineraler og bergarter, som menneskeheten aktivt bruker i sitt liv, kalles mineraler. Hva er de?

Dette er naturlige mineralformasjoner som påvirker jordstrukturen og jordskorpen. De kan brukes i landbruk og industri både naturlig og etter bearbeiding.

Typer nyttige mineraler. Klassifiseringen deres

Basert på fysisk tilstand og aggregering, kan mineraler kategoriseres:

Fast (malm, marmor, kull).
Væske (mineralvann, olje).
Gassformig (metan).

Kjennetegn på visse typer mineraler

Når det gjelder sammensetning og anvendelse, skiller de seg ut:

Brennbart (kull, olje, gass).
Malm. De inkluderer radioaktive (radium, uran) og edle metaller (sølv, gull, platina). Det er jernholdige malmer (jern, mangan, krom) og ikke-jernholdige metaller (kobber, tinn, sink, aluminium).
Ikke-metalliske mineraler spiller en viktig rolle i et slikt konsept som strukturen til jordskorpen. Geografien deres er omfattende. Dette er ikke-metalliske og ikke-brennbare bergarter. Dette er byggematerialer (sand, grus, leire) og kjemikalier (svovel, fosfater, kaliumsalter). En egen seksjon er viet til edelstener og prydsteiner.

Fordelingen av mineraler over planeten vår avhenger direkte av eksterne faktorer og geologiske mønstre.

Dermed utvinnes drivstoffmineraler primært i olje- og gass- og kullbassenger. De er av sedimentær opprinnelse og dannes på sedimentære dekker av plattformer. Olje og kull forekommer sjelden samtidig.

Malmmineraler tilsvarer oftest kjelleren, avsatser og brettede områder av plattformplater. På slike steder kan de lage enorme belter i lengde.

Kjerne

Jordens skall er kjent for å være flerlags. Kjernen ligger helt i sentrum, og dens radius er omtrent 3500 km. Temperaturen er mye høyere enn solens og er omtrent 10 000 K. Nøyaktige data om kjernens kjemiske sammensetning er ikke oppnådd, men antagelig består den av nikkel og jern.

Den ytre kjernen er smeltet og enda kraftigere enn den indre kjernen. Sistnevnte er under et voldsomt press. Stoffene den er sammensatt av er i permanent fast tilstand.

Mantel

Jordens geosfære omgir kjernen og utgjør omtrent 83 prosent av hele skallet på planeten vår. Den nedre grensen til mantelen ligger på en enorm dybde på nesten 3000 km. Dette skallet er konvensjonelt delt inn i en mindre plastisk og tett øvre del (det er fra den magma dannes) og i en nedre krystallinsk, hvis bredde er 2000 kilometer.

Sammensetning og struktur av jordskorpen

For å snakke om hvilke elementer som er en del av litosfæren, må du gi noen konsepter.

Jordskorpen er det ytterste skallet i litosfæren. Dens tetthet er halvparten av den gjennomsnittlige tettheten til planeten.

Skorpen er skilt fra mantelen av grensen M, som allerede er nevnt ovenfor. Siden prosessene som skjer i begge områdene gjensidig påvirker hverandre, kalles deres symbiose vanligvis litosfæren. Dette betyr "steinskall". Kapasiteten varierer fra 50-200 kilometer.

Under litosfæren er asthenosfæren, som har en mindre tett og viskøs konsistens. Temperaturen er omtrent 1200 grader. Et unikt trekk ved astenosfæren er evnen til å bryte grensene og trenge inn i litosfæren. Hun er kilden til vulkanismen. Her er smeltede foci av magma, som trenger inn i jordskorpen og renner ut på overflaten. Ved å studere disse prosessene har forskere vært i stand til å gjøre mange fantastiske oppdagelser. Slik ble strukturen til jordskorpen studert. Litosfæren ble dannet for mange tusen år siden, men allerede nå foregår det aktive prosesser i den.

Strukturelle elementer i jordskorpen

Sammenlignet med mantelen og kjernen er litosfæren et seigt, tynt og svært skjørt lag. Den er sammensatt av en kombinasjon av stoffer, der mer enn 90 kjemiske elementer er funnet til dags dato. De er ikke jevnt fordelt. Syv bestanddeler står for 98 prosent av massen til jordskorpen. Disse er oksygen, jern, kalsium, aluminium, kalium, natrium og magnesium. De eldste bergartene og mineralene er over 4,5 milliarder år gamle.

Ved å studere den indre strukturen til jordskorpen kan ulike mineraler skilles ut.
Mineral er et relativt homogent stoff som kan finnes både inne i og på overflaten av litosfæren. Disse er kvarts, gips, talkum, etc. Bergarter er sammensatt av ett eller flere mineraler.

Prosessene som danner jordskorpen

Strukturen til havskorpen

Denne delen av litosfæren består hovedsakelig av basaltiske bergarter. Strukturen til havskorpen er ikke studert så grundig som den kontinentale. Platetektonisk teori forklarer at havskorpen er relativt ung, og de siste delene kan dateres til sen jura.
Tykkelsen endres praktisk talt ikke med tiden, siden den bestemmes av mengden smelter som frigjøres fra mantelen i sonen med midthavsrygger. Det er betydelig påvirket av dybden av sedimentære lag på havbunnen. I de mest omfangsrike områdene varierer det fra 5 til 10 kilometer. Denne typen jordskall tilhører den oseaniske litosfæren.

Kontinental skorpe

Litosfæren samhandler med atmosfæren, hydrosfæren og biosfæren. I prosessen med syntese danner de det mest komplekse og reaktive skallet på jorden. Det er i tektonosfæren det skjer prosesser som endrer sammensetningen og strukturen til disse skjellene.
Litosfæren på jordens overflate er ikke ensartet. Den har flere lag.

Sedimentær. Den er hovedsakelig dannet av bergarter. Her råder leire og skifer, og karbonat, vulkanske og sandholdige bergarter er også utbredt. Mineralressurser som gass, olje og kull kan finnes i sedimentære lag. Alle er av organisk opprinnelse.
Granittlag. Den består av magmatiske og metamorfe bergarter, som i naturen er nærmest granitt. Dette laget finnes ikke overalt, det er mest uttalt på kontinentene. Her kan dybden være flere titalls kilometer.
Basaltlaget er dannet av bergarter nær mineralet med samme navn. Den er tettere enn granitt.

Dybde og endring i temperatur på jordskorpen

Overflatelaget varmes opp av solens varme. Dette er et heliometrisk skall. Den opplever sesongmessige temperatursvingninger. Gjennomsnittlig tykkelse på laget er ca. 30 m.

Under er et lag som er enda tynnere og mer skjørt. Temperaturen er konstant og omtrent lik den gjennomsnittlige årlige temperaturen som er karakteristisk for dette området av planeten. Avhengig av det kontinentale klimaet øker dybden av dette laget.
Enda dypere i jordskorpen er et annet nivå. Dette er et geotermisk lag. Strukturen til jordskorpen sørger for dens tilstedeværelse, og temperaturen bestemmes av jordens indre varme og øker med dybden.

Temperaturstigningen skjer på grunn av nedbrytning av radioaktive stoffer som er en del av bergartene. Disse er først og fremst radium og uran.

Geometrisk gradient - mengden temperaturøkning avhengig av graden av økning i dybden av lagene. Denne parameteren avhenger av ulike faktorer. Strukturen og typene av jordskorpen påvirker den, så vel som sammensetningen av bergarter, nivået og forholdene for deres forekomst.

Varmen fra jordskorpen er en viktig energikilde. Studien er svært relevant i dag.

Skorpe- og litosfærestrukturer

Når man vurderer deformasjonene av bergarter, som er en konsekvens (resultat) av bevegelsene til jordskorpen og litosfæren, er det klart at jorden er i kontinuerlig utvikling. Gamle bevegelser og andre geologiske prosesser knyttet til dem dannet en viss struktur av jordskorpen, dvs. geologiske strukturer eller tektonikk av jordskorpen. Moderne og til dels nyere bevegelser fortsetter å endre eldgamle strukturer, skape moderne strukturer, som ofte er lagt over de "gamle" strukturene.

Begrepet tektonikk fra latin betyr "konstruksjon". Begrepet "tektonikk" forstås på den ene siden "strukturen til enhver del av jordskorpen, bestemt av totaliteten av tektoniske forstyrrelser og historien om deres utvikling," og på den annen side "læren om strukturen til jordskorpen, geologiske strukturer og lovene for deres plassering og utvikling ... I sistnevnte tilfelle, et synonym for begrepet geotektonikk."

V.P. Gavrilov gir det mest optimale konseptet: "Geologiske strukturer er områder av jordskorpen eller litosfæren, som skiller seg fra nærliggende områder ved visse kombinasjoner av sammensetning (navn og opprinnelse), alder, forhold (former) for forekomst og geofysiske parametere for bergartene komponerer dem." Ut fra denne definisjonen kan en geologisk struktur kalles et berglag, en forkastning og større strukturer av jordskorpen, bestående av et system av elementære strukturer, dvs. det er mulig å skille geologiske strukturer av forskjellige nivåer eller rangerer: global, regional, lokal og lokal. I praksis identifiserer landmålere som utfører geologisk kartlegging lokale og lokale strukturer.

De største og mest globale strukturene av jordskorpen er kontinenter eller områder med en kontinental type jordskorpe og havfordypninger, eller områder med en oseanisk type jordskorpe, samt områder av deres knutepunkt, som ofte er preget av aktive moderne bevegelser som endrer og kompliserer eldgamle strukturer (fig. 38, 39). Byggherrene utvikler først og fremst deler av kontinentene. Alle kontinenter er basert på eldgamle ( før Riphean ) plattformer som er omgitt eller krysset av gruvedrift - foldede belter og områder.

Plattformer kalles store blokker av jordskorpen med en to-etasjes struktur. Det nedre strukturelle nivået, sammensatt av dislokerte komplekser av sedimentære, magmatiske og metamorfe bergarter, kalles en foldet (krystallinsk) kjeller (kjeller, kjeller), som ble dannet av de eldste dislokasjonsbevegelsene.

Den øverste etasjen er sammensatt av nesten horisontalt avsatt sedimentære bergarter av betydelig tykkelse - et sedimentært (plattform) dekke. Den ble dannet på grunn av yngre vertikale bevegelser - innsynkning og heving av individuelle blokker i kjelleren, som gjentatte ganger ble oversvømmet av havet, på grunn av hvilket de viste seg å være dekket med vekslende lag av sedimentære marine og kontinentale avsetninger.

I lang tid under dannelsen av dekselet var blokkene av jordskorpen inne i plattformene preget av svak seismisitet og fravær eller sjelden manifestasjon av vulkanisme; derfor tilhører de, på grunn av det tektoniske regimets natur, relativt stabile, stive og inaktive strukturer av kontinentalskorpen. På grunn av det kraftige nesten horisontale dekket er plattformene preget av jevne landformer og langsomme moderne vertikale bevegelser. Gamle og unge plattformer skilles ut avhengig av alderen på den foldede kjelleren.

Gamle plattformer ( kratoner) har en prekambrisk, ifølge noen forfattere til og med pre-rifean, kjeller, dekket av sedimentære bergarter (avsetninger) av øvre proterozoikum (rife), paleozoikum, mesozoikum og kenozoikum.

I mer enn 1 milliard år var blokkene til eldgamle plattformer stabile og relativt inaktive, med en overvekt av vertikale bevegelser. Gamle plattformer (østeuropeiske, sibirske, kinesisk-koreanske, Sør-Kina, Tarim, Hindustan, australske, afrikanske, nord- og søramerikanske, øst-brasilianske og antarktiske) ligger til grunn for alle kontinenter (fig. 40). Hovedstrukturene til de gamle plattformene er skjold og plater. Skjold er positive (relativt forhøyede), som regel isometriske i plan, deler av plattformer der den pre-rifeske kjelleren kommer til overflaten, og det sedimentære dekket er praktisk talt fraværende eller har ubetydelig tykkelse. I kjelleren er det tidlig arkeiske (Hvitehavet) blokker av granitt-gneis kupler, senarkeisk-tidlig proterozoikum (karelsk) foldede soner av grønnsteinsbelter fra metamorfoserte grønnsteinsendrede vulkaner av grunnleggende sammensetning og sedimentære bergarter, inkl. jernholdige kvartsitter.

Et stort område med fundament er dekket av et sedimentært dekke og kalles en plate. . Hellene, i sammenligning med skjoldene, representerer de senkede delene av plattformen. Avhengig av dybden på kjelleren og følgelig tykkelsen på det sedimentære dekket, skilles antekliser og synekliser, perikratoniske trau og aulacogener og andre mindre strukturelle elementer.

Anteclises - områder av plater, innenfor hvilke dybden av fundamentet ikke overstiger 1 ... 2 km, og i noen områder kan fundamentet gå ut på jordens overflate. Det tynne sedimentære dekket har en antiklinal overflatebøy (Voronezh anteclise).

Synekliser er store, svakt skrånende isometriske eller lett langstrakte strukturer innenfor plater, avgrenset av tilstøtende skjold, anteclises, etc. Dybden av kjelleren og følgelig tykkelsen på sedimentære bergarter er mer enn 3 ... 5 km. Vingene har en synklinal krumning av overflatene (Moskva, Tunguska). Bakkene til anteclises og syneclises er vanligvis sammensatt av voller (milde løft) og bøyninger (bøyninger av folder som reflekterer dype forkastninger - Zhigulevskaya flexure).

Den største dybden av forekomst (opptil 10 ... 12 km) av kjelleren er observert i aulacogenes . Aulacogenes er relativt lange (opptil flere hundre kilometer) og smale trau, avgrenset av forkastninger og fylt med tykke lag av ikke bare sedimentære, men vulkanske bergarter (basalter), noe som gjør dem lik strukturer av rifttype. Mange aulakogener ble gjenfødt til synekliser. Blant de mindre strukturene på hellene er det nedbøyninger og forsenkninger, buer og voller og saltkupler.

Unge plattformer har en ung arkeisk-proterozoisk-paleozoisk eller til og med paleozoisk-mesozoisk alder av kjellerbergartene og følgelig enda yngre alder på dekkbergartene - meso-kenozoikum. Det mest slående eksemplet på en ung plattform er den vestsibirske platen, hvis sedimentære dekke er rikt på olje- og gassforekomster. I motsetning til de gamle har ikke unge plattformer skjold, men er omgitt av fjellfoldede belter og områder.

Brettede belter fyller hullene mellom eldgamle plattformer eller skiller dem fra havbunnene. Innenfor deres grenser blir bergarter av forskjellig opprinnelse intensivt knust i folder, penetrert av et stort antall forkastninger og påtrengende kropper, noe som indikerer deres dannelse under forhold med kompresjon og skyving av litosfæriske plater. De største foldebeltene inkluderer Ural-Mongolsk (Okhotsk), Nord-Atlanteren, Arktis, Stillehavet (ofte delt inn i Øst- og Vest-Stillehavet) og Middelhavet. De oppsto alle på slutten av proterozoikum. De tre første beltene fullførte sin utvikling ved slutten av paleozoikum, dvs. de har eksistert som foldede belter i mer enn 250 ... 260 millioner år. I løpet av denne tiden, innenfor deres grenser, råder ikke dislokasjon horisontale, men vertikale, relativt sakte bevegelser. De to siste beltene, Stillehavet og Middelhavet, fortsetter utviklingen, uttrykt i manifestasjonen av jordskjelv og vulkanisme.

I foldebeltene skilles det ut foldeområder, som ble dannet i stedet for skarpt differensierte og mobile områder fra den geologiske fortiden, dvs. hvor det sannsynligvis var både sprednings- og subduksjonsprosesser eller andre tektoniske bevegelser som er karakteristiske for moderne områder. Brettede områder skiller seg fra hverandre ved tidspunktet for dannelsen av deres konstituerende strukturer og av alderen til bergarter, som er sammenkrøllet i folder, penetrert av forkastninger og inntrengninger. På kart over strukturen til jordskorpen skilles vanligvis følgende områder ut: Baikalfolding, dannet i sen proterozoikum; Caledonsk - i tidlig paleozoikum; Hercynian eller Variscian - på grensen til karbon og perm; Cimmerian eller Laramian - i sen jura og kritt; alpint - på slutten av paleogenet, kenozoikum - midt i miocen. Separate seksjoner av mobile belter, der dannelsen av de viktigste foldede strukturene fortsetter (seismofokale soner med dypfokuserte jordskjelv), anses av mange forskere som moderne geosynklinale regioner. . Dermed brukes begrepene geosyncline og vergent grenser, spesielt Wadati-Zavaritsky-Benioff-sonen, for de samme strukturene (områdene) av jordskorpen. Bare konseptet geosynklinal brukes som regel for gamle foldede områder og belter av tilhengere av geosynklinal teori (fiksisme), ifølge hvilken vertikale bevegelser spilte en ledende rolle i dannelsen av foldede områder. Det andre konseptet brukes av tilhengere av teorien om bevegelsen av litosfæriske plater (mobilisme) for konvergerende grenser, der horisontale bevegelser råder under kompresjon, noe som fører til dannelse av forkastninger, folder og, som en konsekvens, heving av jordens skorpe, dvs moderne utviklingsområder for folding.

Geosynklin er navnet på de mest aktive mobile områdene i jordskorpen. De er plassert mellom plattformene og representerer så å si deres bevegelige ledd. Geosynkliner er preget av tektoniske bevegelser av forskjellige størrelser, jordskjelv, vulkanisme og folding. I sonen med geosynkliner er det en intensiv opphopning av tykke lag av sedimentære bergarter. Omtrent 72 % av den totale massen av sedimentære bergarter er begrenset til dem, og bare 28 % på plattformene. Utviklingen av geosynklinen ender med dannelsen av folding, dvs. områder med intens knusing av steiner til folder, aktive sprukket dislokasjoner og, som en konsekvens, stigende vertikale tektoniske bevegelser. Denne prosessen kalles orogeni (fjellbygging) og fører til disseksjon av relieffet. Slik oppstår fjellkjeder og mellomfjellsdepresjoner - fjellrike land.

Anticlinoria, synclinoria, foreeps og andre mindre strukturer skilles innenfor de fjellfoldede områdene. Et særtrekk ved strukturen til antiklinoria er at i deres kjerner (aksiale deler) ligger de eldste eller mest påtrengende (dypliggende) magmatiske bergartene, som erstattes av "yngre" bergarter til periferien av strukturene. De aksiale delene av synklinoria er sammensatt av "yngre" bergarter. For eksempel, i kjernene av antiklinoriene i den Ural-fjellfoldede Hercynian (Paleozoic) regionen, er arkeisk-proterozoiske metamorfe bergarter eller påtrengende bergarter utsatt. Spesielt er kjernene til øst-ural-antiklinorium sammensatt av granitoider, derfor kalles det noen ganger antiklinorium for granittinntrengninger. I synklinoriene i dette området er som regel devon-karbonholdige sedimentære-vulkanogene bergarter metamorfosert i varierende grad; i kantavbøyningen - tykke lag av de "yngste" paleozoikum - Perm, bergarter. På slutten av paleozoikum (omtrent 250 ... 260 millioner år siden), da Ural-fjellfoldområdet ble dannet, eksisterte det høye rygger i stedet for anticlinoria, og i stedet for synclinoria og fordeep var det forsenkninger-trau . I fjellene, hvor bergarter er eksponert på jordoverflaten, aktiveres eksogene prosesser: forvitring, denudering og erosjon. Elvebekker skjærer og kutter det stigende området i rygger og daler. Et nytt geologisk stadium begynner - plattformstadiet.

Dermed har de strukturelle elementene i jordskorpen - geologiske strukturer, av forskjellige nivåer (rekker) en viss utvikling og strukturelle trekk, uttrykt i en kombinasjon av forskjellige bergarter, forhold (former) for deres forekomst, alder, og påvirker også formen av jordens overflate - relieff. I denne forbindelse må sivilingeniører, når de forbereder ulike designmaterialer og under konstruksjon, drift av strukturer, spesielt veier, rørledninger og andre motorveier, ta hensyn til særegenhetene ved bevegelsen og strukturen til jordskorpen og litosfæren.

Tektoniske bevegelser av jordskorpen

Det faktum at jordoverflaten aldri er i ro var allerede kjent for de gamle grekerne og innbyggerne på den skandinaviske halvøy. De gjettet at jorden gikk opp og ned. Beviset på dette var de eldgamle kystbosetningene, som befant seg i noen århundrer langt fra havet. Årsaken til dette er tektoniske bevegelser som befinner seg i jordens dyp.

Definisjon 1

Tektoniske bevegelser- dette er mekaniske bevegelser i jordskorpen, som et resultat av at den endrer struktur.

Typene tektoniske bevegelser ble først identifisert i 1758 dollar. M.V. Lomonosov... I sitt arbeid" Om jordens lag"($ 1763) han definerer dem.

Merknad 1

Som et resultat av tektoniske bevegelser oppstår deformasjonen av jordoverflaten - dens form endres, forekomsten av bergarter forstyrres, fjellbyggingsprosesser oppstår, jordskjelv, vulkanisme og dyp malmdannelse oppstår. Naturen og intensiteten av ødeleggelse av jordoverflaten, sedimentering, fordeling av land og hav avhenger også av disse bevegelsene.

Fordelingen av havoverskridelser og -regresjoner, den totale tykkelsen av sedimentære avsetninger og fordelingen av deres ansikter, og klastisk materiale som føres bort i depresjonen er indikatorer på de tektoniske bevegelsene i den geologiske fortiden. De har en viss periodisitet, uttrykt i endringer i fortegn og (eller) hastighet over tid.

Tektoniske bevegelser i hastighet kan være raske og sakte (sekulære), flytende konstant. Jordskjelv, for eksempel, er klassifisert som raske tektoniske bevegelser. Det er en kortsiktig, men betydelig innvirkning på tektoniske strukturer. Sakte bevegelser er ubetydelig i styrke, men med tiden strekkes de over mange millioner år.

Typer tektoniske bevegelser vurderes i henhold til tegnene:

Bevegelsesretning;
Intensiteten av virkningen;
Dybden og omfanget av deres manifestasjon;
Tid for manifestasjon.

Tektoniske bevegelser av jordskorpen kan være vertikale og horisontale.

Tektoniske strukturer av jordskorpen

Definisjon 2

Tektoniske strukturer– Dette er enorme områder av jordskorpen, begrenset av dype forkastninger, forskjellige i struktur, sammensetning og formasjonsforhold.

De viktigste tektoniske strukturene er plattformer og geosynklinale belter.

Definisjon 3

Plattformer Er stabile og stabile områder av jordskorpen.

Etter alder kan plattformene være eldgamle og unge, kalt plater. De gamle okkuperer omtrent $ 40 \% $ av landet, og området til unge plattformer er mye mindre. Strukturen til begge plattformene er tolags - den krystallinske kjelleren og det sedimentære dekket.

Spesialister innen platene skiller mellom:

Synekliser er store milde kjellerforsenkninger;
Anteclises er store og milde kjellerhevinger;
Aulacogenes er lineære renner begrenset av forkastninger.

Definisjon 4

Geosynklinale belter- er langstrakte områder av jordskorpen med aktivt manifesterte tektoniske prosesser.

Innenfor disse beltene er det:

Antiklinorium er et komplekst kompleks av folder av jordskorpen;
Synclinorium er en kompleks form for foldede dislokasjoner av lagene i jordskorpen.

I tillegg til geosynklinale belter og plattformer, er det andre tektoniske strukturer - gjennombelter, riftbelter, dype forkastninger.

Typer tektoniske bevegelser

Moderne geologi skiller to hovedtyper av tektoniske bevegelser - epirogene (oscillerende) og orogene (foldede).

Epirogen eller langsomme sekulære løft og innsynkning av jordskorpen endrer ikke det primære underlaget til lagene. De er oscillerende og reversible. Det betyr at heving kan erstattes med senking.

Resultatet av disse bevegelsene er:

Endring av grensene for land og hav;
Akkumulering av sedimenter i havet og ødeleggelse av den tilstøtende delen av landet.

Skille mellom dem følgende bevegelser:

Moderne med en hastighet på $ 1-2 $ cm per år;
Neotektonisk med en hastighet fra $ 1 $ cm per år til $ 1 $ mm per år;
Gamle langsom vertikal bevegelse med en hastighet på $ 0,001 mm per år.

Orogene bevegelser forekomme i to retninger - horisontal og vertikal. Når man beveger seg horisontalt, blir steiner krøllet sammen i folder. Med vertikal bevegelse hever foldeområdet seg, og fjellstrukturer oppstår.

Merknad 2

Horisontale bevegelser er hoved, fordi det er en forskyvning av store områder av jordskorpen i forhold til hverandre. Konveksjonsvarmeflukser i astenosfæren og øvre mantel vurderes faktorer disse bevegelsene, og varigheten og konstansen i tid - funksjonene deres... Som et resultat av horisontale bevegelser, første ordens strukturer- kontinenter, hav, planetariske forkastninger. Til formasjoner andre bestilling inkluderer plattformer og geosynclines.

Tektoniske forstyrrelser

Lavastrømmer og sedimentære bergarter forekommer i utgangspunktet i horisontale lag, men slike lag er sjeldne. På veggene til steinbrudd og høye klipper kan man se at lagene oftest er skråstilte eller fragmenterte - dette er tektoniske forstyrrelser... De er brettet og sprekker. Antiklinale og synklinale folder skilles.

Definisjon 5

Antiklinier- Dette er lag med bergarter, konvekse oppover. Synkroniser- dette er lag med steiner med en bule nedover.

I tillegg til foldede forkastninger er det tektoniske brudd som dannes når store sprekker deler berget i blokker. Disse blokkene beveger seg i forhold til hverandre langs sprekkene og danner frakturerte strukturer. Disse bruddene oppstår under intens klemme eller strekking av steiner. I prosessen med å strekke steiner oppstår omvendte forkastninger eller skyv, og på bruddstedet krymper jordskorpen. Brudd kan danne visse strukturer, eller de kan oppstå enkeltvis. Eksempler på slike brudd er horsts og grabens.

Definisjon 6

Horst Er en hevet steinblokk mellom to forkastninger. Graben Er en nedsenket steinblokk mellom to forkastninger.

Sprekker kan oppstå i de sammenhengende lagene av jordskorpen selv uten bevegelige blokker, som er et resultat av eventuelle påkjenninger under bevegelsen av jordskorpen. I bergarter der det oppstår sprekker, oppstår det svekkede soner som er mottakelige for forvitring.

Sprekker kan være:

Krympe- og komprimeringssprekker - avvanning av bergarter;
Kjølesprekker typiske for magmatisk lava;
Sprekker parallelt med kontaktene til inntrengningen.

De indikerer at det på planeten vår for mange hundre millioner år siden ble dannet både stive og inaktive blokker - plattformer og skjold, og mobile fjellbelter, som ofte kalles geosynklinale. Disse inkluderer både store, innrammende hav og hele. I det XX århundre. disse vitenskapelige ideene ble supplert med nye data, blant hvilke først og fremst oppdagelsen av midthavsrygger og havbassenger bør kalles.

De mest stabile områdene av jordskorpen er plattformer. Området deres er på mange tusen og til og med millioner av kvadratkilometer. En gang var de mobile, men over tid ble de til stive arrays. Plattformer har vanligvis to etasjer. Den nederste etasjen er bygget av eldgamle krystallinske bergarter, den øvre fra yngre. Bergartene i underetasjen kalles fundamentet til plattformen. Fremspringene til et slikt fundament kan observeres i, på, i og. På grunn av deres massivitet og stivhet, kalles disse fremspringene dritt. Dette er de eldste stedene: alderen til mange når 3-4 milliarder år. I løpet av denne tiden har det skjedd irreversible endringer, rekrystallisering, komprimering og andre metamorfoser i bergartene.

De øverste etasjene på plattformene er dannet av enorme lag av sedimentære bergarter som har samlet seg over hundrevis av millioner av år. I disse lagene observeres milde folder, brudd, svulster og kupler. Spor etter spesielt store løft og innsynkninger er antekliser og synekliser. i sin form ligner den 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 rundt dem (fra det greske syn - sammen og enklisis - tilbøyelighet). I utkanten av synekliser og antekliser er det ofte separate sjakter og kupler - små tektoniske former. For plattformene er først og fremst rytmiske oscillasjoner karakteristiske, noe som førte til en sekvensiell endring av opp- og nedturer. I prosessen med disse bevegelsene oppsto avbøyninger, små folder, tektoniske sprekker.

Strukturen til det sedimentære dekket på plattformene er komplisert av tektoniske strukturer, hvis utseende ikke er lett å forklare. For eksempel, under den nordlige delen av havbunnen og under det kaspiske lavlandet, er det et enormt basseng, stengt på alle sider, med en dybde på mer enn 22 km. Dette bassenget er 2000 km på tvers. Den er fylt med leire, kalkstein, steinsalt og andre bergarter. De øvre 5 - 8 km med nedbør tilskrives paleozoikum. I følge geofysiske data er det ikke noe granitt-gneis-lag i sentrum av denne depresjonen, og det sedimentære lag ligger direkte på granulitt-basaltlaget. En slik struktur er mer typisk for depresjoner med en oseanisk type av jordskorpen, derfor regnes den kaspiske depresjonen som en relikvie fra de eldste prekambriske havene.

Orogene belter er det stikk motsatte av plattformene - fjellbelter som oppsto på stedet for de tidligere geosynklinene. De, som plattformene, tilhører langsiktig utviklende tektoniske strukturer, men bevegelseshastigheten til jordskorpen i dem viste seg å være mye høyere, og kreftene til kompresjon og utvidelse skapte store fjellkjeder og forsenkninger på overflaten av jorden. Tektoniske spenninger i orogene belter økte vekselvis, deretter kraftig redusert, og derfor er det mulig å spore vekstfasene til 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 ble forvrengt og ofte skjøvet den ene oppå den andre. Som et resultat ble de gamle steinene kastet over de yngre bergartene. Store skyveforkastninger, målt i titalls kilometer, omtales av forskere som overheng. Det er spesielt mange av dem i, og, men napper finnes også på plattformer, hvor forskyvningen av platene i jordskorpen førte til dannelsen av folder og voller, for eksempel i Zhiguli-fjellene.

Bunnen av hav og hav har lenge vært et dårlig utforsket område av jorden. Bare i første halvdel av XX århundre. midthavsrygger ble oppdaget, som senere ble oppdaget i alle verdenshavene på planeten. De hadde en annen struktur og alder. Resultatene av dyphavsboring bidro også til studiet av strukturen til midthavsryggene. De aksiale sonene til midt-oseaniske rygger, sammen med riftdepresjoner, er forskjøvet med hundrevis og tusenvis av kilometer. Disse forskyvningene skjer oftest langs store forkastninger (de såkalte transformasjonsforkastninger), som ble dannet i forskjellige geologiske epoker.