Petuleht: Mandrite struktuur ja päritolu. Maa struktuur. Maakoore struktuur, erinevus ookeanilise maakoore ja mandri vahel

Maakoor moodustab tahke Maa ülemise kesta ja katab planeedi peaaegu pideva kihiga, muutes selle paksuse 0-lt mõnes ookeani keskaheliku ja ookeanimurde piirkonnas 70–75 km-ni kõrgete mäestruktuuride all (Khain, Lomize, 1995). ). Maakoore paksus mandritel, mis on määratud pikisuunaliste seismiliste lainete läbimise kiiruse suurenemisega kuni 8-8,2 km/s ( Mohorovici piir, või moho piir), ulatub 30-75 km-ni ja ookeanisüvendites 5-15 km-ni. Esimene tüüp maakoor oli nimetatud ookeaniline,teiseks- kontinentaalne.

ookeaniline maakoor hõivab 56% maapinnast ja on väikese paksusega - 5-6 km. Selle struktuuris eristatakse kolme kihti (Khain ja Lomize, 1995).

Esimene, või setteline, kiht, mis ei ole paksem kui 1 km, asub ookeanide keskosas ja ulatub nende äärealadel 10–15 km paksuseks. Ookeani keskaheliku aksiaalvööndites see täielikult puudub. Kihi koostises on savi-, räni- ja karbonaatsed süvamere pelaagilised setted (joon. 6.1). Karbonaadi setted ei esine sügavamal kui karbonaadi kogunemise kriitiline sügavus. Mandrile lähemale ilmub maismaalt kantud detriitmaterjali segu; need on nn hemipelaagilised setted. Pikisuunaliste seismiliste lainete levimiskiirus on siin 2–5 km/s. Selle kihi setete vanus ei ületa 180 miljonit aastat.

Teine kiht selle põhiosas (2A) koosneb see haruldaste ja õhukeste pelaagiliste kihtidega basaltidest

Riis. 6.1. Ookeanide litosfääri läbilõige võrreldes ofioliitallohtoonide keskmise läbilõikega. Allpool on toodud mudel lõigu põhiüksuste moodustamiseks ookeanilise leviku tsoonis (Khain ja Lomize, 1995). Sümbolid: 1 -

pelaagilised setted; 2 – väljavoolavad basaltid; 3 – paralleeltammide kompleks (doleriidid); 4 – ülemised (mittekihilised) gabroidid ja gabrodoleriidid; 5, 6 - kihiline kompleks (kumulaadid): 5 - gabroidid, 6 - ultramafilised kivimid; 7 – tektoniseeritud peridotiidid; 8 – basaalne metamorfne halo; 9 – basaltse magma muutus I–IV – kristallisatsioonitingimuste järjestikune muutus kambris kaugusega levimise teljest

ikaalsed sademed; basaltidel on sageli iseloomulik padja (ristlõikes) eraldatus (padjalaavad), kuid leidub ka massiivseid basaltide katteid. Teise kihi (2B) alumises osas on välja töötatud paralleelsed doleriiditammid. 2. kihi kogupaksus on 1,5–2 km ja pikisuunaliste seismiliste lainete kiirus 4,5–5,5 km/s.

kolmas kiht Ookeaniline maakoor koosneb põhilise ja allutatud ülialuselise koostisega täiskristallilistest tardkivimitest. Selle ülemises osas on tavaliselt välja arendatud gabro tüüpi kivimid ja alumine osa koosneb "vöötkompleksist", mis koosneb vahelduvatest gabrodest ja ultraramafiitidest. 3. kihi paksus on 5 km. Kiirus pikisuunalised lained selles kihis ulatub see 6–7,5 km/s.

Arvatakse, et 2. ja 3. kihi kivimid tekkisid samaaegselt 1. kihi kivimitega.

Ookeaniline maakoor või õigemini ookeani tüüpi maakoor ei piirdu oma levikuga ookeanipõhjaga, vaid seda arendatakse ka ääremere süvaveebasseinides, nagu Jaapani meri, Lõuna-Ohhotsk (Kuril) Okhotski mere vesikond, Filipiinid, Kariibi mere piirkond ja paljud teised

mered. Lisaks on tõsine alus kahtlustada, et Barentsi tüüpi mandrite sügavates lohkudes ning madalates sise- ja ääremeredes, kus settekatte paksus on 10-12 km või rohkem, on selle all ookeaniline tüüp. koorik; sellest annavad tunnistust seismiliste pikisuunaliste lainete kiirused suurusjärgus 6,5 km/s.

Eespool öeldi, et tänapäevaste ookeanide (ja ääremerede) maakoore vanus ei ületa 180 miljonit. Mandrite kurrutatud vööde seest leiame aga ka märksa vanema, kuni vara-eelkambriumini ookeani tüüpi maakoore, mida esindab nn. ofioliidi kompleksid(või lihtsalt ofioliitid). See termin kuulub saksa geoloogile G. Steinmannile ja pakkus selle välja 20. sajandi alguses. tähistada kivimite iseloomulikku "kolmkõla", mida tavaliselt leidub koos murdesüsteemide kesktsoonides, nimelt serpentiniseeritud ultramafilised kivimid (3. kihi analoog), gabro (2B kihi analoog), basaltid (2A kihi analoog) ja radiolariidid (1. kihi analoog). ). Selle kivimite parageneesi olemust tõlgendati pikka aega ekslikult, eriti peeti gabro- ja ultramafilisi kivimeid pealetükkivaks ja nooremaks kui basaltid ja radiolariidid. Alles 1960. aastatel, kui saadi esimene usaldusväärne teave ookeanilise maakoore koostise kohta, sai selgeks, et ofioliidid on geoloogilise mineviku ookeaniline maakoor. See avastus oli Maa liikuvate vööde päritolutingimuste õigeks mõistmiseks äärmiselt oluline.

Ookeanide maakoore struktuurid

Pideva leviku piirkonnad ookeaniline maakoor väljendub Maa reljeefis ookeanilinedepressioonid. Sees ookeani kaevikud silma paistavad kaks peamist elementi: ookeaniplatvormid ja ookeanilised orogeensed vööd. ookeaniplatvormid(või talassokratonid) näevad põhja topograafias välja nagu suured kuristikused tasased või künklikud tasandikud. To ookeanilised orogeensed vööd Nende hulka kuuluvad ookeani keskahelikud, mille kõrgus ümbritsevast tasandikust kuni 3 km (mõnes kohas tõusevad need saartena üle ookeani taseme). Mööda seljandiku telge on sageli jälgitav lõhede vöönd - kitsad 12-45 km laiused grabenid kuni 3-5 km sügavusel, mis näitab maakoore laienduse domineerimist nendel aladel. Neid iseloomustab kõrge seismilisus, järsult suurenenud soojusvoog ja ülemise vahevöö madal tihedus. Geofüüsikalised ja geoloogilised andmed näitavad, et settekatte paksus väheneb, kui see läheneb seljandike aksiaalsetele tsoonidele, ja ookeaniline maakoor kogeb märgatavat tõusu.

Maakoore järgmine põhielement - üleminekutsoon mandri ja ookeani vahel. See on maapinna maksimaalse dissektsiooni piirkond, kus saarekaared, mida iseloomustab kõrge seismilisus ja kaasaegne andesiit- ja andesiit-basaltvulkanism, süvamerekraavid ja ääremere süvaveebasseinid. Maavärina allikad moodustavad siin seismilise fookusvööndi (Benioff-Zavaritsky tsoon), mis sukeldub mandrite alla. Üleminekutsoon on kõige rohkem

hääldatakse Vaikse ookeani lääneosas. Seda iseloomustab maakoore vahepealne ehitustüüp.

mandriline maakoor(Khain, Lomize, 1995) on jaotunud mitte ainult mandritel endil, st maismaal, välja arvatud kõige sügavamad lohud, vaid ka mandri servade šelfitsoonides ja ookeaniliste mikrokontinendi basseinides. Sellegipoolest on mandri maakoore kogu arengupind väiksem kui ookeanilisel ja moodustab 41% maapinnast. Mandri maakoore keskmine paksus on 35-40 km; see väheneb mandrite servade suunas ja mikromandrite sees ning suureneb mägistruktuuride all kuni 70-75 km.

Kokkuvõttes, mandriline maakoor, nagu ka ookeaniline, on kolmekihilise struktuuriga, kuid kihtide, eriti kahe alumise kihi koostis erineb oluliselt ookeanilises maakoores täheldatust.

1. settekiht, mida tavaliselt nimetatakse settekihiks. Selle paksus varieerub nullist kilpidel ja platvormi vundamentide väiksematel tõusetel ja volditud konstruktsioonide aksiaalsetel aladel kuni 10 ja isegi 20 km platvormi süvendites, mäevööndite eesmistes ja mägedevahelistes lohkudes. Tõsi, nendes lohkudes setete aluseks olev maakoor, mida tavaliselt nimetatakse konsolideeritud võib olla juba oma olemuselt lähedasem ookeanilisele kui mandrile. Settekihi koostisse kuuluvad mitmesugused peamiselt mandri- või madalamerelised settekivimid, harvem batüüaalsed (taas sügavamal lohkudes) ja ka kaugemal.

mitte kõikjal, põhiliste tardkivimite katted ja künnised moodustavad püünisvälju. Pikilainete kiirus settekihis on 2,0-5,0 km/s, karbonaatsete kivimite puhul maksimum. Settekatte kivimite vanusevahemik on kuni 1,7 miljardit aastat, s.o suurusjärgu võrra kõrgem kui tänapäevaste ookeanide settekihil.

2. Ülemine kiht konsolideeritud kooriku ulatub päevapinnale kilpidel ja platvormide massiividel ning volditud konstruktsioonide teljesuunalistes tsoonides; see oli avatud 12 km sügavusele Koola hästi ja palju madalamale sügavusele kaevudes Volga-Uurali piirkonnas Venemaa laamadel, USA keskkontinendi laval ja Balti kilbil Rootsis. Lõuna-India kullakaevandus läbis selle kihi kuni 3,2 km, Lõuna-Aafrikas - kuni 3,8 km. Seetõttu on selle kihi, vähemalt selle ülemise osa koostis üldiselt hästi teada, selle koostises on põhiroll erinevatel kristallkiledel, gneissidel, amfiboliididel ja graniididel, millega seoses nimetatakse seda sageli ka graniitgneissiks. Pikilainete kiirus selles on 6,0-6,5 km/s. Rifea-paleosoikumi või isegi mesosoikumi vanuses noorte platvormide keldris ja osaliselt noorte kurdstruktuuride sisevööndites koosneb sama kiht vähem tugevalt moondunud (amfiboliidi asemel rohekasfaatsia) kivimitest ja sisaldab vähem graniite. ; seetõttu viidatakse sellele siin sageli graniit-metamorfne kiht, ja tüüpilised pikisuunalised kiirused selles on suurusjärgus 5,5-6,0 km/s. Selle maakoorekihi paksus ulatub platvormidel 15-20 km ja mägirajatiste korral 25-30 km-ni.

3. Konsolideeritud koore alumine kiht. Esialgu eeldati, et koondunud maakoore kahe kihi vahel on selge seismiline piir, mis sai oma avastaja, saksa geofüüsiku järgi Konradi piiri nime. Äsja mainitud kaevude puurimine seadis kahtluse alla sellise selge piiri olemasolu; mõnikord näitab seismiline selle asemel maakoores mitte ühte, vaid kahte (K 1 ja K 2) piiri, mis võimaldas eristada maakoore alumises osas kahte kihti (joon. 6.2). Nagu märgitud, ei ole alumise maakoore kivimite koostis hästi teada, kuna selleni ei ole puuraukude kaudu jõutud ja see paljandub pinnal fragmentaarselt. Põhineb

Riis. 6.2. Mandri maakoore struktuur ja paksus (Khain ja Lomize, 1995). AGA - sektsiooni peamised tüübid seismiliste andmete järgi: I-II - iidsed platvormid (I - kilbid, II

Syneclises), III - riiulid, IV - noored orogeenid. Konradi K 1 , K 2 -pinnad, Mohorovitši M-pinnad, pikisuunalistele lainetele on näidatud kiirused; B - mandri maakoore paksuse jaotuse histogramm; B - üldistatud tugevusprofiil

üldistel kaalutlustel jõudis V. V. Belousov järeldusele, et ühelt poolt peaksid alumises maakoores domineerima kõrgemas moondefaasis olevad kivimid, teiselt poolt aga põhilisema koostisega kivimid kui ülemises maakoores. Nii nimetas ta seda koorekihti gra-null-põhiline. Belousovi oletus leiab üldiselt kinnitust, kuigi paljandid näitavad, et alumise maakoore koostises ei osale mitte ainult aluselised, vaid ka happelised granuliidid. Praegu eristab enamik geofüüsikuid ülemist ja alumist maakoort teise tunnuse järgi - nende suurepäraste reoloogiliste omaduste järgi: ülemine maakoor on jäik ja rabe, alumine on plastiline. Pikilainete kiirus maakoore alumises osas on 6,4-7,7 km/s; selle kihi alumise osa maakooresse või vahevöösse kuulumine kiirustega üle 7,0 km/s on sageli vaieldav.

Maakoore kahe äärmusliku tüübi – ookeanilise ja mandrilise – vahel on üleminekutüübid. Üks nendest - subokeaaniline maakoor - See on arenenud piki mandri nõlvadel ja jalamil ning võib-olla on mõne mitte väga sügava ja laia ääre- ja sisemere basseinide põhja all. Subokeaaniline maakoor on hõrenenud kuni 15-20 km ja on läbi imbunud põhiliste tardkivimite tammide ja künnistega.

koor. See avastati Mehhiko lahe sissepääsu juures tehtud süvaveepuurimisel ja paljastati Punase mere rannikul. Teist tüüpi üleminekuajukoor on subkontinentaalne- tekib siis, kui ookeaniline maakoor ensimaatilistes vulkaanilistes kaartes muutub mandriliseks, kuid ei saavuta veel täielikku küpsust, mille paksus on väiksem, alla 25 km, ja madalam konsolideerumisaste, mis kajastub madalamas seismilises lainekiirused - mitte rohkem kui 5,0-5,5 km/s madalamas maakoores.

Mõned teadlased toovad eritüüpidena välja veel kaks ookeanilise maakoore sorti, millest on juba eespool juttu olnud; see on esiteks kuni 25-30 km paksenenud ookeani sisemiste tõusude (Island jne) ookeaniline maakoor ja teiseks ookeani tüüpi maakoor, millele on “ehitatud” paks, kuni 15. -20 km, settekate (Kaspia lohk jne).

Mohorovitšlik pind ja ülemise inimese koosseisti. Piiri maakoore ja vahevöö vahel, mida tavaliselt seismiliselt üsna selgelt väljendatakse survelainete kiiruse hüppega 7,5–7,7–7,9–8,2 km/s, tuntakse Mohorovichi pinnana (või lihtsalt Moho või isegi M), nime järgi Horvaatia geofüüsik, kes selle rajas. Ookeanides vastab see piir üleminekule 3. kihi vöötmekompleksilt, kus domineerivad gabroidid, pidevatele serpentiniseerunud peridotiididele (harzburgiidid, lherzoliidid), harvemini duniitidele, mis ulatuvad mõnel pool põhjapinnale, ja kivimites. São Paulost Atlandi ookeanis vastu Brasiilia rannikut ja umbes. Zabargad Punases meres, kõrgub maapinnast kõrgemal

ookean. Ookeani vahevöö tippe võib maismaal kohati jälgida ofioliidikomplekside põhja osana. Nende paksus Omaanis ulatub 8 km-ni ja Paapua Uus-Guineas võib-olla isegi 12 km-ni. Need koosnevad peridotiitidest, peamiselt harzburgiitidest (Khain ja Lomize, 1995).

Torudest pärinevate laavade ja kimberliitide inklusioonide uurimine näitab, et isegi mandrite all koosneb ülemine vahevöö peamiselt peridotiididest, nii siin kui ka ookeanide all ülemises osas, need on spinellperidotiidid ja allpool granaadid. Kuid mandri vahevöös esineb samadel andmetel lisaks peridotiitidele ka eklogiite, st sügavalt moondunud põhikivimeid. Eklogiidid võivad olla ookeanilise maakoore moondunud säilmed, mis on selle maakoore allutamise käigus vahevöösse tõmmatud.

Vahevöö ülemine osa on teist korda ammendunud mitmete komponentide poolest: ränidioksiid, leelised, uraan, toorium, haruldased muldmetallid ja muud ebajärjekindlad elemendid, mis on tingitud maakoore basaltsete kivimite sulamisest sellest. See "vaesestatud" ("kurnatud") vahevöö ulatub mandrite alla suur sügavus(hõlmab kogu või peaaegu kogu selle litosfääriosa) kui ookeanide all, andes teed sügavamale "kurnamata" vahevööle. Mantli keskmine esmane koostis peaks olema lähedane spinell-lhersoliidile või peridotiidi ja basaldi hüpoteetilisele segule vahekorras 3:1, mille on nimetanud Austraalia teadlane A. E. Ringwood. püroliit.

Umbes 400 km sügavusel algab seismiliste lainete kiiruse kiire tõus; siit kuni 670 km

kustutatud Golitsõni kiht, nime saanud vene seismoloogi B.B. Golitsõn. Seda eristatakse ka keskmise mantlina või mesosfäär -üleminekutsoon ülemise ja alumise vahevöö vahel. Golitsyni kihi elastsete vibratsioonide kiiruste suurenemine on seletatav vahevöö aine tiheduse suurenemisega umbes 10%, mis on tingitud mõne mineraali liigi üleminekust teistele, millel on tihedam aatomite pakend: oliviin spinelliks, pürokseen. granaadiks.

alumine mantel(Khain ja Lomize, 1995) algab umbes 670 km sügavuselt. Alumine vahevöö peaks koosnema peamiselt perovskiidist (MgSiO 3) ja magneesium-wustiidist (Fe, Mg)O – keskmise vahevöö moodustavate mineraalide edasise muutumise saadused. Maa tuum selle välimises osas on seismoloogia järgi vedel ja sisemine jälle tahke. Konvektsioon välissüdamikus tekitab Maa peamise magnetvälja. Tuuma koostist aktsepteerib valdav enamus geofüüsikuid rauana. Kuid jällegi on katseandmete kohaselt vaja lubada nikli, aga ka väävli või hapniku või räni segu, et selgitada südamiku väiksemat tihedust võrreldes puhta raua jaoks määratuga.

Seismilise tomograafia järgi südamiku pind on ebaühtlane ja moodustab kuni 5-6 km amplituudiga eendeid ja lohke. Mantli ja südamiku piiril eristatakse üleminekukihti, mille indeks on D (koorik on tähistatud indeksiga A, ülemine vahevöö on B, keskmine on C, alumine on D, maapinna ülemine osa alumine vahevöö on D"). Kihi D" paksus ulatub kohati 300 km-ni.

Litosfäär ja astenosfäär. Erinevalt maakoorest ja vahevööst, mida eristavad geoloogilised andmed (materjali koostise järgi) ja seismoloogilised andmed (seismiliste lainete kiiruste hüpe Mohorovitši piiril), on litosfäär ja astenosfäär puhtalt füüsikalised või pigem reoloogilised mõisted. Astenosfääri eraldamise esialgne alus on nõrgenenud plastikust kest. jäigema ja haprama litosfääri aluseks oli vajadus selgitada maakoore isostaatilise tasakaalu fakti, mis avastati mäestruktuuride jalamil gravitatsiooni mõõtmisel. Algselt eeldati, et sellised ehitised, eriti nii suured nagu Himaalaja, tekitavad liigse gravitatsiooni. Kui aga XIX sajandi keskel. tehti vastavad mõõtmised, selgus, et sellist külgetõmmet ei täheldatud. Järelikult kompenseeritakse isegi suured ebakorrapärasused maapinna reljeefis mingil viisil, tasakaalustatakse sügavuti nii, et maapinna tasemel ei teki olulisi kõrvalekaldeid gravitatsiooni keskmistest väärtustest. Nii jõudsid teadlased järeldusele, et mantli tõttu on olemas üldine maakoore soov tasakaalustada; seda nähtust nimetatakse isostaas(Khain, Lomize, 1995) .

Isostaasi rakendamiseks on kaks võimalust. Esimene on see, et mägedel on vahevöösse sukeldatud juured, st isostaasi tagavad maakoore paksuse kõikumised ja viimase alumisel pinnal on reljeef, mis on vastupidine maapinnale; see on inglise astronoomi J. Erie hüpotees

(joonis 6.3). Piirkondlikul skaalal on see tavaliselt õigustatud, kuna mäestruktuuridel on tõesti paksem koorik ja maakoore maksimaalne paksus on täheldatud neist kõrgeimas (Himaalaja, Andid, Hindu Kush, Tien Shan jne). Kuid isostaasi rakendamiseks on võimalik ka teine ​​mehhanism: kõrgendatud reljeefiga alad peaksid koosnema vähem tihedatest kivimitest ja madala reljeefiga alad tihedamast; see on teise inglise teadlase J. hüpotees. Pratt. Sel juhul võib maakoore tald olla isegi horisontaalne. Mandrite ja ookeanide tasakaal saavutatakse mõlema mehhanismi koosmõjul – ookeanide all olev maakoor ja tunduvalt õhem ja märgatavalt tihedam kui mandrite all.

Suurem osa Maa pinnast on isostaatilise tasakaalu lähedases olekus. Suurimad kõrvalekalded isostaasist – isostaatilised anomaaliad – paljastavad saarekaared ja nendega seotud süvamerekraavid.

Et isostaatilise tasakaalu poole püüdlemine oleks efektiivne, st lisakoormusel maakoor vajuks ja koormuse eemaldamisel tõuseks, on vaja, et maakoore all oleks piisavalt plastiline kiht, mis oleks võimeline voolab kõrgendatud geostaatilise rõhuga piirkondadest alandatud rõhuga piirkondadesse. Just sellele kihile, mis algselt tuvastati hüpoteetiliselt, pakkus Ameerika geoloog J. Burrell 1916. aastal välja selle nime. astenosfäär, mida tähendab "nõrk kest". See oletus leidis kinnitust alles palju hiljem, 60ndatel, kui seismiline

Riis. 6.3. Maakoore isostaatilise tasakaalu skeemid:

a - autor J. Erie b - J. Pratti järgi (Khain, Koronovski, 1995)

palgid (B. Gutenberg) avastasid, et mingil sügavusel maakoore all eksisteerib vähenemise või suurenemise puudumise tsoon, mis on loomulik koos rõhu suurenemisega, seismilise laine kiirusega. Hiljem ilmus veel üks astenosfääri rajamise meetod - magnetotellurilise sondeerimise meetod, mille puhul astenosfäär avaldub elektritakistuse vähenemise tsoonina. Lisaks on seismoloogid tuvastanud veel ühe astenosfääri tunnuse – seismiliste lainete suurenenud sumbumise.

Astenosfäär mängib juhtivat rolli ka litosfääri liikumistes. Astenosfääri aine vool tõmbab endaga kaasa litosfääri plaate-plaate ja põhjustab nende horisontaalseid nihkeid. Astenosfääri pinna tõus toob kaasa litosfääri tõusu ja piiraval juhul selle katkemise katkemise, eraldumise ja vajumise tekke. Viimaseni viib ka astenosfääri väljavool.

Seega kahest kestast, mis moodustavad tektonosfääri: astenosfäär on aktiivne element ja litosfäär on suhteliselt passiivne element. Nende koosmõju määrab maakoore tektoonilise ja magmaatilise "elu".

Ookeani keskharjade aksiaalsetes vööndites, eriti Vaikse ookeani idaosas, paikneb astenosfääri katus vaid 3-4 km sügavusel, s.t litosfäär on piiratud ainult maakoore ülemise osaga. Liikudes ookeanide äärealade poole, suureneb litosfääri paksus tänu

alumine maakoor, kuid peamiselt ülemine vahevöö ja võib ulatuda 80-100 km kaugusele. Mandrite keskosades, eriti iidsete platvormide, nagu Ida-Euroopa või Siberi, kilpide all mõõdetakse litosfääri paksuseks juba 150–200 km või rohkem (Lõuna-Aafrikas 350 km); mõne idee kohaselt võib see ulatuda 400 km-ni, st siin peaks kogu Golitsyni kihi kohal olev ülemine vahevöö olema osa litosfäärist.

Raskus astenosfääri tuvastamisel rohkem kui 150–200 km sügavusel tekitas mõnedes uurijates kahtlusi selle olemasolus sellistel aladel ja viis nad alternatiivsele seisukohale, et astenosfäär kui pidev kest, st geosfäär, ei ole olemas, kuid on rida erinevaid "astenolense". Me ei saa nõustuda selle järeldusega, mis võib olla geodünaamika jaoks oluline, kuna just need alad näitavad kõrget isostaatilist tasakaalu, kuna need hõlmavad ülaltoodud näiteid kaasaegse ja iidse liustiku piirkondadest - Gröönimaa jne.

Põhjus, miks astenosfääri pole kõikjal lihtne tuvastada, on ilmselgelt selle viskoossuse muutus külgsuunas.

Mandrite maakoore peamised struktuurielemendid

Mandritel eristatakse kahte maakoore struktuurielementi: platvormid ja liikuvad vööd (Historical Geology, 1985).

Definitsioon:platvorm- mandrite maakoore stabiilne jäik osa, millel on isomeetriline kuju ja kahekorruseline struktuur (joonis 6.4). Alumine (esimene) konstruktsiooniline korrus - kristalne vundament, mida esindavad tugevalt deformeerunud moondekivimid, mis on sissetungidest läbi lõigatud. Ülemine (teine) struktuurne korrus on õrnalt kaldu settekate, nõrgalt nihestunud ja metamorfseerumata. Alumise konstruktsioonikorruse päevapinna väljapääsud nimetatakse kilp. Settekattega kaetud vundamendi alasid nimetatakse pliit. Plaadi settekatte paksus on paar kilomeetrit.

Näide: Ida-Euroopa platvormil paistavad silma kaks kilpi (Ukraina ja Baltikumi) ja Vene plaat.

Platvormi teise korruse konstruktsioonid (korpus) on negatiivsed (läbipainded, sünekliisid) ja positiivsed (antekliinid). Sünekiisid on taldrikukujulised ja antekliisid on tagurpidi taldrikud. Sademete paksus on sünekliisil alati suurem ja antekliisil väiksem. Nende konstruktsioonide läbimõõduga mõõtmed võivad ulatuda sadade või mõne tuhande kilomeetrini ning kihtide langemine tiibadele on tavaliselt mõni meeter 1 km kohta. Nendel struktuuridel on kaks määratlust.

Definitsioon: sünekliis - geoloogiline struktuur, mille kihtide langemine on suunatud perifeeriast keskmesse. Antekliis - geoloogiline struktuur, mille kihtide langemine on suunatud tsentrist perifeeriasse.

Definitsioon: sünekliis - geoloogiline struktuur, mille südamikus tekivad nooremad ladestused ja piki servi

Riis. 6.4. Platvormi struktuuriskeem. 1 - volditud vundament; 2 - platvormi korpus; 3 viga (ajalooline geoloogia, 1985)

- iidsem. Anteclise on geoloogiline struktuur, mille südamikus on vanemad maardlad ja servades - nooremad.

Definitsioon: läbipaine - piklik (piklik) geoloogiline keha, millel on ristlõikes nõgus kuju.

Näide: Ida-Euroopa platvormi Venemaa plaadil paistavad silma antekliinid(Valgevene, Voronež, Volga-Uural jne), sünekliinid(Moskva, Kaspia jm) ja künad (Uljanovsk-Saratov, Pridnestrovsko-Must meri jne).

Seal on katte alumiste horisontide struktuur - av-lacogen.

Definitsioon: aulacogene on kitsas piklik süvend, mis ulatub läbi platvormi. Aulakogeenid paiknevad ülemise ehitusjärgu (ümbrise) alumises osas ning võivad olla kuni sadu kilomeetreid pikad ja kümneid kilomeetreid laiad. Aulakogeenid moodustuvad horisontaalse pikenemise tingimustes. Neisse kogunevad paksud setete kihid, mis on voltitavad ja on koostiselt lähedased miogeosünkliinide moodustistele. Sektsiooni alumises osas on basaltid.

Näide: Pachelma (Rjazan-Saratov) aulakogeen, Vene plaadi Dnepri-Donetski aulakogeen.

Platvormi arendamise ajalugu. Arenguloos võib eristada kolme etappi. Esimene- geosünklinaalne, millel toimub alumise (esimese) konstruktsioonielemendi (vundamendi) moodustumine. Teiseks- aulakogeenne, mis sõltuvalt kliimast akumuleerub

punase värvusega, halli värvusega või kivisütt sisaldavad setted aulakogeenides. Kolmandaks- plaat, millel toimub suurel alal settimine ja moodustub ülemine (teine) struktuurne põrand (plaat).

Sademete kogunemise protsess toimub reeglina tsükliliselt. Esimesena koguneb transgressiivne merendus terrigeensed moodustamine, siis karbonaat moodustamine (transgressiooni maksimum, tabel 6.1). Kuivas kliimas regressiooni ajal a soolane punaseõieline teke ja niiskes kliimas - paralüütiline kivisütt kandvad moodustamine. Sademed tekivad settimistsükli lõpus kontinentaalne koosseisud. Igal ajal võib etapp katkeda lõksu moodustumise tõttu.

Tabel 6.1. Plaadi akumuleerumise järjestus

moodustised ja nende omadused.

Tabeli lõpp 6.1.

Sest mobiilsed rihmad (volditud alad) iseloomulik:

nende kontuuride lineaarsus;

kogunenud lademete tohutu paksus (kuni 15-25 km);

järjepidevus nende lademete koostis ja paksus mööda streiki volditud ala ja järsud muutused selle venitusel;

omapäraste olemasolu koosseisud- kivimite kompleksid, mis tekkisid nende piirkondade teatud arenguetappidel ( kiltkivi, flysch, spilito-keratofüüriline, melass ja muud koosseisud)

intensiivne effusiivne ja pealetükkiv magmatism (eriti iseloomulikud on suured graniidist batoliidi intrusioonid);

tugev piirkondlik metamorfism;

7) tugev voltimine, vigade rohkus, sh

tõukejõud, mis näitavad kompressiooni domineerimist. Volditud piirkonnad (vööd) tekivad geosünklinaalsete piirkondade (vööde) kohas.

Definitsioon: geosünkliin(joonis 6.5) - maakoore liikuv ala, kuhu algul kogunesid paksud setted ja vulkanogeensed kihid, seejärel purustati need keerulisteks voldikuteks, millega kaasnes rikete teke, sissetungide sisseviimine ja metamorfism. Geosünkliini väljatöötamisel on kaks etappi.

Esimene aste(õigesti geosünklinaalne) mida iseloomustab vajumise ülekaal. Suur vihmasadu geosünkliinis on maapõue venimise tulemus ja tema paindumine. AT esimese esimene pooletapid liivased-argised ja savised setted tavaliselt kuhjuvad (moonde tulemusena moodustuvad seejärel mustad kõrvitsad kildad, mis vabanevad kiltkivi teke) ja lubjakivid. Vajumisega võivad kaasneda rebendid, mida mööda mafiline magma kerkib ja purskab veealustes tingimustes. Pärast moonde tekkivad kivimid koos kaasnevate subvulkaaniliste moodustistega annavad lõhenenud-keratofüüriline moodustamine. Sellega samaaegselt tekivad tavaliselt ränikivimid ja jaspised.

ookeaniline

Riis. 6.5. Geosünkroni struktuuri skeem

sulamine skemaatiliselt läbi Sunda kaare Indoneesias (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991). Sümbolid: 1 - setted ja settekivimid; 2 - vulkaan-

nic tõud; 3 - keldri konti-metamorfsed kivimid

Määratud koosseisud koguneda samal ajal, aga erinevates valdkondades. Kogunemine spilito-keratophyric moodustised tekivad tavaliselt geosünkliini sisemuses – in eugeosünkliinid. Sest eugeo-sünkliinid iseloomulikud on paksude, tavaliselt aluseliste vulkaaniliste järjestuste teke ning gabro, diabaaside ja ülialuseliste kivimite sissetung. Geosünkliini ääreosas, piki selle piiri platvormiga, on tavaliselt miogeosünkliinid. Siin kogunevad peamiselt terrigeensed ja karbonaatsed kihid; vulkaanilised kivimid puuduvad, intrusioonid pole tüüpilised.

Esimese etapi esimesel poolel suurem osa geosünkliinist on meri märkimisväärsegasügavused. Selle tõestuseks on setete peenteralisus ja faunaleide (peamiselt nekton ja plankton) haruldus.

To esimese etapi keskel erineva vajumiskiiruse tõttu geosünkliini erinevates osades tekivad lõigud suhteline tõus(intrageoantic-linali) ja suhteline vajumine(intrageosünkliin-kas). Sel ajal võivad tekkida väikesed plagiograniidi sissetungid.

sisse esimese etapi teine ​​pool sisemiste tõusude ilmnemise tagajärjel muutub meri geosünkliinis madalamaks. nüüd see saarestik eraldatud väinadega. Madala tõttu liigub meri külgnevatel platvormidel. Paekivid kogunevad geosünkliinidesse, paksudesse liiva-savi rütmiliselt ehitatud kihistustesse, moodustades flysch eest -216

matsioon; toimub keskmise koostisega laavade väljavalamine, komponeerimine porfüüriline moodustamine.

To esimese etapi lõpp intrageosünkliinid kaovad, intrageoantikliinid ühinevad üheks tsentraalseks tõusuks. See on tavaline inversioon; see sobib voltimise põhifaas geosünkliinis. Voltimisega kaasneb tavaliselt suurte sünorogeensete (samaaegselt voltimisega) graniidist sissetungimine. Toimub kivide purustamine voltideks, mida sageli komplitseerivad ümbertõuged. Kõik see põhjustab piirkondlikku metamorfismi. Intrageosünkliinide kohas, synclinoria- sünklinaalset tüüpi keerulised struktuurid ja intrageoantikliinide asemel - antiklinoria. Geosünkliin "sulgub", muutudes volditud alaks.

Geosünkliini ülesehituses ja arengus on väga oluline roll sügavad vead - pikaealised rebendid, mis lõikavad läbi kogu maakoore ja lähevad ülemisse vahevöösse. Sügavad rikked määravad geosünkliinide kontuurid, nende magmatismi, geosünkliini jagunemise struktuurseteks-faatsilisteks tsoonideks, mis erinevad setete koostise, paksuse, magmatismi ja struktuuride olemuse poolest. Mõnikord eristatakse sisemisi geosünkliine keskmised massiivid, piiratud sügavate vigadega. Need on iidsema voltimise plokid, mis koosnevad aluse kividest, millele geosünkliin pandi. Sette koostise ja paksuse poolest on mediaanmassiivid platvormide lähedal, kuid neid eristab tugev magmatism ja kivimite voltumine, peamiselt piki massiiviservi.

Geosünkliini arendamise teine ​​etapp helistas orogeenne ja seda iseloomustab tõusude ülekaal. Sedimentatsioon toimub piiratud aladel piki tsentraalse tõusu perifeeria - sisse servade läbipainded, tekivad piki geosünkliini ja platvormi piiri ning kattuvad osaliselt platvormiga, samuti mägedevahelistes lohkudes, mis on mõnikord tekkinud kesktõusu sees. Sademete allikaks on pidevalt tõusva keskkõrguse hävimine. Esimesel poolajalteine ​​etapp sellel tõusul on ilmselt künklik reljeef; selle hävimisel kogunevad merelised, mõnikord laguunilised setted, moodustuvad madalam melass moodustamine. Olenevalt kliimatingimustest võib see nii olla kivisütt kandev halvav või soolalahus paks. Samal ajal toimub tavaliselt suurte graniidist intrusioonide - batoliitide - sissetung.

Etapi teises pooles tsentraalse tõusu tõusukiirus suureneb järsult, millega kaasnevad selle lõhenemised ja üksikute sektsioonide kokkuvarisemine. Seda nähtust seletatakse sellega, et voltimise, moonde ja sissetungide tõttu muutub volditud ala (pole enam geosünkliin!) jäigaks ja reageerib jätkuvale tõusule lõhedega. Meri lahkub sellelt territooriumilt. Kesktõusu, mis tol ajal oli mägine riik, hävimise tulemusena kogunevad mandri jämedad klastikihid, moodustades ülemine melass moodustamine. Tõusuharja lõhenemisega kaasneb maapealne vulkanism; tavaliselt on need felsic laavad, mis koos

subvulkaanilised moodustised annavad porfüür moodustamine. Sellega on seotud lõhe leeliselised ja väikesed happelised sissetungid. Seega suureneb geosünkliini arengu tulemusena mandrilise maakoore paksus.

Teise etapi lõpuks variseb geosünkliini kohas tekkinud volditud mägine ala, territoorium tasandub järk-järgult ja muutub platvormiks. Geosünkliin muundub setete kogunemisalast hävimisalaks, liikuvalt territooriumilt passiivseks jäigaks tasandatud territooriumiks. Seetõttu on liikumisulatus platvormil väike. Tavaliselt katab meri, isegi madal, siin suuri alasid. See piirkond ei koge enam nii tugevat vajumist kui varem, seetõttu on sademete paksus palju väiksem (keskmiselt 2-3 km). Vajumine katkeb korduvalt, mistõttu esineb sagedasi settimise katkestusi; siis võivad tekkida ilmastikutingimused. Puudub ka jõuline tõus, millega kaasneb voltimine. Seetõttu ei ole platvormil äsja moodustunud õhukesed, tavaliselt madalad setted moondunud ja asuvad horisontaalselt või veidi kaldu. Tardkivimid on haruldased ja neid esindavad tavaliselt basaltse laama maapealsed väljavalamised.

Lisaks geosünklinaalsele mudelile on olemas litosfääri laamatektoonika mudel.

Litosfääri laamtektoonika mudel

Laamtektoonika(Structural Geology and Plate Tectonics, 1991) on mudel, mis loodi selleks, et selgitada Maa väliskesta deformatsioonide ja seismilisuse jaotumise mustrit. See põhineb ulatuslikel geofüüsikalistel andmetel, mis on saadud 1950. ja 1960. aastatel. Laamtektoonika teoreetilised alused põhinevad kahel eeldusel.

Maa välimine kest, nn litosfäär, asub otse kihil nimega ässtenosfäär, mis on vähem vastupidav kui litosfäär.

Litosfäär jaguneb hulgaks jäikadeks segmentideks ehk plaatideks (joonis 6.6), mis liiguvad üksteise suhtes pidevalt ja mille pindala on samuti pidevas muutumises. Suurem osa intensiivse energiavahetusega tektoonilised protsessid toimivad plaatide vahelistel piiridel.

Kuigi litosfääri paksust ei saa suure täpsusega mõõta, nõustuvad teadlased, et plaatide sees varieerub see ookeanide all 70–80 km kuni maksimaalselt üle 200 km teatud mandrite osade all, keskmise väärtusega umbes 100 km. Litosfääri aluseks olev astenosfäär ulatub umbes 700 km sügavusele (sügavfookusega maavärinate allikate maksimaalne levimissügavus). Selle tugevus suureneb sügavusega ja mõned seismoloogid usuvad, et selle alumine piir on

Riis. 6.6. Maa litosfääri plaadid ja nende aktiivsed piirid. Topeltjooned näitavad lahknevaid piire (laotusteljed); hammastega jooned - koonduvad gyaniinid P. PIT

üksikud read - teisendusvead (nihked); Mandri maakoore täpilised alad, kus toimub aktiivne purunemine (Struktuurigeoloogia ja plaattektoonika, 1991)

See asub 400 km sügavusel ja langeb kokku füüsikaliste parameetrite kerge muutusega.

Plaatide vahelised piirded jagunevad kolme tüüpi:

lahknev;

koonduv;

teisendus (nihketega piki streiki).

Laamide lahknevates piirides, mida esindavad peamiselt lõhed, tekib uus litosfääri moodustumine, mis viib ookeanipõhja laienemiseni (levikuni). Laamade koonduvatel piiridel vajub litosfäär astenosfääri, st neeldub. Transformatsiooni piiridel libisevad kaks litosfääri plaati üksteise suhtes ja litosfääri aine ei teki ega hävi neil. .

Kõik litosfääri plaadid liiguvad üksteise suhtes pidevalt. Eeldatakse, et kõigi plaatide kogupindala jääb märkimisväärse aja jooksul muutumatuks. Plaatide servadest piisaval kaugusel on horisontaalsed deformatsioonid nende sees ebaolulised, mistõttu on võimalik plaate lugeda jäigaks. Kuna nihked mööda transformatsioonivigu toimuvad nende löögi ajal, peab plaatide liikumine olema paralleelne kaasaegsete transformatsioonitõrgetega. Kuna see kõik toimub kera pinnal, siis vastavalt Euleri teoreemile kirjeldab iga plaadi sektsioon Maa kerapinnal pöörlemisega samaväärset trajektoori. Iga plaadipaari suhtelise liikumise jaoks saate igal ajal määrata pöörlemistelje või -pooluse. Sellest poolusest eemaldudes (kuni nurgani

kaugus 90°) puistenormid loomulikult suurenevad, kuid nurkkiirus mis tahes antud plaadipaari puhul on nende pöörlemispooluse suhtes konstantne. Samuti märgime, et geomeetriliselt on pöörlemispoolused unikaalsed iga plaadipaari jaoks ega ole kuidagi seotud Maa kui planeedi pöörlemispoolusega.

Laamtektoonika on maakoores toimuvate protsesside tõhus mudel, kuna see ühtib hästi teadaolevate vaatlusandmetega, annab elegantse seletuse varem mitteseotud nähtustele ja avab võimalusi ennustamiseks.

Wilsoni tsükkel(Struktuurigeoloogia ja plaattektoonika, 1991). 1966. aastal avaldas Toronto ülikooli professor Wilson artikli, milles ta väitis, et mandrite triivimine ei toimunud mitte ainult pärast Pangea varajast mesosoikumilist lõhenemist, vaid ka Pangea-eelsel ajal. Ookeanide avanemise ja sulgumise tsüklit külgnevate mandri servade suhtes nimetatakse nüüd Wilsoni tsükkel.

Joonisel fig. 6.7 näitab skemaatiliselt Wilsoni tsükli põhikontseptsiooni litosfääriplaatide evolutsiooni ideede raames.

Riis. 6.7a tähistab Wilsoni tsükli algus– mandri lagunemise algstaadium ja plaadi akretsiooniääre moodustumine. on teadaolevalt karm

Riis. 6.7. Ookeani arengu Wilsoni tsükli skeem litosfääri plaatide evolutsiooni raames (Struktuurigeoloogia ja laamtektoonika, 1991)

litosfäär katab astenosfääri nõrgema, osaliselt sulanud tsooni - nn madala kiirusega kihti (joonis 6.7, b) . Mandrite eraldumise jätkudes areneb välja lõheorg (joon. 6.7, 6) ja väike ookean (joon. 6.7, c). Need on Wilsoni tsükli varajase ookeani avanemise etapid.. Sobivad näited on Aafrika lõhe ja Punane meri. Eraldunud mandrite triivi jätkudes, millega kaasneb uue litosfääri sümmeetriline akretsioon plaatide servadele, kogunevad mandri erosiooni tõttu šelfi setted mandri-ookeani piirile. täielikult moodustunud ookean(joon. 6.7, d) mille plaadi piiril on mediaanhari ja arenenud mandrilava nn. Atlandi tüüpi ookean.

Ookeaniliste kaevikute vaatluste, nende seoste seismilisusega ja kaevikute ümbruse ookeaniliste magnetiliste anomaaliate mustri rekonstrueerimise põhjal on teada, et ookeaniline litosfäär tükeldatakse ja sukeldatakse mesosfääri. Joonisel fig. 6,7, d näidatud ookean plaadiga, millel on lihtsad litosfääri juurdekasvu ja neeldumispiirid, - see on ookeani sulgemise esialgne etapp sisse Wilsoni tsükkel. Litosfääri jagunemine mandriserva läheduses viib viimase muutumiseni orogeense Andide tüübiks neelavate plaatide piiril toimuvate tektooniliste ja vulkaaniliste protsesside tulemusena. Kui see jagunemine toimub mandri servast ookeani poole märkimisväärsel kaugusel, siis moodustub Jaapani saarte tüüpi saarekaare. ookeani neelduminelitosfäär viib plaatide geomeetria muutumiseni ja lõpus

lõpeb kuni plaadi akretsioonivaru täielik kadumine(joonis 6.7, e). Selle aja jooksul võib vastaspoolne mandrilava laienemist jätkata, muutudes Atlandi tüüpi poolookeaniks. Kui ookean kahaneb, kaasatakse lõpuks plaatide neeldumisrežiimi ja osaleb selle arengus vastupidine mandri piir Andide tüüpi akretsiooniline orogeen. See on kahe kontinendi kokkupõrke varajane staadium (kokkupõrkeid) . Järgmisel etapil mandri litosfääri ujuvuse tõttu plaadi neeldumine peatub. Litosfääriplaat tuleb maha allpool, kasvava Himaalaja tüüpi orogeeni all, ja tuleb viimane orogeenne staadiumWilsoni tsükkelküpse mägivööga, mis on äsja liitunud mandrite vaheline õmblus. antipood Andide tüüpi akretsiooniorogeen on Himaalaja tüüpi põrkeorogeen.

Maa päritolu. Nagu te juba teate. Maa on väike kosmiline keha, osa Päikesesüsteem. Kuidas meie planeet sündis? Isegi iidse maailma teadlased püüdsid sellele küsimusele vastata. On palju erinevaid hüpoteese. Nendega tutvud gümnaasiumis astronoomiat õppides.

Kaasaegsetest vaadetest Maa tekke kohta on levinuim hüpotees O. Yu. Schmidt Maa tekke kohta külmast gaasi-tolmupilvest. Selle ümber Päikese tiirleva pilve osakesed põrkasid kokku, "kleepusid kokku", moodustades lumepallina kasvanud hüübeid.

Hüpoteesid on ka planeetide tekkeks kosmiliste katastroofide – tähtede aine lagunemise tagajärjel tekkivate võimsate plahvatuste – tagajärjel. Teadlased otsivad jätkuvalt uusi viise Maa päritolu probleemi lahendamiseks.

Mandrilise ja ookeanilise maakoore struktuur. Maakoor on litosfääri kõrgeim osa. See on nagu õhuke "loor", mille alla on peidetud rahutu maa sisikond. Võrreldes teiste geosfääridega tundub maakoor olevat õhuke kile, millesse on mähitud maakera. Maakoore paksus moodustab keskmiselt vaid 0,6% maa raadiuse pikkusest.

Meie planeedi välimuse määravad mandrite eendid ja veega täidetud ookeanide lohud. Et vastata küsimusele, kuidas need tekkisid, tuleb teada maakoore ehituse erinevusi. Neid erinevusi näete joonisel 8.

1. Millised on kolm kihti, millest maakoor koosneb?
2. Kui paks on maakoor mandritel? Ookeanide all?
3. Tõstke esile kaks tunnust, mis eristavad mandrilist maakoort ookeanist.

Kuidas seletada erinevusi maakoore ehituses? Enamik teadlasi usub, et meie planeedil tekkis esmakordselt ookeanilist tüüpi maakoor. Maa sees toimuvate protsesside mõjul tekkisid selle pinnale voldid ehk mägised alad. Maakoore paksus suurenes, tekkisid mandrite servad. Mandrite ja ookeanibasseinide edasise arengu kohta on mitmeid hüpoteese. Mõned teadlased väidavad, et mandrid on liikumatud, samas kui teised, vastupidi, räägivad nende pidevast liikumisest.

Viimastel aastatel on loodud maakoore ehituse teooria, mis põhineb litosfääriplaatide kontseptsioonil ja 20. sajandi alguses loodud mandrite triivi hüpoteesil. Saksa teadlane A. Wegener. Küsimusele mandreid liigutavate jõudude päritolu kohta ta toona aga vastust ei leidnud.

Riis. 8. Maakoore ehitus mandritel ja ookeanide all

Litosfääri plaadid. Litosfääri plaatide teooria kohaselt ei ole maakoor koos osaga ülemisest vahevööst planeedi monoliitne kest. Seda lõhub keeruline sügavate pragude võrgustik, mis ulatuvad suurtesse sügavustesse ja ulatuvad vahevööni. Need hiiglaslikud praod jagavad litosfääri mitmeks väga suureks plokiks (plaadiks), mille paksus on 60–100 km. Laamide vahelised piirid kulgevad piki ookeani keskahelikke – hiiglaslikke paistetusi planeedi kehal või mööda süvamere kaevikuid – ookeanipõhja kurusid. Selliseid pragusid on ja maal. Need läbivad mägede vööndeid, nagu Alysh-Himaalaja, Uural jne. Need mägede vööd on nagu "õmblused paranenud vanade haavade kohas planeedi kehal". Maal on ka "värsked haavad" - kuulsad Ida-Aafrika vead.

Seal on seitse tohutut plaati ja kümneid väiksemaid plaate. Enamik plaate sisaldab nii kontinentaalset kui ka ookeanilist maakoort (joonis 9).

Riis. 9. Litosfääri plaadid

Plaadid asetsevad mantli suhteliselt pehmel plastilisel kihil, mida mööda nad libisevad. Plaatide liikumist põhjustavad jõud tekivad aine liikumisel ülemises vahevöös (joon. 10). Selle aine võimsad tõusvad voolud lõhuvad maakoore, moodustades sellesse sügavad rikked. Neid rikkeid leidub maismaal, kuid enamik neist on ookeanide põhjas asuvates keskmistes ookeaniharjades, kus maakoor on õhem. Siin tõuseb sulamaterjal Maa sisikonnast ja surub plaadid lahku, ehitades maakoore üles. Rikete servad eemalduvad üksteisest.

Riis. 10. Litosfääri plaatide kavandatav liikumine: 1. Atlandi ookean. 2. Ookeani keskhari. 3. Plaatide mantlisse kastmine. 4. Ookeani kraav. 5. Andid. 6. Aine tõus vahevööst

Plaadid liiguvad aeglaselt veealuste seljandike joonelt kaevikute joontele kiirusega 1–6 cm aastas. See fakt tehti kindlaks maa tehissatelliitidelt tehtud piltide võrdlemise tulemusena. Naaberplaadid lähenevad, lahknevad või libisevad üksteise suhtes (vt joonis 10). Nad hõljuvad ülemise vahevöö pinnal nagu jäätükid veepinnal.

Kui plaadid, millest ühel on ookeaniline ja teisel mandriline maakoor, lähenevad üksteisele, siis merega kaetud laam paindub justkui mandri alla (vt joonis 10). Sel juhul tekivad süvamere kaevikud, saarekaared ja mäeahelikud, näiteks Kuriili kraav. Jaapani saared, Andid. Kui mandrilisele maakoorele lähenevad kaks plaati, siis nende servad koos kõigi neile kogunenud settekivimitega purustatakse voltideks. Nii tekkis Himaalaja näiteks Euraasia ja Indo-Austraalia laamade piirile.

Riis. 11. Mandrite piirjoonte muutmine erinevatel aegadel

Litosfääri plaatide teooria kohaselt oli Maal kunagi üks kontinent, mida ümbritses ookean. Aja jooksul tekkisid sellel sügavad rikked ja tekkis kaks kontinenti - lõunapoolkeral Gondwana ja põhjapoolkeral - Laurasia (joon. 11). Hiljem purustasid need mandrid ka uute rikete tõttu. Moodustati kaasaegsed mandrid ja uued ookeanid - Atlandi ookean ja India. Kaasaegsete mandrite põhjas asuvad maakoore vanimad suhteliselt stabiilsed ja tasandatud osad - platvormid, see tähendab Maa kauges geoloogilises minevikus moodustunud plaadid. Kui plaadid kokku põrkasid, kerkisid mäestruktuurid. Mõnel mandril on säilinud jäljed mitme plaadi kokkupõrkest. Nende pindala suurenes järk-järgult. Nii moodustati näiteks Euraasia.

Litosfääri plaatide õpetus võimaldab vaadata Maa tulevikku. Eeldatakse, et umbes 50 miljoni aasta pärast Atlandi ookean ja India ookean laienevad, Vaikse ookeani suurus väheneb. Aafrika liigub põhja poole. Austraalia ületab ekvaatori ja puutub kokku Euraasiaga. See on aga vaid prognoos, mis vajab täpsustamist.

Teadlased jõudsid järeldusele, et maakoore rebenemise ja venimise kohtades keskmistes seljandites moodustub uus ookeaniline maakoor, mis levib järk-järgult mõlemas suunas selle põhjustanud sügavast murrangust. Ookeani põhjas on see nagu hiiglaslik konveier. See transpordib noori litosfääriplaatide plokke nende päritolukohast ookeanide mandriservadele. Liikumiskiirus on väike, tee pikk. Seetõttu jõuavad need plokid rannikule 15–20 miljoni aastaga. Pärast seda rada läbides laskub plaat süvaveekraavi ja sukeldub mandri alla "sukeldudes" vahevöösse, millest see moodustus keskmiste mäeharjade keskosas. Nii sulgub iga litosfääriplaadi eluring.

Maakoore ehituse kaart. Muistsed platvormid, kurrutatud mägised alad, ookeani keskharjade asend, murrangualad maismaal ja ookeanipõhjal, mandritel kristalsete kivimite servad on näidatud teemakaardil "Maakoore struktuur".

Maa seismilised vööd. Litosfääri plaatide vahelisi piirpiirkondi nimetatakse seismilisteks vöönditeks. Need on planeedi kõige rahutumad liikuvad piirkonnad. Siin on koondunud enamik aktiivseid vulkaane, toimub vähemalt 95% kõigist maavärinatest. Seismilised alad ulatusid tuhandeid kilomeetreid ja langevad kokku sügavate rikete piirkondadega maismaal, ookeanis - ookeani keskahelike ja süvamere kaevikutega. Maal on üle 800 aktiivse vulkaani, mis paiskavad planeedi pinnale palju laavat, gaase ja veeauru.

Litosfääri ehituse ja arenguloo tundmine on oluline maavarade leiukohtade otsimisel, litosfääris toimuvate protsessidega seotud looduskatastroofide prognooside tegemisel. Eeldatakse näiteks, et just plaatide piiridel tekivad maagimineraalid, mille tekkimist seostatakse tardkivimite tungimisega maapõue.

1. Milline on litosfääri struktuur? Millised nähtused toimuvad selle plaatide piiridel?
2. Kuidas seismilised vööd Maal paiknevad? Rääkige meile raadio- ja telesõnumitest teadaolevatest maavärinatest ja vulkaanipursetest. ajalehed. Selgitage nende nähtuste põhjuseid.
3. Kuidas peaks töötama maakoore ehituse kaardiga?
4. Kas vastab tõele, et mandri maakoore jaotus langeb kokku maismaa pindalaga? 5. Kuhu võiks teie arvates kauges tulevikus Maa peale tekkida uusi ookeane? Uued mandrid?

1. Maa süvaehitus

Geograafiline kest suhtleb ühelt poolt planeedi süvaainega, teiselt poolt atmosfääri ülemiste kihtidega. Maa süvastruktuuril on oluline mõju geograafilise ümbrise kujunemisele. Mõiste "Maa struktuur" tähistab tavaliselt selle sisemist, st süvastruktuuri, mis algab maakoorest kuni planeedi keskpunktini.

Maa mass on 5,98 x 10 27 g.

Maa keskmine tihedus on 5,517 g/cm3.

Maa koostis. Kaasaegsete teaduslike kontseptsioonide kohaselt koosneb Maa järgmistest keemilistest elementidest: raud - 34,64%, hapnik - 29,53%, räni - 15,20%, magneesium - 12,70%, nikkel - 2,39%, väävel - 1,93%, kroom - 0,26 %, mangaan - 0,22%, koobalt - 0,13%, fosfor - 0,10%, kaalium - 0,07% jne.

Kõige usaldusväärsem teave selle kohta sisemine struktuur Maad pakuvad vaatlusi seismiliste lainete, st maavärinate põhjustatud maismaa aine võnkuvate liikumiste kohta.

Seismiliste lainete (seismograafidel registreeritud) kiiruse järsk muutus 70 km ja 2900 km sügavusel peegeldab aine tiheduse järsku suurenemist nendel piiridel. See annab aluse eraldada Maa sisekehas kolm järgmist kestat (geosfääri): kuni 70 km sügavuseni - maakoor, 70 km kuni 2900 km - vahevöö ja sellest maakoore keskmesse. Maa – tuum. Tuumas on välimine tuum ja sisemine tuum.

Maa tekkis umbes 5 miljardit aastat tagasi mõnest külmast gaasi-tolmu udukogust. Pärast seda, kui planeedi mass on jõudnud kaasaegne tähendus(5,98 x 10 27 g) algas selle isekuumenemine. Peamised soojusallikad olid: esiteks gravitatsiooniline kokkusurumine ja teiseks radioaktiivne lagunemine. Nende protsesside arengu tulemusena hakkas temperatuur Maa sees tõusma, mis tõi kaasa metallide sulamise. Kuna aine oli Maa keskmes tugevalt kokku surutud ja pinnalt tuleva kiirguse toimel jahutatud, toimus sulamine peamiselt madalal sügavusel. Nii tekkis sulakiht, millest kerkisid üles silikaatmaterjalid kui kõige kergemad, tekitades maakoore. Metallid jäid sulamistasemele. Kuna nende tihedus on suurem kui diferentseerumata süvaainel, langesid nad järk-järgult allapoole. See viis metallsüdamiku moodustumiseni.

CORE sisaldab 85-90% rauda. 2900 km sügavusel (vahevöö ja südamiku vaheline piir) on aine tohutu rõhu (1 370 000 atm) tõttu ülitahkes olekus. Teadlased viitavad sellele, et välimine tuum on sulanud, sisemine aga tahkes olekus. Maapealse aine diferentseerumine ja tuuma eraldamine on võimsaim protsess Maal ja peamine, esimene sisemine tõukemehhanism meie planeedi arenguks.

Tuuma roll Maa magnetosfääri kujunemisel. Südamikul on võimas mõju Maa magnetosfääri tekkele, mis kaitseb elu kahjuliku ultraviolettkiirguse eest. Kiiresti pöörleva planeedi elektrit juhtivas välimises vedelas tuumas toimuvad mateeria keerulised ja intensiivsed liikumised, mis põhjustavad ergastuse magnetväli. Magnetväli ulatub Maa-lähedasse ruumi mitme Maa raadiuse ulatuses. Päikesetuulega suheldes loob geomagnetväli Maa magnetosfääri. Magnetosfääri ülemine piir asub umbes 90 tuhande km kõrgusel. Magnetosfääri teke ja maapealse looduse isoleerimine päikesekrooni plasmast oli esimene ja üks olulisemaid tingimusi elu tekkeks, biosfääri arenguks ja geograafilise ümbrise kujunemiseks.

MANTLE koosneb valdavalt Mg-st, O-st, FeO-st ja SiO2-st, mis moodustavad magma. Magma koostis sisaldab vett, kloori, fluori ja muid lenduvaid aineid. Mantlis toimub aine diferentseerumisprotsess pidevalt. Ained, mida soodustab metallide eemaldamine, tõusevad maakoore poole, raskemad aga vajuvad. Sarnased aine nihked vahevöös on määratletud terminiga "konvektsioonivoolud".

Astenosfääri mõiste. Mantli ülemist osa (100–150 km raadiuses) nimetatakse astenosfääriks. Astenosfääris on temperatuuri ja rõhu kombinatsioon selline, et aine on sulas, liikuvas olekus. Astenosfääris ei esine mitte ainult pidevad konvektsioonivoolud, vaid ka horisontaalsed astenosfäärivoolud.

Horisontaalsete astenosfäärivoolude kiirus ulatub vaid mõnekümne sentimeetrini aastas. Siiski selleks geoloogiline aeg need hoovused viisid litosfääri lõhenemiseni eraldi plokkideks ja nende horisontaalse liikumiseni, mida tuntakse mandrite triivina. Astenosfäär sisaldab vulkaanide koldeid ja maavärinate keskusi. Teadlased usuvad, et geosünkliinid tekivad kahanevate hoovuste kohal ning ookeani keskahelikud ja lõhede tsoonid tõusvate hoovuste kohal.

2. Maapõue mõiste. Maakoore teket ja arengut selgitavad hüpoteesid

Maakoor on pinnakihtide kompleks tahke keha Maa. Teadusgeograafilises kirjanduses pole ühtset ettekujutust maakoore päritolu ja arengu kohta.

On mitmeid hüpoteese (teooriaid), mis selgitavad maakoore tekke ja arengu mehhanismi. Kõige mõistlikumad hüpoteesid on järgmised:

• 1. Fiksismiteooria (lat. fixus - liikumatu, muutumatu) väidab, et mandrid on alati püsinud kohtades, kus nad praegu asuvad. See teooria eitab igasugust kontinentide ja litosfääri suurte osade liikumist (Charles Darwin, A. Wallace jt).
• 2. Mobilismi teooria (ladina keelest mobilis - mobile) tõestab, et litosfääri plokid on pidevas liikumises. See kontseptsioon on eriti kinnistunud viimastel aastatel seoses uute teadusandmete laekumisega maailmamere põhja uurimisel.
• 3. Ookeanipõhja arvelt mandrite kasvu kontseptsioon eeldab, et algsed mandrid moodustusid suhteliselt väikeste massiivide kujul, mis praegu moodustavad iidsed mandriplatvormid. Seejärel kasvasid need massiivid mägede moodustumise tõttu ookeani põhjas algsete maismaa tuumade servade kõrval. Ookeanide põhja uurimine, eriti ookeani keskahelike vööndis, andis põhjust kahelda selle kontseptsiooni õigsuses.
• 4. Geosünkliinide teooria väidab, et maa suuruse suurenemine toimub geosünkliinides mägede tekkimise kaudu. Geosünklinaalne protsess, kui üks peamisi mandrite maakoore arengus, on paljude kaasaegsete teaduslike seletuste aluseks.
• 5. Pöörlemisteooria tugineb oma seletuses väitele, et kuna Maa kuju ei lange kokku matemaatilise sferoidi pinnaga ja ehitatakse ümber ebaühtlase pöörlemise tõttu, on pöörleva planeedi tsooniribad ja meridionaalsektorid paratamatult tektooniliselt ebavõrdsed. . Nad reageerivad erineva aktiivsusega maapealsete protsesside põhjustatud tektooniliste pingetega.

Ookeaniline ja mandriline maakoor. Maakoort on kahte peamist tüüpi: ookeaniline ja mandriline. Eristatakse ka selle üleminekutüüpi.

Ookeaniline maakoor. Ookeani maakoore paksus on tänapäevasel geoloogilisel ajastul 5–10 km. See koosneb kolmest järgmisest kihist:

• 1) ülemine õhuke meresetete kiht (paksus ei ületa 1 km);
• 2) keskmine basaldikiht (paksus 1,0-2,5 km);
• 3) alumine gabrokiht (umbes 5 km paksune).

Mandri (mandri) maakoor. Mandrilisel maakoorel on keerulisem struktuur ja suurem paksus kui ookeanilisel. Selle keskmine paksus on 35-45 km ja mägistes riikides kasvab see 70 km-ni. See koosneb kolmest järgmisest kihist:

• 1) alumine kiht (basalt), mis koosneb basaltidest (paksus umbes 20 km);
• 2) keskmine kiht (graniit), mille moodustavad peamiselt graniitid ja gneissid; moodustab mandrilise maakoore peamise paksuse, ei ulatu ookeanide alla;
• 3) ülemine kiht (sette) paksusega umbes 3 km.

Mõnes piirkonnas ulatub sademete paksus 10 km-ni: näiteks in Kaspia madalik. Mõnes Maa piirkonnas puudub settekiht üldse ja pinnale tuleb graniidikiht. Selliseid alasid nimetatakse kilpideks (nt Ukraina kilp, Balti kilp).

Mandritel ilmastikuolude tagajärjel kivid moodustub geoloogiline moodustis, mida nimetatakse murenevaks maakooreks.

Graniidikihti eraldab basaldikihist Konradi pind. Sellel piiril suureneb seismiliste lainete kiirus 6,4-lt 7,6 km/sek.

Maakoore ja vahevöö vaheline piir (nii mandritel kui ka ookeanidel) kulgeb mööda Mohorovichi pinda (Moho joon). Seismiliste lainete kiirus sellel hüppab kuni 8 km/h.

Lisaks kahele peamisele maakoore tüübile (ookeaniline ja mandriline) leidub ka segatüüpi (ülemineku-) tüüpi alasid.

Mandri madalikul või riiulitel on maakoor umbes 25 km paksune ja sarnaneb üldiselt mandrilise maakoorega. Küll aga võib selles välja pudeneda basaldikiht. AT Ida Aasia saarekaarte piirkonnas (Kuriili saared, Aleuudi saared, Jaapani saared jt) on laialt levinud üleminekutüüpi maakoor. Lõpuks on ookeani keskahelike maakoor väga keeruline ja veel vähe uuritud. Siin puudub Moho piir ja mantli materjal tõuseb mööda rikkeid maakoore ja isegi selle pinnale.

Mõistet "maakoor" tuleks eristada mõistest "litosfäär". Mõiste "litosfäär" on laiem kui "maakoor". Litosfääris hõlmab kaasaegne teadus mitte ainult maakoort, vaid ka kõige ülemist vahevööd kuni astenosfäärini, s.o umbes 100 km sügavuseni.

Isostaasi mõiste. Gravitatsiooni jaotuse uurimine on näidanud, et kõik maakoore osad – mandrid, mägised riigid, tasandikud – on vahevöö ülaosas tasakaalus. Seda tasakaalustatud asendit nimetatakse isostaasiks (ladina keelest isoc – ühtlane, staas – asend). Isostaatiline tasakaal saavutatakse tänu sellele, et maakoore paksus on pöördvõrdeline selle tihedusega. Raske ookeaniline maakoor on õhem kui kergem mandriline maakoor.

Isostaas ei ole isegi tasakaal, vaid tasakaalupüüdlus, mida pidevalt häiritakse ja taastatakse. Nii näiteks tõuseb Balti kilp pärast pleistotseeni liustiku mandrijää sulamist umbes 1 cm aastas. Soome pindala suureneb merepõhja tõttu pidevalt. Hollandi territoorium seevastu väheneb. Nullbilansi joon kulgeb praegu 600 N-st veidi lõuna pool. Tänapäevane Peterburi on umbes 1,5 m kõrgem kui Peeter Suure aegne Peterburi. Nagu tänapäevased andmed teaduslikud uuringud, isegi suurte linnade raskus on piisav nende all oleva territooriumi isostaatiliseks kõikumiseks. Seetõttu on suurlinnade aladel maapõu väga liikuv. Üldiselt on maakoore reljeef Moho pinna (maakoore taldade) peegelpeegeldus: kõrgendatud alad vastavad vahevöö süvenditele, alumised vastavad rohkematele. kõrge tase selle ülempiir. Niisiis on Pamiiri all Moho pinna sügavus 65 km ja Kaspia madalikul - umbes 30 km.

Maakoore termilised omadused. Mullatemperatuuri päevane kõikumine ulatub 1,0 - 1,5 m sügavusele ja iga-aastane kõikumine parasvöötme laiuskraadidel mandrilise kliimaga riikides kuni 20-30 m sügavusele. maapinna kuumenemine Päikese poolt peatub, tekib püsiva mullatemperatuuriga kiht. Seda nimetatakse isotermiliseks kihiks. Isotermilise kihi all sügavale Maasse temperatuur tõuseb. Kuid see temperatuuri tõus on juba põhjustatud maa sisemuse sisemisest soojusest. Kliima kujunemisel sisesoojus praktiliselt ei osale. Siiski on see kõigi tektooniliste protsesside ainus energiabaas.

Kraadide arvu, mille võrra temperatuur tõuseb iga 100 m sügavuse kohta, nimetatakse geotermiliseks gradiendiks.

Kaugust meetrites, mille juures temperatuur tõuseb 10°C, nimetatakse geotermiliseks sammuks. Geotermilise sammu väärtus sõltub reljeefist, kivimite soojusjuhtivusest, vulkaaniliste koldete lähedusest, tsirkulatsioonist põhjavesi ja teised.Keskmiselt on geotermiline samm 33 m Vulkaanilistel aladel võib geotermiline samm olla vaid 5 m ja geoloogiliselt rahulikel aladel (platvormidel) ulatuda 100 m-ni.

3. Mandrite eraldamise struktuur-tektooniline põhimõte. Mandrite ja maailma osade mõiste

Kaks kvalitatiivselt erinevat maakoore tüüpi – mandriline ja ookeaniline – vastavad planeedi reljeefi kahele põhitasandile – mandrite pinnale ja ookeanide sängile. Mandrite valik kaasaegses geograafias toimub struktuur-tektoonilise printsiibi alusel.

Mandrite jaotuse struktuur-tektooniline põhimõte.

Mandri ja ookeanilise maakoore fundamentaalne kvalitatiivne erinevus, samuti mõned olulised erinevused mandrite ja ookeanide all asuva ülemise vahevöö struktuuris tingivad vajaduse eristada mandreid mitte ookeanide poolt nähtava ümbruse, vaid struktuuri järgi. - tektooniline põhimõte.

Struktuur-tektooniline printsiip ütleb, et esiteks hõlmab mandri mandrilava (šelf) ja mandrinõlva; teiseks, iga kontinendi südames on tuum või iidne platvorm; kolmandaks on iga mandriplokk ülemises vahevöös isostaatiliselt tasakaalustatud.

Struktuur-tektoonilise printsiibi seisukohalt on mandriosa mandrilise maakoore isostaatiliselt tasakaalustatud massiiv, millel on iidse platvormi kujul struktuurne tuum, millega külgnevad nooremad volditud struktuurid.

Kokku on Maal kuus kontinenti: Euraasia, Aafrika, Põhja-Ameerika, Lõuna-Ameerika, Antarktika ja Austraalia. Igal mandril on üks platvorm ja Euraasia keskmes on neid kuus: Ida-Euroopa, Siber, Hiina, Tarim (Lääne-Hiina, Takla-Makani kõrb), Araabia ja Hindustan. Araabia ja Hindustani platvormid on osa iidsest Gondwanast, mis ühines Euraasiaga. Seega on Euraasia heterogeenne anomaalne kontinent.

Piirid mandrite vahel on üsna ilmsed. Põhja-Ameerika ja Lõuna-Ameerika piir kulgeb mööda Panama kanalit. Mööda on tõmmatud piir Euraasia ja Aafrika vahel Suessi kanal. Beringi väin eraldab Euraasiat Põhja-Ameerikast.

Kaks rida mandreid. Kaasaegses geograafias eristatakse kahte mandrite seeriat:

• 1. Mandrite ekvatoriaalne seeria (Aafrika, Austraalia ja Lõuna-Ameerika).
• 2. Mandrite põhjarida (Euraasia ja Põhja-Ameerika).

Väljaspool neid ridu jääb Antarktika - kõige lõunapoolsem ja külmem kontinent.

Mandrite praegune asukoht peegeldab mandri litosfääri pikka arengulugu.

Lõunamandrid (Aafrika, Lõuna-Ameerika, Austraalia ja Antarktika) on paleosoikumis ühendatud Gondwana megakontinendi osad ("fragmendid"). Põhjakontinendid ühendati sel ajal teiseks megakontinendiks - Laurasiaks. Laurasia ja Gondwana vahel paleosoikumis ja mesosoikumis asus tohutute merebasseinide süsteem, mida kutsuti Tethyse ookeaniks. See ookean ulatus alates Põhja-Aafrika(läbi Lõuna-Euroopas, Kaukaasiast, Lääne-Aasiast, Himaalajast Indohiinani) tänapäeva Indoneesiani. Neogeenis (umbes 20 miljonit aastat tagasi) tekkis selle geosünkliini kohale Alpi volditud vöö.

Nende sõnul suured suurused superkontinendil Gondwanal oli isostaasiseaduse kohaselt paks (kuni 50 km) maakoor, mis oli sügavalt vahevöösse sukeldatud. Selle superkontinendi all olid konvektsioonivoolud eriti intensiivsed astenosfääris; mantli pehmenenud aine liikus väga aktiivselt. See viis esmalt turse tekkeni mandri keskel ja seejärel selle jagunemiseni eraldi plokkideks, mis hakkasid samade konvektsioonivoolude mõjul horisontaalselt liikuma. Teatavasti kaasneb kontuuri nihkega kera pinnal alati selle pöörlemine (Euler jt). Seetõttu ei liikunud Gondwana osad mitte ainult geograafilises ruumis, vaid ka avanesid.

Gondwana esimene lõhenemine toimus triiase ja juura piiril (umbes 190-195 miljonit aastat tagasi); Afro-Ameerika eraldus. Seejärel eraldus Lõuna-Ameerika Aafrikast juura ja kriidiajastu piiril (umbes 135-140 miljonit aastat tagasi). Mesosoikumi ja kainosoikumi piiril (umbes 65-70 miljonit aastat tagasi) põrkas Hindustani blokk Aasiaga kokku ja Antarktika eemaldus Austraaliast. Praegusel geoloogilisel ajastul on litosfäär teadlaste sõnul jagatud kuueks plaadiplokiks, mis jätkavad liikumist.

Gondwana kokkuvarisemine selgitab edukalt nii taimestiku ja loomastiku kuju, geoloogilisi sarnasusi kui ka ajalugu. lõunapoolsed mandrid. Laurasia lõhenemise ajalugu pole nii hoolikalt uuritud kui Gondwanat.

Mandrite paiknemise mustrid. Mandrite praegust asukohta iseloomustavad järgmised mustrid:

• 1. Suurem osa maast asub põhjapoolkeral. Põhjapoolkera on mandriosa, kuigi isegi siin moodustab maismaa vaid 39% ja umbes 61% ookeanist.
• 2. Põhjamandrid on üsna kompaktsed. Lõunamandrid on väga hajutatud ja killustatud.
• 3. Planeedi reljeef on antisemiitlik. Mandrid paiknevad nii, et igaüks neist Maa vastasküljel vastab kindlasti ookeanile. Seda on kõige paremini näha Põhja-Jäämere ja Antarktika maa võrdluses. Kui maakera on seatud nii, et ühel poolusel on mõni kontinent, siis teisel poolusel on kindlasti ookean. On ainult üks väike erand: Lõuna-Ameerika lõpp on Kagu-Aasiale vastandlik. Antipodaalsus, kuna sellel pole peaaegu mingeid erandeid, ei saa olla juhuslik nähtus. See nähtus põhineb pöörleva Maa pinna kõigi osade tasakaalul.

Maailma osade mõiste. Lisaks geoloogiliselt määratud maa jagunemisele mandriteks, toimub ka inimkonna kultuurilise ja ajaloolise arengu käigus välja kujunenud maapinna jagunemine eraldiseisvateks maailmaosadeks. Kokku on maailmas kuus osa: Euroopa, Aasia, Aafrika, Ameerika, Austraalia koos Okeaaniaga, Antarktika. Euraasia ühel mandril on kaks maailmaosa (Euroopa ja Aasia) ning kaks läänepoolkera mandrit (Põhja-Ameerika ja Lõuna-Ameerika) moodustavad ühe osa maailmast - Ameerika.

Euroopa ja Aasia vaheline piir on väga tinglik ja tõmmatud piki Uurali aheliku, Uurali jõe, Kaspia mere põhjaosa ja Kuma-Manychi nõgu piirjoont. Mööda Uurali ja Kaukaasiat kulgevad sügavad murrangud, mis eraldavad Euroopat Aasiast.

Mandrite ja ookeanide ala. Maa-ala on arvestatud praeguse rannajoone piires. Maakera pindala on ligikaudu 510,2 miljonit km 2. Umbes 361,06 miljonit km 2 on hõivatud Maailma ookeaniga, mis moodustab ligikaudu 70,8% Maa kogupinnast. Maale langeb ligikaudu 149,02 miljonit km 2, s.o. umbes 29,2% meie planeedi pinnast.

Kaasaegsete mandrite piirkonda iseloomustavad järgmised väärtused:

Euraasia - 53,45 km2, sh Aasia - 43,45 miljonit km2, Euroopa - 10,0 miljonit km2;

Aafrika - 30,30 miljonit km2;

Põhja-Ameerika - 24,25 miljonit km2;

Lõuna-Ameerika - 18,28 miljonit km2;

Antarktika - 13,97 miljonit km2;

Austraalia - 7,70 miljonit km2;

Austraalia koos Okeaaniaga - 8,89 km2.

Kaasaegsete ookeanide pindala on:

Vaikne ookean - 179,68 miljonit km2;

Atlandi ookean - 93,36 miljonit km2;

India ookean - 74,92 miljonit km2;

Põhja-Jäämeri - 13,10 miljonit km2.

Põhja- ja lõunamandri vahel (vastavalt nende erinevale päritolule ja arengule) on pinna pindala ja olemus oluline erinevus. Peamised geograafilised erinevused põhja- ja lõunamandri vahel on järgmised:

• 1. Suuruse poolest võrreldamatu Euraasia teiste mandritega, kuhu on koondatud üle 30% meie planeedi maismaast.
• 2. Põhjamandritel on märkimisväärne šelfi pindala. Riiul põhjas arktiline Ookean ja Atlandi ookeanis, aga ka Vaikse ookeani kollases, Hiina ja Beringi meres. Lõunamandritel, välja arvatud Austraalia veealune jätk Arafura meres, peaaegu puudub šelf.
• 3. Enamik lõunamandreid langeb iidsetele platvormidele. Põhja-Ameerikas ja Euraasias hõivavad iidsed platvormid väiksema osa kogupindalast ja suurem osa sellest langeb paleosoikumi ja mesosoikumi mäehoone moodustatud aladele. Aafrikas langeb umbes 96% selle territooriumist platvormidele ja ainult 4% - paleosoikumi ja mesosoikumi ajastu mägedele. Aasias hõivavad vaid 27% territooriumist iidsed platvormid ja 77% erinevas vanuses mäed.
• 4. Lõunamandrite valdavalt tektooniliste rikete tõttu tekkinud rannajoon on suhteliselt sirge; poolsaared ja mandri saared vähe. Põhjamandreid iseloomustab erakordselt käänuline rannajoon, saarte, poolsaarte rohkus, ulatudes sageli kaugele ookeani. Kogupindalast moodustavad saared ja poolsaared umbes 39% Euroopas, Põhja-Ameerikas - 25%, Aasias - 24%, Aafrikas - 2,1%, Lõuna-Ameerikas - 1,1% ja Austraalias (va Okeaania) - 1,1%.
• 4. Maa vertikaalne tükeldamine

Kõik peamised planeeditasandid – mandrite pind ja ookeanisäng – on jagatud mitmeks teisejärguliseks tasandiks. Nii esmase kui ka sekundaarse tasandi moodustumine toimus maakoore pikaajalise arengu käigus ja jätkub praegusel geoloogilisel ajal. Peatugem mandri maakoore tänapäevasel jagunemisel kõrgmäestiku astmeteks. Sammud loetakse merepinnast.

• 1. Depressioonid – maa-alad, mis asuvad allpool merepinda. Maailma suurim depressioon on lõunaosa Kaspia madalik minimaalse kõrgusega -28 m. Kesk-Aasia sees on äärmiselt kuiv Turfani lohk, mille sügavus on umbes -154 m. Sügavaim lohk Maal on Surnumere; surnute kaldad Mered asuvad 392 m allpool merepinda. Veega hõivatud depressioone, mille tase on merepinnast kõrgemal, nimetatakse krüptodepressioonideks. Krüptodepressioonide tüüpilised näited on Baikali järv ja Laadoga järv. Kaspia meri ja Surnumeri ei ole krüptodepressioonid, sest veetase neis ei ulatu ookeani tasemeni. Süvenditega hõivatud ala (ilma krüptodepressioonideta) on suhteliselt väike ja ulatub umbes 800 tuhande km2-ni.
• 2. Madalad (madalad tasandikud) - maismaa-alad, mis asuvad 0–200 m kõrgusel merepinnast. Madalmaid on arvukalt igal mandril (välja arvatud Aafrika) ja need hõlmavad suuremat ala kui ükski teine ​​maismaa. Maakera kõigi madalate tasandike kogupindala on umbes 48,2 miljonit km2.
• 3. Mäed ja platood asuvad 200–500 m kõrgusel ning erinevad valitsevate reljeefivormide poolest: küngastel on reljeef konarlik, platool suhteliselt tasane. Kõrgused madaliku kohal tõusevad järk-järgult ja platoo tõuseb märgatavas servas. Mäed ja platood erinevad üksteisest ja geoloogilisest ehitusest. Kõrgmäestiku ja platoode pindala on umbes 33 miljonit km2.

Mäed asuvad üle 500 m. Need võivad olla erineva päritoluga ja erineva vanusega. Mäed jagunevad kõrguse järgi madalateks, keskmisteks ja kõrgeteks.

• 4. Madalad mäed tõusevad mitte kõrgemale kui 1000 m. Tavaliselt on madalad mäed kas iidsed varemeis mäed või tänapäevaste mäesüsteemide jalamid. Madalad mäed võtavad enda alla umbes 27 miljonit km2.
• 5. Keskmiste mägede kõrgus on 1000–2000 m. Keskmise kõrgusega mäed on näiteks: Uuralid, Karpaadid, Transbaikalia, mõned ahelikud Ida-Siber ja paljud teised mägised riigid. Keskmiste mägedega hõivatud ala on umbes 24 miljonit km2.
• 6. Kõrged (alpi)mäed kerkivad üle 2000 m. kõrged mäed moodustab umbes 16 miljonit km2.

Ookeani tasemest allpool jätkub veega üle ujutatud mandri madalik – šelf ehk mandrilava. Kuni viimase ajani nimetati riiulit maa astmetega sama tingliku arvestuse järgi veealuseks tasandikuks, mille sügavus ulatus kuni 200 m. Nüüd on riiulipiir tõmmatud mitte mööda formaalselt valitud isobati, vaid piki tegelikku joont. , geoloogiliselt määratud mandripinna ots ja selle üleminek mandrinõlvale . Seetõttu jätkub šelf ookeanis igas meres erineva sügavusega, ulatudes sageli üle 200 m ja ulatudes 700 ja isegi 1500 meetrini.

Suhteliselt tasase riiuli välisservas on pinnas terav murdumine mandrinõlvale ja mandrijalamile. Riiul, kalle ja jalg moodustavad koos mandrite veealuse piiri. See jätkub keskmiselt 2450 m sügavusele.

Mandrid, sealhulgas nende veealune piir, hõivavad umbes 40% Maa pinnast, samal ajal kui maismaa pindala on umbes 29,2% kogu Maa pinnast.

Iga kontinent on astenosfääris isostaatiliselt tasakaalustatud. Mandrite pindala, nende reljeefi kõrguse ja mantlisse sukeldumise sügavuse vahel on otsene seos. Kuidas rohkem ala mandril, seda suurem on selle keskmine kõrgus ja litosfääri paksus. Maa keskmine kõrgus on 870 m Aasia keskmine kõrgus 950 m, Euroopa 300 m, Austraalia 350 m.

Hüpsomeetrilise (batügraafilise) kõvera mõiste. Maapinna üldistatud profiili kujutab hüpsomeetriline kõver. Selle ookeanilist osa nimetatakse batügraafiliseks kõveraks. Kõver on konstrueeritud järgmiselt. Erineval kõrgusel ja sügavusel paiknevate alade mõõtmed võetakse hüpsomeetrilistelt ja batügraafilistelt kaartidelt ning kantakse koordinaattelgede süsteemi: piki ordinaatjoont kantakse kõrgused 0-st ülespoole, sügavused allapoole; mööda abstsissi joont – alad miljonites ruutkilomeetrites.

5. Ookeani põhja reljeef ja struktuur. Saared

Maailma ookeani keskmine sügavus on 3794 m.

Maailma ookeani põhi koosneb neljast planeedi morfoskulptuurilisest vormist:

• 1) mandrite veealune piir,
• 2) üleminekutsoonid,
• 3) ookeani põhi,
• 4) ookeani keskahelikud.

Mandrite veealune piir koosneb šelfist, mandrinõlvast, mandrijalast. See laskub 2450 m sügavusele.Siinne maakoor on kontinentaalset tüüpi. Mandrite veealuse piiri kogupindala on umbes 81,5 miljonit km2.

Mandrinõlv sukeldub ookeani suhteliselt järsult, nõlvad on keskmiselt umbes 40, kuid mõnikord ulatuvad need 400-ni.

Mandrijalam on süvend mandri ja ookeani maakoore piiril. Morfoloogiliselt on see mandrinõlvalt alla kantud setetest moodustunud kuhjuv tasandik.

Ookeani keskahelikud on ühtne ja pidev süsteem, mis hõlmab kõiki ookeane. Need on tohutud mägistruktuurid, mille laius ulatub 1–2 tuhande km kaugusele ja tõusevad ookeanipõhjast 3–4 tuhande km võrra kõrgemale. Mõnikord tõusevad ookeani keskharjad üle ookeani taseme ja moodustavad arvukalt saari (Island, Assoorid, Seišellid ja jne). Suurejoonelisuselt ületavad nad oluliselt mandrite mägiseid riike ja on mandritega võrdväärsed. Näiteks Kesk-Atlandi mäeahelik on kordades suurem kui suurim maismaa mägisüsteem Kordilleraad ja Andid. Kõikidele ookeani keskahelikele on iseloomulik suurenenud tektooniline aktiivsus.

Ookeani keskharjade süsteem sisaldab järgmisi struktuure:

• - Mid-Atlantic Ridge (laiub Islandilt piki kogu Atlandi ookeani kuni Tristan da Cunha saareni);
• - Mid-India Ridge (selle tippe väljendavad Seišellid);
• - Vaikse ookeani idaosa tõus (laiub California poolsaarest lõunasse).

Tektoonilise aktiivsuse reljeefi ja tunnuste järgi on ookeani keskahelikud: 1) riftilised ja 2) mittelõhelised.

Riftiharju (näiteks Kesk-Atlandi) iseloomustab "lõhe" oru olemasolu - sügav ja kitsas järskude nõlvadega kuru (kuru kulgeb mööda harja harja piki oma telge). Riftioru laius on 20-30 km ja rikke sügavus võib asuda ookeanipõhja all kuni 7400 m (Rooma bassein). Lõhede reljeef on keeruline ja karm. Kõiki seda tüüpi seljandikke iseloomustavad lõheorud, kitsad mäeahelikud, hiiglaslikud põikimurded, mägedevahelised lohud, vulkaanikoonused, veealused vulkaanid ja saared. Kõiki lõheharjasid iseloomustab kõrge seismiline aktiivsus.

Riftita mäeahelikke (näiteks Vaikse ookeani idaosa tõus) iseloomustab "lõhede" oru puudumine ja nende topograafia on vähem keeruline. Seismiline aktiivsus ei ole tüüpiline mitte-rift-harjadele. Neid iseloomustab aga kõigi ookeani keskahelike ühine tunnus – suurejooneliste põikmurde olemasolu.

Ookeani keskharjade kõige olulisemad geofüüsikalised omadused on järgmised:

• -suurenenud soojusvoo hulk Maa sooltest;
• -maakoore spetsiifiline struktuur;
• - magnetvälja anomaaliad;
• -vulkanism;
• - seismiline aktiivsus.

Maakoore ülemise kihi moodustavate setete jaotus ookeani keskahelikes järgib järgmist mustrit: seljandikul endal on setted õhukesed või puuduvad üldse; kauguse suurenedes seljandikust suureneb setete paksus (kuni mitu kilomeetrit) ja nende vanus. Kui lõhes endas on laamade vanus ligikaudu 13 tuhat aastat, siis 60 km kaugusel on see juba 8 miljonit aastat. Üle 160 miljoni aasta vanuseid kivimeid pole maailma ookeani põhjast leitud. Need faktid annavad tunnistust ookeani keskaheliku pidevast uuenemisest.

Ookeani keskahelike moodustumise mehhanismid. Ookeani keskaheliku teket seostatakse ülemise magmaga. Ülemine magma on tohutu konvektsioonisüsteem. Teadlaste sõnul põhjustab ookeani keskosade moodustumine Maa sisemuse tõusu. Laava voolab piki lõheorgusid väljapoole ja moodustab basaldikihi. Vana maakoorega liitudes põhjustavad uued laava osad litosfääriplokkide horisontaalset nihkumist ja ookeanipõhja laienemist. Horisontaalsete liikumiste kiirus Maa erinevates osades varieerub 1–12 cm aastas: Atlandi ookeanis - umbes 4 cm/aastas; India ookeanis - umbes 6 cm / aastas, Vaikses ookeanis - kuni 12 cm / aastas. Need tähtsusetud väärtused, korrutatuna miljonite aastatega, annavad tohutuid vahemaid: 150 miljoni aasta jooksul, mis on möödunud Lõuna-Ameerika ja Aafrika lõhenemisest, on neid mandreid lahutanud 5 tuhat km. Põhja-Ameerika eraldus Euroopast 80 miljonit aastat tagasi. Ja 40 miljonit aastat tagasi põrkas Hindustan Aasiaga kokku ja algas Himaalaja teke.

Ookeani põhjakihi laienemise tulemusena ookeani keskahelike vööndis ei toimu üldse maismaaaine juurdekasvu, vaid ainult selle ülevool ja muundumine. Ookeani keskahelikuid mööda kasvav ja neilt horisontaalselt leviv basaltkoor läbib miljonite aastate jooksul tuhandeid kilomeetreid ja vajub mõnel mandrite serval tagasi Maa sisikonda, viies endaga kaasa ookeanisetteid. See protsess selgitab kivimite erinevat vanust mäeharjade harjal ja mujal ookeanides. See protsess põhjustab ka mandrite triivi.

Üleminekuvööndite hulka kuuluvad süvamerekraavid, saarekaared ja äärealad. Üleminekuvööndites on mandri ja ookeani maakoore osi raske ühendada.

Sügavad ookeanikraavid asuvad järgmises neljas Maa piirkonnas:

• - Vaikses ookeanis piki Ida-Aasia ja Okeaania rannikut: Aleuudi kraav, Kuriili-Kamtšatka kraav, Jaapani kraav, Filipiinide kraav, Mariaani kraav (maksimaalne sügavus Maa jaoks 11 022 m), lääneosa Melaneesia kraav, Tonga;
• - India ookeanis - Java kraav;
• - Atlandi ookeanis - Puerto Rico kraav;
• - Lõuna-Ookeanis - South Sandwich.

Ookeanide sängi, mis moodustab umbes 73% maailma ookeani kogupindalast, hõivavad süvamere (2450–6000 m) tasandikud. Üldiselt vastavad need süvaveetasandikud ookeaniplatvormidele. Tasandikute vahel on ookeani keskahelikud, aga ka teise päritoluga kõrgendikud ja tõusud. Need tõusud jagavad ookeanipõhja eraldi basseinideks. Näiteks Põhja-Atlandi seljandikust läände on Põhja-Ameerika vesikond ja idas Lääne-Euroopa ja Kanaari basseinid. Ookeani põhjas on arvukalt vulkaanikoonuseid.

Saared. Maakoore arengu ja selle vastasmõju maailmaookeaniga käigus tekkisid suured ja väikesed saared. Kokku saared muutuvad pidevalt. Mõned saared tekivad, teised kaovad. Näiteks tekivad ja erodeeruvad deltasaared, sulavad jäämassiivid, mis varem võeti saarte (“maade”) jaoks. Merisülikad omandavad saareliku iseloomu ja vastupidi, saared ühinevad maismaaga ja muutuvad poolsaarteks. Seetõttu arvutatakse saarte pindala vaid ligikaudselt. Selle pindala on umbes 9,9 miljonit km2. Umbes 79% kogu saare maast langeb 28 suurele saarele. Suurim saar on Gröönimaa (2,2 miljonit km2).

AT Maailma 28 suurima saare hulka kuuluvad järgmised:

• 1. Gröönimaa;
• 2. Uus-Guinea;
• 3. Kalimantan (Borneo);
• 4. Madagaskar;
• 5. Baffini saar;
• 6. Sumatra;
• 7. Ühendkuningriik;
• 8. Khonshu;
• 9. Victoria (Kanada Arktika saarestik);
• 10. Ellesmere Land (Kanada Arktika saarestik);
• 11. Sulawesi (Celebes);
• 12. Uus-Meremaa lõunasaar;
• 13. Java;
• 14. Uus-Meremaa põhjasaar;
• 15. Newfoundland;
• 16. Kuuba;
• 17. Luzon;
• 18. Island;
• 19. Mindanao;
• 20. Uus Maa;
• 21. Haiti;
• 22. Sahhalin;
• 23. Iirimaa;
• 24. Tasmaania;
• 25. Pangad (Kanada Arktika saarestik);
• 26. Sri Lanka;
• 27. Hokkaido;
• 28. Devon.

Nii suured kui ka väikesed saared asuvad kas üksikult või rühmadena. Saarte rühmi nimetatakse saarestikuks. Saarestik võib olla kompaktne (nt Franz Josefi maa, Svalbard, Suur-Sunda saared) või piklikud (nt Jaapan, Filipiinid, Suured ja Väikesed Antillid). Piklikke saarestikke nimetatakse mõnikord ka seljandikku (näiteks Kuriili seljandikku, Aleuudi seljandikku). Vaikse ookeani avarustes hajutatud väikesaarte saarestikud on ühendatud kolmeks suureks rühmaks: Melaneesia, Mikroneesia (Caroline saared, Mariaani saared, Marshalli saared), Polüneesia.

Päritolu järgi saab kõik saared rühmitada järgmiselt:

I. Mandrisaared:

• 1) platvormsaared,
• 2) mandrinõlva saared,
• 3) orogeensed saared,
• 4) saarekaared,
• 5) rannikusaared: a) skäärid, b) dalmaatsia, c) fjord, d) säär ja nool, e) delta.

II. Iseseisvad saared:

• 1) vulkaanilised saared, sealhulgas a) laava lõhevalamine, b) laava keskväljavalamine - kilp- ja kooniline;
• 2) korallsaared: a) rannikuäärsed rifid, b) tõkkerifid, c) atollid.

Mandrisaared on geneetiliselt seotud mandriga, kuid need seosed on erineva iseloomuga, mis mõjutab saarte olemust ja vanust, taimestikku ja loomastikku.

Platvormisaared asuvad mandrilaval ja esindavad geoloogiliselt mandri jätku. Platvormisaared on maismaa põhimassist eraldatud madalate väinadega. Platvormisaarte näited on: Briti saared, Svalbardi saarestik, Franz Josefi maa, Severnaja Zemlja, Uus-Siberi saared, Kanada Arktika saarestik.

Väinade teke ja osa mandrite muutumine saarteks pärineb hiljutisest geoloogilisest ajast; seetõttu erineb saaremaa loodus mandri omast vähe.

Mandri nõlva saared on samuti mandrite osad, kuid nende eraldamine toimus varem. Neid saari eraldab külgnevatest mandritest mitte õrn lohk, vaid sügav tektooniline rike. Pealegi on väinad oma olemuselt ookeanilised. Mandrinõlva saarte taimestik ja loomastik erineb suuresti mandri omast ning on oma olemuselt üldiselt saareline. Mandri nõlva saared on näiteks: Madagaskar, Gröönimaa jne.

Orogeensed saared on mandrite mägiste kurdude jätk. Nii on näiteks Sahhalin Kaug-Ida mägise riigi üks kurde, Uus-Meremaa on Uuralite jätk, Tasmaania on Austraalia Alpid, Vahemere saared on Alpide kurdide harud. Uus-Meremaa saarestik on samuti orogeense päritoluga.

Saarekaared piirnevad Ida-Aasia, Ameerika ja Antarktikaga. Suurim saarekaare piirkond asub Ida-Aasia ranniku lähedal: Aleuudi seljandiku, Kuriili seljandiku, Jaapani seljandiku, Ryukyu seljandiku, Filipiinide seljandiku jne. Teine saarekaarte piirkond asub Ameerika ranniku lähedal. : Suured Antillid, Väikesed Antillid. Kolmas piirkond on saarekaar, mis asub Lõuna-Ameerika ja Antarktika vahel: Tierra del Fuego saarestik, Falklandi saared jne. Tektooniliselt on kõik saarekaared piiratud tänapäevaste geosünkliinidega.

Mandri avamere saared on erineva päritoluga ja on erinevad tüübid rannajoon.

Iseseisvad saared ei ole kunagi kuulunud mandrite hulka ja on enamasti tekkinud neist sõltumatult. Suurim sõltumatute saarte rühm on vulkaanilised.

Vulkaanilisi saari leidub kõigis ookeanides. Eriti palju on neid aga ookeani keskahelike vööndites. Vulkaaniliste saarte suuruse ja eripära määrab purske iseloom. Laava lõhede väljavalamine loob suuri saari, mis ei jää platvormi omadest alla. Maa suurim vulkaanilise päritoluga saar on Island (103 tuhat km2).

Vulkaaniliste saarte põhimassi moodustavad kesktüüpi pursked. Loomulikult ei saa need saared olla väga suured. Nende pindala sõltub laava iseloomust. Peamine laava levib pikkade vahemaade taha ja moodustab kilpvulkaane (näiteks Hawaii saared). Happelise laava purse moodustab väikese ala terava koonuse.

Korallisaared on korallide polüüpide, ränivetikate, foraminifera ja teiste mereorganismide jäätmed. korallide polüübid elutingimuste suhtes üsna nõudlik. Nad saavad elada ainult soojades vetes, mille temperatuur on vähemalt 200 ° C. Seetõttu levivad korallistruktuurid ainult troopilistel laiuskraadidel ja ulatuvad neist kaugemale ainult ühes kohas - Golfi hoovuse poolt pestud Bermuda piirkonnas.

Sõltuvalt nende asukohast tänapäevase maa suhtes jagatakse korallisaared järgmisse kolme rühma:

• 1) ranniku rifid,
• 2) tõkkeriffid,
• 3) atollid.

Rannikurifid algavad mõõna ajal otse mandri või saare rannikult ja ääristavad seda laia terrassina. Jõgede suudmete ja mangroovide läheduses on need katkenud vee madala soolsuse tõttu.

Vallrifid asuvad maismaast mõnel kaugusel, eraldatuna sellest veeriba - laguuniga. Praegu on suurim riff Suur Vallrahu. Selle pikkus on umbes 2000 km; laguuni laius ulatub 35-150 km sügavusel 30-70 m Ranniku- ja tõkkeriffid piirnevad peaaegu kõigi Vaikse ookeani ekvatoriaal- ja troopiliste vete saartega.

Atollid asuvad ookeanide vahel. Need on madalad saared avatud rõnga kujul. Atolli läbimõõt on 200 m kuni 60 km. Atolli sees on kuni 100 m sügav laguun.Laguuni ja ookeani vahelise väina sügavus on sama. Atolli välimine kalle on alati järsk (9-450). Laguuni poole jäävad nõlvad on tasased; nad võõrustavad mitmesuguseid organisme.

Kolme tüüpi korallistruktuuride geneetiline seos on endiselt lahendamata teaduslik probleem. Charles Darwini teooria kohaselt tekivad rannikuäärsetest riffidest tõkkeriffid ja atollid saarte järkjärgulise vajumisega. Samal ajal kompenseerib korallide kasv selle aluse langemist. Saare tipu kohale ilmub laguun ja ranniku riff muutub ringatolliks.

Maakoore suurimad struktuurielemendid on mandritel ja ookeanid, mida iseloomustavad erinevad struktuurid. Need struktuurielemendid eristuvad geoloogiliste ja geofüüsikaliste tunnuste poolest. Mitte kogu ookeanivete poolt hõivatud ruum ei ole üks ookeani tüüpi struktuur. Näiteks Põhja-Jäämeres on tohutuid riiulialasid mandriline maakoor. Erinevused nende kahe peamise struktuurielemendi vahel ei piirdu ainult maakoore tüübiga, vaid on jälgitavad sügavamal ülemises vahevöös, mis on mandrite alla ehitatud erinevalt kui ookeanide all. Need erinevused hõlmavad kogu litosfääri, mis on allutatud tektonosfääri protsessidele, s.t. jälitatud umbes 750 km sügavusele.

Mandritel eristatakse kahte peamist maakoore struktuuri tüüpi: rahulik stabiilne - platvormid ja mobiilne - geosünkliinid. Need struktuurid on oma levikuala poolest üsna võrreldavad. Erinevus ilmneb kuhjumise kiiruses ja paksuste muutumise gradiendi suuruses: platvorme iseloomustab sujuv järkjärguline paksuste muutumine, samas kui geosünkliinid on teravad ja kiired. Platvormidel on tard- ja sissetungivad kivimid haruldased, geosünkliinides on neid palju. Geosünkliinide all on setete Flysch-moodustised. Need on rütmiliselt mitmekihilised süvavee terrigeensed lademed, mis on tekkinud geosünklinaalse struktuuri kiire vajumise käigus. Arengu lõpus läbivad geosünklinaalsed piirkonnad voltimise ja muutuvad mägistruktuurideks. Tulevikus läbivad need mäestruktuurid hävimisetapi ja järkjärgulise ülemineku platvormmoodustistele, mille alumine korrus on sügavalt nihkunud kiviladestuste ja ülemise korruse õrnalt kaldus kihtidega.

Seega on maakoore arengu geosünklinaalne staadium kõige varasem staadium, seejärel surevad geosünkliinid välja ja muudetakse orogeenseteks mägistruktuurideks ja seejärel platvormideks. Tsükkel lõpeb. Kõik need on maakoore ühe arenguprotsessi etapid.

Platvormid- mandrite põhistruktuurid, isomeetrilise kujuga, hõivavad keskalasid, mida iseloomustavad tasandatud reljeef ja rahulikud tektoonilised protsessid. Mandrite iidsete platvormide pindala läheneb 40% -le ja neid iseloomustavad nurkkontuurid laiendatud sirgjooneliste piiridega - marginaalsete õmbluste (sügavad rikked), mägisüsteemide ja lineaarselt piklike lohkude tagajärg. Volditud alad ja süsteemid surutakse kas üle platvormide või piirnevad nendega läbi esisügavuste, mida omakorda suruvad kokku volditud orogeenid (mäestikud). Muistsete platvormide piirid ristuvad järsult ebaühtlaselt nende sisestruktuuridega, mis näitab nende sekundaarset olemust Varajase proterosoikumi lõpus tekkinud Pangea superkontinendi lõhenemise tulemusena.

Näiteks Ida-Euroopa platvorm, mis on tuvastatud piirides Uuralitest Iirimaani; Kaukaasiast, Mustast merest, Alpidest kuni Euroopa põhjapiirideni.

Eristama iidsed ja noored platvormid.

iidsed platvormid tekkis eelkambriumi geosünklinaalse piirkonna kohas. Ida-Euroopa, Siberi, Aafrika, India, Austraalia, Brasiilia, Põhja-Ameerika jt platvormid moodustusid hilises arheis - varajases proterosoikumis, mida esindab eelkambriumi kristalne aluskord ja settekiht. Nemad eristav tunnus- Kahekorruseline hoone.

alumine korrus, või sihtasutus see koosneb kurrutatud, sügavalt moondunud kivimikihtidest, kurrutatud, graniidi intrusioonidest läbi lõigatud, laialdaselt arenenud gneissi ja graniitgneisskuplitega - metamorfogeense voltimise spetsiifiline vorm (joon. 7.3). Platvormide vundamendid moodustusid pika aja jooksul arheaanis ja varaproterosoikumis ning läbisid seejärel väga tugeva erosiooni ja denudatsiooni, mille tulemusena paljandusid varem suurtes sügavustes esinenud kivimid.

Riis. 7.3. Platvormi peamine osa

1 - keldri kivid; settekatte kivimid: 2 - liivad, liivakivi, kruusakivid, konglomeraadid; 3 - savid ja karbonaadid; 4 - efusiivid; 5 - vead; 6 - võllid

Ülemine korrus platvormid esitati juhtum, või kate, lamedalt lamades terava nurga ebaühtlusega mitte-metamorfseeruvate setete – mere-, mandri- ja vulkanogeensete – aluspõhjal. Mantli ja keldri vaheline pind peegeldab platvormide konstruktsiooni mittevastavust. Platvormi katte struktuur osutub keeruliseks ja paljudel platvormidel on selle tekke varases staadiumis grabeenid, grabenitaolised künad - aulakogeenid(avlos - vagu, kraav; geen - sündinud, s.o kraavi ääres sündinud). Aulakogeenid tekkisid kõige sagedamini hilisproterosoikumis (Riphean) ja moodustasid keldrikorruse laiendatud süsteeme. Mandri- ja harvemini mereliste lademete paksus aulakogeenides ulatub 5–7 km-ni ning sügavad aulakogeene piiravad rikked aitasid kaasa leeliselise, aluselise ja ülialuselise magmatismi, aga ka platvormispetsiifilise lõksu (mafilised kivimid) magmatismi avaldumisele. mandri basaltide, künnistega ja tammidega. Aluseline-ultraaluseline on väga oluline (kimberliit) teemante sisaldav moodustis plahvatustorude toodetes (Siberi platvorm, Lõuna-Aafrika Vabariik). See platvormi katte alumine struktuurne kiht, mis vastab aulakogeensele arenguastmele, asendatakse pideva platvormi setete kattega. peal esialgne etapp Platvormi areng kippus aeglaselt vajuma koos karbonaatsete terrigeensete kihtide kuhjumisega ning hilisemas arengujärgus iseloomustab seda terrigeensete kivisütt sisaldavate kihtide kuhjumine. Platvormiarenduse hilises staadiumis tekkisid neis terrigeensete või karbonaatterrigeensete ladestustega täidetud sügavad lohud (Kaspia, Vilyui).

Moodustamisprotsessis olev platvormi kate läbis korduvalt struktuurse ümberkorraldamise, mis oli ajastatud nii, et see langeks kokku geotektooniliste tsüklite piiridega: Baikal, Kaledoonia, Hertsüünia, Alpid. Maksimaalset vajumist kogenud platvormi lõigud külgnevad reeglina mobiilse ala või platvormiga piirneva süsteemiga, mis sel ajal aktiivselt arenes ( perikratooniline, need. kraatoni või platvormi serval).

Platvormide suurimate konstruktsioonielementide hulgas on kilbid ja plaadid.

Kilp on ripp platvormi kristalne keldri pind ( (settekate puudub)), millel oli tendents tõusta kogu platvormi arendusetapi jooksul. Kilbid on näiteks: Ukraina, Balti.

Pliit neid peetakse kas vajuma kalduva platvormi osaks või iseseisvaks nooreks arenevaks platvormiks (vene, sküüt, lääne-siber). Plaatide sees eristuvad väiksemad konstruktsioonielemendid. Need on sünekliisid (Moskva, Läänemere, Kaspia meri) - suured lamedad süvendid, mille all vundament on painutatud, ja antekliisid (Valgevene, Voronež) - õrnad võlvid, millel on kõrgendatud vundament ja suhteliselt õhenenud kate.

Noored platvormid tekkisid kas Baikali, Kaledoonia või Hertsüünia keldris, eristuvad need katte suurema nihestuse, aluspõhja kivimite madalama metamorfismi ja kattekonstruktsioonide olulise pärandumise poolest keldrikonstruktsioonidest. Nendel platvormidel on kolmetasandiline struktuur: geosünklinaalse kompleksi moondunud kivimite aluspõhja katab geosünklinaalse piirkonna denudatsiooniproduktide kiht ja nõrgalt metamorfiseeritud settekivimite kompleks.

Rõngastruktuurid. Rõngasstruktuuride koht geoloogiliste ja tektooniliste protsesside mehhanismis pole veel täpselt kindlaks määratud. Suurimad planetaarsed rõngastruktuurid (morfostruktuurid) on Vaikse ookeani süvend, Antarktika, Austraalia jne. Selliste struktuuride tuvastamist võib pidada tingimuslikuks. Rõngasstruktuuride põhjalikum uurimine võimaldas tuvastada paljudes neist spiraal-, keerisstruktuuride elemente.

Struktuure saab siiski eristada endogeenne, eksogeenne ja kosmogeenne genees.

Endogeensed rõngastruktuurid moonde- ja magmaatiliste ning tektooniliste (kaared, servad, lohud, antekliisid, sünekliisid) päritolu läbimõõt on kilomeetriühikutest sadade ja tuhandete kilomeetriteni (joon. 7.4).

Riis. 7.4. Rõngasstruktuurid New Yorgist põhja pool

Suured rõngastruktuurid on tingitud vahevöö sügavustes toimuvatest protsessidest. Väiksemad struktuurid on tingitud maapinnale kerkivate tardkivimite diapiirilistest protsessidest, mis murravad läbi ülemise settekompleksi ja tõstavad selle üles. Rõngasstruktuure põhjustavad nii vulkaanilised protsessid (vulkaanikoonused, vulkaanilised saared) kui ka plastiliste kivimite, näiteks soolade ja savide diapirismi protsessid, mille tihedus on väiksem kui põhikivimite tihedus.

eksogeenne rõngasstruktuurid litosfääris tekivad murenemise, leostumise tagajärjel, need on karstilehtrid, rikked.

Kosmogeenne (meteoriit) rõngasstruktuurid on astrobleemid. Need struktuurid tulenevad meteoriidi kokkupõrgetest. Umbes 10-kilomeetrise läbimõõduga meteoriidid langevad Maale sagedusega kord 100 miljoni aasta jooksul, väiksemad palju sagedamini. Meteoriitrõngasstruktuuride läbimõõt võib olla kümnetest meetritest sadade meetrite ja kilomeetriteni. Näiteks: Balkhash-Ili (700 km); Jukotan (200 km), sügavus - üle 1 km: Arizona (1,2 km), sügavus üle 185 m; Lõuna-Aafrika Vabariik (335 km), umbes 10 km läbimõõduga asteroidilt.

AT geoloogiline struktuur Valgevenes võib märkida tektonomagmaatilist päritolu rõngasstruktuure (Orša lohk, Valgevene massiiv), Pripjati süviku diapiirilisi soolastruktuure, vulkaanilisi iidseid kimberliittorude tüüpi kanaleid (Žlobini sadulal, Valgevene massiivi põhjaosas) , astrobleem Pleštšenitsõ piirkonnas läbimõõduga 150 meetrit.

Rõngasstruktuure iseloomustavad geofüüsikaliste väljade anomaaliad: seismilised, gravitatsioonilised, magnetilised.

Rift Väikeste kuni 150–200 km laiuste mandrite struktuure (joonis 7.5, 7.6) väljendavad laienenud litosfääri tõusud, mille kaare muudavad keeruliseks vajuvad grabeenid: Rein (300 km), Baikal (2500 km), Dnepri. Donetsk (4000 km), Ida-Aafrika (6000 km) jne.

Riis. 7.5. Pripjati mandrilõhe osa

Kontinentaalsed lõhesüsteemid koosnevad negatiivsete struktuuride ahelast (süvendid, lõhed), mille tekke- ja arenguaeg on vahemikus ja mida eraldavad litosfääri tõusud (sadulad). Mandrite riftstruktuurid võivad paikneda teiste ehitiste (antekliisid, kilbid), ristplatvormide vahel ja jätkata teistel platvormidel. Mandri- ja ookeanilõhestruktuuride ehitus on sarnane, need on telje suhtes sümmeetrilise struktuuriga (joon. 7.5, 7.6), erinevus seisneb pikkuses, avanemisastmes ja mõningate eripärade olemasolus (transformatsiooni rikked, väljaulatuvad osad). -sillad linkide vahel).

Riis. 7.6. Mandrilõhesüsteemide profiililõigud

1-vundament; 2-kemogeensed-biogeensed setted; 3- kemogeeni-biogeenne-vulkanogeenne moodustumine; 4 - terrigeensed hoiused; 5, 6 - vead

Dnepri-Donetsi mandrilõhe struktuuri osa (link) on Pripjati süvend. Podlasko-Bresti lohku peetakse ülemiseks lüliks, sellel võib olla geneetiline seos sarnaste struktuuridega. Lääne-Euroopa. Ehitise alumised lülid on Dnepri-Donetski lohk, seejärel sarnased struktuurid Karpinskaja ja Mangyshlak ning edasised ehitised Kesk-Aasia(kogupikkus Varssavist Gissari ahelikuni). Kõik mandrite lõhestruktuuri lülid on piiratud listerikedega, neil on esinemisvanuse järgi hierarhiline alluvus ja süsivesinike lademete sisaldust lubav paks settekiht.

Mandrilisel maakoorel on kolmekihiline struktuur:

1) Settekiht moodustuvad peamiselt settekivimitest. Siin domineerivad savid ja kildad, rohkelt on esindatud liivased, karbonaatsed ja vulkaanilised kivimid. Settekihis on selliste mineraalide maardlad nagu kivisüsi, gaas, nafta. Kõik need on orgaanilise päritoluga.

2) "Graniidi" kiht koosneb moonde- ja tardkivimitest, mis on oma omadustelt sarnased graniidiga. Kõige levinumad on siin gneissid, graniidid, kristallkiled jne. Graniidikihti ei leidu kõikjal, kuid mandritel, kus see on hästi väljendunud, võib selle maksimaalne paksus ulatuda mitmekümne kilomeetrini.

3) "Basalt" kiht moodustuvad basaltide lähedal asuvatest kivimitest. Need on moondunud tardkivimid, mis on tihedamad kui "graniidikihi" kivimid.

22. Mobiilrihmade ehitus ja arendus.

Geosünkliin on suure aktiivsusega, märkimisväärse dissektsiooniga liikuv tsoon, mida selle arengu algfaasis iseloomustab intensiivne vajumine ja lõppfaasis intensiivsed tõusud, millega kaasnevad olulised voltimise tõukejõu deformatsioonid ja magmatism.

Liikuvad geosünklinaalsed vööd on maapõue äärmiselt oluline ehituselement. Tavaliselt asuvad nad üleminekuvööndis mandrilt ookeanile ja moodustavad oma evolutsiooni käigus mandrilise maakoore. Liikuvate turvavööde, piirkondade ja süsteemide väljatöötamisel on kaks peamist etappi: geosünklinaalne ja orogeenne.

Esimesel on kaks peamist etappi: varane geosünklinaalne ja hiline geosünklinaalne.

Varajane geosünklinaalne etappi iseloomustavad ookeanipõhja venitamise, laienemise protsessid laialivalgumise ja samal ajal kokkusurumise kaudu äärealadel.

Hiline geosünklinaalne staadium algab liikuva vöö sisestruktuuri komplitseerumise hetkel, mis on tingitud kokkusurumisprotsessidest, mis seoses ookeanibasseini algava sulgumise ja litosfääriplaatide läheneva liikumisega üha enam väljenduvad.

orogeenne staadium asendab hilist geosünklinaalset staadiumi. Liikuvate vööde arengu orogeenne staadium seisneb selles, et algul tekivad kasvavate tõusude ees eesmised lohud, milles peente kivimite paksud kihid kivisütt ja soola sisaldavate kihtidega - õhuke melass - koguneda.

23. Platvormid ja nende arenguetapid.

Platvorm, geoloogias - üks peamisi maakoore süvastruktuure, mida iseloomustab madal tektooniliste liikumiste intensiivsus, magmaatiline aktiivsus ja tasane reljeef. Need on mandrite kõige stabiilsemad ja rahulikumad piirkonnad.

Platvormide struktuuris eristatakse kahte struktuurset korrust:

1) Sihtasutus. Alumine korrus koosneb moonde- ja tardkivimitest, mis on kurrutatud, arvukad vead.

2) Kaas.Ülemine struktuurne staadium koosneb õrnalt kalduvatest metamorfseerumata kihilistest kihtidest – sette-, mere- ja mandriladestustest.

Vanuse, struktuuri ja arenguloo järgi Mandriplatvormid jagunevad kahte rühma:

1) iidsed platvormid hõivavad umbes 40% mandrite pindalast

2) Noored platvormid hõivavad kontinentidest palju väiksema ala (umbes 5%) ja asuvad kas iidsete platvormide äärealal või nende vahel.

Platvormi arendamise etapid.

1) Esialgne. Kratoniseerimise etapp, iseloomustab tõusude ülekaal ja üsna tugev lõplik põhimagmatism.

2) Aulakogeenne staadium, mis järgneb järk-järgult eelmisest. Järk-järgult aulakogeensed (sügav ja kitsas graben iidse platvormi keldris, mida katab platvormkate. Tegemist on iidse setetega täidetud lõhega.) arenevad depressioonideks ja seejärel sünekliinideks. Kasvavad sünekiisid katavad kogu platvormi settekattega ja algab selle plaadi arenguetapp.

3) Plaadilava. Iidsetel platvormidel katab see kogu fanerosoikumi ja noortel algab mesosoikumi ajastu juura perioodist.

4) Aktiveerimise etapp. epiplatform orogeenid ( mägi)