PRINCIPALES ELEMENTOS ESTRUCTURALES DE LA CORTEZA TERRESTRE: Los elementos estructurales más grandes. la corteza terrestre son continentes y océanos.

Dentro de los océanos y continentes, se distinguen elementos estructurales más pequeños, en primer lugar, estas son estructuras estables, plataformas que pueden estar tanto en los océanos como en los continentes. Se caracterizan, por regla general, por un relieve nivelado y tranquilo, que corresponde a la misma posición de la superficie en profundidad, solo debajo de las plataformas continentales se encuentra a una profundidad de 30-50 km, y debajo de los océanos 5-8 km, ya que la corteza oceánica es mucho más delgada que la continental.

En los océanos, como elementos estructurales, se distinguen los cinturones móviles oceánicos, representados por dorsales oceánicas con zonas de rift en su parte axial, atravesadas por fallas transformantes y actualmente son zonas extensión, es decir. expansión del suelo oceánico y acumulación de corteza oceánica recién formada.

En los continentes, como elementos estructurales del más alto rango, se distinguen áreas estables: plataformas y cinturones orogénicos epiplataforma que se formaron en el período Neógeno-Cuaternario en elementos estructurales estables de la corteza terrestre después de un período de desarrollo de plataforma. Estos cinturones incluyen estructuras montañosas modernas de Tien Shan, Altai, Sayan, Transbaikalia occidental y oriental, África oriental, etc. también en el tiempo Neógeno-Cuaternario, conforman cinturones orogénicos epigeosinclinales, como los Alpes, Cárpatos, Dináridos, el Cáucaso, Kopetdag, Kamchatka, etc.

La estructura de la corteza terrestre de continentes y océanos: La corteza terrestre es la capa exterior sólida de la Tierra (geosfera). Debajo de la corteza se encuentra el manto, que difiere en composición y propiedades físicas: es más denso y contiene principalmente elementos refractarios. La corteza y el manto están separados por el límite de Mohorovichic, en el que se produce un fuerte aumento de las velocidades de las ondas sísmicas.

La masa de la corteza terrestre se estima en 2,8 1019 toneladas (de las cuales el 21% es corteza oceánica y el 79% continental). La corteza es solo 0.473% masa total Tierra.

Oceánico ladrido: La corteza oceánica se compone principalmente de basaltos. De acuerdo con la teoría de la tectónica de placas, se forma continuamente en las dorsales oceánicas, diverge de ellas y es absorbida por el manto en las zonas de subducción (el lugar donde la corteza oceánica se hunde en el manto). Por lo tanto, la corteza oceánica es relativamente joven. Océano. la corteza tiene una estructura de tres capas (sedimentaria - 1 km, basalto - 1-3 km, rocas ígneas - 3-5 km), su espesor total es de 6-7 km.

Corteza continental: La corteza continental tiene una estructura de tres capas. La capa superior está representada por una cubierta discontinua de rocas sedimentarias, que está muy desarrollada, pero rara vez tiene un gran espesor. La mayor parte de la corteza está plegada bajo la corteza superior, una capa compuesta principalmente por granitos y gneises, de baja densidad y de historia antigua. Los estudios muestran que la mayoría de estas rocas se formaron hace mucho tiempo, hace unos 3 mil millones de años. Debajo está la corteza inferior, que consiste en rocas metamórficas, granulitas y similares. El espesor medio es de 35 km.

Composición química La tierra y la corteza terrestre. Minerales y rocas: definición, principios y clasificación.

La composición química de la Tierra: se compone principalmente de hierro (32,1 %), oxígeno (30,1 %), silicio (15,1 %), magnesio (13,9 %), azufre (2,9 %), níquel (1,8 %), calcio (1,5 %) y aluminio (1,4 %). ; los elementos restantes representan el 1,2%. Debido a la segregación masiva, se cree que el interior está compuesto de hierro (88,8 %), pequeñas cantidades de níquel (5,8 %), azufre (4,5 %).

La composición química de la corteza terrestre.: La corteza terrestre es un poco más del 47% de oxígeno. Los minerales constituyentes de rocas más comunes de la corteza terrestre consisten casi en su totalidad en óxidos; el contenido total de cloro, azufre y flúor en las rocas suele ser inferior al 1%. Los principales óxidos son sílice (SiO2), alúmina (Al2O3), óxido de hierro (FeO), óxido de calcio (CaO), óxido de magnesio (MgO), óxido de potasio (K2O) y óxido de sodio (Na2O). La sílice sirve principalmente como medio ácido y forma silicatos; la naturaleza de todas las principales rocas volcánicas está asociada con él.

Minerales: - compuestos químicos naturales derivados de ciertos procesos físicos y químicos. La mayoría de los minerales son sólidos cristalinos. La forma cristalina se debe a la estructura de la red cristalina.

De acuerdo con la prevalencia, los minerales se pueden dividir en formadores de rocas, que forman la base de la mayoría de las rocas, accesorios, a menudo presentes en las rocas, pero rara vez representan más del 5% de la roca, raros, cuyas ocurrencias son únicas o pocas. , y mineral, ampliamente representado en depósitos de mineral.

Isla sagrada de los minerales: dureza, morfología cristalina, color, brillo, transparencia, cohesión, densidad, solubilidad.

Rocas: una colección natural de minerales de una composición mineralógica más o menos constante, formando un cuerpo independiente en la corteza terrestre.

Por origen, las rocas se dividen en tres grupos: ígneo(efusivo (congelado en profundidad) e intrusivo (volcánico, en erupción)), sedimentario y metamórfico(rocas formadas en el espesor de la corteza terrestre como resultado de cambios en las rocas sedimentarias e ígneas debido a cambios en las condiciones físico-químicas). Las rocas ígneas y metamórficas constituyen alrededor del 90% del volumen de la corteza terrestre, sin embargo, en la superficie moderna de los continentes, sus áreas de distribución son relativamente pequeñas. El 10% restante son rocas sedimentarias, que ocupan el 75% de la superficie terrestre.

Testifican que tanto los bloques rígidos como los inactivos: plataformas y escudos, y cinturones montañosos móviles, que a menudo se denominan geosinclinales, se formaron en nuestro planeta hace muchos cientos de millones de años. Estos incluyen enormes, que enmarcan los mares y todo. En el siglo XX. estas ideas científicas se complementaron con nuevos datos, entre los que cabe mencionar, en primer lugar, el descubrimiento de las dorsales oceánicas y las cuencas oceánicas.

Las plataformas son las partes más estables de la corteza terrestre. Su área es de muchos miles e incluso millones de kilómetros cuadrados. Una vez fueron móviles, pero con el tiempo se convirtieron en matrices rígidas. Las plataformas suelen constar de dos plantas. El piso inferior está construido con rocas cristalinas antiguas, el superior, con rocas más jóvenes. Las rocas del piso inferior se llaman los cimientos de la plataforma. Las protuberancias de dicha base se pueden observar en , sobre , en y . Debido a su masividad y rigidez, estas protuberancias se denominan escudos. Estos son los sitios más antiguos: la edad de muchos alcanza los 3-4 mil millones de años. Durante este tiempo ocurrieron cambios irreversibles en las rocas, recristalización, compactación y otras metamorfosis.

El piso superior de las plataformas está formado por enormes estratos de rocas sedimentarias que se han acumulado durante cientos de millones de años. En estos estratos se observan suaves pliegues, rupturas, crestas y domos. Las huellas de levantamientos y hundimientos especialmente grandes son anteclises y syneclises. su forma se asemeja a una colina gigante con un área de 60 - 100 mil km2. La altura de tal colina es pequeña, alrededor de 300 a 500 m.

Las afueras de las anteclisas descienden escalonadas hacia las que las rodean (del griego syn - junta y enklisis - inclinación). En las afueras de sineclises y anteclises, a menudo se encuentran oleajes y domos individuales, pequeñas formas tectónicas. Las plataformas se caracterizan principalmente por fluctuaciones rítmicas, que dieron lugar a una sucesión de altibajos. En el proceso de estos movimientos surgieron deflexiones, pequeños pliegues y grietas tectónicas.

La estructura de la cubierta sedimentaria sobre las plataformas se ve complicada por estructuras tectónicas, cuya apariencia no es fácil de explicar. Por ejemplo, debajo de la parte norte del fondo y debajo de las tierras bajas del Caspio hay una enorme cuenca cerrada por todos lados con una profundidad de más de 22 km. De diámetro, esta cuenca alcanza los 2000 km. Está lleno de arcilla, piedra caliza, sal de roca y otras rocas. Los 5 a 8 km superiores de sedimentos se atribuyen a la era Paleozoica. De acuerdo con los datos geofísicos, no hay una capa de granito-gneis en el centro de esta cuenca, y la masa de roca sedimentaria se encuentra directamente sobre la capa de granulita-basalto. Tal estructura es más típica de las depresiones de tipo oceánico de la corteza terrestre, por lo que la depresión del Caspio se considera una reliquia de los océanos precámbricos más antiguos.

Todo lo contrario de las plataformas son los cinturones orogénicos: cinturones montañosos que surgieron en el sitio de los antiguos geosinclinales. Ellos, como las plataformas, pertenecen a estructuras tectónicas en desarrollo a largo plazo, pero la velocidad de la corteza terrestre en ellas resultó ser mucho mayor, y las fuerzas de compresión y tensión crearon grandes cadenas montañosas y depresiones en la superficie de la Tierra. . Las tensiones tectónicas en los cinturones orogénicos aumentaron o disminuyeron bruscamente y, por lo tanto, es posible rastrear tanto las fases de crecimiento de las estructuras montañosas como las fases de su destrucción.

En el pasado, la compresión lateral de los bloques de la corteza condujo a menudo a la separación de los bloques en placas tectónicas, cada una de las cuales tenía un espesor de 5 a 10 km. Las placas tectónicas se deformaron y con frecuencia se movieron una encima de la otra. Como resultado, las rocas más antiguas fueron empujadas sobre las más jóvenes. Grandes empujes, medidos en decenas de kilómetros, los científicos llaman shariazh. Hay especialmente muchos de ellos en, y, pero los charyazhs también se encuentran en plataformas donde el desplazamiento de las placas de la corteza terrestre condujo a la formación de pliegues y pozos, por ejemplo, en las montañas Zhiguli.

El fondo de los mares y océanos ha sido durante mucho tiempo una zona inexplorada de la Tierra. Recién en la primera mitad del siglo XX. se descubrieron dorsales oceánicas, que posteriormente se descubrieron en todos los océanos del planeta. Tenían una estructura y edad diferente. Los resultados de la perforación en aguas profundas también contribuyeron al estudio de la estructura de las dorsales oceánicas. Las zonas axiales de las dorsales oceánicas, junto con las cuencas de rift, están desplazadas cientos y miles de kilómetros. Estos desplazamientos ocurren con mayor frecuencia a lo largo de grandes fallas (las llamadas fallas transformantes) que se formaron en diferentes épocas geológicas.

la corteza terrestre constituye la capa superior de la Tierra sólida y cubre el planeta con una capa casi continua, cambiando su espesor de 0 en algunas áreas de las dorsales oceánicas y fallas oceánicas a 70-75 km bajo estructuras de alta montaña (Khain, Lomize, 1995 ). El espesor de la corteza en los continentes, determinado por el aumento de la velocidad de paso de las ondas sísmicas longitudinales hasta 8-8,2 km/s ( Frontera de Mohorovicic, o frontera moho), alcanza los 30-75 km, y en las depresiones oceánicas 5-15 km. El primer tipo de corteza terrestre. fue nombrado oceánico,segundo- continental.

corteza oceánica ocupa el 56% de la superficie terrestre y tiene un pequeño espesor - 5-6 km. En su estructura se distinguen tres capas (Khain y Lomize, 1995).

El primero, o sedimentario, en la parte central de los océanos se presenta una capa de no más de 1 km de espesor y alcanza un espesor de 10 a 15 km en su periferia. Está completamente ausente en las zonas axiales de las dorsales oceánicas. La composición de la capa incluye sedimentos pelágicos de aguas profundas arcillosos, silíceos y carbonatados (Fig. 6.1). Los sedimentos de carbonato ocurren a una profundidad no mayor que la profundidad crítica de acumulación de carbonato. Más cerca del continente, aparece una mezcla de material detrítico traído desde tierra; estos son los llamados sedimentos hemipelágicos. La velocidad de propagación de las ondas sísmicas longitudinales aquí es de 2 a 5 km/s. La edad de los sedimentos de esta capa no supera los 180 Ma.

Segunda capa en su parte superior principal (2A) está compuesto por basaltos con escasas y finas capas de pelágicos

Arroz. 6.1. Sección de la litosfera de los océanos en comparación con la sección media de las alóctonas ofiolíticas. A continuación se muestra un modelo para la formación de las unidades principales de la sección en la zona de expansión oceánica (Khain y Lomize, 1995). Símbolos: 1 -

sedimentos pelágicos; 2 – basaltos salientes; 3 – complejo de diques paralelos (doleritas); 4 – gabroides y gabrodoleritas superiores (sin capas); 5, 6 - complejo en capas (acumulado): 5 - gabroides, 6 - rocas ultramáficas; 7 – peridotitas tectonizadas; 8 – halo metamórfico basal; 9 – cambio de magma basáltico I–IV – cambio sucesivo de las condiciones de cristalización en la cámara con la distancia desde el eje de expansión

precipitación térmica; Los basaltos a menudo tienen una separación característica de almohada (en sección transversal) (lavas de almohada), pero también hay cubiertas de basaltos masivos. En la parte inferior de la segunda capa (2B) se desarrollan diques paralelos de dolerita. El espesor total de la segunda capa es de 1,5 a 2 km y la velocidad de las ondas sísmicas longitudinales es de 4,5 a 5,5 km/s.

tercera capa La corteza oceánica consiste en rocas ígneas completamente cristalinas de composición básica y subordinadamente ultrabásica. En su parte superior se suelen desarrollar rocas del tipo gabro, y la parte inferior está compuesta por un "complejo bandeado" formado por alternancia de gabro y ultraramafitas. El espesor de la tercera capa es de 5 km. Velocidad ondas longitudinales en esta capa alcanza de 6 a 7,5 km/s.

Se cree que las rocas de la segunda y tercera capas se formaron simultáneamente con las rocas de la primera capa.

La corteza oceánica, o más bien corteza de tipo oceánico, no se limita en su distribución al lecho de los océanos, sino que también se desarrolla en cuencas de aguas profundas de mares marginales, como el Mar de Japón, el Ojotsk del Sur (Kuril ) cuenca del Mar de Ojotsk, Filipinas, Caribe y muchos otros

mares Además, existen motivos fundados para sospechar que en las depresiones profundas de los continentes y los mares interiores y marginales poco profundos del tipo de Barents, donde el espesor de la cubierta sedimentaria es de 10 a 12 km o más, está sustentada por sedimentos de tipo oceánico. corteza; así lo demuestran las velocidades de las ondas sísmicas longitudinales del orden de 6,5 km/s.

Se dijo anteriormente que la edad de la corteza de los océanos modernos (y mares marginales) no supera los 180 Ma. Sin embargo, dentro de los cinturones plegados de los continentes, también encontramos una corteza mucho más antigua, hasta el Precámbrico Inferior, de tipo oceánico, representada por el llamado complejos de ofiolita(o simplemente ofiolitas). Este término pertenece al geólogo alemán G. Steinmann y fue propuesto por él a principios del siglo XX. para designar una "tríada" característica de rocas que comúnmente se encuentran juntas en las zonas centrales de los sistemas de pliegues, a saber, rocas ultramáficas serpentinizadas (análogo de la capa 3), gabro (análogo de la capa 2B), basaltos (análogo de la capa 2A) y radiolaritas (análogo de la capa 1). ). La esencia de esta paragénesis de rocas fue interpretada erróneamente durante mucho tiempo, en particular, las rocas gabro y ultramáficas fueron consideradas intrusivas y más jóvenes que los basaltos y las radiolaritas. Solo en la década de 1960, cuando se obtuvo la primera información confiable sobre la composición de la corteza oceánica, se hizo evidente que las ofiolitas son la corteza oceánica del pasado geológico. Este descubrimiento fue de capital importancia para una correcta comprensión de las condiciones del origen de los cinturones móviles de la Tierra.

Estructuras de la corteza terrestre de los océanos.

Áreas de distribución continua corteza oceánica expresado en el relieve de la tierra oceánicodepresiones. Dentro de las cuencas oceánicas se destacan dos elementos principales: plataformas oceánicas y cinturones orogénicos oceánicos. plataformas oceánicas(o talasocratones) en la topografía inferior parecen vastas llanuras abisales planas o montañosas. A cinturones orogénicos oceánicos incluyen dorsales oceánicas, que tienen una altura sobre la llanura circundante de hasta 3 km (en algunos lugares se elevan en forma de islas sobre el nivel del océano). A lo largo del eje de la dorsal, a menudo se traza una zona de grietas: fosas estrechas de 12 a 45 km de ancho a una profundidad de hasta 3 a 5 km, lo que indica el dominio de la extensión de la corteza en estas áreas. Se caracterizan por una alta sismicidad, un fuerte aumento del flujo de calor y una baja densidad del manto superior. Los datos geofísicos y geológicos indican que el espesor de la cubierta sedimentaria disminuye a medida que se acerca a las zonas axiales de las dorsales, y la corteza oceánica experimenta un levantamiento notable.

El siguiente elemento principal de la corteza terrestre - zona de transición entre continente y océano. Esta es la región de máxima disección de la superficie terrestre, donde arcos de islas, caracterizado por alta sismicidad y vulcanismo andesítico y andesítico-basáltico moderno, fosas de aguas profundas y cuencas de aguas profundas de mares marginales. Las fuentes sísmicas aquí forman una zona focal sísmica (la zona de Benioff-Zavaritsky), sumergiéndose bajo los continentes. La zona de transición es la más

pronunciado en la parte occidental del Océano Pacífico. Se caracteriza por un tipo intermedio de estructura de la corteza terrestre.

corteza continental(Khain, Lomize, 1995) se distribuye no solo dentro de los propios continentes, es decir, la tierra, con la posible excepción de las depresiones más profundas, sino también dentro de las zonas de plataforma de los márgenes continentales y áreas individuales dentro de las cuencas oceánicas de microcontinentes. Sin embargo, el área total de desarrollo de la corteza continental es menor que la de la oceánica, y representa el 41% de la superficie terrestre. El espesor medio de la corteza continental es de 35-40 km; decrece hacia los márgenes de los continentes y dentro de microcontinentes y aumenta bajo estructuras montañosas hasta 70-75 km.

Considerándolo todo, corteza continental, al igual que la oceánica, tiene una estructura de tres capas, pero la composición de las capas, especialmente las dos inferiores, difiere significativamente de las observadas en la corteza oceánica.

1. capa de sedimentos, comúnmente conocida como una cubierta sedimentaria. Su espesor varía desde cero en escudos y levantamientos menores de cimientos de plataforma y zonas axiales de estructuras plegadas hasta 10 e incluso 20 km en depresiones de plataforma, valles frontales e intermontañosos de cinturones montañosos. Es cierto que en estas depresiones la corteza que subyace a los sedimentos y que suele llamarse consolidado ya puede tener un carácter más cercano al oceánico que al continental. La composición de la capa sedimentaria incluye varias rocas sedimentarias de origen predominantemente continental o marino poco profundo, con menos frecuencia batial (nuevamente, dentro de depresiones profundas), y también, lejos

no en todas partes, cubiertas y umbrales de rocas ígneas básicas que forman campos trampa. La velocidad de las ondas longitudinales en la capa sedimentaria es de 2,0 a 5,0 km/s con un máximo para las rocas carbonatadas. El rango de edad de las rocas de la cubierta sedimentaria es de hasta 1.700 millones de años, es decir, un orden de magnitud superior al de la capa sedimentaria de los océanos modernos.

2. Capa superior de corteza consolidada sobresale sobre la superficie diurna en escudos y arreglos de plataformas y en las zonas axiales de estructuras plegadas; se penetró a una profundidad de 12 km en el pozo de Kola ya una profundidad mucho menor en los pozos de la región del Volga-Ural en la placa rusa, en la placa del medio continente de EE. UU. y en el escudo báltico en Suecia. Una mina de oro en el sur de la India atravesó esta capa hasta 3,2 km, en Sudáfrica, hasta 3,8 km. Por lo tanto, la composición de esta capa, al menos su parte superior, es generalmente bien conocida; el papel principal en su composición lo desempeñan varios esquistos cristalinos, gneis, anfibolitas y granitos, en relación con los cuales a menudo se le llama granito-gneis. La velocidad de las ondas longitudinales en él es de 6,0-6,5 km/s. En el basamento de plataformas jóvenes, que es de edad Rifeo-Paleozoica o incluso Mesozoica, y en parte en las zonas internas de estructuras plegadas jóvenes, la misma capa está compuesta por rocas menos metamorfoseadas (facies de esquisto verde en lugar de anfibolita) y contiene menos granitos. ; por lo tanto, a menudo se hace referencia aquí capa metamórfica de granito, y las velocidades típicas de las voluntades longitudinales en él son del orden de 5,5-6,0 km/s. El espesor de esta capa de la corteza alcanza de 15 a 20 km en plataformas y de 25 a 30 km en estructuras montañosas.

3. La capa inferior de la corteza consolidada. Inicialmente, se asumió que entre las dos capas de la corteza consolidada existe un límite sísmico claro, que recibió el nombre de límite de Konrad en honor a su descubridor, un geofísico alemán. La perforación de los pozos que acabamos de mencionar arrojó dudas sobre la existencia de un límite tan claro; a veces, en lugar de eso, la sísmica revela no uno, sino dos (K 1 y K 2) límites en la corteza, lo que permitió distinguir dos capas en la corteza inferior (Fig. 6.2). La composición de las rocas que componen la corteza inferior, como se ha señalado, no es bien conocida, ya que no ha sido alcanzada por perforaciones, y está expuesta fragmentariamente en la superficie. Establecido

Arroz. 6.2. Estructura y espesor de la corteza continental (Khain y Lomize, 1995). PERO - los principales tipos de la sección según datos sísmicos: I-II - plataformas antiguas (I - escudos, II

Syneclises), III - estantes, IV - orógenos jóvenes. K 1 , K 2 -superficies de Konrad, M-superficie de Mohorovichich, las velocidades se indican para ondas longitudinales; B - histograma de distribución del espesor de la corteza continental; B - perfil de fuerza generalizado

consideraciones generales, V. V. Belousov llegó a la conclusión de que, por un lado, las rocas que se encuentran en una etapa más alta de metamorfismo deberían prevalecer en la corteza inferior y, por otro lado, las rocas de una composición más básica que en la corteza superior. Así llamó a esta capa de corteza gra-base cero. La suposición de Belousov generalmente se confirma, aunque los afloramientos muestran que no solo los granulitos básicos, sino también los ácidos están involucrados en la composición de la corteza inferior. En la actualidad, la mayoría de los geofísicos distinguen entre la corteza superior y la inferior según otra característica, según sus excelentes propiedades reológicas: la corteza superior es rígida y quebradiza, la inferior es plástica. La velocidad de las ondas longitudinales en la corteza inferior es de 6,4 a 7,7 km/s; pertenecer a la corteza o manto de la parte inferior de esta capa con velocidades de más de 7,0 km/s es a menudo discutible.

Entre los dos tipos extremos de la corteza terrestre, oceánica y continental, existen tipos de transición. Uno de ellos - corteza suboceánica - Se desarrolla a lo largo de los taludes y piedemontes continentales y, posiblemente, subyace en el fondo de las cuencas de algunos mares marginales e interiores poco profundos y anchos. La corteza suboceánica se adelgaza hasta 15-20 km y está impregnada de diques y umbrales de rocas ígneas básicas.

ladrar. Fue descubierto por una perforación en aguas profundas en la entrada del Golfo de México y expuesto en la costa del Mar Rojo. Otro tipo de corteza transicional es subcontinental- se forma cuando la corteza oceánica en arcos volcánicos ensimáticos se convierte en continental, pero aún no alcanza la “madurez” total, teniendo un espesor menor, menor a 25 km, y un grado de consolidación menor, lo que se refleja en una sísmica menor velocidades de las olas: no más de 5,0-5,5 km/s en la corteza inferior.

Algunos investigadores señalan como tipos especiales dos variedades más de corteza oceánica, que ya se han discutido anteriormente; esto es, en primer lugar, la corteza oceánica de los levantamientos internos del océano (Islandia, etc.) engrosada hasta 25-30 km, y, en segundo lugar, la corteza de tipo oceánico, "construida" por un grueso, hasta 15 -20 km, cubierta sedimentaria (la depresión del Caspio, etc.).

La superficie Mohorovichic y la composición del hombre superior.Ti. El límite entre la corteza y el manto, generalmente expresado sísmicamente con bastante claridad por un salto en las velocidades de las ondas de compresión de 7,5-7,7 a 7,9-8,2 km / s, se conoce como la superficie Mohorovichic (o simplemente Moho e incluso M), por su nombre el geofísico croata que lo estableció. En los océanos, este límite corresponde a la transición del complejo bandeado de la 3ª capa con predominio de gabroides a peridotitas serpentinizadas continuas (harzburgitas, lherzolitas), menos a menudo dunitas, en algunos lugares sobresaliendo a la superficie del fondo, y en las rocas de São Paulo en el Atlántico frente a la costa de Brasil y sobre. Zabargad en el Mar Rojo, elevándose sobre la superficie

Oceano. Las partes superiores del manto oceánico se pueden observar en lugares terrestres como parte de los fondos de los complejos de ofiolita. Su espesor en Omán alcanza los 8 km, y en Papua Nueva Guinea, quizás incluso 12 km. Están compuestos por peridotitas, principalmente harzburgitas (Khain y Lomize, 1995).

El estudio de inclusiones en lavas y kimberlitas de caños muestra que incluso bajo los continentes, el manto superior está compuesto principalmente por peridotitas, tanto aquí como bajo los océanos en la parte superior, estas son peridotitas espinelas, y abajo, granates. Pero en el manto continental, según los mismos datos, además de las peridotitas, las eclogitas, es decir, rocas básicas profundamente metamorfoseadas, están presentes en una cantidad subordinada. Las eclogitas pueden ser reliquias metamorfoseadas de la corteza oceánica arrastradas al manto durante la subducción de esta corteza.

La parte superior del manto se empobrece secundariamente en una serie de componentes: sílice, álcalis, uranio, torio, tierras raras y otros elementos incoherentes debido a la fundición de rocas basálticas de la corteza terrestre. Este manto "empobrecido" ("empobrecido") se extiende bajo los continentes a mayor profundidad (cubriendo toda o casi toda su parte litosférica) que bajo los océanos, dando paso a un manto "no empobrecido" más profundo. La composición primaria promedio del manto debería ser cercana a la espinela lherzolita o una hipotética mezcla de peridotita y basalto en una proporción de 3:1, denominada por el científico australiano A. E. Ring-wood pirolita.

A una profundidad de unos 400 km comienza un rápido aumento de la velocidad de las ondas sísmicas; de aquí a 670 km

borrado capa de Golitsyn, lleva el nombre del sismólogo ruso B.B. Golitsin. También se distingue como manto medio, o mesosfera - zona de transición entre el manto superior e inferior. El aumento en las velocidades de las oscilaciones elásticas en la capa de Golitsyn se explica por un aumento en la densidad de la materia del manto en aproximadamente un 10% debido a la transición de algunos especies minerales en otros, con un empaquetamiento más denso de átomos: olivino en espinela, piroxeno en granate.

manto inferior(Khain y Lomize, 1995) parte de una profundidad de unos 670 km. El manto inferior debería estar compuesto principalmente por perovskita (MgSiO 3) y magnesia-wustita (Fe, Mg)O, productos de una mayor alteración de los minerales que componen el manto medio. El núcleo de la Tierra en su parte exterior, según la sismología, es líquido, y el interior vuelve a ser sólido. La convección en el núcleo exterior genera el principal campo magnético de la Tierra. La gran mayoría de los geofísicos aceptan que la composición del núcleo es de hierro. Pero de nuevo, según datos experimentales, es necesario admitir alguna mezcla de níquel, así como azufre, oxígeno o silicio, para explicar la menor densidad del núcleo en comparación con la determinada para el hierro puro.

Según la tomografía sísmica, superficie del núcleo es irregular y forma protuberancias y depresiones con una amplitud de hasta 5-6 km. En el límite del manto y el núcleo, se distingue una capa de transición con el índice D "(la corteza está indicada por el índice A, el manto superior es B, el medio es C, el inferior es D, la parte superior de el manto inferior es D"). El espesor de la capa D" en algunos lugares alcanza los 300 km.

Litosfera y astenosfera. A diferencia de la corteza y el manto, que se distinguen por los datos geológicos (por la composición del material) y los datos sismológicos (por el salto en las velocidades de las ondas sísmicas en el límite de Mohorovichich), la litosfera y la astenosfera son conceptos puramente físicos, o más bien reológicos. La base inicial para la asignación de la astenosfera es una capa de plástico debilitada. subyacente a una litosfera más rígida y frágil, existía la necesidad de explicar el hecho del equilibrio isostático de la corteza, descubierto durante las mediciones de la gravedad al pie de las estructuras montañosas. Originalmente se esperaba que tales estructuras, especialmente tan grandes como el Himalaya, crearan un exceso de gravedad. Sin embargo, cuando a mediados del siglo XIX. se tomaron las medidas apropiadas, resultó que no se observó tal atracción. En consecuencia, incluso las grandes irregularidades en el relieve de la superficie terrestre se compensan de alguna manera, se equilibran en profundidad para que no aparezcan desviaciones significativas de los valores medios de gravedad al nivel de la superficie terrestre. Así, los investigadores llegaron a la conclusión de que existe un deseo general de equilibrio de la corteza terrestre debido al manto; este fenómeno se llama isostasis(Khain, Lomize, 1995) .

Hay dos formas de implementar la isostasia. La primera es que las montañas tienen raíces inmersas en el manto, es decir, la isostasia la proporcionan las variaciones en el espesor de la corteza terrestre y la superficie inferior de esta última tiene un relieve opuesto al de la superficie terrestre; esta es la hipótesis del astrónomo inglés J. Erie

(Figura 6.3). A escala regional suele estar justificado, ya que las estructuras montañosas tienen realmente una corteza más gruesa, y el máximo espesor de la corteza se observa en las más altas (Himalaya, Andes, Hindu Kush, Tien Shan, etc.). Pero también es posible otro mecanismo para la realización de la isostasia: las áreas de relieve elevado deberían estar compuestas por rocas menos densas, y las áreas de bajo relieve, más densas; esta es la hipótesis de otro científico inglés, J. Pratt. En este caso, la suela de la corteza terrestre puede incluso ser horizontal. El equilibrio de los continentes y los océanos se logra mediante una combinación de ambos mecanismos: la corteza debajo de los océanos es mucho más delgada y notablemente más densa que debajo de los continentes.

La mayor parte de la superficie de la Tierra se encuentra en un estado cercano al equilibrio isostático. Las mayores desviaciones de la isostasia (anomalías isostáticas) revelan arcos de islas y fosas de aguas profundas asociadas.

Para que la búsqueda del equilibrio isostático sea efectiva, es decir, bajo una carga adicional, la corteza se hundiría y, cuando se retirara la carga, se elevaría, es necesario que exista una capa suficientemente plástica debajo de la corteza, capaz de que fluye desde áreas de mayor presión geoestática a áreas de presión reducida. Fue para esta capa, originalmente identificada hipotéticamente, que el geólogo estadounidense J. Burrell propuso en 1916 el nombre astenosfera,¿Qué significa "caparazón débil"? Esta suposición se confirmó mucho más tarde, en los años 60, cuando la sísmica

Arroz. 6.3. Esquemas de equilibrio isostático de la corteza terrestre:

a - por J.Erie, b - según J. Pratt (Khain, Koronovsky, 1995)

registros (B. Gutenberg) descubrió la existencia a cierta profundidad bajo la corteza de una zona de disminución o ausencia de un aumento, natural con un aumento en la presión, la velocidad de las ondas sísmicas. Posteriormente, apareció otro método para establecer la astenosfera: el método de sondeo magnetotelúrico, en el que la astenosfera se manifiesta como una zona de menor resistencia eléctrica. Además, los sismólogos han identificado otro signo de la astenosfera: una mayor atenuación de las ondas sísmicas.

La astenosfera también juega un papel principal en los movimientos de la litosfera. El flujo de materia astenosférica arrastra consigo placas-placas litosféricas y provoca sus desplazamientos horizontales. El ascenso de la superficie de la astenosfera conduce al ascenso de la litosfera y, en el caso límite, a una ruptura en su continuidad, la formación de separación y hundimiento. El flujo de salida de la astenosfera también conduce a este último.

Así, de las dos capas que componen la tectonosfera: la astenosfera es un elemento activo, y la litosfera es un elemento relativamente pasivo. Su interacción determina la "vida" tectónica y magmática de la corteza terrestre.

En las zonas axiales de las dorsales oceánicas, especialmente en la Dorsal del Pacífico Oriental, el techo de la astenosfera se encuentra a una profundidad de solo 3-4 km, es decir, la litosfera se limita solo a la parte superior de la corteza. A medida que avanzamos hacia la periferia de los océanos, el espesor de la litosfera aumenta debido a

corteza inferior, pero principalmente el manto superior y puede alcanzar los 80-100 km. En las partes centrales de los continentes, especialmente bajo los escudos de plataformas antiguas, como las de Europa del Este o Siberia, el espesor de la litosfera ya se mide entre 150 y 200 km o más (en Sudáfrica 350 km); según algunas ideas, puede alcanzar los 400 km, es decir, aquí todo el manto superior por encima de la capa de Golitsyn debería formar parte de la litosfera.

La dificultad de detectar la astenosfera a profundidades de más de 150-200 km generó dudas entre algunos investigadores sobre su existencia en tales áreas y los llevó a una visión alternativa de que la astenosfera como una capa continua, es decir, la geosfera, no existen, pero hay una serie de "asthenolenses" dispares. No podemos estar de acuerdo con esta conclusión, que podría ser importante para la geodinámica, ya que son estas áreas las que demuestran un alto grado de equilibrio isostático, porque incluyen los ejemplos anteriores de áreas de glaciación moderna y antigua: Groenlandia, etc.

La razón por la cual la astenosfera no es fácil de detectar en todas partes es obviamente el cambio en su viscosidad lateralmente.

Los principales elementos estructurales de la corteza terrestre de los continentes.

En los continentes se distinguen dos elementos estructurales de la corteza terrestre: las plataformas y los cinturones móviles (Geología Histórica, 1985).

Definición:plataforma- una sección rígida estable de la corteza terrestre de los continentes, que tiene una forma isométrica y una estructura de dos pisos (Fig. 6.4). Piso estructural inferior (primero) - base cristalina, representada por rocas metamorfoseadas altamente deformadas cortadas por intrusiones. El (segundo) piso estructural superior tiene una pendiente suave cubierta sedimentaria, débilmente dislocado y no metamorfoseado. Las salidas a la superficie de día de la planta inferior se denominan escudo. Las áreas de la cimentación cubiertas por la cubierta sedimentaria se denominan estufa. El espesor de la cubierta sedimentaria de la placa es de unos pocos kilómetros.

Ejemplo: dos escudos (ucraniano y báltico) y la placa rusa se destacan en la plataforma de Europa del Este.

Estructuras del segundo piso de la plataforma (caso) las hay negativas (desviaciones, sineclisas) y positivas (anteclisas). Las sineclisas tienen forma de platillo y las anteclisas son platillos invertidos. El espesor de los depósitos es siempre mayor en la sineclisa y menor en la anteclisa. Las dimensiones de estas estructuras en diámetro pueden alcanzar cientos o algunos miles de kilómetros, y la caída de capas en las alas suele ser de unos pocos metros por 1 km. Hay dos definiciones de estas estructuras.

Definición: syneclise - una estructura geológica, cuya caída de las capas se dirige desde la periferia hacia el centro. Anteclise - una estructura geológica, cuya caída de las capas se dirige desde el centro hacia la periferia.

Definición: syneclise - una estructura geológica en el núcleo de la cual emergen depósitos más jóvenes, y a lo largo de los bordes

Arroz. 6.4. Diagrama de estructura de la plataforma. 1 - base plegada; 2 - caja de plataforma; 3 Fallas (Geología Histórica, 1985)

- más antiguo. Anteclise es una estructura geológica, en cuyo núcleo hay depósitos más antiguos y en los bordes, los más jóvenes.

Definición: desviación: un cuerpo geológico alargado (alargado), que tiene una forma cóncava en la sección transversal.

Ejemplo: en la placa rusa de la plataforma de Europa del Este se destacan antecede(Bielorrusia, Voronezh, Volga-Ural, etc.), sineclisas(Moscú, Caspio, etc.) y canales (Ulyanovsk-Saratov, Pridnestrovsko-Mar Negro, etc.).

Hay una estructura de los horizontes inferiores de la cubierta: av-lacogen.

Definición: el aulacogén es una depresión estrecha y alargada que se extiende a través de la plataforma. Los aulacógenos se ubican en la parte inferior del estadio estructural superior (vaina) y pueden tener hasta cientos de kilómetros de largo y decenas de kilómetros de ancho. Los aulacógenos se forman en condiciones de extensión horizontal. En ellos se acumulan gruesos estratos de sedimentos, que pueden plegarse en pliegues y tienen una composición cercana a las formaciones de miogeosinclinales. Los basaltos están presentes en la parte inferior de la sección.

Ejemplo: Pachelma (Ryazan-Saratov) aulacogen, Dnieper-Donetsk aulacogen de la placa rusa.

Historia del desarrollo de la plataforma. Se pueden distinguir tres etapas en la historia del desarrollo. El primero- geosinclinal, sobre el cual tiene lugar la formación del (primer) elemento estructural inferior (cimiento). Segundo- aulacógeno, que, según el clima, se acumula

sedimentos de color rojo, gris o carboníferos en aulacogenes. Tercero- losa, en la que se produce la sedimentación en un área grande y se forma el (segundo) piso estructural superior (losa).

El proceso de acumulación de precipitación, por regla general, ocurre cíclicamente. Acumula primero transgresor marítimo terrígeno formación, entonces carbonato formación (transgresión máxima, Tabla 6.1). Durante la regresión en un clima árido, un salina de flores rojas formación, y en un clima húmedo - paralítico carbonero formación. La precipitación se forma al final del ciclo de sedimentación. continental formaciones En cualquier momento, la etapa puede ser interrumpida por la formación de una formación trampa.

Tabla 6.1. Secuencia de acumulación de losas

Formaciones y sus características.

Fin de la tabla 6.1.

Para cinturones móviles (áreas plegadas) característica:

linealidad de sus contornos;

el enorme espesor de los depósitos acumulados (hasta 15-25 km);

consistencia composición y espesor de estos depósitos a lo largo de la huelgaárea plegada y cambios abruptos a lo largo de su tramo;

la presencia de peculiares formaciones- complejos de rocas formadas en ciertas etapas de desarrollo de estas áreas ( pizarra, flysch, Spilito-queratofírico, melaza y otras formaciones)

intenso magmatismo efusivo e intrusivo (son especialmente características las grandes intrusiones de batolitos graníticos);

fuerte metamorfismo regional;

7) fuerte plegamiento, abundancia de fallas, incluyendo

empujes que indican el dominio de la compresión. Las regiones plegadas (cinturones) surgen en el sitio de las regiones geosinclinales (cinturones).

definición: geosinclinal(Fig. 6.5) - un área móvil de la corteza terrestre, en la que inicialmente se acumularon gruesos estratos sedimentarios y volcánicos, luego fueron aplastados en pliegues complejos, acompañados por la formación de fallas, la introducción de intrusiones y metamorfismo. Hay dos etapas en el desarrollo del geosinclinal.

Primera etapa(adecuadamente geosinclinal) caracterizada por un predominio de la subsidencia. Gran lluvia en el geosinclinal es el resultado del estiramiento de la corteza terrestre y su flexión. A la primera mitad de la primeraetapas sedimentos arcillosos-arenosos y arcillosos suelen acumularse (como resultado del metamorfismo, luego forman lutitas arcillosas negras, liberadas en pizarra formación) y calizas. El hundimiento puede ir acompañado de rupturas a lo largo de las cuales asciende el magma máfico y entra en erupción en condiciones submarinas. Las rocas resultantes después del metamorfismo, junto con las formaciones subvolcánicas que las acompañan, dan derramamiento de queratofiria formación. Simultáneamente a ella se suelen formar rocas silíceas y jaspes.

oceánico

Arroz. 6.5. Esquema de la estructura de geosync-

muda en una sección esquemática a través del Arco de Sunda en Indonesia (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991). Símbolos: 1 - sedimentos y rocas sedimentarias; 2 - volcán-

razas nic; 3 - basamento conti-rocas metamórficas

formaciones especificadas acumular al mismo tiempo, pero en diferentes áreas. Acumulación Spilito-queratofírico Las formaciones generalmente ocurren en el interior del geosinclinal - en eugeosinclinales. Para eugeo-sincroniza es característica la formación de gruesas secuencias volcánicas, generalmente básicas, y la intrusión de gabros, diabasas y rocas ultrabásicas. En la parte marginal del geosinclinal, a lo largo de su borde con la plataforma, suele haber miogeosinclinales. Aquí se acumulan principalmente estratos terrígenos y carbonatados; las rocas volcánicas están ausentes, las intrusiones no son típicas.

En la primera mitad de la primera etapa la mayor parte del geosinclinal es mar con significativolo más hondo. La evidencia la proporciona la granularidad fina de los sedimentos y la rareza de los hallazgos de fauna (principalmente nekton y plancton).

A medio de la primera etapa debido a las diferentes tasas de hundimiento en diferentes partes del geosinclinal, se forman secciones elevación relativa(intrageoantic-linali) y hundimiento relativo(intrageosinclinal-ya sea). En este momento pueden ocurrir pequeñas intrusiones de plagiogranito.

En segunda mitad de la primera etapa como consecuencia de la aparición de levantamientos internos, el mar se vuelve menos profundo en el geosinclinal. ahora esto archipiélago separados por estrechos. Debido a la poca profundidad, el mar avanza sobre las plataformas adyacentes. Las calizas se acumulan en el geosinclinal, gruesos estratos arenoso-arcillosos construidos rítmicamente, formando flysch para-216

mación; hay una efusión de lavas de composición media, componiendo porfídico formación.

A final de la primera etapa los intrageosinclinales desaparecen, los intrageoanticlinales se fusionan en un levantamiento central. Esta es una inversión común; concuerda fase principal de plegado en el geosinclinal. El plegamiento suele ir acompañado de la intrusión de grandes intrusiones de granito sinorogénicas (simultáneas con el plegamiento). Hay un aplastamiento de rocas en pliegues, a menudo complicado por derrumbes. Todo esto provoca un metamorfismo regional. En el sitio de los intrageosinclinales, sinclinoria- estructuras complejas de tipo sinclinal, y en lugar de las intrageoanticlinales - anticlinoria. El geosinclinal se "cierra", convirtiéndose en un área plegada.

En la estructura y desarrollo del geosinclinal, un papel muy importante corresponde a fallas profundas - rupturas de larga duración que atraviesan toda la corteza terrestre y se adentran en el manto superior. Las fallas profundas determinan los contornos de los geosinclinales, su magmatismo, la división del geosinclinal en zonas de facies estructurales que difieren en la composición de los sedimentos, su espesor, magmatismo y la naturaleza de las estructuras. A veces se distinguen geosinclinales interiores arreglos medios, limitada por fallas profundas. Se trata de bloques de plegamiento más antiguo, compuestos por rocas de la base sobre la que se asentó el geosinclinal. En términos de composición y espesor de los sedimentos, los macizos medios están cerca de las plataformas, pero se distinguen por un fuerte magmatismo y plegamiento de rocas, principalmente a lo largo de los bordes del macizo.

La segunda etapa del desarrollo del geosinclinal llamó orogénico y se caracteriza por un predominio de levantamientos. La sedimentación ocurre en áreas limitadas a lo largo de la periferia del levantamiento central - en desviaciones de los bordes, surgiendo a lo largo del límite del geosinclinal y la plataforma y superponiéndose parcialmente a la plataforma, así como en las vaguadas entre montañas, a veces formadas dentro del levantamiento central. La fuente de precipitación es la destrucción del levantamiento central en constante aumento. En la primera mitadSegunda etapa este levantamiento probablemente tiene un relieve accidentado; cuando se destruye, se acumulan sedimentos marinos, a veces lagunares, formando melaza inferior formación. Dependiendo de las condiciones climáticas, esto puede ser paralítico carbonero o salina grueso. Al mismo tiempo, suele ocurrir la intrusión de grandes intrusiones de granito -batolitos-.

En la segunda mitad de la etapa la tasa de levantamiento del levantamiento central aumenta bruscamente, lo que va acompañado de sus divisiones y el colapso de secciones individuales. Este fenómeno se explica por el hecho de que, debido al plegamiento, el metamorfismo y las intrusiones, el área plegada (¡ya no es un geosinclinal!) se vuelve rígida y reacciona con divisiones al levantamiento en curso. El mar abandona este territorio. Como resultado de la destrucción del levantamiento central, que en ese momento era un país montañoso, se acumulan estratos clásticos gruesos continentales, formando melaza superior formación. La división de la cresta del levantamiento está acompañada por vulcanismo terrestre; generalmente se trata de lavas félsicas que, junto con

formaciones subvolcánicas dan pórfido formación. Se le asocian fisuras alcalinas y pequeñas intrusiones ácidas. Así, como consecuencia del desarrollo del geosinclinal, aumenta el espesor de la corteza continental.

Al final de la segunda etapa, el área montañosa plegada que surgió en el sitio del geosinclinal colapsa, el territorio se nivela gradualmente y se convierte en una plataforma. El geosinclinal se transforma del área de acumulación de sedimentos al área de destrucción, del territorio móvil al territorio inactivo rígido nivelado. Por lo tanto, el rango de movimiento en la plataforma es pequeño. Por lo general, el mar, incluso poco profundo, cubre vastas áreas aquí. Esta área ya no experimenta un hundimiento tan fuerte como antes, por lo tanto, el espesor de la precipitación es mucho menor (en promedio, 2-3 km). El hundimiento se interrumpe repetidamente, por lo que hay frecuentes interrupciones en la sedimentación; entonces se pueden formar costras de meteorización. Tampoco hay un levantamiento vigoroso acompañado de plegamiento. Por lo tanto, los sedimentos delgados, generalmente poco profundos, recién formados en la plataforma no se metamorfosean y se encuentran en posición horizontal o ligeramente oblicua. Las rocas ígneas son raras y suelen estar representadas por efusiones terrestres de lavas basálticas.

Además del modelo geosinclinal, existe un modelo de tectónica de placas litosféricas.

modelo de tectónica placas litosfericas

Placas tectónicas(Structural Geology and Plate Tectonics, 1991) es un modelo que fue creado para explicar el patrón observado de distribución de deformaciones y sismicidad en la capa exterior de la Tierra. Se basa en extensos datos geofísicos obtenidos en las décadas de 1950 y 1960. Los fundamentos teóricos de la tectónica de placas se basan en dos premisas.

La capa más externa de la tierra, llamada litosfera, se encuentra directamente sobre la capa llamada astenosfera, que es menos duradero que la litosfera.

La litosfera se divide en una serie de segmentos rígidos, o placas (Fig. 6.6), que se mueven constantemente entre sí y cuya superficie también cambia constantemente. La mayoría de los procesos tectónicos con intenso intercambio de energía operan en los límites entre las placas.

Aunque el espesor de la litosfera no se puede medir con gran precisión, los investigadores coinciden en que dentro de las placas varía desde 70-80 km bajo los océanos hasta un valor máximo de más de 200 km bajo algunas partes de los continentes, con un valor promedio de unos 100 km. La astenosfera subyacente a la litosfera se extiende hasta una profundidad de unos 700 km (la profundidad máxima de propagación de las fuentes de terremotos de foco profundo). Su fuerza aumenta con la profundidad, y algunos sismólogos creen que su límite inferior es

líneas simples - fallas de transformación (desplazamientos); Áreas moteadas de la corteza continental que están experimentando fallas activas (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991)

Se encuentra a una profundidad de 400 km y coincide con un ligero cambio en los parámetros físicos.

Bordes entre placas se dividen en tres tipos:

divergente;

convergente;

transform (con compensaciones a lo largo de la huelga).

En los límites divergentes de las placas, representados principalmente por grietas, se produce una nueva formación de la litosfera, que conduce a la expansión del suelo oceánico (spreading). En los límites de las placas convergentes, la litosfera se hunde en la astenosfera, es decir, se absorbe. En los límites de transformación, dos placas litosféricas se deslizan entre sí y la sustancia de la litosfera no se crea ni se destruye sobre ellas. .

Todas las placas litosféricas se mueven constantemente entre sí.. Se supone que el área total de todas las placas permanece sin cambios durante un período de tiempo significativo. A una distancia suficiente de los bordes de las losas, las deformaciones horizontales en su interior son insignificantes, lo que permite considerar las losas como rígidas. Dado que los desplazamientos a lo largo de las fallas transformantes ocurren a lo largo de su dirección, el movimiento de las placas debe ser paralelo a las fallas transformantes modernas. Dado que todo esto sucede en la superficie de la esfera, entonces, de acuerdo con el teorema de Euler, cada sección de la placa describe una trayectoria equivalente a la rotación en la superficie esférica de la Tierra. Para el movimiento relativo de cada par de placas en cualquier momento, puede determinar el eje o polo de rotación. A medida que te alejas de este polo (hasta el ángulo

distancia de 90°) las tasas de esparcimiento aumentan naturalmente, pero la velocidad angular para cualquier par de placas alrededor de su polo de rotación es constante. También notamos que geométricamente, los polos de rotación son únicos para cualquier par de placas y de ninguna manera están conectados con el polo de rotación de la Tierra como planeta.

La tectónica de placas es un modelo efectivo de los procesos que ocurren en la corteza, ya que concuerda bien con los datos de observación conocidos, brinda una explicación elegante para fenómenos previamente no relacionados y abre posibilidades para la predicción.

ciclo de wilson(Geología Estructural y Tectónica de Placas, 1991). En 1966, el profesor Wilson de la Universidad de Toronto publicó un artículo en el que argumentaba que la deriva continental se produjo no solo después de la división de Pangea en el Mesozoico temprano, sino también en tiempos anteriores a Pangea. El ciclo de apertura y cierre de los océanos en relación con los márgenes continentales adyacentes ahora se llama Ciclo de Wilson.

En la fig. 6.7 muestra una explicación esquemática del concepto básico del ciclo de Wilson en el marco de las ideas sobre la evolución de las placas litosféricas.

Arroz. 6.7a representa el comienzo del ciclo de Wilson– la etapa inicial de la ruptura del continente y la formación del margen de acreción de la placa. conocido por ser duro

Arroz. 6.7. Esquema del ciclo de Wilson de desarrollo oceánico en el marco de la evolución de las placas litosféricas (geología estructural y tectónica de placas, 1991)

la litosfera cubre una zona más débil y parcialmente fundida de la astenosfera, la llamada capa de baja velocidad (Figura 6.7, b) . A medida que continúa la separación de los continentes, se desarrolla un valle de grietas (Fig. 6.7, 6) y un pequeño océano (Fig. 6.7, c). Estas son las etapas de la apertura temprana del océano en el ciclo de Wilson.. Ejemplos adecuados son el Rift Africano y el Mar Rojo. Con la continuación de la deriva de los continentes separados, acompañada por la acumulación simétrica de la nueva litosfera en los márgenes de las placas, los sedimentos de la plataforma se acumulan en el borde del continente con el océano debido a la erosión del continente. océano completamente formado(Fig. 6.7, d) con una cresta mediana en el límite de la placa y una plataforma continental desarrollada se llama océano de tipo atlántico.

A partir de las observaciones de las fosas oceánicas, su relación con la sismicidad y la reconstrucción a partir del patrón de anomalías magnéticas oceánicas alrededor de las fosas, se sabe que la litosfera oceánica se disecciona y se hunde en la mesosfera. En la fig. 6.7, d mostrado océano con placa, que tiene márgenes simples de incremento y absorción de la litosfera, - esta es la etapa inicial del cierre del océano en ciclo de wilson. La división de la litosfera en la vecindad del margen continental conduce a la transformación de este último al tipo orógeno andino como resultado de los procesos tectónicos y volcánicos que ocurren en el límite de la placa absorbente. Si esta división se produce a una distancia considerable del margen continental hacia el océano, entonces se forma un arco insular del tipo de las islas japonesas. absorción del océanolitosfera conduce a un cambio en la geometría de las placas y al final

termina a desaparición completa del margen de acreción de la placa(Fig. 6.7, e). Durante este tiempo, la plataforma continental opuesta puede continuar expandiéndose, convirtiéndose en un semiocéano de tipo atlántico. A medida que el océano se encoge, el margen continental opuesto finalmente se involucra en el régimen de absorción de placas y participa en el desarrollo. orógeno acrecionario de tipo andino. Esta es la primera etapa de la colisión de dos continentes (colisiones) . En la etapa siguiente, debido a la flotabilidad de la litosfera continental, se detiene la absorción de la placa. La placa litosférica se desprende debajo, debajo del creciente orógeno de tipo Himalaya, y viene etapa orogénica finalciclo de wilsoncon cinturón montañoso maduro, que es una costura entre los continentes recién unidos. antípoda orógeno acrecionario de tipo andino es orógeno de colisión de tipo Himalaya.

La estructura interna de la Tierra

En la actualidad, la gran mayoría de geólogos, geoquímicos, geofísicos y científicos planetarios aceptan que la Tierra tiene una estructura esférica convencional con límites borrosos de separación (o transición), y las esferas son bloques de mosaico convencional. Las esferas principales son la corteza terrestre, el manto de tres capas y el núcleo de dos capas de la Tierra.

la corteza terrestre

La corteza terrestre constituye la capa superior de la tierra sólida. Su espesor varía desde 0 en algunas partes de las dorsales oceánicas y fallas oceánicas hasta 70-75 km bajo las estructuras montañosas de los Andes, el Himalaya y el Tíbet. La corteza terrestre tiene heterogeneidad lateral , es decir. la composición y estructura de la corteza terrestre son diferentes bajo océanos y continentes. En base a esto, se distinguen dos tipos principales de corteza: oceánica y continental, y un tipo de corteza intermedia.

● corteza oceánica ocupa alrededor del 56% de la superficie terrestre en la Tierra. Su espesor no suele superar los 5-6 km y es máximo al pie de los continentes. Tiene tres capas en su estructura.

Primera capa representada por rocas sedimentarias. Se trata principalmente de sedimentos pelágicos de aguas profundas arcillosos, silíceos y carbonatados, desapareciendo los carbonatos a partir de cierta profundidad por disolución. Más cerca del continente, aparece una mezcla de material detrítico extraído de la tierra (continente). El espesor de la precipitación varía desde cero en las zonas de expansión hasta 10-15 km cerca de las estribaciones continentales (en las depresiones perioceánicas).

Segunda capa corteza oceánica en la cima(2A) está compuesto de basaltos con capas delgadas y raras de sedimentos pelágicos. Los basaltos suelen tener forma de almohada (lavas de almohada), pero también hay cubiertas de basaltos macizos. En la parte baja de la segunda capa (2B), los basaltos contienen diques paralelos de dolerita. El espesor total de la segunda capa es de aproximadamente 1,5-2 km. La estructura de la primera y segunda capas de la corteza oceánica ha sido bien estudiada con la ayuda de vehículos submarinos, dragados y perforaciones.

tercera capa La corteza oceánica consiste en rocas ígneas totalmente cristalinas de composición básica y ultrabásica. En la parte superior se desarrollan rocas del tipo gabro, y la parte inferior está compuesta por un "complejo bandeado" que consiste en alternancia de rocas gabro y ultramáficas. El espesor de la tercera capa es de unos 5 km. Fue estudiado en base a dragados y observaciones desde vehículos submarinos.

La edad de la corteza oceánica no supera los 180 millones de años.

Al estudiar los cinturones plegados de los continentes, se revelaron en ellos fragmentos de asociaciones rocosas similares a las oceánicas. El Sr. Shteiman propuso a principios del siglo XX llamarlos complejos de ofiolita(o ofiolitas) y considerar la "tríada" de rocas, que consiste en rocas ultramáficas serpentinizadas, gabro, basaltos y radiolaritas, como reliquias de la corteza oceánica. La confirmación de esto se obtuvo solo en los años 60 del siglo XX, después de la publicación de un artículo sobre este tema de A.V. peive

● corteza continental distribuidos no solo dentro de los continentes, sino también dentro de las zonas de plataforma de los márgenes continentales y microcontinentes ubicados dentro de las cuencas oceánicas. área total constituye alrededor del 41% de la superficie terrestre. El espesor medio es de 35-40 km. En los escudos y plataformas de los continentes, varía de 25 a 65 km, y bajo estructuras montañosas alcanza los 70-75 km.

La corteza continental tiene una estructura de tres capas:

Primera capa- sedimentaria, generalmente llamada cubierta sedimentaria. Su espesor varía desde cero en escudos, levantamientos de sótanos y en las zonas axiales de estructuras plegadas hasta 10-20 km en depresiones exogonales de placas de plataforma, contrafuertes y depresiones entre montañas. Se compone principalmente de rocas sedimentarias de origen continental o marino poco profundo, con menos frecuencia de origen batial (en depresiones de aguas profundas). En esta capa sedimentaria son posibles coberturas y fuerzas de rocas ígneas, formando campos trampa (trap formaciones). El rango de edad de las rocas de la cubierta sedimentaria va desde el Cenozoico hasta los 1.700 millones de años. La velocidad de las ondas longitudinales es de 2,0-5,0 km/s.

Segunda capa corteza continental o capa superior de la corteza consolidada sale a la superficie en escudos, macizos o salientes de plataformas y en las partes axiales de estructuras plegadas. Fue descubierto en el escudo báltico (fennoscandio) a una profundidad de más de 12 km por el pozo superprofundo de Kola y a una profundidad menor en Suecia, en la placa rusa en el pozo Saatly Ural, en una placa en los EE. UU., en el minas de India y Sudáfrica. Está compuesto por esquistos cristalinos, gneises, anfibolitas, granitos y gneises graníticos, y se denomina gneis granítico o granito-metamórfico capa. El espesor de esta capa de la corteza alcanza de 15 a 20 km en plataformas y de 25 a 30 km en estructuras montañosas. La velocidad de las ondas longitudinales es de 5,5-6,5 km/s.

tercera capa o la capa inferior de la corteza consolidada se aisló como granulita-máfica capa. Anteriormente, se suponía que existe un límite sísmico claro entre la segunda y la tercera capa, que lleva el nombre de su descubridor. Borde de Konrad (K) . Más tarde, durante los estudios sísmicos, incluso comenzaron a distinguirse hasta 2-3 límites. A . Además, los datos de perforación del Kola SG-3 no confirmaron la diferencia en la composición de la roca en el cruce del límite de Konrad. Por lo tanto, en la actualidad, la mayoría de los geólogos y geofísicos distinguen entre la corteza superior y la inferior por sus diferentes propiedades reológicas: la corteza superior es más rígida y quebradiza, mientras que la inferior es más dúctil. Sin embargo, en base a la composición de los xenolitos de los tubos de explosión, se puede suponer que la capa "granulita-máfica" contiene granulitas félsicas y básicas y rocas máficas. En muchos perfiles sísmicos, la corteza inferior se caracteriza por la presencia de numerosas áreas reflectantes, que probablemente también pueden considerarse como la presencia de intrusiones estratificadas de rocas ígneas (algo similar a campos trampa). La velocidad de las ondas longitudinales en la corteza inferior es de 6,4-7,7 km/s.

● corteza de transición es un tipo de corteza entre los dos tipos extremos de la corteza terrestre (oceánica y continental) y puede ser de dos tipos - suboceánica y subcontinental. corteza suboceánica desarrollado a lo largo de los taludes continentales y estribaciones y probablemente subyace en el fondo de las cuencas de aguas marginales y poco profundas y anchas. mares interiores. Su espesor no supera los 15-20 km. Está plagado de diques y fuerzas de rocas ígneas básicas. La corteza suboceánica fue expuesta por un pozo en la entrada del Golfo de México y expuesta en la costa del Mar Rojo. corteza subcontinental Se forma cuando la corteza oceánica en ensimáticos arcos volcánicos se convierte en continental, pero aún no ha alcanzado la "madurez". Tiene un espesor reducido (menos de 25 km) y un menor grado de consolidación. La velocidad de las ondas longitudinales en la corteza del tipo de transición no supera los 5,0-5,5 km/s.

● Composición de la superficie y el manto Mohorovichic. El límite entre la corteza y el manto está claramente definido por un salto brusco en las velocidades de las ondas longitudinales de 7,5-7,7 a 7,9-8,2 km / s, y se conoce como la superficie Mohorovichic (Moho o M) por el nombre del geofísico croata que lo identificó.

En los océanos, corresponde al límite entre el complejo bandeado de la 3ª capa y las rocas máficas-ultramáficas serpentinizadas. En los continentes, se encuentra a una profundidad de 25-65 km y hasta 75 km en áreas plegadas. En varias estructuras, se distinguen hasta tres superficies Moho, cuyas distancias pueden alcanzar varios kilómetros.

Con base en los resultados del estudio de xenolitos de lavas y kimberlitas de tubos de explosión, se supone que debajo de los continentes en el manto superior, además de peridotitas, están presentes eclogitas (como reliquias de la corteza oceánica que terminaron en el manto durante la subducción). ?).

Superior parte del manto es el manto "agotado" ("agotado"). Está empobrecido en sílice, álcalis, uranio, torio, tierras raras y otros elementos incoherentes debido a la fundición de rocas basálticas de la corteza terrestre. Cubre casi la totalidad de su parte litosférica. Más profundo, es reemplazado por un manto "no agotado". La composición primaria promedio del manto es cercana a la espinela lherzolita o una mezcla hipotética de peridotita y basalto en una proporción de 3:1, que fue nombrada por A.E. Ringwood pirolita.

capa de golitsina o manto medio(mesosfera) - la zona de transición entre el manto superior e inferior. Se extiende desde una profundidad de 410 km, donde se produce un fuerte aumento de las velocidades de las ondas longitudinales, hasta una profundidad de 670 km. El aumento de las velocidades se explica por un aumento de la densidad de la materia del manto en aproximadamente un 10%, debido a la transición de especies minerales a otras especies con empaquetamiento más denso: por ejemplo, olivino a wadsleyita, y luego wadsleyita a ringwoodita con espinela. estructura; piroxeno a granate.

manto inferior comienza desde una profundidad de unos 670 km y se extiende hasta una profundidad de 2900 km con una capa D en la base (2650-2900 km), es decir, hasta el núcleo de la Tierra. Sobre la base de datos experimentales, se supone que debería estar compuesto principalmente de perovskita (MgSiO 3) y magnesiowustita (Fe,Mg)O, productos de cambios adicionales en la sustancia del manto inferior con un aumento general en la relación Fe/Mg .

Según los últimos datos tomográficos sísmicos, se reveló una importante falta de homogeneidad del manto, así como la presencia de un mayor número de límites sísmicos (niveles globales - 410, 520, 670, 900, 1700, 2200 km y niveles intermedios - 100 , 300, 1000, 2000 km), debido a los límites de las transformaciones minerales en los mantos (Pavlenkova, 2002; Pushcharovsky, 1999, 2001, 2005; etc.).

Según D.Yu. Pushcharovsky (2005) presenta la estructura del manto de forma algo diferente a los datos anteriores según el modelo tradicional (Khain y Lomize, 1995):

Manto superior consta de dos partes: parte superior hasta 410 km, parte baja 410-850 km. La Sección I se distingue entre el manto superior y medio - 850-900 km.

manto medio: 900-1700 kilómetros. Tramo II - 1700-2200 km.

manto inferior: 2200-2900 kilómetros.

● núcleo de la tierra según la sismología, consta de una parte líquida externa (2900-5146 km) y una parte sólida interna (5146-6371 km). La mayoría acepta que la composición del núcleo es hierro con una mezcla de níquel, azufre, oxígeno o silicio. La convección en el núcleo exterior genera el principal campo magnético de la Tierra. Se supone que en el límite del núcleo y el manto inferior, penachos , que luego ascienden en forma de flujo de energía o de sustancia de alta energía, formando rocas ígneas en la corteza terrestre o en su superficie.

manto de penacho – Flujo ascendente estrecho de material del manto en fase sólida con un diámetro de unos 100 km, que se origina en una capa límite caliente de baja densidad ubicada por encima del límite sísmico a una profundidad de 660 km, o cerca del límite entre el núcleo y el manto en una profundidad de 2900 km (A.W. Hofmann, 1997). Según A. F. Grachev (2000) una pluma de manto es una manifestación de actividad magmática intraplaca causada por procesos en el manto inferior, cuya fuente puede estar a cualquier profundidad en el manto inferior, hasta el límite entre el núcleo y el manto (capa "D"). (A diferencia de punto caliente, donde la manifestación de actividad magmática intraplaca se debe a procesos en el manto superior). Las plumas del manto son características de regímenes geodinámicos divergentes. Según J. Morgan (1971), los procesos de pluma se originan debajo de los continentes en la etapa inicial de rifting (rifting). La manifestación de una pluma mantélica está asociada a la formación de grandes levantamientos arqueados (de hasta 2000 km de diámetro), en los que intensas erupciones de fisura de basaltos tipo Fe-Ti con tendencia komatiita, moderadamente enriquecidos en REE ligeros, con diferenciaciones ácidas , que constituyen no más del 5% del volumen total de lava. Relaciones isotópicas 3 He/ 4 He(10 -6)>20; 143Nd/ 144Nd – 0,5126-0/5128; 87 Sr/ 86 Sr - 0,7042-0,7052. La formación de secuencias de lava gruesas (de 3 a 5 km a 15 a 18 km) de cinturones de piedra verde del Arcaico y estructuras riftogénicas posteriores está asociada con la pluma del manto.

En la parte nororiental del Escudo Báltico, y en la península de Kola en particular, se supone que las plumas del manto causaron la formación de rocas volcánicas de toleita-basalto y komatiita del Arcaico tardío de cinturones de piedra verde, granito alcalino del Arcaico tardío y magmatismo de anortosita, un complejo de intrusiones estratificadas del Proterozoico Temprano e intrusiones alcalino-ultrabásicas del Paleozoico (Mitrofanov, 2003).

pluma tectónica – la tectónica de chorro del manto relacionada con la tectónica de placas. Esta relación se expresa en el hecho de que la litosfera fría subducida se hunde hasta el límite del manto superior e inferior (670 km), se acumula allí, empuja parcialmente hacia abajo y luego, después de 300-400 millones de años, penetra en el manto inferior, alcanzando su límite con el núcleo (2900 km). Esto provoca un cambio en la naturaleza de la convección en el núcleo externo y su interacción con el núcleo interno (el límite entre ellos está a una profundidad de unos 4200 km) y, para compensar la afluencia de material desde arriba, la formación de superplumas ascendentes en el límite núcleo/manto. Estos últimos suben al fondo de la litosfera, experimentando parcialmente un retraso en el límite del manto inferior y superior, y en la tectonosfera se dividen en penachos más pequeños, con los que se asocia el magmatismo intraplaca. Obviamente, también estimulan la convección en la astenosfera, que es responsable del movimiento de las placas litosféricas. En contraste con la tectónica de placas y plumas, los autores japoneses se refieren a los procesos que ocurren en el núcleo como tectónica de crecimiento, lo que significa el crecimiento del núcleo interno, puramente de hierro y níquel, a expensas del núcleo externo, reabastecido por silicato del manto de la corteza. material.

La aparición de las plumas del manto, que conducen a la formación de vastas provincias de mesetas basálticas, precede a la ruptura dentro de la litosfera continental. El desarrollo posterior puede seguir una serie evolutiva completa, que incluye el inicio de uniones triples de fisuras continentales, el posterior adelgazamiento, la ruptura de la corteza continental y el comienzo de la expansión. Sin embargo, el desarrollo de un solo penacho no puede conducir a una ruptura de la corteza continental. Una ruptura ocurre cuando se forma un sistema de penachos en un continente, y luego el proceso de escisión procede de acuerdo con el principio de una grieta que se propaga de un penacho a otro.

Litosfera y astenosfera

litosfera Está formado por la corteza terrestre y parte del manto superior. Este concepto es puramente reológico, en contraste con la corteza y el manto. Es más rígido y quebradizo que el manto subyacente más debilitado y dúctil, que ha sido identificado como astenosfera. El espesor de la litosfera es de 3 a 4 km en las partes axiales de las dorsales oceánicas a 80 a 100 km en la periferia de los océanos y de 150 a 200 km o más (¿hasta 400 km?) bajo los escudos de andenes antiguos. Los límites profundos (150–200 km o más) entre la litosfera y la astenosfera se determinan con gran dificultad, o no se detectan en absoluto, lo que probablemente se deba al alto equilibrio isostático y a la disminución del contraste entre la litosfera y la astenosfera en el borde. zona debido a un alto gradiente geotérmico, una disminución en la cantidad de fusión en la astenosfera, etc.

tectonosfera

Las fuentes de los movimientos y deformaciones tectónicas no se encuentran en la litosfera en sí, sino en los niveles más profundos de la Tierra. Abarcan todo el manto hasta la capa límite con un núcleo líquido. Debido al hecho de que las fuentes de los movimientos también se manifiestan en la capa más plástica del manto superior directamente debajo de la litosfera - la astenosfera, la litosfera y la astenosfera a menudo se combinan en un solo concepto - tectonosfera como áreas de manifestación de procesos tectónicos. En sentido geológico (según la composición material), la tectonosfera se divide en corteza terrestre y manto superior hasta una profundidad de unos 400 km, y en sentido reológico, en litosfera y astenosfera. Los límites entre estas divisiones, por regla general, no coinciden, y la litosfera suele incluir, además de la corteza, una parte del manto superior.

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Los elementos estructurales más grandes de la corteza terrestre son continentes y océanos, caracterizada por una estructura diferente de la corteza terrestre. En consecuencia, estos elementos estructurales deben entenderse en el sentido geológico, o más bien, incluso en el geofísico, ya que es posible determinar el tipo de estructura de la corteza terrestre solo por métodos sísmicos. De esto se desprende que no todo el espacio ocupado por las aguas del océano es, en el sentido geofísico, una estructura oceánica, ya que vastas áreas de plataforma, por ejemplo, en el norte océano Ártico, tienen corteza continental. Las diferencias entre estos dos elementos estructurales principales no se limitan al tipo de corteza terrestre, sino que se pueden rastrear aún más profundamente, en el manto superior, que se construye de manera diferente debajo de los continentes que debajo de los océanos, y estas diferencias cubren toda la litosfera. , y en algunos lugares también la tectonosfera, i.e. rastreado a profundidades de unos 700 km.

Dentro de los océanos y continentes se distinguen elementos estructurales más pequeños, en primer lugar, estas son estructuras estables - plataformas, que puede estar tanto en los océanos como en los continentes. Se caracterizan, por regla general, por un relieve nivelado y tranquilo, que corresponde a la misma posición de la superficie en profundidad, solo debajo de las plataformas continentales se encuentra a una profundidad de 30-50 km, y debajo de los océanos 5-8 km, ya que la corteza oceánica es mucho más delgada que la continental.

En los océanos, como elementos estructurales, se distinguen cinturones móviles en medio del océano, representadas por dorsales oceánicas con zonas de rift en su parte axial, atravesadas transformar fallas y actualmente son zonas extensión, aquellos. expansión del suelo oceánico y acumulación de corteza oceánica recién formada. En consecuencia, las plataformas estables (placas) y los cinturones oceánicos móviles se destacan como estructuras en los océanos.

En los continentes, como elementos estructurales del más alto rango, se distinguen áreas estables: plataformas y cinturones orogénicos epiplataforma, formado en el tiempo Neógeno-Cuaternario en elementos estructurales estables de la corteza terrestre después de un período de desarrollo de plataforma. Estos cinturones incluyen estructuras montañosas modernas de Tien Shan, Altai, Sayan, Transbaikalia occidental y oriental, África oriental, etc. también en el tiempo Neógeno-Cuaternario, componen cinturones orogénicos epigeosinclinales, como los Alpes, Cárpatos, Dinarides, Cáucaso, Kopetdag, Kamchatka, etc.

En el territorio de algunos continentes, en la zona de transición continente-océano (en sentido geofísico), existen continentales marginales, según la terminología de V.E. jaina, cinturones geosinclinales móviles, representando una combinación compleja de mares marginales, arcos de islas y fosas de aguas profundas. Se trata de cinturones de alta actividad tectónica moderna, contraste de movimientos, sismicidad y vulcanismo. En el pasado geológico, también funcionaron los cinturones geosinclinales intercontinentales, por ejemplo, el cinturón Ural-Okhotsk, asociado con la antigua cuenca oceánica paleoasiática, etc.

la doctrina de geosinclinales en 1973 celebró su centenario desde que el geólogo estadounidense D. Dan introdujo este concepto en la geología, e incluso antes, en 1857, el estadounidense J. Hall también formuló este concepto en su conjunto, mostrando que las estructuras plegadas de montaña surgieron en el sitio de las depresiones. que anteriormente estaban llenos de diversos sedimentos marinos. Debido al hecho de que la forma general de estos valles era sinclinal, y las escalas de los valles son muy grandes, se les llamó geosinclinales.

Durante el siglo pasado, la doctrina de los geosinclinales ha ido tomando fuerza, desarrollándose, detallando, y gracias al esfuerzo de un gran ejército de geólogos de varios países, se ha ido conformando en un concepto coherente, que es una generalización empírica de un enorme cantidad de material fáctico, pero adolecía de un inconveniente importante: no lo hizo, como V. E. cree correctamente, . Khain, interpretación geodinámica de los patrones específicos observados de desarrollo de geosinclinales individuales. Actualmente, el concepto es capaz de eliminar esta deficiencia. tectónica de placas litosféricas, surgió hace sólo 25 años, pero rápidamente se convirtió en la principal teoría geotectónica. Desde el punto de vista de esta teoría, los cinturones geosinclinales surgen en los límites de interacción de varias placas litosféricas. Considere los principales elementos estructurales de la corteza terrestre con más detalle.

plataformas antiguas son bloques estables de la corteza terrestre, formados a finales del Arcaico o principios del Proterozoico. A ellos característica distintiva- Edificio de dos pisos. planta baja, o Fundación se compone de estratos rocosos plegados y profundamente metamorfoseados, cortados por intrusiones de granito, con un amplio desarrollo de gneis y cúpulas u óvalos de granito-gneis, una forma específica de plegamiento metamorfogénico (Fig. 16.1). Los cimientos de las plataformas se formaron durante un largo período de tiempo en el Arcaico y Proterozoico temprano y posteriormente sufrieron una fuerte erosión y denudación, como resultado de lo cual quedaron expuestas rocas que previamente se habían formado a grandes profundidades. El área de las plataformas antiguas en los continentes se acerca al 40% y se caracterizan por contornos angulares con límites rectilíneos extendidos, consecuencia de costuras marginales (fallas profundas). Las áreas y los sistemas plegados se empujan sobre las plataformas o bordean las mismas a través de contrafuertes que, a su vez, son empujados por orógenos plegados. Los límites de las antiguas plataformas cortan bruscamente y de manera discordante sus estructuras internas, lo que indica su naturaleza secundaria como resultado de la división del supercontinente Pangea-1 que surgió a fines del Proterozoico Temprano.

Superior piso de la plataforma presentado caso, o cubierta, que yace suavemente con una discordancia angular aguda en el sótano de depósitos no metamorfoseados: marinos, continentales y vulcanógenos. La superficie entre la cubierta y la base refleja la discordancia estructural más importante dentro de las plataformas. La estructura de la cubierta de la plataforma resulta ser compleja, y en las primeras etapas de su formación aparecen fosas en muchas plataformas. aulacógenos(del griego "avlos" - surco, zanja; "gen" - nacido, es decir, nacido junto a una zanja), como N.S. los llamó por primera vez. Shatsky. Los aulacógenos se formaron con mayor frecuencia en el Proterozoico Superior (Riphean) y formaron sistemas extendidos en el cuerpo del sótano. El espesor de los depósitos continentales y, más raramente, marinos en aulacógenos alcanza los 5–7 km, y las fallas profundas que limitan los aulacógenos contribuyeron a la manifestación de magmatismo alcalino, básico y ultrabásico, así como magmatismo de trampa específico de plataforma con basaltos toleíticos continentales. , alféizares y diques. Esta etapa estructural inferior de la cubierta de la plataforma, correspondiente a la etapa de desarrollo aulacógena, es reemplazada por una cubierta continua de depósitos de la plataforma, la mayoría de las veces a partir de la época vendiana.

Escudos y losas se destacan entre los elementos estructurales más grandes de las plataformas. Escudo - se trata de una protuberancia en la superficie de los cimientos de la plataforma, que a lo largo de toda la etapa de desarrollo de la plataforma tuvo tendencia a elevarse. Lámina - parte de la plataforma cubierta por una capa de sedimentos y con tendencia a hundirse. Los elementos estructurales más pequeños se distinguen dentro de las placas. En primer lugar, se trata de sineclisas, vastas depresiones planas, bajo las cuales se dobla la base, y anteclises, bóvedas suaves con una base elevada y una cubierta relativamente delgada.

A lo largo de los bordes de las plataformas, donde limitan con cinturones plegados, a menudo se forman profundas depresiones, llamadas pericratónico(es decir, en el borde del cratón o plataforma). Muy a menudo, las anteclisas y las sineclises se complican con estructuras secundarias más pequeñas: arcos, depresiones, murallas. Estos últimos surgen sobre las zonas de fallas profundas, cuyas alas experimentan movimientos multidireccionales y en la cubierta de la plataforma se expresan por estrechos afloramientos de los antiguos depósitos de la cubierta por debajo de las más jóvenes. Los ángulos de inclinación de las alas de los ejes no superan los primeros grados. A menudo encontrado flexiones - flexiones de las capas de cobertura sin romper su continuidad y manteniendo el paralelismo de las alas, surgiendo sobre las zonas de falla en la cimentación durante el movimiento de sus bloques. Todas las estructuras de las plataformas son muy suaves y, en la mayoría de los casos, no es posible medir directamente las pendientes de sus alas.

La composición de los depósitos de la cubierta de la plataforma es diversa, pero con mayor frecuencia predominan las rocas sedimentarias, marinas y continentales, que forman capas y estratos sostenidos en un área grande. Las formaciones carbonatadas son muy características, por ejemplo, calizas organogénicas propias de un clima húmedo y dolomitas con sedimentos sulfatados formados en condiciones climáticas áridas. Las formaciones clásticas continentales están ampliamente desarrolladas, generalmente confinadas a la base de grandes complejos correspondientes a ciertas etapas en el desarrollo de la cubierta de la plataforma. A menudo son reemplazados por formaciones paralíticas evaporíticas o carboníferas y terrígenas: arenosas con fosforitas, arcillosas y arenosas, a veces abigarradas. Las formaciones carbonatadas suelen marcar el "cenit" del desarrollo del complejo, y luego se puede observar el cambio de formaciones en el orden inverso. Los depósitos de capas de hielo son típicos de muchas plataformas.

La cubierta de la plataforma en el proceso de formación se sometió repetidamente a una reestructuración estructural, cronometrada para coincidir con los límites de los principales ciclos geotectónicos: Baikal, Caledonian, Hercinian, Alpine y otros Las partes de las plataformas que experimentaron un hundimiento máximo, por regla general, están adyacentes al área móvil o al sistema que bordea la plataforma, que se estaba desarrollando activamente en ese momento.

Las plataformas también se caracterizan por un magmatismo específico, que se manifiesta en los momentos de su activación tectonomagmática. el mas tipico formación de trampas, uniendo productos volcánicos - lavas y tobas e intrusiones, compuestas de basaltos toleíticos de tipo continental con un contenido algo mayor de óxido de potasio en relación con el contenido oceánico de óxido de potasio, pero que aún no supera el 1-1,5%. El volumen de productos de la formación de trampas puede alcanzar 1-2 millones de km 3, como, por ejemplo, en la plataforma siberiana. Altamente importancia tiene un alcalino-ultrabásico (kimberlita) formación que contiene diamantes en los productos de las tuberías de explosión (plataforma siberiana, Sudáfrica).

Además de las plataformas antiguas, también se distinguen las jóvenes, aunque con mayor frecuencia se les llama losas formadas en el sótano Baikal, Caledonian o Hercynian, que se distingue por una mayor dislocación de la cubierta, un menor grado de metamorfismo del sótano. rocas, y una importante herencia de las estructuras de cobertura de las estructuras de basamento. Ejemplos de tales plataformas (placas) son: epibaikalian Timan-Pechora, epihercinian Scythian, epipaleozoic West Siberian, etc.

Cinturones geosinclinales móviles son un elemento estructural de suma importancia en la corteza terrestre, generalmente ubicados en la zona de transición del continente al océano y en proceso de evolución formando una poderosa corteza continental. El significado de la evolución del geosinclinal radica en la formación de una depresión en la corteza terrestre en condiciones de extensión tectónica. Este proceso va acompañado de erupciones volcánicas submarinas y la acumulación de depósitos terrígenos y silíceos de aguas profundas. Luego surgen levantamientos parciales, la estructura de la depresión se vuelve más complicada y se forman areniscas de grauvaca debido a la erosión de los levantamientos compuestos por rocas volcánicas básicas. La distribución de facies se vuelve más caprichosa, aparecen estructuras arrecifales y estratos carbonatados, y el vulcanismo se vuelve más diferenciado. Finalmente, crecen los levantamientos, se produce una especie de inversión de las depresiones, se introducen intrusiones de granito y todos los depósitos se aplastan en pliegues. En el sitio del geosinclinal, surge un levantamiento de montaña, frente al cual crecen valles hacia adelante, llenos melaza. - productos clásticos gruesos de la destrucción de las montañas, y en estas últimas se desarrolla el vulcanismo terrestre, proporcionando productos de composición media y ácida: andesitas, dacitas, riolitas. Posteriormente, la estructura plegada de la montaña se erosiona, a medida que disminuye la tasa de levantamientos, y el orógeno se convierte en una llanura penillanizada. Takova Idea general ciclo de desarrollo geosinclinal.

Arroz. 16.2. Sección esquemática a través de la dorsal oceánica (según T. Zhuteau, con simplificación)

Los avances en el estudio de los océanos llevaron en los años 60 de nuestro siglo a la creación de una nueva teoría geotectónica global - tectónica de placas litosféricas, lo que permitió recrear de manera actualística la historia del desarrollo de las regiones geosinclinales móviles y el movimiento de las placas continentales. La esencia de esta teoría radica en la identificación de grandes placas litosféricas, cuyos límites están marcados por cinturones sísmicos modernos, y en la interacción de las placas a través de su movimiento y rotación. En los océanos, hay un aumento, expansión de la corteza oceánica a través de su nueva formación en las zonas de ruptura de las dorsales oceánicas (Fig. 16.2). Dado que el radio de la Tierra no cambia significativamente, la corteza recién formada debe ser absorbida y pasar por debajo del continente, es decir. yendo sobre ella subducción(inmersión).

Estas áreas están marcadas por una poderosa actividad volcánica, sismicidad, presencia de arcos de islas, mares marginales y fosas de aguas profundas, como, por ejemplo, en la periferia oriental de Eurasia. Todos estos procesos marcan margen continental activo aquellos. la zona de interacción entre la corteza oceánica y la continental. Por el contrario, se denominan aquellas secciones de los continentes que forman una sola placa litosférica con parte de los océanos, como, por ejemplo, a lo largo de los márgenes occidental y oriental del Atlántico. margen continental pasivo y carecen de todas las características enumeradas anteriormente, pero se caracterizan por una gruesa capa de rocas sedimentarias sobre el talud continental (Fig. 16.3). Similitudes entre rocas volcánicas y sedimentarias primeras etapas desarrollo de geosinclinales, los llamados asociación de ofiolita, con una sección de la corteza de tipo oceánico sugirió que estos últimos se colocaron sobre la corteza oceánica y un mayor desarrollo de la cuenca oceánica condujo primero a su expansión y luego a su cierre con la formación de arcos de islas volcánicas, fosas marinas profundas y la formación de una gruesa corteza continental. Esto se ve como la esencia del proceso geosinclinal.

Así, gracias a las nuevas ideas tectónicas, la doctrina de los geosinclinales adquiere, por así decirlo, un "segundo aire", que permite reconstruir la situación geodinámica de su evolución sobre la base de métodos actualistas. En base a lo dicho, cinturón geosinclinal,(marginal o intercontinental) se entiende como un cinturón móvil de miles de kilómetros de largo, establecido en el límite de las placas litosféricas, caracterizado por una manifestación a largo plazo de diversos vulcanismos, sedimentación activa y, en las etapas finales de desarrollo, convirtiéndose en un estructura montañosa plegada con una gruesa corteza continental. Un ejemplo de tales cinturones globales son: intercontinental - Ural-Okhotsk Paleozoic; alpino mediterráneo; Paleozoico atlántico; continental marginal - Pacífico Mesozoico-Cenozoico y otros Los cinturones geosinclinales se dividen en áreas geosinclinales - grandes segmentos de cinturones que difieren en la historia de desarrollo, estructura y están separados entre sí por fallas transversales profundas, pellizcos, etc. A su vez, dentro de las regiones se pueden distinguir sistemas geosinclinales, separados por bloques rígidos de la corteza terrestre - arreglos medios o microcontinentes estructuras que, durante el hundimiento de las áreas circundantes, permanecieron estables, relativamente elevadas, y sobre las cuales se acumuló una delgada cubierta. Por regla general, estos macizos son fragmentos de esa antigua plataforma primaria, que fue aplastada durante la formación de un cinturón geosinclinal móvil.

A finales de los años 30 de nuestro siglo, G. Stille y M. Kay subdividieron los geosinclinales en eu- y miogeosinclinales. Eugeosinklinal ("geosinclinal completo, real") llamaron a la zona del cinturón móvil, que es más interna en relación con el océano, y se distinguió por un vulcanismo especialmente poderoso, composición básica submarina temprana (o inicial); la presencia de rocas intrusivas ultrabásicas (en su opinión); intenso plegamiento y poderoso metamorfismo. Al mismo tiempo, el miogeosinclinal ("no es un verdadero geosinclinal") se caracterizó por una posición externa (en relación con el océano), contactó con la plataforma, se colocó sobre una corteza de tipo continental, los depósitos en ella estaban menos metamorfoseados, el vulcanismo era también poco desarrollado o completamente ausente, y el plegamiento ocurrió más tarde que en el eugeosinclinal. Tal división de regiones geosinclinales en regiones eu- y miogeosinclinales está bien expresada en los Urales, los Apalaches, las Cordilleras de América del Norte y otras regiones plegadas.

Jugó un papel importante asociación de roca ofiolita, generalizada en varios eugeosinclinales. La parte inferior de la sección de tal asociación consiste en rocas ultrabásicas, a menudo serpentinizadas: harzburgitas, dunitas; arriba está el llamado complejo estratificado o acumulativo de gabroides y anfibolitas; aún más alto: un complejo de diques paralelos, reemplazados por basaltos toleíticos almohadillados cubiertos por esquistos silíceos (Fig. 16.4). Esta secuencia está cerca de la sección de la corteza oceánica. La importancia de esta similitud no puede subestimarse. La asociación de ofiolita en áreas plegadas, que generalmente se presenta en placas de cubierta, es una reliquia, vestigios de una antigua cuenca marina (¡no necesariamente un océano!) con corteza de tipo oceánico. De esto no se sigue que el océano se identifique con el cinturón geosinclinal. La corteza de tipo oceánico sólo podía ubicarse en su centro, y a lo largo de la periferia era un sistema complejo arcos de islas, mares marginales, fosas de aguas profundas, etc., y la propia corteza de tipo oceánico podría estar en mares marginales. La subsiguiente contracción del espacio oceánico condujo al estrechamiento del cinturón móvil varias veces. La corteza oceánica en la base de las zonas eugeosinclinales puede ser tanto antigua como recién formada, formada durante la división y separación de las masas continentales.