ELEMENTET KRYESORE STRUKTURORE TË KORES TË TOKËS: Elementet më të mëdha strukturore kores së tokës janë kontinente dhe oqeane.

Brenda oqeaneve dhe kontinenteve, dallohen elementë strukturorë më të vegjël, së pari, këto janë struktura të qëndrueshme - platforma që mund të jenë si në oqeane ashtu edhe në kontinente. Ato karakterizohen, si rregull, nga një reliev i niveluar, i qetë, i cili korrespondon me të njëjtin pozicion të sipërfaqes në thellësi, vetëm nën platformat kontinentale është në një thellësi prej 30-50 km, dhe nën oqeane 5-8 km, pasi korja oqeanike është shumë më e hollë se ajo kontinentale.

Në oqeane, si elementë strukturorë, dallohen brezat lëvizës mes oqeanit, të përfaqësuar nga kreshta mes oqeanit me zona çarje në pjesën e tyre boshtore, të përshkuara nga thyerje transformuese dhe aktualisht janë zona. duke u përhapur, d.m.th. zgjerimi i dyshemesë së oqeanit dhe krijimi i kores oqeanike të sapoformuar.

Në kontinente, si elementë strukturorë të rangut më të lartë, dallohen zona të qëndrueshme - platforma dhe breza orogjenë epiplatformë që u formuan në kohën neogjen-kuaternare në elementë strukturorë të qëndrueshëm të kores së tokës pas një periudhe zhvillimi të platformës. Këto rripa përfshijnë struktura moderne malore të Tien Shan, Altai, Sayan, Transbaikalia Perëndimore dhe Lindore, Afrika Lindore, etj. edhe ne kohen neogjeno-kuaternare perbejne breza orogjene epigjeosinklinale si Alpet, Karpatet, Dinaridet, Kaukazi, Kopetdag, Kamçatka etj.

Struktura e kores së Tokës së kontinenteve dhe oqeaneve: Korja e Tokës është guaska e jashtme e ngurtë e Tokës (gjeosfera). Poshtë kores është manteli, i cili ndryshon në përbërjen dhe vetitë fizike - është më i dendur, përmban kryesisht elementë zjarrdurues. Korja dhe manteli ndahen nga kufiri Mohorovichic, në të cilin ka një rritje të mprehtë të shpejtësisë së valëve sizmike.

Masa e kores së tokës vlerësohet në 2.8 1019 ton (nga të cilat 21% është kore oqeanike dhe 79% është kontinentale). Lëvorja është vetëm 0.473% peshë totale Toka.

Oqeanike lëvorja e th: Korja oqeanike përbëhet kryesisht nga bazaltet. Sipas teorisë së tektonikës së pllakave, ajo formohet vazhdimisht në kreshtat e mesit të oqeanit, divergjenca prej tyre dhe absorbohet në mantel në zonat e subduksionit (vendi ku korja oqeanike zhytet në mantel). Prandaj, korja oqeanike është relativisht e re. Oqeani. korja ka një strukturë me tre shtresa (sedimentare - 1 km, bazalt - 1-3 km, shkëmbinj magmatikë - 3-5 km), trashësia totale e saj është 6-7 km.

Korja kontinentale: Korja kontinentale ka një strukturë me tre shtresa. Shtresa e sipërme përfaqësohet nga një mbulesë e ndërprerë shkëmbinjsh sedimentarë, e cila është e zhvilluar gjerësisht, por rrallë ka një trashësi të madhe. Pjesa më e madhe e kores është e palosur nën koren e sipërme, një shtresë e përbërë kryesisht nga granit dhe gneiss, me densitet të ulët dhe histori të lashtë. Studimet tregojnë se shumica e këtyre shkëmbinjve janë formuar shumë kohë më parë, rreth 3 miliardë vjet më parë. Më poshtë është korja e poshtme, e përbërë nga shkëmbinj metamorfikë - granulite dhe të ngjashme. Trashësia mesatare është 35 km.

Përbërje kimike Toka dhe korja e tokës. Mineralet dhe shkëmbinj: përkufizimi, parimet dhe klasifikimi.

Përbërja kimike e Tokës: përbëhet kryesisht nga hekur (32.1%), oksigjen (30.1%), silic (15.1%), magnez (13.9%), squfur (2.9%), nikel (1.8%), kalcium (1.5%) dhe alumin (1.4%) ; Elementet e mbetura zënë 1.2%. Për shkak të ndarjes masive, pjesa e brendshme besohet të jetë e përbërë nga hekur (88.8%), sasi të vogla nikeli (5.8%), squfur (4.5%)

Përbërja kimike e kores së tokës: Korja e tokës është pak më shumë se 47% oksigjen. Mineralet më të zakonshme që përbëjnë shkëmbinj të kores së tokës përbëhen pothuajse tërësisht nga oksidet; Përmbajtja totale e klorit, squfurit dhe fluorit në shkëmbinj është zakonisht më pak se 1%. Oksidet kryesore janë silici (SiO2), alumini (Al2O3), oksidi i hekurit (FeO), oksidi i kalciumit (CaO), oksidi i magnezit (MgO), oksidi i kaliumit (K2O) dhe oksidi i natriumit (Na2O). Silica shërben kryesisht si një mjedis acid dhe formon silikate; natyra e të gjithë shkëmbinjve kryesorë vullkanikë është e lidhur me të.

Mineralet: - komponimet kimike natyrore që dalin nga procese të caktuara fizike dhe kimike. Shumica e mineraleve janë lëndë të ngurta kristalore. Forma kristalore është për shkak të strukturës së rrjetës kristalore.

Sipas prevalencës, mineralet mund të ndahen në shkëmbformues - që përbëjnë bazën e shumicës së shkëmbinjve, aksesorë - shpesh të pranishëm në shkëmbinj, por rrallë përbëjnë më shumë se 5% të shkëmbinjve, të rralla, dukuritë e të cilave janë të vetme ose të pakta. , dhe xehe, e përfaqësuar gjerësisht në vendburimet xeherore.

Ishulli i Shenjtë i mineraleve: fortësia, morfologjia kristalore, ngjyra, shkëlqimi, transparenca, kohezioni, dendësia, tretshmëria.

Shkëmbinj: një koleksion natyror i mineraleve me një përbërje mineralogjike pak a shumë konstante, që formojnë një trup të pavarur në koren e tokës.

Nga origjina, shkëmbinjtë ndahen në tre grupe: magmatike(efuziv (i ngrirë në thellësi) dhe ndërhyrës (vullkanik, i shpërthyer)), sedimentare dhe metamorfike(shkëmbinj të formuar në trashësinë e kores së tokës si rezultat i ndryshimeve të shkëmbinjve sedimentarë dhe magmatikë për shkak të ndryshimeve të kushteve fiziko-kimike). Shkëmbinjtë magmatikë dhe metamorfikë përbëjnë rreth 90% të vëllimit të kores së tokës, megjithatë, në sipërfaqen moderne të kontinenteve, zonat e tyre të shpërndarjes janë relativisht të vogla. Pjesa e mbetur prej 10% janë shkëmbinj sedimentarë, të cilët zënë 75% të sipërfaqes së tokës.

Ata dëshmojnë se në planetin tonë, shumë qindra miliona vjet më parë, u formuan blloqe të ngurtë dhe joaktive - platforma dhe mburoja, dhe rripa malorë të lëvizshëm, të cilët shpesh quhen gjeosinklinalë. Këto përfshijnë të mëdha, duke inkuadruar detet dhe të tëra. Në shekullin XX. këto ide shkencore u plotësuan me të dhëna të reja, ndër të cilat në radhë të parë duhet përmendur zbulimi i kreshtave dhe pellgjeve oqeanike mes oqeanit.

Platformat janë pjesët më të qëndrueshme të kores së tokës. Zona e tyre është shumë mijëra dhe madje miliona kilometra katrorë. Dikur ishin të lëvizshëm, por me kalimin e kohës u shndërruan në grupe të ngurtë. Platformat zakonisht përbëhen nga dy kate. Kati i poshtëm është ndërtuar nga shkëmbinj të lashtë kristalorë, i sipërmi - nga më të rinjtë. Shkëmbinjtë e katit të poshtëm quhen themeli i platformës. Zgjatjet e një themeli të tillë mund të vërehen në , në , në dhe . Për shkak të masivitetit dhe ngurtësisë së tyre, këto zgjatime quhen - mburoja. Këto janë vendet më të lashta: mosha e shumë njerëzve arrin 3-4 miliardë vjet. Gjatë kësaj kohe, në shkëmbinj ndodhën ndryshime të pakthyeshme, rikristalizim, ngjeshje dhe metamorfoza të tjera.

Kati i sipërm i platformave është formuar nga shtresa të mëdha shkëmbinjsh sedimentarë që janë grumbulluar gjatë qindra miliona viteve. Në këto shtresa vërehen palosje të buta, çarje, kreshta dhe kupola. Gjurmët e ngritjeve dhe uljeve veçanërisht të mëdha janë anteklizat dhe sineklizat. forma e saj i ngjan një kodre gjigante me një sipërfaqe prej 60 - 100 mijë km2. Lartësia e një kodre të tillë është e vogël - rreth 300 - 500 m.

Rrethinat e anteklizës zbresin me hapa në ato që i rrethojnë (nga greqishtja syn - së bashku dhe enklisis - prirje). Në periferi të sineklizave dhe anteklizave, shpesh gjenden fryrje dhe kube individuale - forma të vogla tektonike. Platformat karakterizohen kryesisht nga luhatje ritmike, të cilat çuan në një sërë ulje-ngritjesh. Në procesin e këtyre lëvizjeve, u shfaqën devijime, palosje të vogla dhe çarje tektonike.

Struktura e mbulesës sedimentare në platforma është e ndërlikuar nga struktura tektonike, pamja e të cilave nuk është e lehtë të shpjegohet. Për shembull, nën pjesën veriore të pjesës së poshtme dhe nën ultësirën Kaspike ka një pellg të madh, të mbyllur nga të gjitha anët, me një thellësi prej më shumë se 22 km. Në diametër, ky pellg arrin 2000 km. Ai është i mbushur me argjilë, gur gëlqeror, kripë guri dhe shkëmbinj të tjerë. Sedimentet e sipërme 5 - 8 km i atribuohen epokës paleozoike. Sipas të dhënave gjeofizike, në qendër të këtij pellgu nuk ka një shtresë graniti-gneiss dhe masa shkëmbore sedimentare shtrihet drejtpërdrejt në shtresën granulit-bazalt. Një strukturë e tillë është më tipike për depresionet me një lloj oqeanik të kores së tokës; prandaj, depresioni Kaspik konsiderohet një relike e oqeaneve më të lashta Prekambriane.

E kundërta e plotë e platformave janë brezat orogjenikë - brezat malorë që u ngritën në vendin e ish gjeosinklinave. Ata, si platformat, i përkasin strukturave tektonike në zhvillim afatgjatë, por shpejtësia e kores së tokës në to doli të jetë shumë më e lartë, dhe forcat e ngjeshjes dhe tensionit krijuan vargje të mëdha malore dhe depresione në sipërfaqen e Tokës. . Sforcimet tektonike në brezat orogjenë ose u rritën ose u ulën ndjeshëm, dhe për këtë arsye është e mundur të gjurmohen si fazat e rritjes së strukturave malore ashtu edhe fazat e shkatërrimit të tyre.

Kompresimi anësor i blloqeve të kores në të kaluarën shpesh çoi në ndarjen e blloqeve në pllaka tektonike, secila prej të cilave kishte një trashësi prej 5-10 km. Pllakat tektonike shtrembëroheshin dhe shpesh lëviznin njëra mbi tjetrën. Si rezultat, shkëmbinjtë e vjetër u shtynë mbi shkëmbinj më të rinj. Shtrirje të mëdha, të matura në dhjetëra kilometra, shkencëtarët i quajnë shariazh. Ka veçanërisht shumë prej tyre në, dhe, por karyazhet gjenden gjithashtu në platforma ku zhvendosja e pllakave të kores së tokës çoi në formimin e palosjeve dhe boshteve, për shembull, në malet Zhiguli.

Fundi i deteve dhe oqeaneve ka mbetur prej kohësh një zonë e paeksploruar e Tokës. Vetëm në gjysmën e parë të shekullit XX. U zbuluan kreshtat mes oqeanit, të cilat u zbuluan më pas në të gjithë oqeanet e planetit. Ata kishin një strukturë dhe moshë të ndryshme. Rezultatet e shpimit në det të thellë kontribuan gjithashtu në studimin e strukturës së kreshtave në mes të oqeanit. Zonat boshtore të kreshtave mes oqeanit, së bashku me pellgjet e çarjeve, janë zhvendosur me qindra e mijëra kilometra. Këto zhvendosje më së shpeshti ndodhin përgjatë thyerjeve të mëdha (të ashtuquajturat thyerje të transformimit) që janë formuar në epoka të ndryshme gjeologjike.

korja e tokës përbën guaskën më të sipërme të Tokës së ngurtë dhe mbulon planetin me një shtresë pothuajse të vazhdueshme, duke ndryshuar trashësinë e tij nga 0 në disa zona të kreshtave të mesme oqeanike dhe gabimeve oqeanike në 70-75 km nën strukturat e larta malore (Khain, Lomize, 1995 ). Trashësia e kores në kontinente, e përcaktuar nga rritja e shpejtësisë së kalimit të valëve sizmike gjatësore deri në 8-8,2 km/s ( Kufiri Mohorovicic, ose moho kufiri), arrin 30-75 km, dhe në depresionet oqeanike 5-15 km. Lloji i parë i kores së tokës u emërua oqeanike,e dyta- kontinentale.

kore oqeanike zë 56% të sipërfaqes së tokës dhe ka një trashësi të vogël - 5-6 km. Në strukturën e tij dallohen tre shtresa (Khain dhe Lomize, 1995).

Së pari, ose sedimentare, një shtresë jo më e trashë se 1 km ndodh në pjesën qendrore të oqeaneve dhe arrin një trashësi prej 10-15 km në periferi të tyre. Mungon plotësisht në zonat boshtore të kreshtave mes oqeanit. Përbërja e shtresës përfshin sedimente pelagjike të thellë nga argjila, silicore dhe karbonate (Fig. 6.1). Sedimentet karbonate nuk ndodhin më thellë se thellësia kritike e akumulimit të karbonatit. Më afër kontinentit, shfaqet një përzierje e materialit detrital të bartur nga toka; këto janë të ashtuquajturat sedimente hemipelagjike. Shpejtësia e përhapjes së valëve sizmike gjatësore këtu është 2–5 km/s. Mosha e sedimenteve të kësaj shtrese nuk i kalon 180 Ma.

Shtresa e dytë ne pjesen e siperme kryesore (2A) perbehet nga bazalt me ​​shtresa te rralla e te holla pelagjike.

Oriz. 6.1. Seksioni i litosferës së oqeaneve në krahasim me seksionin mesatar të aloktoneve ofiolite. Më poshtë është një model për formimin e njësive kryesore të seksionit në zonën e përhapjes oqeanike (Khain dhe Lomize, 1995). Simbolet: 1 -

sedimente pelagjike; 2 – bazaltet që dalin; 3 – kompleks digash paralele (dolerite); 4 – gabroide të sipërme (jo të shtresuara) dhe gabro-dolerite; 5, 6 - komplekse me shtresa (kumulon): 5 - gabroide, 6 - shkëmbinj ultramafik; 7 – peridotite tektonizuara; 8 – halo metamorfike bazale; 9 – Ndryshimi i magmës bazaltike I–IV – ndryshimi i njëpasnjëshëm i kushteve të kristalizimit në dhomë me distancë nga boshti i përhapjes

reshjet cal; Bazaltët shpesh kanë një ndarje karakteristike të jastëkut (në seksion kryq) (lava jastëku), por ka edhe mbulesa të bazalteve masive. Në pjesën e poshtme të shtresës së dytë (2B), janë zhvilluar prita paralele dolerite. Trashësia totale e shtresës së dytë është 1,5–2 km, dhe shpejtësia e valëve sizmike gjatësore është 4,5–5,5 km/s.

shtresa e tretë Korja oqeanike përbëhet nga shkëmbinj magmatikë plotësisht kristalorë me përbërje bazë dhe subordinate ultrabazike. Në pjesën e sipërme të tij zakonisht zhvillohen shkëmbinj të tipit gabro dhe pjesa e poshtme përbëhet nga një "kompleks me brez" i përbërë nga gabro dhe ultraramafite të alternuara. Trashësia e shtresës së tretë është 5 km. Shpejtësia valët gjatësore në këtë shtresë arrin 6–7,5 km/s.

Besohet se shkëmbinjtë e shtresës së dytë dhe të tretë janë formuar njëkohësisht me shkëmbinjtë e shtresës së parë.

Korja oqeanike, ose më saktë korja e tipit oqeanik, nuk është e kufizuar në shpërndarjen e saj në shtratin e oqeaneve, por zhvillohet gjithashtu në pellgjet me ujë të thellë të deteve margjinale, si Deti i Japonisë, Okhotsku i Jugut (Kuril ) pellgu i detit të Okhotsk, Filipine, Karaibe dhe shumë të tjerë

detet. Përveç kësaj, ka arsye serioze për të dyshuar se në depresionet e thella të kontinenteve dhe detet e cekëta në brendësi dhe margjinale të tipit Barents, ku trashësia e mbulesës sedimentare është 10-12 km ose më shumë, ajo nënshtrohet nga lloji oqeanik. kore; këtë e dëshmojnë shpejtësitë e valëve sizmike gjatësore të rendit 6,5 km/s.

U tha më lart se mosha e kores së oqeaneve moderne (dhe deteve margjinale) nuk i kalon 180 Ma. Megjithatë, brenda brezave të palosur të kontinenteve, gjejmë edhe një kore shumë më të vjetër, deri në Prekambrianin e Hershëm, të tipit oqeanik, të përfaqësuar nga të ashtuquajturat. komplekset e ofiolitit(ose thjesht ofiolite). Ky term i përket gjeologut gjerman G. Steinmann dhe u propozua prej tij në fillim të shekullit të 20-të. për të përcaktuar një "treshe" karakteristike të shkëmbinjve që zakonisht gjenden së bashku në zonat qendrore të sistemeve të palosshme, përkatësisht shkëmbinjtë ultramafikë të serpentinizuar (analogu i shtresës 3), gabro (analogu i shtresës 2B), bazaltet (analogu i shtresës 2A) dhe radiolaritët (analogu i shtresës 1 ). Thelbi i kësaj paragjeneze të shkëmbinjve u interpretua gabimisht për një kohë të gjatë, në veçanti, shkëmbinjtë gabro dhe ultramafik u konsideruan ndërhyrës dhe më të rinj se bazaltet dhe radiolaritët. Vetëm në vitet 1960, kur u mor informacioni i parë i besueshëm për përbërjen e kores oqeanike, u bë e qartë se ofiolitet janë korja oqeanike e së kaluarës gjeologjike. Ky zbulim ishte i një rëndësie thelbësore për një kuptim të saktë të kushteve për origjinën e rripave të lëvizshëm të Tokës.

Strukturat e kores tokësore të oqeaneve

Zonat e shpërndarjes së vazhdueshme kore oqeanike shprehur në relievin e Tokës oqeanikedepresionet. Brenda pellgjeve oqeanike, dallohen dy elementë kryesorë: platformat e oqeanit dhe brezat orogjenë oqeanikë. platformat e oqeanit(ose talasokratonët) në topografinë e poshtme duken si rrafshnalta të gjera të rrafshnalta ose kodrinore. për të brezat orogjenë oqeanikë përfshijnë kreshtat mes oqeanit, që kanë një lartësi mbi fushën përreth deri në 3 km (në disa vende ato ngrihen në formën e ishujve mbi nivelin e oqeanit). Përgjatë boshtit të kreshtës, shpesh gjurmohet një zonë çarjesh - grabenë të ngushtë 12-45 km të gjerë në një thellësi deri në 3-5 km, që tregon mbizotërimin e shtrirjes së kores në këto zona. Ato karakterizohen nga sizmik i lartë, një rritje e mprehtë e rrjedhës së nxehtësisë dhe një densitet i ulët i mantelit të sipërm. Të dhënat gjeofizike dhe gjeologjike tregojnë se trashësia e mbulesës sedimentare zvogëlohet ndërsa afrohet me zonat boshtore të kreshtave dhe korja oqeanike përjeton një ngritje të dukshme.

Elementi tjetër kryesor i kores së tokës - zona e tranzicionit mes kontinentit dhe oqeanit. Ky është rajoni i diseksionit maksimal të sipërfaqes së tokës, ku harqe ishullore, karakterizuar nga sizmicitet i lartë dhe vullkanizëm modern andezit dhe andezit-bazalt, llogore në det të thellë dhe pellgje ujore të thella të deteve margjinale. Burimet e tërmeteve këtu formojnë një zonë fokale sizmike (zona Benioff-Zavaritsky), duke u zhytur nën kontinente. Zona e tranzicionit është më e shumta

e theksuar në pjesën perëndimore të Oqeanit Paqësor. Karakterizohet nga një lloj strukture e ndërmjetme e kores së tokës.

kore kontinentale(Khain, Lomize, 1995) shpërndahet jo vetëm brenda vetë kontinenteve, d.m.th., tokës, me përjashtim të mundshëm të depresioneve më të thella, por edhe brenda zonave të rafteve të kufijve kontinental dhe zonave individuale brenda pellgjeve të mikrokontinenteve oqeanike. Sidoqoftë, zona e përgjithshme e zhvillimit të kores kontinentale është më e vogël se ajo oqeanike dhe përbën 41% të sipërfaqes së tokës. Trashësia mesatare e kores kontinentale është 35-40 km; zvogëlohet drejt skajeve të kontinenteve dhe brenda mikrokontinenteve dhe rritet nën strukturat malore deri në 70-75 km.

Në përgjithësi, kore kontinentale, ashtu si ajo oqeanike, ka një strukturë me tre shtresa, por përbërja e shtresave, veçanërisht e dy atyre më të ulëta, ndryshon ndjeshëm nga ato që vërehen në koren oqeanike.

1. shtresa e sedimentit, i referuar zakonisht si një mbulesë sedimentare. Trashësia e saj varion nga zero në mburoja dhe ngritjet më të vogla të themeleve të platformës dhe zonave boshtore të strukturave të palosura deri në 10 dhe madje 20 km në depresionet e platformës, koritë ballore dhe ndërmalore të brezave malorë. Vërtetë, në këto depresione korja që qëndron në themel të sedimenteve dhe zakonisht quhet të konsoliduara mund të jetë tashmë më afër në karakter me oqeanin sesa me atë kontinental. Përbërja e shtresës sedimentare përfshin shkëmbinj të ndryshëm sedimentarë me origjinë detare kryesisht kontinentale ose të cekëta, më rrallë bathial (përsëri, brenda depresioneve të thella), dhe gjithashtu, larg.

jo kudo, mbulesat dhe pragjet e shkëmbinjve magmatikë bazë që formojnë fusha kurthi. Shpejtësia e valëve gjatësore në shtresën sedimentare është 2,0-5,0 km/s me një maksimum për shkëmbinjtë karbonatikë. Gama e moshës së shkëmbinjve të mbulesës sedimentare është deri në 1.7 miliardë vjet, d.m.th., një renditje e madhësisë më e lartë se ajo e shtresës sedimentare të oqeaneve moderne.

2. Shtresa e sipërme e kores së konsoliduar del në sipërfaqen e ditës në mburoja dhe grupe platformash dhe në zonat boshtore të strukturave të palosura; ai u depërtua në një thellësi prej 12 km në pusin Kola dhe në një thellësi shumë më të vogël në puse në rajonin Vollga-Ural në Pllakën Ruse, në Pllakën e Kontinentit të Mesëm të SHBA dhe në Mburojën e Balltikut në Suedi. Një minierë ari në Indinë e Jugut kaloi nëpër këtë shtresë deri në 3.2 km, në Afrikën e Jugut - deri në 3.8 km. Prandaj, përbërja e kësaj shtrese, të paktën pjesa e sipërme e saj, është përgjithësisht e njohur; rolin kryesor në përbërjen e saj e luajnë rreshpe të ndryshme kristalore, gneiss, amfibolitë dhe granit, në lidhje me të cilat shpesh quhet granit-gneiss. Shpejtësia e valëve gjatësore në të është 6,0-6,5 km/s. Në bazamentin e platformave të reja të epokës Riphean-Paleozoike apo edhe mesozoike, dhe pjesërisht në zonat e brendshme të strukturave të reja të palosur, e njëjta shtresë përbëhet nga shkëmbinj më pak të metamorfozuar (faciet e gjelbra në vend të amfibolitit) dhe përmban më pak granite; prandaj këtu përmendet shpesh shtresa granit-metamorfike, dhe shpejtësitë tipike të vullneteve gjatësore në të janë të rendit 5,5-6,0 km/s. Trashësia e kësaj shtrese të kores arrin 15-20 km në platforma dhe 25-30 km në strukturat malore.

3. Shtresa e poshtme e kores së konsoliduar. Fillimisht, u supozua se midis dy shtresave të kores së konsoliduar ekziston një kufi i qartë sizmik, i cili mori emrin e kufirit Konrad sipas zbuluesit të tij, një gjeofizikan gjerman. Shpimi i puseve të sapopërmendura hodhi dyshime mbi ekzistencën e një kufiri kaq të qartë; ndonjëherë, në vend të tij, sizmik zbulon jo një, por dy (K 1 dhe K 2) kufij në kore, të cilat bënë të mundur dallimin e dy shtresave në koren e poshtme (Fig. 6.2). Përbërja e shkëmbinjve që përbëjnë koren e poshtme, siç u përmend, nuk dihet mirë, pasi ajo nuk është arritur nga gropat dhe është e ekspozuar në mënyrë fragmentare në sipërfaqe. I bazuar

Oriz. 6.2. Struktura dhe trashësia e kores kontinentale (Khain dhe Lomize, 1995). POR - llojet kryesore të seksionit sipas të dhënave sizmike: I-II - platformat antike (I - mburojat, II

Syneclises), III - raftet, IV - orogjenët e rinj. K 1, K 2 -sipërfaqet e Konrad, M-sipërfaqja e Mohorovichich, shpejtësitë tregohen për valët gjatësore; B - histogrami i shpërndarjes së trashësisë së kores kontinentale; B - profili i përgjithësuar i forcës

konsiderata të përgjithshme, V. V. Belousov arriti në përfundimin se, nga njëra anë, shkëmbinjtë që janë në një fazë më të lartë të metamorfizmit duhet të mbizotërojnë në koren e poshtme dhe, nga ana tjetër, shkëmbinj me një përbërje më themelore sesa në koren e sipërme. Kështu ai e quajti këtë shtresë lëvore gra-zero-bazë. Supozimi i Belousov konfirmohet përgjithësisht, megjithëse të dalët tregojnë se jo vetëm granulitet bazë, por edhe acidikë janë të përfshirë në përbërjen e kores së poshtme. Aktualisht, shumica e gjeofizikanëve bëjnë dallimin midis kores së sipërme dhe të poshtme në një bazë të ndryshme - sipas vetive të tyre të shkëlqyera reologjike: korja e sipërme është e ngurtë dhe e brishtë, ajo e poshtme është plastike. Shpejtësia e valëve gjatësore në koren e poshtme është 6,4-7,7 km/s; shpeshherë është e diskutueshme që i përket kores ose mantelit të pjesës së poshtme të kësaj shtrese me shpejtësi më të madhe se 7.0 km/s.

Midis dy llojeve ekstreme të kores së tokës - oqeanike dhe kontinentale - ekzistojnë lloje kalimtare. Një prej tyre - kore nenoqeanike - Ai është zhvilluar përgjatë shpateve kontinentale dhe ultësirës dhe, ndoshta, qëndron në fund të pellgjeve të disa deteve jo shumë të thella dhe të gjera margjinale dhe të brendshme. Korja nënoqeanike hollohet deri në 15-20 km dhe depërtohet nga pritat dhe pragjet e shkëmbinjve magmatikë bazë.

leh. Ai u zbulua nga një shpim në ujë të thellë në hyrje të Gjirit të Meksikës dhe u ekspozua në bregun e Detit të Kuq. Një lloj tjetër i korteksit kalimtar është nënkontinentale- formohet kur korja oqeanike në harqet vullkanike enzimatike kthehet në një kontinentale, por nuk ka arritur ende "pjekurinë" e plotë, me një trashësi më të ulët, më pak se 25 km dhe një shkallë më të ulët konsolidimi, e cila reflektohet në sizmik më të ulët. shpejtësitë e valës - jo më shumë se 5,0-5,5 km/s në koren e poshtme.

Disa studiues veçojnë si lloje të veçanta edhe dy lloje të tjera të kores oqeanike, të cilat tashmë janë diskutuar më sipër; kjo është, së pari, korja oqeanike e ngritjeve të brendshme të oqeanit (Islanda, etj.) e trashur deri në 25-30 km, dhe, së dyti, korja e tipit oqeanik, e "ndërtuar" me një trashësi, deri në 15 -20 km, mbulesa sedimentare (depresioni i Kaspikut etj.).

Sipërfaqja Mohorovich dhe përbërja e njeriut të sipërmti. Kufiri midis kores dhe mantelit, zakonisht sizmikisht i shprehur mjaft qartë nga një kërcim në shpejtësitë e valëve shtypëse nga 7,5-7,7 në 7,9-8,2 km / s, njihet si sipërfaqja Mohorovichic (ose thjesht Moho dhe madje M). me emër gjeofizikani kroat që e themeloi atë. Në oqeane, ky kufi korrespondon me kalimin nga kompleksi i brezit të shtresës së 3-të me një mbizotërim të gabroideve në peridotite të vazhdueshme serpentinizuara (harzburgite, lherzolite), më rrallë dunite, në disa vende që dalin në sipërfaqen e poshtme dhe në shkëmbinj. të São Paulos në Atlantik kundër bregut të Brazilit dhe rreth. Zabargad në Detin e Kuq, i lartë mbi sipërfaqe

oqean. Majat e mantelit oqeanik mund të vërehen në vende në tokë si pjesë e fundeve të komplekseve ofiolite. Trashësia e tyre në Oman arrin 8 km, dhe në Papua Guinea e Re, ndoshta edhe 12 km. Ato përbëhen nga peridotite, kryesisht harzburgite (Khain dhe Lomize, 1995).

Studimi i përfshirjeve në lava dhe kimberlite nga tubacionet tregon se edhe nën kontinente, manteli i sipërm përbëhet kryesisht nga peridotite, si këtu ashtu edhe nën oqeanet në pjesën e sipërme, këto janë peridotite spinel, dhe më poshtë, ato granate. Por në mantelin kontinental, sipas të njëjtave të dhëna, përveç peridotiteve, në një sasi të varur janë të pranishëm edhe eklogitët, d.m.th., shkëmbinjtë themelorë të metamorfizuar thellë. Eklogitët mund të jenë relike të metamorfizuara të kores oqeanike të tërhequra zvarrë në mantel gjatë zhytjes së kësaj kore.

Pjesa e sipërme e mantelit është varfëruar në mënyrë dytësore në një numër përbërësish: silicë, alkali, uranium, torium, tokë të rralla dhe elementë të tjerë jokoherent për shkak të shkrirjes së shkëmbinjve të bazaltit nga korja e tokës prej saj. Ky mantel "i varfëruar" ("i varfëruar") shtrihet nën kontinente në një thellësi më të madhe (duke mbuluar të gjithë ose pothuajse të gjithë pjesën e tij litosferike) sesa nën oqeane, duke i lënë vendin një manteli më të thellë "jo të varfëruar". Përbërja mesatare primare e mantelit duhet të jetë afër lherzolitit spinel ose një përzierje hipotetike të peridotitit dhe bazaltit në një raport 3: 1, të quajtur nga shkencëtari australian A. E. Ring-wood piroliti.

Në një thellësi prej rreth 400 km, fillon një rritje e shpejtë e shpejtësisë së valëve sizmike; prej këtu deri në 670 km

fshihet Shtresa Golitsyn, emëruar pas sizmologut rus B.B. Golitsyn. Dallohet edhe si mantel i mesëm, ose mesosferë - zona e tranzicionit midis mantelit të sipërm dhe të poshtëm. Rritja e shpejtësive të lëkundjeve elastike në shtresën Golitsyn shpjegohet me një rritje të densitetit të materies së mantelit me rreth 10% për shkak të kalimit të disa specie minerale në të tjerat, me një paketim më të dendur atomesh: olivina në spinel, pirokseni në granatë.

mantelin e poshtëm(Khain dhe Lomize, 1995) fillon nga një thellësi prej rreth 670 km. Manteli i poshtëm duhet të përbëhet kryesisht nga perovskite (MgSiO 3) dhe magnezi-wustit (Fe, Mg)O - produkte të ndryshimit të mëtejshëm të mineraleve që përbëjnë mantelin e mesëm. Bërthama e Tokës në pjesën e jashtme të saj, sipas sizmologjisë, është e lëngshme, dhe ajo e brendshme është përsëri e ngurtë. Konvekcioni në bërthamën e jashtme gjeneron fushën magnetike kryesore të Tokës. Përbërja e bërthamës pranohet nga shumica dërrmuese e gjeofizikanëve si hekur. Por përsëri, sipas të dhënave eksperimentale, është e nevojshme të pranohet një përzierje e nikelit, si dhe squfurit, ose oksigjenit ose silikonit, në mënyrë që të shpjegohet densiteti më i ulët i bërthamës në krahasim me atë të përcaktuar për hekurin e pastër.

Sipas tomografisë sizmike, sipërfaqja e bërthamësështë i pabarabartë dhe formon zgjatime dhe zhytje me një amplitudë deri në 5-6 km. Në kufirin e mantelit dhe bërthamës, dallohet një shtresë kalimtare me indeksin D "(korja tregohet nga indeksi A, manteli i sipërm është B, i mesëm është C, i poshtëm është D, pjesa e sipërme e manteli i poshtëm është D"). Trashësia e shtresës D" në disa vende arrin 300 km.

Litosfera dhe astenosfera. Ndryshe nga korja dhe manteli, të dalluara nga të dhënat gjeologjike (nga përbërja materiale) dhe të dhënat sizmike (nga kërcimi i shpejtësive të valëve sizmike në kufirin Mohorovichich), litosfera dhe astenosfera janë koncepte thjesht fizike, ose më mirë reologjike. Baza fillestare për ndarjen e asthenosferës është një guaskë e dobësuar, plastike. Në bazë të një litosfere më të ngurtë dhe të brishtë, lindi nevoja për të shpjeguar faktin e ekuilibrit izostatik të kores, të zbuluar gjatë matjeve të gravitetit në rrëzë të strukturave malore. Fillimisht pritej që struktura të tilla, veçanërisht aq të mëdha sa Himalajet, të krijonin një tepricë të gravitetit. Megjithatë, kur në mesin e shekullit XIX. u bënë matjet e duhura, rezultoi se nuk ishte vërejtur një tërheqje e tillë. Rrjedhimisht, edhe parregullsitë e mëdha në reliev të sipërfaqes së tokës kompensohen disi, të balancuara në thellësi, në mënyrë që devijimet e konsiderueshme nga vlerat mesatare të gravitetit të mos shfaqen në nivelin e sipërfaqes së tokës. Kështu, studiuesit arritën në përfundimin se ekziston një dëshirë e përgjithshme e kores së tokës për të balancuar për shkak të mantelit; ky fenomen quhet izostaza(Khain, Lomize, 1995) .

Ekzistojnë dy mënyra për të zbatuar izostazën. E para është se malet kanë rrënjë të zhytura në mantel, d.m.th., izostazia sigurohet nga ndryshimet në trashësinë e kores së tokës dhe sipërfaqja e poshtme e kësaj të fundit ka një reliev që është i kundërt me atë të sipërfaqes së tokës; kjo është hipoteza e astronomit anglez J. Erie

(Fig. 6.3). Në një shkallë rajonale, zakonisht justifikohet, pasi strukturat malore kanë vërtet një kore më të trashë, dhe trashësia maksimale e kores vërehet në më të lartat prej tyre (Himalajet, Andet, Hindu Kush, Tien Shan, etj.). Por një mekanizëm tjetër për zbatimin e izostazës është gjithashtu i mundur: zonat e relievit të ngritur duhet të përbëhen nga shkëmbinj më pak të dendur, dhe zonat me reliev të ulët, më të dendura; Kjo është hipoteza e një tjetër shkencëtari anglez, J. Pratt. Në këtë rast, tabani i kores së tokës mund të jetë edhe horizontal. Bilanci i kontinenteve dhe oqeaneve arrihet nga një kombinim i të dy mekanizmave - korja nën oqeane dhe shumë më e hollë dhe dukshëm më e dendur se nën kontinente.

Pjesa më e madhe e sipërfaqes së Tokës është në një gjendje afër ekuilibrit izostatik. Devijimet më të mëdha nga izostazia - anomalitë izostatike - zbulojnë harqe ishullore dhe llogore të lidhura me det të thellë.

Në mënyrë që përpjekja për ekuilibër izostatik të jetë efektive, d.m.th., nën një ngarkesë shtesë, korja do të fundoset dhe kur ngarkesa hiqet, ajo do të ngrihet, është e nevojshme që nën kore të ekzistojë një shtresë mjaftueshëm plastike, e aftë për të. që rrjedhin nga zona me presion të shtuar gjeostatik në zona me presion të reduktuar. Pikërisht për këtë shtresë, të identifikuar fillimisht hipotetikisht, gjeologu amerikan J. Burrell propozoi në vitin 1916 emrin astenosfera,çfarë do të thotë "guaskë e dobët". Ky supozim u konfirmua vetëm shumë më vonë, në vitet '60, kur sizmike

Oriz. 6.3. Skemat e ekuilibrit izostatik të kores së tokës:

a - nga J. Erie, b - sipas J. Pratt (Khain, Koronovsky, 1995)

trungjet (B. Gutenberg) zbuluan ekzistencën në një thellësi të caktuar nën koren e një zone të uljes ose mungesës së një rritjeje, natyrore me një rritje të presionit, shpejtësisë së valëve sizmike. Më pas, u shfaq një metodë tjetër e vendosjes së asthenosferës - metoda e tingullit magnetotelurik, në të cilën asthenosfera manifestohet si një zonë me rezistencë më të ulët elektrike. Përveç kësaj, sizmologët kanë identifikuar një tjetër shenjë të asthenosferës - zbutjen e shtuar të valëve sizmike.

Astenosfera gjithashtu luan një rol udhëheqës në lëvizjet e litosferës. Rrjedha e lëndës asthenosferike tërheq së bashku me vete pllakat-pllakat litosferike dhe shkakton zhvendosjet e tyre horizontale. Ngritja e sipërfaqes së asthenosferës çon në ngritjen e litosferës, dhe në rastin kufizues, në një thyerje të vazhdimësisë së saj, në formimin e ndarjes dhe uljes. Dalja e asthenosferës gjithashtu çon në këtë të fundit.

Kështu, nga dy predha që përbëjnë tektonosferën: astenosfera është një element aktiv dhe litosfera është një element relativisht pasiv. Ndërveprimi i tyre përcakton "jetën" tektonike dhe magmatike të kores së tokës.

Në zonat aksiale të kreshtave të mesit të oqeanit, veçanërisht në lindjen e Paqësorit Lindor, çatia e asthenosferës ndodhet në një thellësi prej vetëm 3-4 km, d.m.th., litosfera është e kufizuar vetëm në pjesën e sipërme të kores. Ndërsa lëvizim drejt periferisë së oqeaneve, trashësia e litosferës rritet për shkak të

korja e poshtme, por kryesisht manteli i sipërm dhe mund të arrijë 80-100 km. Në pjesët qendrore të kontinenteve, veçanërisht nën mburojat e platformave antike, si ajo e Evropës Lindore ose Siberiane, trashësia e litosferës matet tashmë 150-200 km ose më shumë (në Afrikën e Jugut 350 km); sipas disa ideve, mund të arrijë 400 km, d.m.th., këtu i gjithë manteli i sipërm mbi shtresën e Golitsyn duhet të jetë pjesë e litosferës.

Vështirësia e zbulimit të asthenosferës në thellësi prej më shumë se 150-200 km shkaktoi dyshime te disa studiues për ekzistencën e saj në zona të tilla dhe i çoi ata në një pikëpamje alternative se astenosfera si një guaskë e vazhdueshme, d.m.th., gjeosfera, nuk ekzistojnë, por ka një sërë "asthenolenzash" të ndryshme. Ne nuk mund të pajtohemi me këtë përfundim, i cili mund të jetë i rëndësishëm për gjeodinamikën, pasi janë këto zona që demonstrojnë një shkallë të lartë të ekuilibrit izostatik, sepse përfshijnë shembujt e mësipërm të zonave të akullnajave moderne dhe të lashta - Grenlanda, etj.

Arsyeja pse astenosfera nuk është e lehtë për t'u zbuluar kudo është padyshim ndryshimi në viskozitetin e saj anash.

Elementet kryesore strukturore të kores së tokës së kontinenteve

Në kontinente dallohen dy elemente strukturore të kores së tokës: platformat dhe brezat e lëvizshëm (Historical Geology, 1985).

Përkufizimi:platformë- një seksion i ngurtë i qëndrueshëm i kores së tokës së kontinenteve, i cili ka një formë izometrike dhe një strukturë dykatëshe (Fig. 6.4). Kati strukturor i poshtëm (i parë) - themeli kristalor, e përfaqësuar nga shkëmbinj të metamorfozuar shumë të deformuar të prerë nga ndërhyrjet. Kati strukturor i sipërm (i dytë) është me pjerrësi të lehtë mbulesë sedimentare, i dislokuar dobët dhe i pametamorfozuar. Daljet në sipërfaqen ditore të dyshemesë së poshtme strukturore quhen mburojë. Zonat e themelit të mbuluara nga mbulesa sedimentare quhen sobë. Trashësia e mbulesës sedimentare të pllakës është disa kilometra.

Shembull: në platformën e Evropës Lindore dallohen dy mburoja (Ukrainase dhe Baltike) dhe pllaka ruse.

Strukturat e katit të dytë të platformës (rasti) ka negative (defleksione, sinekliza) dhe pozitive (antekliza). Syneklises janë në formë disku, dhe anteclises janë disqe të përmbysur. Trashësia e depozitimeve është gjithmonë më e madhe në sineklizë, dhe më e vogël në anteklizë. Dimensionet e këtyre strukturave në diametër mund të arrijnë qindra ose disa mijëra kilometra, dhe rënia e shtresave në krahë është zakonisht disa metra për 1 km. Ekzistojnë dy përkufizime të këtyre strukturave.

Përkufizimi: syneclise - një strukturë gjeologjike, rënia e shtresave të së cilës drejtohet nga periferia në qendër. Anteclise - një strukturë gjeologjike, rënia e shtresave të së cilës drejtohet nga qendra në periferi.

Përkufizimi: syneclise - një strukturë gjeologjike në thelbin e së cilës dalin depozita më të reja, dhe përgjatë skajeve

Oriz. 6.4. Diagrami i strukturës së platformës. 1 - themeli i palosur; 2 - mbulesa e platformës; 3 Gabimet (Gjeologjia historike, 1985)

- më e lashtë. Anteclise është një strukturë gjeologjike, në thelbin e së cilës ka depozita më të vjetra, dhe në skajet - ato më të reja.

Përkufizimi: devijim - një trup gjeologjik i zgjatur (i zgjatur), që ka një formë konkave në seksion kryq.

Shembull: në Pllakën Ruse të Platformës së Evropës Lindore bie në sy anteclises(Bjellorusisht, Voronezh, Volga-Ural, etj.), sineklizon(Moska, Kaspik, etj.) dhe lugjet (Ulyanovsk-Saratov, Pridnestrovsko-Deti i Zi, etj.).

Ekziston një strukturë e horizonteve të poshtme të mbulesës - av-lacogen.

Përkufizimi: aulacogene është një depresion i ngushtë i zgjatur që shtrihet përmes platformës. Aulakogjenët ndodhen në pjesën e poshtme të fazës së sipërme strukturore (mbështjellësi) dhe mund të jenë deri në qindra kilometra të gjatë dhe dhjetëra kilometra të gjerë. Aulakogjenët formohen në kushte të shtrirjes horizontale. Në to grumbullohen shtresa të trasha sedimentesh, të cilat mund të palosen në palosje dhe në përbërje janë afër formacioneve të miogjeosinklinave. Bazaltët janë të pranishëm në pjesën e poshtme të seksionit.

Shembull: Pachelma (Ryazan-Saratov) aulakogjen, Dnieper-Donetsk aulacogen i pllakës ruse.

Historia e zhvillimit të platformës. Në historinë e zhvillimit mund të dallohen tre faza. Së pari- gjeosinklinale, mbi të cilën bëhet formimi i elementit (themelit) strukturor të poshtëm (të parë). Së dyti- aulakogjen, i cili në varësi të klimës grumbullohet

sedimente me ngjyrë të kuqe, gri ose qymyrmbajtëse në aulakogjene. E treta- pllakë, mbi të cilën ndodh sedimentimi në një sipërfaqe të madhe dhe formohet dyshemeja (pllaka) strukturore e sipërme (e dytë).

Procesi i akumulimit të reshjeve, si rregull, ndodh në mënyrë ciklike. Grumbullohet së pari transgresive detare terrigjene formimi, atëherë karbonat formimi (maksimumi i shkeljes, Tabela 6.1). Gjatë regresionit në një klimë të thatë, a i kripur me lule të kuqe formimi, dhe në një klimë të lagësht - paralitike qymyrmbajtëse formimi. Reshjet formohen në fund të ciklit të sedimentimit kontinentale formacionet. Në çdo kohë, skena mund të ndërpritet nga formimi i një formacioni kurthi.

Tabela 6.1. Sekuenca e akumulimit të pllakës

formacionet dhe karakteristikat e tyre.

Fundi i tabelës 6.1.

Për rripa të lëvizshëm (zona të palosura) karakteristike:

lineariteti i kontureve të tyre;

trashësia e madhe e depozitave të grumbulluara (deri në 15-25 km);

qëndrueshmëri përbërja dhe trashësia e këtyre depozitimeve përgjatë grevës zona e palosur dhe ndryshime të papritura në të gjithë shtrirjen e saj;

prania e të veçantë formacionet- komplekset e shkëmbinjve të formuar në faza të caktuara të zhvillimit të këtyre zonave ( propozoj, flishit, spilito-keratofirik, melasa dhe formacione të tjera)

magmatizëm intensiv efuziv dhe intruziv (veçanërisht karakteristike janë ndërhyrjet e mëdha të batolitit të granitit);

metamorfizëm i fortë rajonal;

7) palosje e fortë, një bollëk defektesh, duke përfshirë

shtytje që tregojnë dominimin e ngjeshjes. Rajonet e palosura (rripat) lindin në vendin e rajoneve gjeosinklinale (rripa).

Përkufizimi: gjeosinklinal(Fig. 6.5) - një zonë e lëvizshme e kores së tokës, në të cilën fillimisht u grumbulluan shtresa të trasha sedimentare dhe vullkanogjene, më pas ato u shtypën në palosje komplekse, të shoqëruara nga formimi i gabimeve, futja e ndërhyrjeve dhe metamorfizmit. Ka dy faza në zhvillimin e gjeosinklinalit.

Faza e parë(në mënyrë të duhur gjeosinklinale) karakterizohet nga mbizotërimi i uljes. Reshje të mëdha shiu në gjeosinklinal është rezultat i shtrirjes së kores së tokës dhe përkulja e saj. AT gjysma e parë e së parësfazat sedimentet ranore-argjilore dhe argjilore zakonisht grumbullohen (si rezultat i metamorfizmit, ato më pas formojnë rreshpe argjilore të zeza, të lëshuara në propozoj formimi) dhe gëlqerorët. Ulja mund të shoqërohet me këputje përgjatë të cilave ngrihet dhe shpërthen magma mafike në kushte nënujore. Shkëmbinjtë që rezultojnë pas metamorfizmit, së bashku me formacionet nënvullkanike shoqëruese, japin spilit-keratofirik formimi. Njëkohësisht me të, zakonisht formohen shkëmbinj silicë dhe diaspër.

oqeanike

Oriz. 6.5. Skema e strukturës së gjeosink-

shkrirja në një seksion skematik përmes Harkut Sunda në Indonezi (Gjeologjia Strukturore dhe Tektonika e Pllakës, 1991). Simbolet: 1 - sedimente dhe shkëmbinj sedimentarë; 2 - vullkan -

raca nic; 3 - shkëmbinj konti-metamorfikë të bodrumit

Formacionet e specifikuara grumbullohen në të njëjtën kohë, por në fusha të ndryshme. Akumulimi spilito-keratofirik formacionet zakonisht ndodhin në brendësi të gjeosinklinalit - në eugjeosinklinat. Për eugjeo-sinklinat karakteristik është formimi i sekuencave të trasha vullkanike, zakonisht bazike, dhe depërtimi i gabrove, diabazave dhe shkëmbinjve ultrabazikë. Në pjesën margjinale të gjeosinklinalit, përgjatë kufirit të tij me platformën, zakonisht ka miogjeosinklinat. Këtu grumbullohen kryesisht shtresa terrigjene dhe karbonatike; mungojnë shkëmbinjtë vullkanikë, ndërhyrjet nuk janë tipike.

Në gjysmën e parë të fazës së parë pjesa më e madhe e gjeosinklinalit është det me të rëndësishmethellësitë. Dëshmi jepet nga granulariteti i imët i sedimenteve dhe rrallësia e gjetjeve të faunës (kryesisht nekton dhe plankton).

për të në mes të fazës së parë për shkak të shkallëve të ndryshme të fundosjes në pjesë të ndryshme të gjeosinklinalit, formohen seksione ngritje relative(intragjeoantiko-linali) dhe ulje relative(intragjeosinklinal-nëse). Në këtë kohë mund të ndodhin ndërhyrje të vogla plagiogranite.

Në gjysmën e dytë të fazës së parë si rezultat i shfaqjes së ngritjeve të brendshme, deti bëhet më i cekët në gjeosinklinal. tani kjo arkipelag të ndara nga ngushtica. Për shkak të cekëtit, deti përparon në platformat ngjitur. Gëlqerorët grumbullohen në gjeosinklinal, shtresa të trasha ranore-argjilore të ndërtuara në mënyrë ritmike, duke formuar flishit për-216

bashkim; vërehet një derdhje e llavave me përbërje mesatare, duke kompozuar porfirike formimi.

për të fundi i fazës së parë intragjeosinklinat zhduken, intragjeoantiklinalët bashkohen në një ngritje qendrore. Ky është një përmbysje e zakonshme; përputhet faza kryesore e palosjes në gjeosinklinal. Palosja zakonisht shoqërohet me ndërhyrje të intrusioneve të mëdha sinorogjene (të njëkohshme me palosjen) e granitit. Ka një dërrmim të shkëmbinjve në palosje, shpesh i ndërlikuar nga përmbysjet. E gjithë kjo shkakton metamorfizëm rajonal. Në vendin e intragjeosinklinave, sinklinoria- struktura komplekse të tipit sinklinal, dhe në vend të intragjeoantiklinaleve - antiklinoria. Gjeosinklina "mbyllet", duke u kthyer në një zonë të palosur.

Në strukturën dhe zhvillimin e gjeosinklinalit zë një rol shumë të rëndësishëm gabime të thella - këputje jetëgjata që prenë të gjithë koren e tokës dhe shkojnë në mantelin e sipërm. Gabimet e thella përcaktojnë konturet e gjeosinklinave, magmatizmin e tyre, ndarjen e gjeosinklinalit në zona strukturore-faciale që ndryshojnë në përbërjen e sedimenteve, trashësinë e tyre, magmatizmin dhe natyrën e strukturave. Brenda gjeosinklinat ndonjëherë dallohen vargje të mesme, kufizuar nga gabimet e thella. Këto janë blloqe të palosshme më të lashta, të përbëra nga shkëmbinj të bazës mbi të cilën është hedhur gjeosinklina. Për nga përbërja dhe trashësia e sedimentit, masivët median janë afër platformave, por dallohen nga magmatizmi i fortë dhe palosja e shkëmbinjve, kryesisht përgjatë skajeve të masivit.

Faza e dytë e zhvillimit të gjeosinklinalit thirrur orogjenike dhe karakterizohet nga mbizotërimi i ngritjeve. Sedimentimi ndodh në zona të kufizuara përgjatë periferisë së ngritjes qendrore - brenda devijimet e skajeve, që dalin përgjatë kufirit të gjeosinklinalit dhe platformës dhe mbivendosen pjesërisht të platformës, si dhe në koritë ndërmalore, të formuara ndonjëherë brenda ngritjes qendrore. Burimi i reshjeve është shkatërrimi i ngritjes qendrore vazhdimisht në rritje. Në pjesën e parëfaza e dytë kjo ngritje ndoshta ka një reliev kodrinor; kur shkatërrohet, grumbullohen, formohen sedimente detare, ndonjëherë lagunore melasa e poshtme formimi. Në varësi të kushteve klimatike, kjo mund të jetë paralitik qymyrmbajtës ose i kripur trashë. Në të njëjtën kohë, zakonisht ndodh depërtimi i ndërhyrjeve të mëdha të granitit - batolitëve.

Në gjysmën e dytë të skenës shkalla e ngritjes së ngritjes qendrore rritet ndjeshëm, e cila shoqërohet nga ndarjet e saj dhe kolapsi i seksioneve individuale. Ky fenomen shpjegohet me faktin se për shkak të palosjes, metamorfizmit dhe ndërhyrjeve, zona e palosur (jo më një gjeosinklin!) bëhet e ngurtë dhe reagon me çarje ndaj ngritjes së vazhdueshme. Deti largohet nga ky territor. Si rezultat i shkatërrimit të ngritjes qendrore, e cila në atë kohë ishte një vend malor, grumbullohen shtresa klastike të trashë kontinentale, duke formuar melasa e sipërme formimi. Ndarja e kreshtës së ngritjes shoqërohet me vullkanizëm tokësor; zakonisht këto janë llava felsike, të cilat së bashku me

formacionet subvullkanike japin porfiri formimi. Ndërhyrjet alkaline të çarjes dhe acidet e vogla shoqërohen me të. Kështu, si rezultat i zhvillimit të gjeosinklinalit rritet trashësia e kores kontinentale.

Në fund të fazës së dytë, zona malore e palosur që u ngrit në vendin e gjeosinklinalit shembet, territori gradualisht nivelohet dhe bëhet një platformë. Gjeosinklina shndërrohet nga zona e grumbullimit të sedimenteve në zonën e shkatërrimit, nga territori i lëvizshëm në territorin e ngurtë joaktiv të niveluar. Prandaj, diapazoni i lëvizjes në platformë është i vogël. Zakonisht deti, madje edhe i cekët, mbulon zona të gjera këtu. Kjo zonë nuk përjeton më rrëshqitje aq të fortë si më parë, prandaj, trashësia e reshjeve është shumë më e vogël (mesatarisht 2-3 km). Ulja ndërpritet në mënyrë të përsëritur, kështu që ka ndërprerje të shpeshta të sedimentimit; atëherë mund të formohen kore të motit. Gjithashtu nuk ka ngritje të fuqishme të shoqëruar me palosje. Prandaj, sedimentet e holla, zakonisht të cekëta të sapoformuara në platformë nuk janë të metamorfizuara dhe shtrihen horizontalisht ose paksa pjerrët. Shkëmbinjtë magmatikë janë të rrallë dhe zakonisht përfaqësohen nga derdhjet tokësore të lavave bazaltike.

Përveç modelit gjeosinklinal, ekziston një model i tektonikës së pllakave litosferike.

Modeli tektonik pllaka litosferike

Tektonika e pllakave(Structural Geology and Plate Tectonics, 1991) është një model që u krijua për të shpjeguar modelin e vëzhguar të shpërndarjes së deformimeve dhe sizmicitetit në shtresën e jashtme të Tokës. Ai bazohet në të dhëna të gjera gjeofizike të marra në vitet 1950 dhe 1960. Bazat teorike të tektonikës së pllakave bazohen në dy premisa.

Predha më e jashtme e tokës, e quajtur litosferë, shtrihet direkt në shtresën e quajtur asitenosferë, e cila është më pak e qëndrueshme se litosfera.

Litosfera është e ndarë në një numër segmentesh të ngurtë, ose pllaka (Fig. 6.6), të cilat lëvizin vazhdimisht në lidhje me njëra-tjetrën dhe sipërfaqja e të cilave gjithashtu ndryshon vazhdimisht. Shumica e proceseve tektonike me shkëmbim intensiv të energjisë veprojnë në kufijtë midis pllakave.

Megjithëse trashësia e litosferës nuk mund të matet me saktësi të madhe, studiuesit pajtohen se brenda pllakave ajo varion nga 70-80 km nën oqeane në një vlerë maksimale prej më shumë se 200 km në disa pjesë të kontinenteve, me një vlerë mesatare prej rreth 100 km. Astenosfera që qëndron në themel të litosferës shtrihet deri në një thellësi prej rreth 700 km (thellësia maksimale e përhapjes së burimeve të tërmeteve me fokus të thellë). Forca e tij rritet me thellësinë, dhe disa sizmologë besojnë se kufiri i tij i poshtëm është

linja të vetme - gabime të transformimit (ndërrime); Zonat me pika të kores kontinentale që i nënshtrohen thyerjeve aktive (Gjeologjia Strukturore dhe Tektonika e Pllakës, 1991)

Ndodhet në një thellësi prej 400 km dhe përkon me një ndryshim të lehtë në parametrat fizikë.

Kufijtë midis pllakave ndahen në tre lloje:

divergjent;

konvergjente;

transformoj (me kompensime përgjatë goditjes).

Në kufijtë divergjentë të pllakave, të përfaqësuara kryesisht nga çarje, ndodh një formim i ri i litosferës, i cili çon në zgjerimin (përhapjen) e dyshemesë së oqeanit. Në kufijtë e pllakave konvergjente, litosfera zhytet në astenosferë, d.m.th., absorbohet. Në kufijtë e transformimit, dy pllaka litosferike rrëshqasin në lidhje me njëra-tjetrën dhe substanca e litosferës as nuk krijohet dhe as nuk shkatërrohet mbi to. .

Të gjitha pllakat litosferike lëvizin vazhdimisht në lidhje me njëra-tjetrën. Supozohet se sipërfaqja totale e të gjitha pllakave mbetet e pandryshuar për një periudhë të konsiderueshme kohore. Në një distancë të mjaftueshme nga skajet e pllakave, deformimet horizontale brenda tyre janë të parëndësishme, gjë që bën të mundur konsiderimin e pllakave si të ngurtë. Meqenëse zhvendosjet përgjatë gabimeve të transformimit ndodhin përgjatë goditjes së tyre, lëvizja e pllakave duhet të jetë paralele me gabimet moderne të transformimit. Meqenëse e gjithë kjo ndodh në sipërfaqen e sferës, atëherë, në përputhje me teoremën e Euler-it, çdo seksion i pllakës përshkruan një trajektore të barabartë me rrotullimin në sipërfaqen sferike të Tokës. Për lëvizjen relative të secilës palë pllakash në çdo kohë, mund të përcaktoni boshtin ose polin e rrotullimit. Ndërsa largoheni nga ky pol (deri në këndor

distanca prej 90°) ritmet e përhapjes rriten natyrshëm, por shpejtësia këndore për çdo çift të caktuar pllakash rreth polit të tyre të rrotullimit është konstante. Vëmë re gjithashtu se gjeometrikisht, polet e rrotullimit janë unike për çdo palë pllakash dhe nuk janë në asnjë mënyrë të lidhura me polin e rrotullimit të Tokës si planet.

Tektonika e pllakave është një model efektiv i proceseve që ndodhin në kore, pasi është në përputhje të mirë me të dhënat e njohura vëzhguese, ofron një shpjegim elegant për fenomenet e palidhura më parë dhe hap mundësi për parashikim.

Cikli Wilson(Gjeologjia strukturore dhe tektonika e pllakave, 1991). Në vitin 1966, profesori Wilson i Universitetit të Torontos botoi një punim në të cilin ai argumentoi se zhvendosja kontinentale ndodhi jo vetëm pas ndarjes së hershme mezozoike të Pangeas, por edhe në kohët para-Pangean. Cikli i hapjes dhe mbylljes së oqeaneve në lidhje me kufijtë kontinentalë ngjitur tani quhet Cikli Wilson.

Në fig. 6.7 tregon një shpjegim skematik të konceptit bazë të ciklit Wilson në kuadrin e ideve rreth evolucionit të pllakave litosferike.

Oriz. 6.7a përfaqëson fillimi i ciklit Wilson– faza fillestare e shpërbërjes së kontinentit dhe formimi i kufirit shtues të pllakës. i njohur si i ashpër

Oriz. 6.7. Skema e ciklit Wilson të zhvillimit të oqeanit brenda kornizës së evolucionit të pllakave litosferike (Gjeologjia strukturore dhe tektonika e pllakave, 1991)

litosfera mbulon një zonë më të dobët, pjesërisht të shkrirë të asthenosferës - të ashtuquajturën shtresë me shpejtësi të ulët (Figura 6.7, b) . Ndërsa ndarja e kontinenteve vazhdon, zhvillohet një luginë e çarë (Fig. 6.7, 6) dhe një oqean i vogël (Fig. 6.7, c). Këto janë fazat e hapjes së hershme të oqeanit në ciklin Wilson.. Shembuj të përshtatshëm janë Rifti Afrikan dhe Deti i Kuq. Me vazhdimin e lëvizjes së kontinenteve të ndara, shoqëruar me grumbullim simetrik të litosferës së re në skajet e pllakave, sedimentet e rafteve grumbullohen në kufirin e kontinentit me oqeanin për shkak të erozionit të kontinentit. oqean i formuar plotësisht(Fig. 6.7, d) me një kreshtë mesatare në kufirin e pllakës dhe një shelf kontinental të zhvilluar quhet Oqeani i tipit Atlantik.

Nga vëzhgimet e llogoreve oqeanike, marrëdhënia e tyre me sizmicitetin dhe rindërtimi nga modeli i anomalive magnetike oqeanike rreth llogoreve, dihet se litosfera oqeanike shpërndahet dhe zhytet në mesosferë. Në fig. 6.7, d treguar oqean me pjatë, e cila ka kufij të thjeshtë të rritjes dhe përthithjes së litosferës, - kjo është faza fillestare e mbylljes së oqeanit në Cikli Wilson. Ndarja e litosferës në afërsi të kufirit kontinental çon në shndërrimin e kësaj të fundit në tipin Orogjen Ande si rezultat i proceseve tektonike dhe vullkanike që ndodhin në kufirin e pllakës thithëse. Nëse kjo ndarje ndodh në një distancë të konsiderueshme nga kufiri kontinental drejt oqeanit, atëherë formohet një hark ishullor i tipit të ishujve japonezë. thithjen e oqeanitlitosferëçon në një ndryshim të gjeometrisë së pllakave dhe në fund

përfundon në zhdukja e plotë e kufirit shtues të pllakës(Fig. 6.7, e). Gjatë kësaj kohe, shelfi kontinental i kundërt mund të vazhdojë të zgjerohet, duke u kthyer në një gjysmë oqean të tipit Atlantik. Ndërsa oqeani tkurret, kufiri i kundërt kontinental përfshihet përfundimisht në regjimin e përthithjes së pllakave dhe merr pjesë në zhvillimin orogjen akumulues i tipit Ande. Kjo është faza e hershme e përplasjes së dy kontinenteve (përplasjet) . Në fazën tjetër, për shkak të lëvizjes së litosferës kontinentale, thithja e pllakës ndalon. Pllaka litosferike zbret poshtë, nën orogenin në rritje të tipit Himalayan dhe vjen faza përfundimtare orogjenikeCikli Wilsonme brez malor të pjekur, e cila është një shtresë midis kontinenteve të sapobashkuara. antipod Orogjen akrecional i tipit Ande eshte nje Orogen përplasjesh i tipit Himalayan.

Struktura e brendshme e Tokës

Aktualisht, shumica dërrmuese e gjeologëve, gjeokimistëve, gjeofizikanëve dhe shkencëtarëve planetarë pranojnë se Toka ka një strukturë konvencionale sferike me kufij të paqartë të ndarjes (ose tranzicionit) dhe sferat janë zakonisht bllok mozaik. Sferat kryesore janë korja e tokës, manteli me tre shtresa dhe bërthama me dy shtresa të Tokës.

korja e tokës

Korja e tokës përbën guaskën më të lartë të tokës së ngurtë. Trashësia e saj varion nga 0 në disa pjesë të kreshtave të mes-oqeanit dhe gabimeve oqeanike deri në 70-75 km nën strukturat malore të Andeve, Himalajeve dhe Tibetit. Korja e tokës ka heterogjeniteti anësor , d.m.th. përbërja dhe struktura e kores së tokës janë të ndryshme nën oqeane dhe kontinente. Bazuar në këtë, dallohen dy lloje kryesore të kores - oqeanike dhe kontinentale, dhe një lloj kore e ndërmjetme.

● kore oqeanike zë rreth 56% të sipërfaqes së tokës në Tokë. Trashësia e tij zakonisht nuk i kalon 5-6 km dhe është maksimale në rrëzë të kontinenteve. Ajo ka tre shtresa në strukturën e saj.

Shtresa e parë të përfaqësuar nga shkëmbinj sedimentarë. Këto janë kryesisht sedimente pelagjike në det të thellë argjilore, silicore dhe karbonate, me karbonate që zhduken nga një thellësi e caktuar për shkak të tretjes. Më afër kontinentit, shfaqet një përzierje e materialit detrital të hequr nga toka (kontinenti). Trashësia e reshjeve varion nga zero në zonat e përhapjes deri në 10-15 km pranë ultësirës kontinentale (në luginat perioqeanike).

Shtresa e dytë kore oqeanike në krye(2A) përbëhet nga bazalt me ​​shtresa të rralla dhe të holla sedimentesh pelagjike. Bazaltët janë shpesh në formë jastëku (lava jastëku), por ka edhe mbulesa të bazalteve masive. Në pjesën e poshtme të shtresës së dytë (2B), bazaltet përmbajnë prima paralele dolerite. Trashësia totale e shtresës së dytë është rreth 1,5-2 km. Struktura e shtresës së parë dhe të dytë të kores oqeanike është studiuar mirë me ndihmën e mjeteve nënujore, gërmimit dhe shpimit.

shtresa e tretë Korja oqeanike përbëhet nga shkëmbinj magmatikë plotësisht kristalorë me përbërje bazë dhe ultrabazike. Në pjesën e sipërme janë zhvilluar shkëmbinj të tipit gabro dhe pjesa e poshtme përbëhet nga një "kompleks me brez" i përbërë nga shkëmbinj të alternuar gabro dhe ultramafik. Trashësia e shtresës së tretë është rreth 5 km. Ai u studiua në bazë të gërmimit dhe vëzhgimeve nga automjetet nënujore.

Mosha e kores oqeanike nuk i kalon 180 milion vjet.

Gjatë studimit të rripave të palosur të kontinenteve, në to u zbuluan fragmente të shoqatave shkëmbore të ngjashme me ato oqeanike. Z. Shteiman propozoi që në fillim të shekullit të 20-të t'i thërriste ato komplekset e ofiolitit(ose ofiolitet) dhe konsideroni "triadën" e shkëmbinjve, të përbërë nga shkëmbinj ultramafikë të serpentinizuar, gabro, bazalt dhe radiolaritë, si relike të kores oqeanike. Konfirmimi i kësaj u mor vetëm në vitet '60 të shekullit XX, pas botimit të një artikulli mbi këtë temë nga A.V. Peive.

● kore kontinentale të shpërndara jo vetëm brenda kontinenteve, por edhe brenda zonave të shelfit të kufijve kontinentalë dhe mikrokontinenteve të vendosura brenda pellgjeve oqeanike. Sipërfaqja e përgjithshme ajo përbën rreth 41% të sipërfaqes së tokës. Trashësia mesatare është 35-40 km. Në mburojat dhe platformat e kontinenteve, ajo varion nga 25 në 65 km, dhe nën strukturat malore arrin 70-75 km.

Korja kontinentale ka një strukturë me tre shtresa:

Shtresa e parë- sedimentare, zakonisht quhet mbulesë sedimentare. Trashësia e saj varion nga zero në mburojat, ngritjet e bodrumit dhe në zonat boshtore të strukturave të palosura deri në 10-20 km në depresionet ekzogonale të pllakave të platformës, pjesëve të përparme dhe lugëve ndërmalore. Përbëhet kryesisht nga shkëmbinj sedimentarë me origjinë detare kontinentale ose të cekët, më rrallë me origjinë bathiale (në depresione të thella). Në këtë shtresë sedimentare janë të mundshme mbulesat dhe forcat e shkëmbinjve magmatikë, duke formuar fusha kurthi (formacione kurthi). Gama e moshës së shkëmbinjve të mbulesës sedimentare është nga Cenozoiku deri në 1.7 miliardë vjet. Shpejtësia e valëve gjatësore është 2.0-5.0 km/s.

Shtresa e dytë kore kontinentale ose shtresa e sipërme e kores së konsoliduar del në sipërfaqe mbi mburojat, masivët ose parvazet e platformave dhe në pjesët boshtore të strukturave të palosura. Ai u zbulua në mburojën e Balltikut (Fennoscandian) në një thellësi prej më shumë se 12 km nga pusi super i thellë Kola dhe në një thellësi më të vogël në Suedi, në pllakën ruse në shpimin Saatly Ural, në një pjatë në SHBA, në minierat e Indisë dhe Afrikës së Jugut. Ai përbëhet nga rreshpe kristalore, gneiss, amfibolitë, granit dhe gneisse graniti, dhe quhet gneiss graniti ose granit-metamorfik avokat. Trashësia e kësaj shtrese të kores arrin 15-20 km në platforma dhe 25-30 km në strukturat malore. Shpejtësia e valëve gjatësore është 5,5-6,5 km/s.

shtresa e tretë ose shtresa e poshtme e kores së konsoliduar u izolua si granulit-mafik avokat. Më parë, supozohej se ekziston një kufi i qartë sizmik midis shtresës së dytë dhe të tretë, të quajtur sipas zbuluesit të saj. Kufiri i Konradit (K) . Më vonë gjatë studimeve sizmike filluan të dalloheshin edhe deri në 2-3 kufij për të . Për më tepër, të dhënat e shpimit nga Kola SG-3 nuk konfirmuan ndryshimin në përbërjen e shkëmbinjve në kalimin e kufirit Konrad. Prandaj, aktualisht, shumica e gjeologëve dhe gjeofizikanëve bëjnë dallimin midis kores së sipërme dhe të poshtme për nga vetitë e tyre të ndryshme reologjike: korja e sipërme është më e ngurtë dhe e brishtë, ndërsa ajo e poshtme është më duktile. Megjithatë, bazuar në përbërjen e ksenolitit nga tubat e shpërthimit, mund të supozohet se shtresa "granulit-mafik" përmban granulite felsike dhe bazë dhe shkëmbinj mafikë. Në shumë profile sizmike, korja e poshtme karakterizohet nga prania e zonave të shumta reflektuese, të cilat gjithashtu mund të konsiderohen si prani e ndërhyrjeve të shtratit të shkëmbinjve magmatikë (diçka e ngjashme me fushat e kurthit). Shpejtësia e valëve gjatësore në koren e poshtme është 6,4-7,7 km/s.

● Lëvorja kalimtare është një lloj kore midis dy llojeve ekstreme të kores së tokës (oqeanike dhe kontinentale) dhe mund të jetë e dy llojeve - nënoqeanike dhe nënkontinentale. Korja nënoqeanike zhvilluar përgjatë shpateve dhe ultësirave kontinentale dhe ndoshta qëndron në fund të pellgjeve të margjinaleve jo shumë të thella dhe të gjera. detet e brendshme. Trashësia e saj nuk kalon 15-20 km. Ajo është e mbushur me prita dhe forca të shkëmbinjve magmatikë bazë. Korja nënoqeanike u ekspozua nga një pus në hyrje të Gjirit të Meksikës dhe u ekspozua në bregun e Detit të Kuq. kore nënkontinentale Formohet kur korja oqeanike në harqet vullkanike enzimatike kthehet në kontinentale, por ende nuk ka arritur "pjekurinë". Ka një trashësi të reduktuar (më pak se 25 km) dhe një shkallë më të ulët konsolidimi. Shpejtësia e valëve gjatësore në koren e tipit kalimtar nuk është më shumë se 5.0-5.5 km/s.

● Sipërfaqja Mohorovich dhe përbërja e mantelit. Kufiri midis kores dhe mantelit përcaktohet qartë nga një kërcim i mprehtë në shpejtësinë e valëve gjatësore nga 7,5-7,7 në 7,9-8,2 km / s, dhe njihet si sipërfaqja Mohorovichic (Moho ose M) pas emrit. të gjeofizikantit kroat që e identifikoi atë.

Në oqeane, ajo korrespondon me kufirin midis kompleksit të brezit të shtresës së 3-të dhe shkëmbinjve mafiko-ultrafikë të serpentinizuar. Në kontinente, ai ndodhet në një thellësi prej 25-65 km dhe deri në 75 km në zona të palosur. Në një numër strukturash, dallohen deri në tre sipërfaqe Moho, distancat midis të cilave mund të arrijnë disa kilometra.

Bazuar në rezultatet e studimit të ksenolitëve nga lavat dhe kimberlitet nga tubat e shpërthimit, supozohet se nën kontinentet në mantelin e sipërm, përveç peridotitit, janë të pranishëm edhe eclogite (si relike të kores oqeanike që përfunduan në mantel gjatë subduksionit ?).

E sipërme pjesë e mantelit është manteli "i varfëruar" ("i zbrazur"). Është varfëruar në silicë, alkale, uranium, torium, tokë të rralla dhe elementë të tjerë jokoherent për shkak të shkrirjes së shkëmbinjve bazaltikë të kores së tokës prej saj. Ai mbulon pothuajse të gjithë pjesën e tij litosferike. Më thellë, ajo zëvendësohet nga një mantel "i pashteruar". Përbërja mesatare primare e mantelit është afër lherzolitit spinel ose një përzierje hipotetike të peridotitit dhe bazaltit në një raport 3:1, i cili u emërua nga A.E. Ringwood piroliti.

Shtresa e golitsinit ose manteli i mesëm(mesosferë) - zona e tranzicionit midis mantelit të sipërm dhe të poshtëm. Ai shtrihet nga një thellësi prej 410 km, ku ka një rritje të mprehtë të shpejtësive të valëve gjatësore, në një thellësi prej 670 km. Rritja e shpejtësive shpjegohet me një rritje të densitetit të materies së mantelit me rreth 10%, për shkak të kalimit të specieve minerale në specie të tjera me paketim më të dendur: për shembull, olivina në wadsleyite, dhe më pas wadsleyite në ringwoodite me një spinel. struktura; pirokseni në granatë.

mantelin e poshtëm fillon nga një thellësi rreth 670 km dhe shtrihet në një thellësi prej 2900 km me një shtresë D në bazë (2650-2900 km), pra deri në thelbin e Tokës. Në bazë të të dhënave eksperimentale, supozohet se duhet të përbëhet kryesisht nga perovskite (MgSiO 3) dhe magneziowustit (Fe, Mg) O, produkte të ndryshimeve të mëtejshme në substancën e poshtme të mantelit me një rritje të përgjithshme të raportit Fe/Mg. .

Sipas të dhënave më të fundit tomografike sizmike, u zbulua një inhomogjenitet i rëndësishëm i mantelit, si dhe prania e një numri më të madh të kufijve sizmikë (nivelet globale - 410, 520, 670, 900, 1700, 2200 km dhe nivelet e ndërmjetme - 100 , 300, 1000, 2000 km), për shkak të kufijve të transformimeve minerale në mantele (Pavlenkova, 2002; Pushcharovsky, 1999, 2001, 2005; etj.).

Sipas D.Yu. Pushcharovsky (2005) paraqet strukturën e mantelit disi ndryshe nga të dhënat e mësipërme sipas modelit tradicional (Khain dhe Lomize, 1995):

Manteli i sipërm përbëhet nga dy pjesë: pjesa e sipërme deri në 410 km, pjesa e poshtme 410-850 km. Seksioni I dallohet midis mantelit të sipërm dhe të mesëm - 850-900 km.

Manteli mesatar: 900-1700 km. Seksioni II - 1700-2200 km.

mantelin e poshtëm: 2200-2900 km.

● bërthama e tokës sipas sizmologjisë, ai përbëhet nga një pjesë e jashtme e lëngshme (2900-5146 km) dhe një pjesë e brendshme e ngurtë (5146-6371 km). Përbërja e bërthamës pranohet nga shumica si hekur me një përzierje të nikelit, squfurit ose oksigjenit ose silikonit. Konvekcioni në bërthamën e jashtme gjeneron fushën magnetike kryesore të Tokës. Supozohet se në kufirin e bërthamës dhe mantelit të poshtëm, shtëllunga , të cilat më pas ngrihen në formën e një rryme energjie ose të një substance me energji të lartë, duke formuar shkëmbinj magmatikë në koren e tokës ose në sipërfaqen e saj.

mantel pendë – një rrjedhje e ngushtë lart e materialit të mantelit në fazë të ngurtë me një diametër prej rreth 100 km, e cila buron nga një shtresë kufitare e nxehtë me densitet të ulët, e vendosur ose mbi kufirin sizmik në një thellësi prej 660 km, ose pranë kufirit bërthamë-mantel në një thellësi prej 2900 km (A.W. Hofmann, 1997). Sipas A.F. Grachev (2000) një shtëllungë manteli është një manifestim i aktivitetit magmatik të brendshëm të shkaktuar nga proceset në mantelin e poshtëm, burimi i të cilit mund të jetë në çdo thellësi në mantelin e poshtëm, deri në kufirin bërthamë-mantel (shtresa "D"). (Ndryshe nga pikë e nxehtë, ku manifestimi i aktivitetit magmatik brendashtresor është për shkak të proceseve në mantelin e sipërm.) Shtyllat e mantelit janë karakteristikë për regjimet gjeodinamike divergjente. Sipas J. Morgan (1971), proceset e shtëllungës kanë origjinën nën kontinente në fazën fillestare të riftimit (rifting). Shfaqja e një shtëllunge manteli shoqërohet me formimin e ngritjeve të mëdha me hark (deri në 2000 km në diametër), në të cilat shpërthime intensive të çarjeve të bazalteve të tipit Fe-Ti me një tendencë komatiite, të pasuruara mesatarisht në REE të lehta, me diferencime acidike. , që përbëjnë jo më shumë se 5% të vëllimit të përgjithshëm të lavës, ndodhin. . Raportet e izotopeve 3 He/ 4 He(10 -6)>20; 143Nd/ 144Nd – 0,5126-0/5128; 87 Sr/ 86 Sr - 0,7042-0,7052. Formimi i sekuencave të trasha të lavës (nga 3-5 km në 15-18 km) të brezave arkean të gurëve të gjelbër dhe strukturave të mëvonshme riftogjene shoqërohet me shtëllungën e mantelit.

Në pjesën verilindore të Mburojës së Balltikut, dhe në gadishullin Kola në veçanti, supozohet se shtëllungat e mantelit shkaktuan formimin e shkëmbinjve vullkanikë toleit-bazalt dhe komatiit të vonshëm arkean të brezave të gjelbër, granit alkali arkean të vonë dhe magmatizëm anortozit, një kompleks. e intrusioneve me shtresa të hershme proterozoike dhe ndërhyrjeve alkali-ultrabazike paleozoike (Mitrofanov, 2003).

tektonika e shtëllungës – tektonika e avionit të mantelit që lidhet me tektonikën e pllakave. Kjo marrëdhënie shprehet në faktin se litosfera e ftohtë e zhytur zhytet në kufirin e mantelit të sipërm dhe të poshtëm (670 km), grumbullohet atje, duke u shtyrë pjesërisht poshtë, dhe më pas pas 300-400 milion vjetësh depërton në mantelin e poshtëm, duke arritur kufiri me bërthamën (2900 km). Kjo shkakton një ndryshim në natyrën e konvekcionit në bërthamën e jashtme dhe ndërveprimin e tij me bërthamën e brendshme (kufiri midis tyre është në një thellësi prej rreth 4200 km) dhe, për të kompensuar fluksin e materialit nga lart, formimin e supershtëllungave ngjitëse në kufirin bërthamë/mantel. Këto të fundit ngrihen në fund të litosferës, duke përjetuar pjesërisht një vonesë në kufirin e mantelit të poshtëm dhe të sipërm, dhe në tektonosferë ato ndahen në shtëllunga më të vogla, me të cilat shoqërohet magmatizmi intraplate. Ata gjithashtu stimulojnë dukshëm konvekcionin në asthenosferë, e cila është përgjegjëse për lëvizjen e pllakave litosferike. Proceset që ndodhin në bërthamë, ndryshe nga tektonika e pllakave dhe shtëllungave, janë përcaktuar nga autorët japonezë si tektonika e rritjes, që do të thotë rritja e bërthamës së brendshme, thjesht hekur-nikel në kurriz të bërthamës së jashtme, e rimbushur nga materiali silikat i kores së mantelit.

Shfaqja e shtëllungave të mantelit, që çon në formimin e provincave të gjera të rrafshnalta-bazalteve, i paraprin çarjes brenda litosferës kontinentale. Zhvillimi i mëtejshëm mund të ndjekë një seri të plotë evolucionare, duke përfshirë fillimin e kryqëzimeve të trefishta të çarjeve kontinentale, rrallimin e mëvonshëm, këputjen e kores kontinentale dhe fillimin e përhapjes. Megjithatë, zhvillimi i një pendë të vetme nuk mund të çojë në një çarje të kores kontinentale. Një këputje ndodh kur një sistem shtëllungash formohet në një kontinent, dhe më pas procesi i ndarjes vazhdon sipas parimit të një çarje që përhapet nga një shtëllungë në tjetrën.

Litosfera dhe astenosfera

Litosferë përbëhet nga korja e tokës dhe një pjesë e mantelit të sipërm. Ky koncept është thjesht reologjik, në kontrast me koren dhe mantelin. Është më i ngurtë dhe më i brishtë se guaska e mantelit më të dobësuar dhe duktile, e cila është identifikuar si astenosfera. Trashësia e litosferës është nga 3-4 km në pjesët boshtore të kreshtave mes oqeanit deri në 80-100 km në periferi të oqeaneve dhe 150-200 km ose më shumë (deri në 400 km?) nën mburojat e platformat e lashta. Kufijtë e thellë (150-200 km ose më shumë) midis litosferës dhe asthenosferës përcaktohen me vështirësi të mëdha, ose nuk zbulohen fare, gjë që ndoshta është për shkak të ekuilibrit të lartë izostatik dhe një rënie në kontrastin midis litosferës dhe astenosferës në kufi. zonë për shkak të një gradienti të lartë gjeotermik, një rënie në sasinë e shkrirjes në astenosferë, etj.

tektonosfera

Burimet e lëvizjeve dhe deformimeve tektonike nuk qëndrojnë në vetë litosferën, por në nivelet më të thella të Tokës. Ato përfshijnë të gjithë mantelin deri në shtresën kufitare me një bërthamë të lëngshme. Për shkak të faktit se burimet e lëvizjeve manifestohen gjithashtu në shtresën më plastike të mantelit të sipërm që qëndron drejtpërdrejt në themel të litosferës - astenosfera, litosfera dhe astenosfera shpesh kombinohen në një koncept - tektonosfera si zona të manifestimit të proceseve tektonike. Në kuptimin gjeologjik (sipas përbërjes materiale), tektonosfera ndahet në koren e tokës dhe mantelin e sipërm në një thellësi rreth 400 km, dhe në kuptimin reologjik, në litosferë dhe astenosferë. Kufijtë midis këtyre ndarjeve, si rregull, nuk përkojnë, dhe litosfera zakonisht përfshin, përveç kores, një pjesë të mantelit të sipërm.

Materialet më të fundit

• Rregullsitë kryesore të deformimit statik të dherave

  Gjatë 15...20 viteve të fundit, si rezultat i studimeve të shumta eksperimentale duke përdorur skemat e mësipërme të provës, janë marrë të dhëna të gjera për sjelljen e dherave nën një gjendje stresi kompleks. Sepse aktualisht në…

• Deformimi elastik-plastik i sipërfaqes së mesme dhe ngarkimit

  Deformimet e materialeve elastoplastike, duke përfshirë dherat, përbëhen nga ato elastike (të kthyeshme) dhe ato të mbetura (plastike). Për të hartuar idetë më të përgjithshme në lidhje me sjelljen e dherave nën ngarkim arbitrar, është e nevojshme të studiohen veçmas modelet ...

• Përshkrimi i skemave dhe rezultateve të provave të tokës duke përdorur invariantet e gjendjes së stresit dhe sforcimit

  Në studimin e dherave, si dhe Materiale Ndertimi, në teorinë e plasticitetit është zakon të bëhet dallimi midis ngarkimit dhe shkarkimit. Ngarkimi është një proces në të cilin ndodh një rritje e deformimeve plastike (të mbetura), dhe një proces i shoqëruar nga një ndryshim (ulje) ...

• Invariantet e gjendjeve të stresuara dhe të deformuara të mediumit të tokës

  Përdorimi i pandryshueshëm i stresit dhe sforcimit në mekanikën e tokës filloi me shfaqjen dhe zhvillimin e kërkimit të tokës në pajisjet që lejojnë deformimin me dy dhe tre akse të mostrave në kushtet e një gjendje stresi kompleks ...

• Mbi koeficientët e qëndrueshmërisë dhe krahasimin me rezultatet eksperimentale

  Meqenëse në të gjitha problemet e shqyrtuara në këtë kapitull, toka konsiderohet të jetë në gjendjen e stresit përfundimtar, atëherë të gjitha rezultatet e llogaritjes korrespondojnë me rastin kur faktori i qëndrueshmërisë k3 = 1. Për ...

• Presioni i tokës në struktura

  Metodat e teorisë së ekuilibrit kufitar janë veçanërisht të efektshme në problemet e përcaktimit të presionit të tokës në struktura, veçanërisht në muret mbajtëse. Në këtë rast, zakonisht merret një ngarkesë e caktuar në sipërfaqen e tokës, për shembull, presion normal p(x) dhe...

• Kapaciteti mbajtës i themeleve

  Problemi më tipik për ekuilibrin kufizues të një mjedisi tokësor është përcaktimi kapacitet mbajtës themelet nën ngarkesa normale ose të pjerrëta. Për shembull, në rastin ngarkesat vertikale në bazë të detyrës zbret në…

• Procesi i shkëputjes së strukturave nga themelet

  Detyra e vlerësimit të kushteve të ndarjes dhe përcaktimit të forcës së kërkuar për këtë lind kur ngrihen anijet, llogaritet forca mbajtëse e spirancave "të vdekura", heqja e mbështetësve të shpimit të gravitetit në det të hapur nga toka gjatë rirregullimit të tyre dhe ...

• Zgjidhjet e problemave të konsolidimit në plan dhe hapësinor dhe aplikimet e tyre

  Ka një numër shumë të kufizuar zgjidhjesh për problemet e sheshta dhe aq më tepër hapësinore të konsolidimit në formën e varësive të thjeshta, tabelave ose grafikëve. Ekzistojnë zgjidhje për rastin e aplikimit të një force të përqendruar në sipërfaqen e një toke dyfazore (B…

Elementet më të mëdhenj strukturorë të kores së tokës janë kontinentet dhe oqeanet, karakterizohet nga një strukturë e ndryshme e kores së tokës. Rrjedhimisht, këta elementë strukturorë duhen kuptuar në kuptimin gjeologjik, ose më saktë, edhe në kuptimin gjeofizik, pasi lloji i strukturës së kores së tokës mund të përcaktohet vetëm me metoda sizmike. Nga kjo është e qartë se jo e gjithë hapësira e zënë nga ujërat e oqeanit është, në kuptimin gjeofizik, një strukturë oqeanike, pasi zona të gjera të rafteve, për shembull, në veri. oqeani Arktik, kanë kore kontinentale. Dallimet midis këtyre dy elementëve kryesorë strukturorë nuk kufizohen vetëm në llojin e kores së tokës, por mund të gjurmohen edhe më thellë, në mantelin e sipërm, i cili është i ndërtuar ndryshe nën kontinente sesa nën oqeane, dhe këto dallime mbulojnë të gjithë litosferën. , e në disa vende edhe tektonosfera, d.m.th. gjurmohen në thellësi rreth 700 km.

Brenda oqeaneve dhe kontinenteve, dallohen elementë strukturorë më të vegjël, së pari, këto janë struktura të qëndrueshme - platformat, të cilat mund të jenë si në oqeane ashtu edhe në kontinente. Ato karakterizohen, si rregull, nga një reliev i niveluar, i qetë, i cili korrespondon me të njëjtin pozicion të sipërfaqes në thellësi, vetëm nën platformat kontinentale është në një thellësi prej 30-50 km, dhe nën oqeane 5-8 km, pasi korja oqeanike është shumë më e hollë se ajo kontinentale.

Në oqeane, si elementë strukturorë, dallohen rripa të lëvizshëm në mes të oqeanit, të përfaqësuar nga kreshta mes oqeanit me zona të çara në pjesën e tyre boshtore, të kryqëzuara transformojnë gabimet dhe aktualisht janë zona përhapjen, ato. zgjerimi i dyshemesë së oqeanit dhe krijimi i kores oqeanike të sapoformuar. Rrjedhimisht, platformat (pllakat) e qëndrueshme dhe rripat e lëvizshëm mes oqeanit shquhen si struktura në oqeane.

Në kontinente, si elementë strukturorë të rangut më të lartë, dallohen zona të qëndrueshme - platformat dhe rripat orogjenë epiplatformë, i formuar në kohën neogjen-kuaternare në elementë strukturorë të qëndrueshëm të kores së tokës pas një periudhe zhvillimi të platformës. Këto rripa përfshijnë struktura moderne malore të Tien Shan, Altai, Sayan, Transbaikalia Perëndimore dhe Lindore, Afrika Lindore, etj. edhe në kohën neogjeno-kuaternare, make up rripat orogjen epigjeosinklinal, si Alpet, Karpatet, Dinaridet, Kaukazi, Kopetdag, Kamçatka etj.

Në territorin e disa kontinenteve, në zonën e tranzicionit kontinent-oqean (në kuptimin gjeofizik), ka kontinentale margjinale, sipas terminologjisë së V.E. Khaina, rripa të lëvizshëm gjeosinklinal, që përfaqëson një kombinim kompleks të deteve margjinale, harqeve ishullore dhe llogoreve në det të thellë. Këto janë rripa të aktivitetit të lartë tektonik modern, kontrasti i lëvizjeve, sizmiciteti dhe vullkanizmi. Në të kaluarën gjeologjike funksiononin edhe brezat gjeosinklinal ndërkontinental, për shembull, brezi Ural-Okhotsk, i lidhur me pellgun e lashtë të oqeanit Paleo-Aziatik, etj.

Doktrina e gjeosinklinat në vitin 1973 festoi njëqindvjetorin e tij që kur gjeologu amerikan D. Dan e futi këtë koncept në gjeologji, dhe madje edhe më herët, në 1857, amerikani J. Hall e formuloi gjithashtu këtë koncept në tërësi, duke treguar se strukturat e palosur nga malet u ngritën në vendin e lugëve. që më parë ishin mbushur me sedimente të ndryshme detare. Për shkak të faktit se forma e përgjithshme e këtyre lugëve ishte sinklinale, dhe shkallët e lugëve janë shumë të mëdha, ato u quajtën gjeosinklina.

Gjatë shekullit të kaluar, doktrina e gjeosinklinave ka fituar fuqi, është zhvilluar, detajuar dhe falë përpjekjeve të një ushtrie të madhe gjeologësh nga vende të ndryshme, ajo është formuar në një koncept koherent, i cili është një përgjithësim empirik i një përgjithësimi të madh. sasia e materialit faktik, por vuante nga një pengesë domethënëse: nuk ndodhi, siç beson me të drejtë V.E., . Khain, interpretimi gjeodinamik i modeleve specifike të vëzhguara të zhvillimit të gjeosinklinave individuale. Koncepti aktualisht është në gjendje të eliminojë këtë mangësi. tektonika e pllakave litosferike, u shfaq vetëm 25 vjet më parë, por shpejt u bë teoria kryesore gjeotektonike. Nga pikëpamja e kësaj teorie, brezat gjeosinklinal lindin në kufijtë e bashkëveprimit të pllakave të ndryshme litosferike. Konsideroni elementet kryesore strukturore të kores së tokës në më shumë detaje.

platformat e lashta janë blloqe të qëndrueshme të kores së tokës, të formuar në arkeanin e vonë ose në fillim të proterozoikut. Ata tipar dallues- Ndërtesë dykatëshe. kati i poshtëm, ose themeliështë i përbërë nga shtresa shkëmbore të palosura, thellësisht të metamorfozuara, të prera nga depërtime graniti, me një zhvillim të gjerë kupolash ose vezake gneiss dhe granit-gneiss - një formë specifike e palosjes metamorfogjene (Fig. 16.1). Themelet e platformave u formuan gjatë një periudhe të gjatë kohore në Arkean dhe në Proterozoikun e hershëm dhe më pas iu nënshtruan erozionit dhe zhveshjes shumë të fortë, si rezultat i të cilit u ekspozuan shkëmbinjtë që kishin ndodhur më parë në thellësi të mëdha. Sipërfaqja e platformave antike në kontinente i afrohet 40% dhe ato karakterizohen nga skica këndore me kufij drejtvizor të zgjatur - pasojë e shtresave margjinale (gabimet e thella). Zonat dhe sistemet e palosura ose futen mbi platforma ose kufizohen me to përmes pjesëve të përparme, të cilat, nga ana tjetër, shtyhen nga orogjenët e palosur. Kufijtë e platformave antike kryqëzojnë ashpër në mënyrë të papajtueshme strukturat e tyre të brendshme, gjë që tregon natyrën e tyre dytësore si rezultat i ndarjes së superkontinentit Pangea-1 që u ngrit në fund të Proterozoikut të Hershëm.

E sipërme dyshemeja e platformës paraqitur rast, ose mbulesë, e shtrirë butësisht me një mospërputhje të mprehtë këndore në bodrumin e depozitave jo të metamorfozuara - detare, kontinentale dhe vullkanogjene. Sipërfaqja ndërmjet kapakut dhe bazës pasqyron mospërputhjen më të rëndësishme strukturore brenda platformave. Struktura e mbulesës së platformës rezulton të jetë komplekse dhe grabenët, koritë të ngjashme me grabenin shfaqen në shumë platforma në fazat e hershme të formimit të saj. aulakogjenet(nga greqishtja "avlos" - brazdë, hendek; "gjen" - lindur, d.m.th. lindur nga një hendek), siç i quajti fillimisht N.S. Shatsky. Aulakogjenët formohen më shpesh në Proterozoikun e Vonë (Riphean) dhe formuan sisteme të zgjeruara në trupin e bodrumit. Trashësia e depozitave kontinentale dhe, më rrallë, detare në aulakogjene arrin 5-7 km, dhe thyerjet e thella që kufizonin aulakogjenët kontribuan në shfaqjen e magmatizmit alkalik, bazë dhe ultrabazik, si dhe në magmatizmin e kurthit specifik të platformës me bazaltet toleitike kontinentale. , pragjet dhe pritat. Kjo fazë e poshtme strukturore e mbulesës së platformës, që korrespondon me fazën aulakogjene të zhvillimit, zëvendësohet nga një mbulesë e vazhdueshme depozitimesh platforme, më së shpeshti duke filluar nga koha Vendiane.

Mburojat dhe pllakat shquhen ndër elementët më të mëdhenj strukturorë të platformave. Mburoja - kjo është një zgjatje në sipërfaqen e themelit të platformës, e cila gjatë gjithë fazës së zhvillimit të platformës kishte një tendencë për t'u ngritur. pjatë - pjesë e platformës e mbuluar nga një mbulesë sedimenti dhe e prirur të ulet. Brenda pllakave dallohen elementë strukturorë më të vegjël. Para së gjithash, këto janë sinekliza - depresione të gjera të sheshta, nën të cilat themeli është i përkulur, dhe antekliza - qemerë të butë me një themel të ngritur dhe një mbulesë relativisht të holluar.

Përgjatë skajeve të platformave, ku ato kufizohen me rripa të palosur, shpesh formohen depresione të thella, të quajtura perikratonike(d.m.th. në buzë të kratonit, ose platformës). Shumë shpesh, anteklizat dhe sineklizat ndërlikohen nga struktura më të vogla dytësore: harqe, gropa, ledhe. Këto të fundit lindin mbi zonat e thyerjeve të thella, krahët e të cilave përjetojnë lëvizje shumëdrejtimëshe dhe në mbulesën e platformës shprehen me dalje të ngushta depozitimesh antike të mbulesës nga poshtë më të rinjve. Këndet e pjerrësisë së krahëve të boshteve nuk i kalojnë shkallët e para. Gjendet shpesh përkulje - lakimet e shtresave mbuluese pa prishur vazhdimësinë e tyre dhe duke ruajtur paralelizmin e krahëve, që dalin mbi zonat e prishjes në themel gjatë lëvizjes së blloqeve të tij. Të gjitha strukturat e platformës janë shumë të buta dhe në shumicën e rasteve nuk është e mundur të maten drejtpërdrejt shpatet e krahëve të tyre.

Përbërja e depozitave të mbulesës së platformës është e larmishme, por më shpesh mbizotërojnë shkëmbinjtë sedimentarë - detarë dhe kontinentalë, duke formuar shtresa dhe shtresa të qëndrueshme në një zonë të madhe. Formacionet karbonatike janë shumë karakteristike, për shembull, shkumësa e bardhë e shkrimit, gëlqerorët organogjenë tipikë për një klimë të lagësht dhe dolomitet me sedimente sulfate të formuara në kushte të thata klimatike. Formacionet detriale kontinentale janë zhvilluar gjerësisht, zakonisht të kufizuara në bazën e komplekseve të mëdha që korrespondojnë me faza të caktuara në zhvillimin e mbulesës së platformës. Ato shpesh zëvendësohen nga formacione paralitike avulluese ose qymyrmbajtëse dhe terrigjene - ranore me fosforite, argjilore-ranore, ndonjëherë të larmishme. Formacionet karbonate zakonisht shënojnë "zenitin" e zhvillimit të kompleksit, dhe më pas mund të vëzhgoni ndryshimin e formacioneve në rend të kundërt. Depozitat e fletës së akullit janë tipike për shumë platforma.

Mbulesa e platformës në procesin e formimit iu nënshtrua në mënyrë të përsëritur një ristrukturimi strukturor, të përcaktuar në kohë për të përkuar me kufijtë e cikleve kryesore gjeotektonike: Baikal, Kaledonian, Hercynian, Alpin dhe të tjera Seksionet e platformës që përjetuan ulje maksimale, si rregull, janë ngjitur me atë zonë celulare ose sistem që kufizohet me platformën, i cili po zhvillohej në mënyrë aktive në atë kohë.

Platformat karakterizohen edhe nga magmatizëm specifik, i cili shfaqet në momentet e aktivizimit të tyre tektonomagmatik. Më tipike formimi i kurthit, bashkimi i produkteve vullkanike - llavat dhe shtufet dhe intrusionet, të përbëra nga bazaltet toleitike të tipit kontinental me një përmbajtje disi të rritur të oksidit të kaliumit në raport me përmbajtjen oqeanike të oksidit të kaliumit, por ende jo më shumë se 1-1,5%. Vëllimi i produkteve të formimit të kurthit mund të arrijë 1-2 milion km 3, si, për shembull, në platformën siberiane. Shumë rëndësia ka një alkalino-ultrabazike (kimberlite) formacion që përmban diamante në produktet e tubave të shpërthimit (platforma siberiane, Afrika e Jugut).

Përveç platformave antike, dallohen edhe të rinjtë, megjithëse më shpesh quhen pllaka të formuara ose në bodrumin Baikal, Caledonian ose Hercynian, i cili dallohet nga një zhvendosje më e madhe e mbulesës, një shkallë më e ulët e metamorfizmit të bodrumit. shkëmbinj, dhe një trashëgimi e konsiderueshme e strukturave të mbulesës nga strukturat e bodrumit. Shembuj të platformave (pllakave) të tilla janë: Timan-Pechora epibaikaliane, Scythian epihercynian, Siberian Perëndimor epipaleozoik etj.

Rripa të lëvizshëm gjeosinklinal janë një element strukturor jashtëzakonisht i rëndësishëm i kores së tokës, zakonisht të vendosura në zonën e tranzicionit nga kontinenti në oqean dhe në procesin e evolucionit duke formuar një kore të fuqishme kontinentale. Kuptimi i evolucionit të gjeosinklinalit qëndron në formimin e një lug në koren e tokës në kushtet e shtrirjes tektonike. Ky proces shoqërohet me shpërthime vullkanike nënujore dhe akumulimin e depozitave terrigjene dhe silicore në det të thellë. Më pas lindin ngritjet e pjesshme, struktura e lugit bëhet më e ndërlikuar dhe gurët ranorë graywacke formohen për shkak të erozionit të ngritjeve të përbëra nga shkëmbinj themelorë vullkanikë. Shpërndarja e facialeve bëhet më kapriçioze, shfaqen strukturat e shkëmbinjve dhe shtresat karbonate dhe vullkanizmi bëhet më i diferencuar. Së fundi, ngritjet rriten, ndodh një lloj përmbysjeje e lugëve, futen ndërhyrje të granitit dhe të gjitha depozitat grimcohen në palosje. Në vendin e gjeosinklinalit lind një ngritje mali, përpara së cilës rriten koritë përpara, të mbushura melasa. - produkte të përafërta-klastike të shkatërrimit të maleve, dhe në këtë të fundit zhvillohet vullkanizmi tokësor, duke furnizuar produkte me përbërje mesatare dhe acidike - andezitë, dacitet, riolitet. Më pas, struktura e palosur nga mali gërryhet, pasi shkalla e ngritjeve zvogëlohet dhe orogeni kthehet në një fushë të peneplainizuar. Takova ide e pergjithshme cikli gjeosinklinal i zhvillimit.

Oriz. 16.2. Seksion skematik përmes kreshtës mes oqeanit (sipas T. Zhuteau, me thjeshtim)

Përparimet në studimin e oqeaneve çuan në vitet 60 të shekullit tonë në krijimin e një teorie të re gjeotektonike globale - tektonika e pllakave litosferike, gjë që bëri të mundur mbi bazën aktuale rikrijimin e historisë së zhvillimit të rajoneve të lëvizshme gjeosinklinale dhe lëvizjes së pllakave kontinentale. Thelbi i kësaj teorie qëndron në identifikimin e pllakave të mëdha litosferike, kufijtë e të cilave shënohen nga brezat modernë të sizmikitetit, dhe në ndërveprimin e pllakave nëpërmjet lëvizjes dhe rrotullimit të tyre. Në oqeane, ka një rritje, zgjerim të kores oqeanike përmes formimit të saj të ri në zonat e çara të kreshtave të mes-oqeanit (Fig. 16. 2). Meqenëse rrezja e Tokës nuk ndryshon ndjeshëm, korja e sapoformuar duhet të përthithet dhe të shkojë nën kontinentale, d.m.th. duke shkuar mbi të subduksioni(zhytje).

Këto zona karakterizohen nga aktiviteti i fuqishëm vullkanik, sizmiciteti, prania e harqeve ishullore, deteve margjinale dhe llogoreve me ujë të thellë, si, për shembull, në periferinë lindore të Euroazisë. Të gjitha këto procese shënojnë margjina aktive kontinentale ato. zona e ndërveprimit midis kores oqeanike dhe kontinentale. Përkundrazi, ato pjesë të kontinenteve që formojnë një pllakë të vetme litosferike me një pjesë të oqeaneve, të tilla si, për shembull, përgjatë kufirit perëndimor dhe lindor të Atlantikut, quhen marzhi pasiv kontinental dhe janë të zhveshur nga të gjitha tiparet e renditura më sipër, por karakterizohen nga një shtresë e trashë shkëmbinjsh sedimentarë mbi shpatin kontinental (Fig. 16.3). Ngjashmëritë midis shkëmbinjve vullkanogjenë dhe sedimentarë fazat e hershme zhvillimi i gjeosinklinave, të ashtuquajturat shoqata e ofiolitit, me një seksion të kores së tipit oqeanik sugjeroi që këto të fundit ishin hedhur në koren oqeanike dhe zhvillimi i mëtejshëm i pellgut oqeanik çoi fillimisht në zgjerimin e tij dhe më pas në mbylljen e tij me formimin e harqeve ishullore vullkanike, llogoreve në det të thellë dhe formimi i një kore të trashë kontinentale. Kjo shihet si thelbi i procesit gjeosinklinal.

Kështu, falë ideve të reja tektonike, doktrina e gjeosinklinave fiton, si të thuash, një "erë të dytë", e cila bën të mundur rindërtimin e situatës gjeodinamike të evolucionit të tyre mbi bazën e metodave aktualiste. Bazuar në atë që është thënë, brezi gjeosinklinal,(margjinal ose ndërkontinental) kuptohet si një brez i lëvizshëm mijëra kilometra i gjatë, i vendosur në kufirin e pllakave litosferike, i karakterizuar nga një manifestim afatgjatë i vullkanizmit të ndryshëm, sedimentimi aktiv dhe, në fazat përfundimtare të zhvillimit, shndërrohet në strukturë e palosur malore me një kore të trashë kontinentale. Një shembull i brezave të tillë globalë janë: ndërkontinental - Paleozoik Ural-Okhotsk; Alpine Mesdhetare; Paleozoiku i Atlantikut; kontinentale margjinale - mezozoike-cenozoike paqësore dhe të tjera.Rripat gjeosinklinale ndahen në zonat gjeosinklinale - segmente të mëdha rripash që ndryshojnë në historinë e zhvillimit, strukturës dhe ndahen nga njëri-tjetri nga gabime të thella tërthore, majë, etj. Nga ana tjetër, brenda rajoneve mund të dallohen sistemet gjeosinklinale, të ndara nga blloqe të ngurtë të kores së tokës - vargjeve të mesme ose mikrokontinentet struktura që gjatë rrëshqitjes së zonave përreth mbetën të qëndrueshme, relativisht të ngritura dhe mbi të cilat grumbullohej një mbulesë e hollë. Si rregull, këta masivë janë fragmente të platformës antike parësore, e cila u shtyp gjatë formimit të një brezi të lëvizshëm gjeosinklinal.

Në fund të viteve 30 të shekullit tonë, G. Stille dhe M. Kay i ndanë gjeosinklinat në eu- dhe miogjeosinklinat. Eugeosinklinal ("i plotë, real, gjeosinklinal") ata e quajtën zonën e brezit të lëvizshëm, i cili është më i brendshëm në raport me oqeanin dhe dallohej nga vullkanizmi veçanërisht i fuqishëm, i hershëm (ose fillestar) nënujor, përbërje bazë; prania e shkëmbinjve ndërhyrës ultrabazikë (sipas mendimit të tyre); palosje intensive dhe metamorfizëm i fuqishëm. Në të njëjtën kohë, miogeosinklina ("jo një gjeosinklinë e vërtetë") u karakterizua nga një pozicion i jashtëm (në lidhje me oqeanin), kontaktoi platformën, u vendos në një kore të tipit kontinental, depozitat në të ishin më pak të metamorfozuara, vullkanizmi ishte gjithashtu i zhvilluar dobët ose mungon plotësisht, dhe palosja ka ndodhur më vonë se në eugeosinklinal. Një ndarje e tillë e rajoneve gjeosinklinale në rajone eu- dhe miogjeosinklinale shprehet mirë në Urale, Apalachians, Kordilerët e Amerikës së Veriut dhe rajone të tjera të palosur.

Luajti një rol të rëndësishëm shoqata e shkëmbinjve ofiolite, e përhapur në eugjeosinklina të ndryshme. Pjesa e poshtme e seksionit të një shoqate të tillë përbëhet nga shkëmbinj ultrabazikë, shpesh të serpentinizuar - harzburgite, dunite; sipër është i ashtuquajturi kompleks i shtresuar ose kumulativ i gabroidëve dhe amfibolitëve; edhe më i lartë - një kompleks digash paralele, të zëvendësuara nga bazaltet toleitike të jastëkëve të mbivendosur nga rreshpe silicore (Fig. 16.4). Kjo sekuencë është afër seksionit të kores oqeanike. Rëndësia e kësaj ngjashmërie nuk mund të mbivlerësohet. Lidhja e ofiolitit në zonat e palosura, e cila zakonisht ndodh në pllakat mbuluese, është një relike, gjurmë e një ish-pellgu detar (jo domosdoshmërisht një oqean!) me kore të tipit oqeanik. Nga kjo nuk rezulton se oqeani identifikohet me brezin gjeosinklinal. Korja e tipit oqeanik mund të vendosej vetëm në qendër të saj, dhe përgjatë periferisë ishte një sistem kompleks harqet e ishujve, detet margjinale, llogore në det të thellë, etj., dhe vetë korja e tipit oqeanik mund të jetë në dete margjinale. Tkurrja e mëvonshme e hapësirës oqeanike çoi në ngushtimin e rripit të lëvizshëm me disa herë. Korja oqeanike në bazën e zonave eugjeosinklinale mund të jetë e lashtë dhe e sapoformuar, e formuar gjatë ndarjes dhe ndarjes së masave kontinentale.