Le parti più antiche della crosta terrestre. Sezione della crosta terrestre Fasi di formazione della crosta terrestre in Russia

La crosta terrestre in senso scientifico è la parte geologica più alta e più dura del guscio del nostro pianeta.

La ricerca scientifica ci permette di studiarlo a fondo. Ciò è facilitato dalla ripetuta perforazione di pozzi sia nei continenti che sul fondo dell'oceano. La struttura della terra e della crosta terrestre nelle diverse parti del pianeta differisce sia per composizione che per caratteristiche. Il limite superiore della crosta terrestre è il rilievo visibile, mentre il limite inferiore è la zona di separazione dei due ambienti, conosciuta anche come superficie di Mohorovicic. Viene spesso definito semplicemente come il “confine M”. Ha ricevuto questo nome grazie al sismologo croato Mohorovicic A. Per molti anni ha osservato la velocità dei movimenti sismici a seconda del livello di profondità. Nel 1909 stabilì l'esistenza di una differenza tra la crosta terrestre e il mantello caldo della terra. Il confine M si trova al livello dove la velocità delle onde sismiche aumenta da 7,4 a 8,0 km/s.

Composizione chimica della Terra

Studiando i gusci del nostro pianeta, gli scienziati hanno tratto conclusioni interessanti e persino sorprendenti. Le caratteristiche strutturali della crosta terrestre la rendono simile alle stesse aree di Marte e Venere. Più del 90% dei suoi elementi costitutivi sono rappresentati da ossigeno, silicio, ferro, alluminio, calcio, potassio, magnesio e sodio. Combinandosi tra loro in varie combinazioni, formano corpi fisici omogenei: i minerali. Possono essere inclusi nelle rocce in diverse concentrazioni. La struttura della crosta terrestre è molto eterogenea. Pertanto, le rocce in forma generalizzata sono aggregati di composizione chimica più o meno costante. Questi sono corpi geologici indipendenti. Significano un'area chiaramente definita della crosta terrestre, che ha la stessa origine ed età entro i suoi confini.

Rocce per gruppo

1. Igneo. Il nome parla da solo. Derivano dal magma raffreddato che scorre dalle bocche di antichi vulcani. La struttura di queste rocce dipende direttamente dalla velocità di solidificazione della lava. Più è grande, più piccoli sono i cristalli della sostanza. Il granito, ad esempio, si è formato nello spessore della crosta terrestre e il basalto è apparso come risultato del graduale versamento del magma sulla sua superficie. La varietà di tali razze è piuttosto ampia. Osservando la struttura della crosta terrestre, vediamo che è composta per il 60% da minerali ignei.

2. Sedimentario. Si tratta di rocce risultanti dalla progressiva deposizione di frammenti di alcuni minerali sulla terra e sul fondo dell'oceano. Questi possono essere componenti sciolti (sabbia, ciottoli), componenti cementati (arenaria), resti di microrganismi (carbone, calcare) o prodotti di reazioni chimiche (sale di potassio). Costituiscono fino al 75% dell'intera crosta terrestre nei continenti.
Secondo il metodo fisiologico di formazione, le rocce sedimentarie si dividono in:

• Clastico. Questi sono i resti di varie rocce. Sono stati distrutti sotto l'influenza di fattori naturali (terremoto, tifone, tsunami). Questi includono sabbia, ciottoli, ghiaia, pietrisco, argilla.
• Chimico. Si formano gradualmente da soluzioni acquose di alcune sostanze minerali (sale).
• Organico o biogenico. Sono costituiti da resti di animali o piante. Questi sono scisti bituminosi, gas, petrolio, carbone, calcare, fosforiti, gesso.

3. Rocce metamorfiche. Altri componenti possono essere convertiti in essi. Ciò avviene sotto l'influenza di cambiamenti di temperatura, alta pressione, soluzioni o gas. Ad esempio, puoi ottenere il marmo dal calcare, lo gneiss dal granito e la quarzite dalla sabbia.

I minerali e le rocce che l'umanità utilizza attivamente nella sua vita sono chiamati minerali. Quali sono?

Si tratta di formazioni minerali naturali che influenzano la struttura della terra e della crosta terrestre. Possono essere utilizzati in agricoltura e nell'industria, sia nella loro forma naturale che attraverso la lavorazione.

Tipi di minerali utili. La loro classificazione

A seconda del loro stato fisico e aggregazione, i minerali possono essere suddivisi in categorie:

1. Solido (minerale, marmo, carbone).
2. Liquido (acqua minerale, olio).
3. Gassoso (metano).

Caratteristiche dei singoli tipi di minerali

In base alla composizione e alle caratteristiche dell'applicazione, si distinguono:

1. Combustibili (carbone, petrolio, gas).
2. Minerale. Includono metalli radioattivi (radio, uranio) e nobili (argento, oro, platino). Esistono minerali di metalli ferrosi (ferro, manganese, cromo) e non ferrosi (rame, stagno, zinco, alluminio).
3. I minerali non metallici svolgono un ruolo significativo in un concetto come la struttura della crosta terrestre. La loro geografia è vasta. Queste sono rocce non metalliche e non combustibili. Si tratta di materiali da costruzione (sabbia, ghiaia, argilla) e prodotti chimici (zolfo, fosfati, sali di potassio). Una sezione a parte è dedicata alle pietre preziose e ornamentali.

La distribuzione dei minerali sul nostro pianeta dipende direttamente da fattori esterni e modelli geologici.

Pertanto, i minerali combustibili vengono estratti principalmente nei bacini di petrolio, gas e carbone. Sono di origine sedimentaria e si formano sulle coperture sedimentarie delle piattaforme. Petrolio e carbone raramente si trovano insieme.

I minerali minerali corrispondono molto spesso al basamento, alle sporgenze e alle aree piegate delle piastre della piattaforma. In tali luoghi possono creare enormi cinture.

Nucleo

Il guscio terrestre, come è noto, è multistrato. Il nucleo si trova proprio al centro e il suo raggio è di circa 3.500 km. La sua temperatura è molto più alta di quella del Sole ed è di circa 10.000 K. Non sono stati ottenuti dati accurati sulla composizione chimica del nucleo, ma presumibilmente è costituito da nichel e ferro.

Il nucleo esterno è allo stato fuso e ha una potenza ancora maggiore di quello interno. Quest'ultimo è soggetto a un'enorme pressione. Le sostanze che lo compongono si trovano allo stato solido permanente.

Mantello

La geosfera terrestre circonda il nucleo e costituisce circa l'83% dell'intera superficie del nostro pianeta. Il limite inferiore del mantello si trova ad una profondità enorme di quasi 3000 km. Questo guscio è convenzionalmente suddiviso in una parte superiore meno plastica e densa (è da questa che si forma il magma) e in una inferiore cristallina, la cui larghezza è di 2000 chilometri.

Composizione e struttura della crosta terrestre

Per parlare di quali elementi compongono la litosfera, dobbiamo dare alcuni concetti.

La crosta terrestre è il guscio più esterno della litosfera. La sua densità è inferiore alla metà della densità media del pianeta.

La crosta terrestre è separata dal mantello dal confine M, di cui abbiamo già parlato sopra. Poiché i processi che si verificano in entrambe le aree si influenzano reciprocamente, la loro simbiosi è solitamente chiamata litosfera. Significa "guscio di pietra". La sua potenza varia da 50 a 200 chilometri.

Al di sotto della litosfera si trova l'astenosfera, che ha una consistenza meno densa e viscosa. La sua temperatura è di circa 1200 gradi. Una caratteristica unica dell'astenosfera è la capacità di violare i suoi confini e penetrare nella litosfera. È la fonte del vulcanismo. Qui si trovano sacche di magma fuso, che penetra nella crosta terrestre e si riversa in superficie. Studiando questi processi, gli scienziati sono stati in grado di fare molte scoperte sorprendenti. È così che è stata studiata la struttura della crosta terrestre. La litosfera si è formata molte migliaia di anni fa, ma anche adesso si stanno svolgendo processi attivi.

Elementi strutturali della crosta terrestre

Rispetto al mantello e al nucleo, la litosfera è uno strato duro, sottile e molto fragile. È costituito da una combinazione di sostanze nelle quali finora sono stati scoperti più di 90 elementi chimici. Sono distribuiti in modo eterogeneo. Il 98% della massa della crosta terrestre è composta da sette componenti. Questi sono ossigeno, ferro, calcio, alluminio, potassio, sodio e magnesio. Le rocce e i minerali più antichi hanno più di 4,5 miliardi di anni.

Studiando la struttura interna della crosta terrestre si possono identificare diversi minerali.
Un minerale è una sostanza relativamente omogenea che può essere trovata sia all'interno che sulla superficie della litosfera. Questi sono quarzo, gesso, talco, ecc. Le rocce sono costituite da uno o più minerali.

Processi che formano la crosta terrestre

La struttura della crosta oceanica

Questa parte della litosfera è costituita principalmente da rocce basaltiche. La struttura della crosta oceanica non è stata studiata così approfonditamente come quella continentale. La teoria della tettonica a placche spiega che la crosta oceanica è relativamente giovane e le sue porzioni più recenti possono essere datate al tardo Giurassico.
Il suo spessore praticamente non cambia nel tempo, poiché è determinato dalla quantità di fusi rilasciati dal mantello nella zona delle dorsali oceaniche. È significativamente influenzato dalla profondità degli strati sedimentari sul fondo dell'oceano. Nelle zone più estese varia dai 5 ai 10 chilometri. Questo tipo di guscio terrestre appartiene alla litosfera oceanica.

crosta continentale

La litosfera interagisce con l'atmosfera, l'idrosfera e la biosfera. Nel processo di sintesi, formano il guscio più complesso e reattivo della Terra. È nella tettonosfera che si verificano processi che modificano la composizione e la struttura di questi gusci.
La litosfera sulla superficie terrestre non è omogenea. Ha diversi strati.

1. Sedimentario. È formato principalmente da rocce. Qui predominano argille e scisti, ma sono diffuse anche rocce carbonatiche, vulcaniche e sabbiose. Negli strati sedimentari puoi trovare minerali come gas, petrolio e carbone. Sono tutti di origine biologica.
2. Strato di granito. È costituito da rocce ignee e metamorfiche più vicine in natura al granito. Questo strato non si trova ovunque; è più pronunciato nei continenti. Qui la sua profondità può essere di decine di chilometri.
3. Lo strato basaltico è formato da rocce vicine al minerale omonimo. È più denso del granito.

Cambiamenti di profondità e temperatura nella crosta terrestre

Lo strato superficiale è riscaldato dal calore solare. Questo è il guscio eliometrico. Sperimenta fluttuazioni stagionali della temperatura. Lo spessore medio dello strato è di circa 30 m.

Sotto c'è uno strato ancora più sottile e fragile. La sua temperatura è costante e approssimativamente uguale alla temperatura media annuale caratteristica di questa regione del pianeta. A seconda del clima continentale, la profondità di questo strato aumenta.
Ancora più in profondità nella crosta terrestre c'è un altro livello. Questo è uno strato geotermico. La struttura della crosta terrestre ne consente la presenza e la sua temperatura è determinata dal calore interno della Terra e aumenta con la profondità.

L'aumento della temperatura avviene a causa del decadimento delle sostanze radioattive che fanno parte delle rocce. Prima di tutto, questo è il radio e l'uranio.

Gradiente geometrico: l'entità dell'aumento della temperatura dipende dal grado di aumento della profondità degli strati. Questo parametro dipende da vari fattori. La struttura e i tipi della crosta terrestre lo influenzano, così come la composizione delle rocce, il livello e le condizioni della loro presenza.

Il calore della crosta terrestre è un'importante fonte di energia. Il suo studio è molto attuale oggi.

Introduzione…………………………..2

1. Struttura della Terra……………..……….3

2. Composizione della crosta terrestre……………………………...5

3.1. Stato della Terra................................................................................7

3.2.Stato della crosta terrestre……………………………...8

Elenco della letteratura utilizzata……………….………………10

introduzione

La crosta terrestre è il guscio duro esterno della Terra (geosfera). Sotto la crosta si trova il mantello, che differisce per composizione e proprietà fisiche: è più denso e contiene principalmente elementi refrattari. La crosta e il mantello sono separati dal confine Mohorovicic, o Moho in breve, dove si verifica un forte aumento della velocità delle onde sismiche. All'esterno la maggior parte della crosta è ricoperta dall'idrosfera, mentre la parte più piccola è esposta all'atmosfera.

C'è una crosta sulla maggior parte dei pianeti terrestri, sulla Luna e su molti satelliti dei pianeti giganti. Nella maggior parte dei casi è costituito da basalti. La Terra è unica in quanto ha due tipi di crosta: continentale e oceanica.

1. Struttura della Terra

La maggior parte della superficie terrestre (fino al 71%) è occupata dagli oceani. La profondità media dell'Oceano Mondiale è di 3900 M. L'esistenza di rocce sedimentarie la cui età supera i 3,5 miliardi di anni serve come prova dell'esistenza di vasti specchi d'acqua sulla Terra già in quel lontano periodo. Nei continenti moderni, le pianure sono più comuni, principalmente basse, e le montagne, soprattutto quelle alte, occupano una piccola parte della superficie del pianeta, così come le depressioni marine profonde sul fondo degli oceani. La forma della Terra, come è noto, è prossima a quella sferica, ma con misurazioni più dettagliate risulta molto complessa, anche se la delineamo con una superficie oceanica piana (non distorta dalle maree, dai venti, dalle correnti) e la continuazione condizionale di questa superficie sotto i continenti. Le irregolarità sono mantenute dalla distribuzione non uniforme della massa all'interno della Terra.

Una delle caratteristiche della Terra è il suo campo magnetico, grazie al quale possiamo usare una bussola. Il polo magnetico terrestre, da cui è attratta l'estremità nord dell'ago della bussola, non coincide con il Polo Nord geografico. Sotto l'influenza del vento solare, il campo magnetico terrestre viene distorto e acquisisce una “scia” nella direzione del Sole, che si estende per centinaia di migliaia di chilometri.

La struttura interna della Terra viene giudicata innanzitutto dalle caratteristiche del passaggio delle vibrazioni meccaniche attraverso i vari strati della Terra che si verificano durante i terremoti o le esplosioni. Informazioni preziose vengono fornite anche dalle misurazioni dell'entità del flusso di calore che emerge dalle profondità, dai risultati delle determinazioni della massa totale, del momento di inerzia e della compressione polare del nostro pianeta. La massa della Terra si trova dalle misurazioni sperimentali della costante fisica di gravità e dell'accelerazione di gravità. Per la massa della Terra, il valore ottenuto è 5.967 1024 kg. Sulla base di un intero complesso di ricerche scientifiche, è stato costruito un modello della struttura interna della Terra.

Il guscio solido della Terra è la litosfera. Può essere paragonato ad un guscio che ricopre l'intera superficie della Terra. Ma questo "guscio" sembra essersi spezzato in pezzi ed è costituito da diverse grandi placche litosferiche, che si muovono lentamente l'una rispetto all'altra. La stragrande maggioranza dei terremoti si concentra lungo i loro confini. Lo strato superiore della litosfera è la crosta terrestre, i cui minerali sono costituiti principalmente da ossidi di silicio e alluminio, ossidi di ferro e metalli alcalini. La crosta terrestre ha uno spessore disomogeneo: 35-65 km nei continenti e 6-8 km sotto il fondale oceanico. Lo strato superiore della crosta terrestre è costituito da rocce sedimentarie, lo strato inferiore da basalti. Tra di loro c'è uno strato di graniti, caratteristico solo della crosta continentale. Sotto la crosta si trova il cosiddetto mantello, che ha una diversa composizione chimica e una maggiore densità. Il confine tra crosta e mantello è chiamato superficie di Mohorovic. In esso la velocità di propagazione delle onde sismiche aumenta bruscamente. Ad una profondità di 120-250 km sotto i continenti e 60-400 km sotto gli oceani si trova uno strato di mantello chiamato astenosfera. Qui la sostanza è in uno stato prossimo allo scioglimento, la sua viscosità è notevolmente ridotta. Tutte le placche litosferiche sembrano galleggiare in un'astenosfera semiliquida, come banchi di ghiaccio nell'acqua. Le sezioni più spesse della crosta terrestre, così come le aree costituite da rocce meno dense, si sollevano rispetto ad altre sezioni della crosta. Allo stesso tempo, un carico aggiuntivo su una sezione della crosta, dovuto ad esempio all'accumulo di uno spesso strato di ghiaccio continentale, come accade in Antartide, porta ad un graduale cedimento della sezione. Questo fenomeno è chiamato equalizzazione isostatica. Al di sotto dell'astenosfera, a partire da una profondità di circa 410 km, l'“impacchettamento” degli atomi nei cristalli minerali si compatta sotto l'influenza dell'alta pressione. La brusca transizione è stata scoperta mediante metodi di ricerca sismica ad una profondità di circa 2920 km. È qui che inizia il nucleo terrestre, o, più precisamente, il nucleo esterno, poiché al suo centro ce n'è un altro: il nucleo interno, il cui raggio è di 1250 km. Il nucleo esterno è ovviamente allo stato liquido, poiché le onde trasversali, che non si propagano nel liquido, non lo attraversano. L'origine del campo magnetico terrestre è associata all'esistenza di un nucleo esterno liquido. Il nucleo interno sembra essere solido. Al limite inferiore del mantello la pressione raggiunge i 130 GPa, la temperatura non supera i 5.000 K. Nel centro della Terra la temperatura può superare i 10.000 K.

2. Composizione della crosta terrestre

La crosta terrestre è costituita da diversi strati, il cui spessore e struttura variano all'interno degli oceani e dei continenti. A questo proposito si distinguono i tipi oceanici, continentali e intermedi della crosta terrestre, che verranno descritti ulteriormente.

In base alla loro composizione, la crosta terrestre è solitamente divisa in tre strati: sedimentario, granitico e basaltico.

Lo strato sedimentario è composto da rocce sedimentarie, che sono il prodotto della distruzione e rideposizione del materiale degli strati inferiori. Sebbene questo strato ricopra l'intera superficie della Terra, in alcuni punti è così sottile che si può praticamente parlare di discontinuità. Allo stesso tempo, a volte raggiunge una potenza di diversi chilometri.

Lo strato granitico è composto principalmente da rocce ignee formatesi a seguito della solidificazione del magma fuso, tra le quali predominano varietà ricche di silice (rocce acide). Questo strato, che nei continenti raggiunge uno spessore di 15-20 km, è molto ridotto sotto gli oceani e può anche essere del tutto assente.

Anche lo strato basaltico è composto da materiale igneo, ma è più povero di silice (rocce basiche) e ha un peso specifico più elevato. Questo strato si sviluppa alla base della crosta terrestre in tutte le zone del globo.

La tipologia continentale della crosta terrestre è caratterizzata dalla presenza di tutti e tre gli strati ed è molto più spessa di quella oceanica.

La crosta terrestre è il principale oggetto di studio della geologia. La crosta terrestre è costituita da una gamma molto diversificata di rocce, costituite da minerali altrettanto diversi. Quando si studia una roccia, si esamina innanzitutto la sua composizione chimica e mineralogica. Questo però non basta per comprendere appieno la roccia. Rocce di diversa origine e, di conseguenza, diverse condizioni di presenza e distribuzione possono avere la stessa composizione chimica e mineralogica.

Per struttura di una roccia si intende la dimensione, la composizione e la forma delle particelle minerali che la compongono e la natura della loro connessione tra loro. Si distinguono diversi tipi di strutture a seconda che la roccia sia composta da cristalli o da una sostanza amorfa, quale sia la dimensione dei cristalli (nella roccia sono compresi cristalli interi o frammenti di essi), quale sia il grado di rotondità dei frammenti , se i grani minerali che formano la roccia sono completamente estranei tra loro o sono saldati insieme con una sorta di sostanza cementante, fusi direttamente tra loro, germogliati l'uno con l'altro, ecc.

La struttura si riferisce alla disposizione relativa dei componenti che compongono la roccia o al modo in cui riempiono lo spazio occupato dalla roccia. Esempi di tessitura possono essere: stratificata, quando la roccia è costituita da strati alternati di diversa composizione e struttura, scistosa, quando la roccia si frantuma facilmente in piastrelle sottili, massiccia, porosa, solida, piena di bolle, ecc.

La forma in cui si trovano le rocce si riferisce alla forma dei corpi che formano nella crosta terrestre. Per alcune rocce questi sono strati, cioè corpi relativamente sottili delimitati da superfici parallele; per gli altri: nuclei, aste, ecc.

La classificazione delle rocce si basa sulla loro genesi, cioè metodo di provenienza. Esistono tre grandi gruppi di rocce: ignee o ignee, sedimentarie e metamorfiche.

Le rocce ignee si formano durante la solidificazione dei fusi di silicato situati nelle profondità della crosta terrestre sotto alta pressione. Queste fusioni sono chiamate magma (dalla parola greca che significa "unguento"). In alcuni casi il magma penetra nello spessore delle rocce sottostanti e solidifica a maggiore o minore profondità, in altri si solidifica riversandosi sulla superficie terrestre sotto forma di lava.

Le rocce sedimentarie si formano a seguito della distruzione di rocce preesistenti sulla superficie terrestre e della successiva deposizione e accumulo dei prodotti di tale distruzione.

Le rocce metamorfiche sono il risultato del metamorfismo, cioè trasformazione di rocce ignee e sedimentarie preesistenti sotto l'influenza di un forte aumento della temperatura, un aumento o un cambiamento nella natura della pressione (passaggio dalla pressione di confinamento alla pressione orientata), nonché sotto l'influenza di altri fattori.

3.1. Stato della Terra

La condizione della terra è caratterizzata da temperatura, umidità, struttura fisica e composizione chimica. Le attività umane e il funzionamento della flora e della fauna possono migliorare o peggiorare lo stato della terra. I principali processi di impatto sul territorio sono: ritiro irreversibile dalle attività agricole; sequestro temporaneo; impatto meccanico; aggiunta di elementi chimici e organici; coinvolgimento di ulteriori territori in attività agricole (drenaggio, irrigazione, disboscamento, bonifica); riscaldamento; auto rinnovo.

Litosfera. La crosta terrestre. 4,5 miliardi di anni fa, la Terra era una palla composta solo da gas. A poco a poco, i metalli pesanti come ferro e nichel sprofondarono al centro e divennero più densi. Rocce leggere e minerali galleggiarono in superficie, raffreddati e solidificati.

Struttura interna della Terra.

È consuetudine dividere il corpo della Terra in tre parti principali - litosfera(la crosta terrestre), mantello E nucleo.

Il nucleo è il centro della Terra , il cui raggio medio è di circa 3500 km (16,2% del volume terrestre). Si ritiene che sia costituito da ferro mescolato con silicio e nichel. La parte esterna del nucleo è allo stato fuso (5000°C), la parte interna è apparentemente solida (sottonucleo). Il movimento della materia nel nucleo crea un campo magnetico sulla Terra che protegge il pianeta dalle radiazioni cosmiche.

Il nucleo viene sostituito mantello , che si estende per quasi 3000 km (l'83% del volume terrestre). Si ritiene che sia duro, ma allo stesso tempo plastico e caldo. Il mantello è composto da tre strati: Strato di Golitsyn, strato di Guttenberg e substrato. La parte superiore del mantello, detta magma , contiene uno strato con viscosità, densità e durezza ridotte: l'astenosfera, su cui sono bilanciate le sezioni della superficie terrestre. Il confine tra mantello e nucleo è chiamato strato di Guttenberg.

Litosfera

Litosfera – il guscio superiore della Terra “solida”, compresa la crosta terrestre e la parte superiore del sottostante mantello superiore della Terra.

la crosta terrestre – il guscio superiore della Terra “solida”. Lo spessore della crosta terrestre varia da 5 km (sotto gli oceani) a 75 km (sotto i continenti). La crosta terrestre è eterogenea. Distingue 3 strati – sedimentario, granito, basalto. Gli strati di granito e basalto sono così chiamati perché contengono rocce simili nelle proprietà fisiche al granito e al basalto.

Composto crosta terrestre: ossigeno (49%), silicio (26%), alluminio (7%), ferro (5%), calcio (4%); i minerali più comuni sono il feldspato e il quarzo. Si chiama il confine tra la crosta terrestre e il mantello Superficie Moho .

Distinguere continentale E oceanico la crosta terrestre. Oceanico diverso da continentale (continente) assenza di strato di granito e significativamente meno potente (da 5 a 10 km). Spessore continentale crosta in pianura è di 35-45 km, in montagna 70-80 km. Al confine dei continenti e degli oceani, nelle aree delle isole, lo spessore della crosta terrestre è di 15-30 km, lo strato di granito si pizzica.

Indica la posizione degli strati nella crosta continentale momenti diversi della sua formazione . Lo strato basaltico è il più antico, più giovane dello strato granitico, e il più giovane è lo strato sedimentario superiore, che si sta sviluppando ancora oggi. Ogni strato di crosta si è formato in un lungo periodo di tempo geologico.

Placche litosferiche

La crosta terrestre è in costante movimento. La prima ipotesi su deriva dei continenti(cioè movimento orizzontale della crosta terrestre) proposto all'inizio del XX secolo A. Wegener. Creato sulla sua base teoria delle piastre . Secondo questa teoria, la litosfera non è un monolite, ma è costituita da sette placche grandi e diverse più piccole che "galleggiano" sull'astenosfera. Le aree di confine tra le placche litosferiche vengono chiamate cinture sismiche - queste sono le zone più “irrequiete” del pianeta.

La crosta terrestre è divisa in aree stabili e aree mobili.

Aree stabili della crosta terrestre - piattaforme- si formano sul sito di geosincline che hanno perso mobilità. La piattaforma è costituita da un basamento cristallino e da una copertura sedimentaria. A seconda dell'età della fondazione, si distinguono piattaforme antiche (Precambriano) e giovani (Paleozoico, Mesozoico). Alla base di tutti i continenti si trovano antiche piattaforme.

Le aree mobili e altamente sezionate della superficie terrestre sono chiamate geosincline ( aree piegate ). Nel loro sviluppo ci sono due fasi : nella prima fase la crosta terrestre subisce un cedimento, le rocce sedimentarie si accumulano e metamorfosano. Quindi la crosta terrestre inizia a sollevarsi e le rocce vengono frantumate in pieghe. Ci sono state diverse epoche di intensa costruzione di montagne sulla Terra: Baikal, Caledoniano, Ercinico, Mesozoico, Cenozoico. In base a ciò, si distinguono varie aree di piegatura.

la crosta terrestre costituisce il guscio più superficiale della Terra solida e ricopre il pianeta con uno strato quasi continuo, variando il suo spessore da 0 in alcune aree delle dorsali oceaniche e delle faglie oceaniche a 70-75 km sotto strutture di alta montagna (Khain, Lomise, 1995 ). Lo spessore della crosta nei continenti, determinato dall'aumento della velocità di passaggio delle onde sismiche longitudinali fino a 8-8,2 km/s ( Confine di Mohorovicic, O Confine Moho), raggiunge i 30-75 km, e nelle depressioni oceaniche 5-15 km. Primo tipo di crosta terrestre Fu chiamato oceanico,secondo- continentale.

Crosta oceanica occupa il 56% della superficie terrestre e ha uno spessore ridotto - 5–6 km. La sua struttura è composta da tre strati (Khain e Lomise, 1995).

Primo, O sedimentario, uno strato spesso non più di 1 km si trova nella parte centrale degli oceani e raggiunge uno spessore di 10–15 km alla loro periferia. È completamente assente nelle zone assiali delle dorsali oceaniche. La composizione dello strato comprende sedimenti pelagici di profondità argillosi, silicei e carbonatici (Fig. 6.1). I sedimenti carbonatici sono distribuiti non più in profondità della profondità critica dell'accumulo di carbonato. Più vicino al continente appare una mescolanza di materiale clastico portato dalla terra; questi sono i cosiddetti sedimenti emipelagici. La velocità di propagazione delle onde sismiche longitudinali qui è di 2–5 km/s. L'età dei sedimenti in questo strato non supera i 180 milioni di anni.

Secondo strato nella sua parte principale superiore (2A) è composto da basalti con rari e sottili intercalari pelagici

Riso. 6.1. Sezione della litosfera degli oceani in confronto con la sezione media degli alloctoni ofiolitici. Di seguito è riportato un modello per la formazione delle principali unità della sezione nella zona di espansione oceanica (Khain e Lomise, 1995). Legenda: 1 –

sedimenti pelagici; 2 – basalti eruttati; 3 – complesso di dicchi paralleli (doleriti); 4 – gabbri e gabbro-doleriti superiori (non stratificati); 5, 6 – complesso stratificato (cumula): 5 – gabbroidi, 6 – ultrabasiti; 7 – peridotiti tettonizzate; 8 – aureola metamorfica basale; 9 – cambiamento del magma basaltico I–IV – cambiamento successivo delle condizioni di cristallizzazione nella camera con la distanza dall’asse di diffusione

precipitazioni iche; i basalti hanno spesso una caratteristica separazione a cuscino (in sezione trasversale) (lave a cuscino), ma si verificano anche coperture di basalti massicci. Nella parte inferiore del secondo strato (2B) si sviluppano dicchi di dolerite paralleli. Lo spessore totale del 2° strato è di 1,5–2 km e la velocità delle onde sismiche longitudinali è di 4,5–5,5 km/s.

Terzo strato La crosta oceanica è costituita da rocce ignee olocristalline di composizione ultrabasica basica e subordinata. Nella sua parte superiore si sviluppano solitamente rocce di tipo gabbro, mentre nella parte inferiore è costituito un “complesso a fasce” costituito dall'alternanza di gabbro e ultraramafiti. Lo spessore del 3° strato è di 5 km. La velocità delle onde longitudinali in questo strato raggiunge 6–7,5 km/s.

Si ritiene che le rocce del 2° e 3° strato si siano formate contemporaneamente alle rocce del 1° strato.

La crosta oceanica, o meglio la crosta di tipo oceanico, non è limitata nella sua distribuzione al fondale oceanico, ma si sviluppa anche nei bacini profondi dei mari marginali, come il Mar del Giappone, il bacino di Okhotsk meridionale (Curili) del Mar di Okhotsk, delle Filippine, dei Caraibi e molti altri

mari. Inoltre, ci sono seri motivi per sospettare che nelle profonde depressioni dei continenti e nei mari interni e marginali poco profondi come quello di Barents, dove lo spessore della copertura sedimentaria è di 10-12 km o più, essa sia coperta da crosta di tipo oceanico. ; Ciò è evidenziato dalle velocità delle onde sismiche longitudinali dell’ordine di 6,5 km/s.

Si è detto sopra che l'età della crosta degli oceani moderni (e dei mari marginali) non supera i 180 milioni di anni. Tuttavia, all'interno delle cinture ripiegate dei continenti troviamo anche crosta molto più antica, fino al Precambriano inferiore, di tipo oceanico, rappresentata dalla cosiddetta complessi di ofioliti(o semplicemente ofioliti). Questo termine appartiene al geologo tedesco G. Steinmann e fu da lui proposto all'inizio del XX secolo. per designare la caratteristica “triade” di rocce solitamente riunite nelle zone centrali di sistemi ripiegati, vale a dire rocce ultramafiche serpentinizzate (analoghe allo strato 3), gabbro (analoghe allo strato 2B), basalti (analoghe allo strato 2A) e radiolariti (analoghe allo strato 2B). allo strato 1). L'essenza di questa paragenesi delle rocce è stata a lungo interpretata erroneamente; in particolare, gabbri e iperbasiti erano considerati intrusivi e più giovani dei basalti e delle radiolariti. Solo negli anni '60, quando furono ottenute le prime informazioni attendibili sulla composizione della crosta oceanica, divenne ovvio che le ofioliti sono la crosta oceanica del passato geologico. Questa scoperta è stata di fondamentale importanza per una corretta comprensione delle condizioni per l'origine delle cinture mobili della Terra.

Strutture crostali degli oceani

Aree di distribuzione continua crosta oceanica espresso nel rilievo della Terra oceanicodepressioni. All'interno dei bacini oceanici si distinguono due elementi più grandi: piattaforme oceaniche E cinture orogenetiche oceaniche. Piattaforme oceaniche(o tha-lassocratons) nella topografia del fondale hanno l'aspetto di estese pianure abissali o collinari. A cinture orogenetiche oceaniche Queste includono le dorsali oceaniche che hanno un'altezza sopra la pianura circostante fino a 3 km (in alcuni luoghi si innalzano sotto forma di isole sopra il livello dell'oceano). Lungo l'asse della cresta viene spesso tracciata una zona di fratture: stretti graben larghi 12-45 km ad una profondità di 3-5 km, che indicano la predominanza dell'estensione crostale in queste aree. Sono caratterizzati da elevata sismicità, flusso di calore fortemente aumentato e bassa densità del mantello superiore. I dati geofisici e geologici indicano che lo spessore della copertura sedimentaria diminuisce man mano che si avvicina alle zone assiali delle dorsali e la crosta oceanica subisce un notevole sollevamento.

Il prossimo elemento principale della crosta terrestre è zona di transizione tra continente e oceano. Questa è l'area di massima dissezione della superficie terrestre, dove sono presenti archi insulari, caratterizzato da elevata sismicità e moderno vulcanismo andesitico e andesite-basaltico, fosse profonde e depressioni profonde dei mari marginali. Le sorgenti dei terremoti qui formano una zona sismofocale (zona Benioff-Zavaritsky), che si tuffa sotto i continenti. La zona di transizione è la più

chiaramente manifestato nella parte occidentale dell’Oceano Pacifico. È caratterizzato da un tipo intermedio di struttura della crosta terrestre.

crosta continentale(Khain, Lomise, 1995) è distribuito non solo all'interno dei continenti stessi, cioè delle terre emerse, con la possibile eccezione delle depressioni più profonde, ma anche all'interno delle zone di piattaforma dei margini continentali e delle singole aree all'interno dei bacini oceanici-microcontinenti. Tuttavia, l'area totale di sviluppo della crosta continentale è inferiore a quella della crosta oceanica, pari al 41% della superficie terrestre. Lo spessore medio della crosta continentale è di 35-40 km; diminuisce verso i margini dei continenti e all'interno dei microcontinenti e aumenta sotto le strutture montuose fino a 70-75 km.

Nel complesso, crosta continentale, come quella oceanica, ha una struttura a tre strati, ma la composizione degli strati, soprattutto dei due inferiori, differisce notevolmente da quella osservata nella crosta oceanica.

1. strato sedimentario, comunemente chiamata copertura sedimentaria. Il suo spessore varia da zero sugli scudi e sui piccoli sollevamenti delle fondazioni delle piattaforme e delle zone assiali delle strutture piegate fino a 10 e persino 20 km nelle depressioni delle piattaforme, nelle cavità anteriori e intermontane delle catene montuose. È vero, in queste depressioni la crosta sottostante è sedimentata e solitamente chiamata consolidato, potrebbe già essere di natura più vicina a quella oceanica che a quella continentale. La composizione dello strato sedimentario comprende varie rocce sedimentarie di origine prevalentemente continentale o marina poco profonda, meno spesso batiale (sempre all'interno di profonde depressioni), e anche, lontano

non ovunque, coperture e davanzali di rocce ignee basiche che formano campi trappola. La velocità delle onde longitudinali nello strato sedimentario è di 2,0-5,0 km/s con un massimo per le rocce carbonatiche. L'intervallo di età delle rocce sedimentarie di copertura arriva fino a 1,7 miliardi di anni, cioè un ordine di grandezza superiore allo strato sedimentario degli oceani moderni.

2. Strato superiore di crosta consolidata sporge sulla superficie diurna su scudi e schiere di piattaforme e nelle zone assiali di strutture ripiegate; è stato scoperto ad una profondità di 12 km nel pozzo di Kola e ad una profondità molto minore nei pozzi nella regione del Volga-Urali sulla placca russa, sulla placca mediocontinentale degli Stati Uniti e sullo scudo baltico in Svezia. Una miniera d'oro nell'India meridionale è passata attraverso questo strato fino a 3,2 km, in Sud Africa - fino a 3,8 km. Pertanto, la composizione di questo strato, almeno della sua parte superiore, è generalmente ben nota; il ruolo principale nella sua composizione è svolto da vari scisti cristallini, gneiss, anfiboliti e graniti, e quindi è spesso chiamato granito-gneiss. La velocità delle onde longitudinali è di 6,0-6,5 km/s. Nella fondazione di piattaforme giovani, che hanno età Rife-Paleozoica o anche Mesozoica, e in parte nelle zone interne di strutture giovani piegate, lo stesso strato è composto da rocce meno fortemente metamorfosate (facies di scisti verdi invece che di anfiboliti) e contiene meno graniti ; ecco perché viene spesso chiamato qui strato metamorfico del granito, e le velocità longitudinali tipiche in esso sono dell'ordine di 5,5-6,0 km/s. Lo spessore di questo strato crostale raggiunge i 15-20 km sulle piattaforme e i 25-30 km nelle strutture montane.

3. Lo strato inferiore della crosta consolidata. Inizialmente si presumeva che tra i due strati della crosta consolidata esistesse un chiaro confine sismico, chiamato confine Conrad dal nome del suo scopritore, un geofisico tedesco. La perforazione dei pozzi appena citati ha messo in dubbio l'esistenza di un confine così netto; a volte, invece, la sismicità rileva non uno, ma due (K 1 e K 2) confini nella crosta, il che ha dato motivo di distinguere due strati nella crosta inferiore (Fig. 6.2). La composizione delle rocce che compongono la crosta inferiore, come notato, non è sufficientemente conosciuta, poiché non è stata raggiunta da pozzi, ed è esposta frammentariamente in superficie. Basato

Riso. 6.2. Struttura e spessore della crosta continentale (Khain, Lomise, 1995). UN - principali tipologie di sezione secondo i dati sismici: I-II - piattaforme antiche (I - scudi, II

Syneclises), III - scaffali, IV - giovani orogeni. K 1 , K 2 -Superfici di Conrad, superficie di M-Mohorovicic, le velocità sono indicate per le onde longitudinali; B - istogramma della distribuzione dello spessore della crosta continentale; B - profilo di resistenza generalizzato

Considerazioni generali, V.V. Belousov è giunto alla conclusione che la crosta inferiore dovrebbe essere dominata, da un lato, da rocce ad uno stadio di metamorfismo più elevato e, dall'altro, da rocce di composizione più basilare rispetto alla crosta superiore. Ecco perché ha chiamato questo strato corteccia gra-nullite-mafico. L'ipotesi di Belousov è generalmente confermata, sebbene gli affioramenti mostrino che nella composizione della crosta inferiore sono coinvolte non solo granuliti basiche, ma anche acide. Attualmente, la maggior parte dei geofisici distingue la crosta superiore e inferiore su un'altra base, in base alle loro eccellenti proprietà reologiche: la crosta superiore è dura e fragile, la crosta inferiore è plastica. La velocità delle onde longitudinali nella crosta inferiore è di 6,4-7,7 km/s; L'appartenenza alla crosta o al mantello degli strati inferiori di questo strato con velocità superiori a 7,0 km/s è spesso controversa.

Tra i due tipi estremi della crosta terrestre - oceanica e continentale - esistono tipi di transizione. Uno di loro - crosta suboceanica - si è sviluppato lungo le pendici e le colline continentali e, eventualmente, sta sotto il fondo dei bacini di alcuni mari marginali ed interni poco profondi ed estesi. La crosta suboceanica è una crosta continentale assottigliata fino a 15-20 km e penetrata da dicchi e davanzali di rocce ignee basiche.

abbaio È stato scoperto mediante perforazioni in acque profonde all'ingresso del Golfo del Messico ed è stato esposto sulla costa del Mar Rosso. Un altro tipo di corteccia transitoria è subcontinentale- si forma nel caso in cui la crosta oceanica negli archi vulcanici ensimatici si trasforma in continentale, ma non ha ancora raggiunto la piena “maturità”, avendo uno spessore ridotto, inferiore a 25 km e un grado di consolidamento inferiore, che si riflette in velocità delle onde sismiche - non più di 5,0-5,5 km/s nella crosta inferiore.

Alcuni ricercatori identificano come tipi speciali altri due tipi di crosta oceanica, già discussi in precedenza; questa è, in primo luogo, la crosta oceanica dei sollevamenti interni dell'oceano ispessita fino a 25-30 km (Islanda, ecc.) e, in secondo luogo, la crosta di tipo oceanico, "costruita" con uno spessore, fino a 15-20 km, copertura sedimentaria (bacino del Caspio e così via).

Superficie Mohorovicic e composizione del mana superioretii. Il confine tra la crosta e il mantello, solitamente espresso sismicamente in modo abbastanza chiaro da un salto nella velocità delle onde longitudinali da 7,5-7,7 a 7,9-8,2 km/s, è noto come superficie di Mohorovicic (o semplicemente Moho e anche M), denominata superficie Geofisico croato che lo ha stabilito. Negli oceani questo confine corrisponde alla transizione da un complesso fasciato del 3° strato con predominanza di gabbroidi a peridotiti serpentinizzate continue (harzburgiti, lherzoliti), meno spesso dunate, in punti sporgenti sulla superficie del fondo, e nelle rocce di San Paolo nell'Atlantico al largo delle coste del Brasile e sull'o. Zabargad nel Mar Rosso, che emerge dalla superficie

la furia del mare. Le parti superiori del mantello oceanico possono essere osservate in luoghi terrestri come parte dei fondi dei complessi ofiolitici. Il loro spessore in Oman raggiunge gli 8 km, e in Papua Nuova Guinea forse anche i 12 km. Sono composti da peridotiti, principalmente harzburgiti (Khain e Lomise, 1995).

Lo studio delle inclusioni nelle lave e nelle kimberliti dei tubi mostra che sotto i continenti il ​​mantello superiore è composto principalmente da peridotiti, sia qui che sotto gli oceani nella parte superiore si tratta di peridotiti di spinello, e in basso di granato. Ma nel mantello continentale, secondo gli stessi dati, oltre alle peridotiti, sono presenti in quantità minori le eclogiti, cioè rocce basiche profondamente metamorfosate. Le eclogiti possono essere relitti metamorfosati della crosta oceanica, trascinati nel mantello durante il processo di sottoscorrimento di questa crosta (subduzione).

La parte superiore del mantello risulta secondariamente impoverita di una serie di componenti: silice, alcali, uranio, torio, terre rare e altri elementi incoerenti a causa della fusione da essa delle rocce basaltiche della crosta terrestre. Questo mantello “impoverito” (“impoverito”) si estende sotto i continenti a una profondità maggiore (comprendendo tutta o quasi tutta la sua parte litosferica) che sotto gli oceani, cedendo il passo più in profondità al mantello “non impoverito”. La composizione primaria media del mantello dovrebbe essere vicina allo spinello lherzolite o ad un'ipotetica miscela di peridotite e basalto in un rapporto 3:1, così chiamata dallo scienziato australiano A.E. Ringwood pirolite.

A una profondità di circa 400 km inizia un rapido aumento della velocità delle onde sismiche; da qui a 670 km

cancellato Strato Golitsyn, prende il nome dal sismologo russo B.B. Golitsyn. Si distingue anche come mantello medio, o mesosfera - zona di transizione tra il mantello superiore ed inferiore. L'aumento della velocità delle vibrazioni elastiche nello strato Golitsyn è spiegato da un aumento della densità del materiale del mantello di circa il 10% dovuto alla transizione di alcune specie minerali ad altre, con un impaccamento più denso di atomi: olivina in spinello , pirosseno in granato.

Manto inferiore(Hain, Lomise, 1995) inizia ad una profondità di circa 670 km. Il mantello inferiore dovrebbe essere composto principalmente da perovskite (MgSiO 3) e wustite di magnesio (Fe, Mg)O - prodotti di ulteriore alterazione dei minerali che compongono il mantello intermedio. Il nucleo della Terra nella sua parte esterna, secondo la sismologia, è liquido e la parte interna è di nuovo solida. La convezione nel nucleo esterno genera il principale campo magnetico della Terra. La composizione del nucleo è accettata dalla stragrande maggioranza dei geofisici come ferro. Ma ancora una volta, secondo i dati sperimentali, è necessario consentire una certa aggiunta di nichel, così come di zolfo, o ossigeno, o silicio, per spiegare la ridotta densità del nucleo rispetto a quella determinata per il ferro puro.

Secondo i dati della tomografia sismica, superficie del nucleoè irregolare e forma sporgenze e depressioni con un'ampiezza fino a 5-6 km. Al confine tra mantello e nucleo si distingue uno strato di transizione con l'indice D (la crosta è designata dall'indice A, il mantello superiore - B, il medio - C, quello inferiore - D, la parte superiore del mantello inferiore - D"). Lo spessore dello strato D" in alcuni punti raggiunge i 300 km.

Litosfera e astenosfera. A differenza della crosta e del mantello, distinti per dati geologici (per la composizione materiale) e dati sismologici (per il salto di velocità delle onde sismiche al confine di Mohorovicic), la litosfera e l'astenosfera sono concetti puramente fisici, o meglio reologici. La base iniziale per identificare l'astenosfera è un guscio di plastica indebolito. alla base di una litosfera più rigida e fragile, era necessario spiegare il fatto dell'equilibrio isostatico della crosta, scoperto misurando la gravità ai piedi delle strutture montuose. Inizialmente ci si aspettava che tali strutture, specialmente quelle grandiose come l’Himalaya, avrebbero creato un eccesso di gravità. Tuttavia, quando a metà del XIX secolo. sono state effettuate le misurazioni corrispondenti, si è scoperto che tale attrazione non è stata osservata. Di conseguenza, anche grandi irregolarità nel rilievo della superficie terrestre vengono in qualche modo compensate, equilibrate in profondità in modo che a livello della superficie terrestre non si verifichino deviazioni significative dai valori medi di gravità. Pertanto, i ricercatori sono giunti alla conclusione che esiste una tendenza generale della crosta terrestre ad equilibrarsi a scapito del mantello; questo fenomeno si chiama isostasia(Hain, Lomise, 1995) .

Esistono due modi per implementare l'isostasia. La prima è che le montagne hanno radici immerse nel mantello, cioè l'isostasia è assicurata dalle variazioni dello spessore della crosta terrestre e la superficie inferiore di quest'ultima presenta un rilievo opposto a quello della superficie terrestre; questa è l'ipotesi dell'astronomo inglese J. Airy

(Fig. 6.3). Su scala regionale, ciò è generalmente giustificato, poiché le strutture montuose hanno in realtà una crosta più spessa e lo spessore massimo della crosta si osserva nelle zone più elevate (Himalaya, Ande, Hindu Kush, Tien Shan, ecc.). Ma è possibile anche un altro meccanismo per l'implementazione dell'isostasia: le aree di maggiore rilievo dovrebbero essere composte da rocce meno dense, e le aree di minore rilievo dovrebbero essere composte da rocce più dense; Questa è l'ipotesi di un altro scienziato inglese, J. Pratt. In questo caso la base della crosta terrestre può essere addirittura orizzontale. L’equilibrio tra continenti e oceani si ottiene attraverso una combinazione di entrambi i meccanismi: la crosta sotto gli oceani è molto più sottile e notevolmente più densa rispetto a quella sotto i continenti.

La maggior parte della superficie terrestre si trova in uno stato vicino all'equilibrio isostatico. Le maggiori deviazioni dall’isostasia – anomalie isostatiche – si riscontrano negli archi insulari e nelle fosse marine profonde associate.

Affinché il desiderio di equilibrio isostatico sia efficace, cioè sotto carico aggiuntivo, la crosta affonderebbe e quando il carico viene rimosso si solleverebbe, è necessario che ci sia uno strato sufficientemente plastico sotto la crosta, capace di che scorre da aree di maggiore pressione geostatica verso aree di bassa pressione. Fu per questo strato, inizialmente identificato in via ipotetica, che il geologo americano J. Burrell propose il nome astenosfera, che significa “guscio debole”. Questa ipotesi fu confermata solo molto più tardi, negli anni '60, in occasione di un terremoto

Riso. 6.3. Schemi di equilibrio isostatico della crosta terrestre:

UN - di J. Erie, B - di J. Pratt (Khain, Koronovsky, 1995)

logs (B. Gutenberg) hanno scoperto l'esistenza ad una certa profondità sotto la crosta di una zona di diminuzione o assenza di aumento, naturale con un aumento di pressione, della velocità delle onde sismiche. Successivamente apparve un altro metodo per stabilire l'astenosfera: il metodo del sondaggio magnetotellurico, in cui l'astenosfera si manifesta come una zona di ridotta resistenza elettrica. Inoltre, i sismologi hanno identificato un altro segno dell'astenosfera: una maggiore attenuazione delle onde sismiche.

Anche l'astenosfera gioca un ruolo di primo piano nei movimenti della litosfera. Il flusso di materia astenosferica trasporta le placche litosferiche e ne provoca i movimenti orizzontali. L'innalzamento della superficie dell'astenosfera porta all'innalzamento della litosfera e, in casi estremi, alla rottura della sua continuità, alla formazione di una separazione e alla subsidenza. Quest'ultimo porta anche al deflusso dell'astenosfera.

Quindi, dei due gusci che compongono la tettonosfera: l'astenosfera è un elemento attivo e la litosfera è un elemento relativamente passivo. La loro interazione determina la “vita” tettonica e magmatica della crosta terrestre.

Nelle zone assiali delle dorsali oceaniche, in particolare sulla dorsale del Pacifico orientale, la sommità dell'astenosfera si trova a una profondità di soli 3-4 km, cioè la litosfera è limitata solo alla parte superiore della crosta. Man mano che ci si sposta verso la periferia degli oceani, lo spessore della litosfera aumenta a causa

la crosta inferiore, e soprattutto il mantello superiore e può raggiungere gli 80-100 km. Nelle parti centrali dei continenti, soprattutto sotto gli scudi di antiche piattaforme, come quella est europea o quella siberiana, lo spessore della litosfera è già misurato a 150-200 km o più (in Sud Africa 350 km); secondo alcune idee può raggiungere i 400 km, ad es. qui l'intero mantello superiore sopra lo strato di Golitsyn dovrebbe far parte della litosfera.

La difficoltà di rilevare l'astenosfera a profondità superiori a 150-200 km ha sollevato dubbi in alcuni ricercatori sulla sua esistenza al di sotto di tali aree e li ha portati a un'idea alternativa secondo cui l'astenosfera come guscio continuo, cioè la geosfera, non esiste. , ma è presente una serie di “astenolenti” sconnesse" Non possiamo essere d'accordo con questa conclusione, che potrebbe essere importante per la geodinamica, poiché sono queste aree che dimostrano un alto grado di equilibrio isostatico, perché questi includono gli esempi sopra menzionati di aree di glaciazione moderna e antica - Groenlandia, ecc.

Il motivo per cui l'astenosfera non è facile da rilevare ovunque è ovviamente un cambiamento nella sua viscosità lateralmente.

I principali elementi strutturali della crosta continentale

Nei continenti si distinguono due elementi strutturali della crosta terrestre: piattaforme e cinture mobili (Geologia Storica, 1985).

Definizione:piattaforma- una sezione stabile e rigida della crosta continentale, avente forma isometrica e struttura a due piani (Fig. 6.4). Piano strutturale inferiore (primo) – fondotinta cristallino, rappresentato da rocce metamorfizzate altamente dislocate, intruse da intrusioni. Il piano strutturale superiore (secondo) giace dolcemente copertura sedimentaria, debolmente dislocato e non metamorfosato. Vengono chiamate le uscite sulla superficie diurna del piano strutturale inferiore scudo. Vengono chiamate le aree della fondazione coperte da copertura sedimentaria stufa. Lo spessore della copertura sedimentaria della placca è di pochi chilometri.

Esempio: sulla Piattaforma Est Europea ci sono due scudi (ucraino e baltico) e la placca russa.

Strutture del secondo piano della piattaforma (caso) Ci sono negativi (deflessioni, sineclisi) e positivi (anteclisi). Le sineclisi hanno la forma di un piattino e le anteclisi hanno la forma di un piattino rovesciato. Lo spessore dei sedimenti è sempre maggiore sulla sineclisi e minore sull'anteclisi. Le dimensioni di queste strutture in diametro possono raggiungere centinaia o qualche migliaio di chilometri, e la caduta degli strati sulle ali è solitamente di pochi metri per 1 km. Esistono due definizioni di queste strutture.

Definizione: la sineclisi è una struttura geologica, la cui caduta degli strati è diretta dalla periferia al centro. L'anteclise è una struttura geologica, la cui caduta degli strati è diretta dal centro verso la periferia.

Definizione: sineclisi - una struttura geologica nel nucleo della quale emergono sedimenti più giovani e lungo i bordi

Riso. 6.4. Diagramma della struttura della piattaforma. 1 - fondotinta piegato; 2 - custodia con piattaforma; 3 faglie (Geologia Storica, 1985)

- più antico. L'anteclide è una struttura geologica, nel nucleo della quale emergono sedimenti più antichi e ai bordi quelli più giovani.

Definizione: la depressione è un corpo geologico allungato (allungato) che ha una forma concava in sezione trasversale.

Esempio: sul piatto russo spiccano la piattaforma dell’Europa dell’Est anteclisi(Bielorusso, Voronezh, Volga-Ural, ecc.), sineclisi(Mosca, Caspio, ecc.) e depressioni (Ulyanovsk-Saratov, Transnistria-Mar Nero, ecc.).

C'è una struttura degli orizzonti inferiori della copertura - av-lacogene.

Definizione: aulacogeno: una depressione stretta e allungata che si estende attraverso la piattaforma. Gli aulacogeni si trovano nella parte inferiore del pavimento strutturale superiore (copertura) e possono raggiungere una lunghezza fino a centinaia di chilometri e una larghezza di decine di chilometri. Gli aulacogeni si formano in condizioni di estensione orizzontale. In essi si accumulano spessi strati di sedimenti, che possono essere frantumati in pieghe e sono simili nella composizione alle formazioni di miogeosincline. Nella parte inferiore della sezione sono presenti i basalti.

Esempio: Aulacogeno di Pachelma (Ryazan-Saratov), ​​aulacogeno del Dnepr-Donets della placca russa.

Storia dello sviluppo delle piattaforme. La storia dello sviluppo può essere divisa in tre fasi. Primo– geosinclinale, su cui avviene la formazione dell’elemento strutturale inferiore (primo) (fondazione). Secondo- aulacogenico, sul quale, a seconda del clima, si verifica l'accumulo

sedimenti di colore rosso, grigio o contenenti carbonio negli av-lacogenes. Terzo– solaio, sul quale avviene la sedimentazione su una vasta area e si forma il solaio strutturale superiore (secondo) (lastra).

Il processo di accumulo delle precipitazioni avviene solitamente ciclicamente. Si accumula per primo trasgressivo marittimo terrigeno formazione, quindi - carbonato formazione (massima trasgressione, Tabella 6.1). Durante la regressione in condizioni climatiche aride, fiori rossi contenenti sale formazione e in condizioni di clima umido - paralitico contenenti carbone formazione. Alla fine del ciclo di sedimentazione si formano i sedimenti continentale formazioni. In qualsiasi momento la fase può essere interrotta dalla formazione di una formazione di trappole.

Tabella 6.1. Sequenza di accumulo della soletta

formazioni e loro caratteristiche.

Fine della tabella 6.1.

Per nastri mobili (aree piegate) caratteristica:

linearità dei loro contorni;

l'enorme spessore dei sedimenti accumulati (fino a 15-25 km);

consistenza composizione e spessore di questi depositi lungo lo sciopero area piegata e cambiamenti improvvisi durante il suo colpo;

presenza di particolari formazioni- complessi rocciosi formati in determinate fasi di sviluppo di queste aree ( ardesia, flysch, spilito-cheratofirico, melassa e altre formazioni);

intenso magmatismo effusivo ed intrusivo (particolarmente caratteristici sono le grandi intrusioni-batoliti granitici);

forte metamorfismo regionale;

7) forte piegatura, abbondanza di difetti, inclusi

spinte che indicano la dominanza della compressione. Aree piegate (cinture) sorgono al posto delle aree geosinclinali (cinture).

Definizione: geosinclinale(Fig. 6.5) - una regione mobile della crosta terrestre, in cui inizialmente si accumularono spessi strati sedimentari e vulcanogeni, poi furono schiacciati in pieghe complesse, accompagnate dalla formazione di faglie, dall'introduzione di intrusioni e metamorfismo. Ci sono due fasi nello sviluppo di una geosinclinale.

Primo stadio(in realtà geosinclinale) caratterizzato da una predominanza di subsidenza. Elevato tasso di precipitazione in una geosinclinale - questo è conseguenza dello stiramento della crosta terrestre e la sua deviazione. IN primo tempo primofasi Solitamente si accumulano sedimenti sabbiosi-argillosi e argillosi (per metamorfismo si formano poi scisti neri argillosi, rilasciati in ardesia formazione) e calcari. La subduzione può essere accompagnata da rotture attraverso le quali il magma mafico risale ed erutta in condizioni sottomarine. Le rocce risultanti dopo il metamorfismo, insieme alle formazioni subvulcaniche che le accompagnano, danno spilite-cheratofirico formazione. Allo stesso tempo si formano solitamente rocce silicee e diaspro.

oceanico

Riso. 6.5. Schema della struttura geosync

linali su una sezione trasversale schematica dell'Arco della Sonda in Indonesia (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991). Legenda: 1 – sedimenti e rocce sedimentarie; 2 – vulcano-

razze nic; 3 – rocce conti-metamorfiche del basamento

Formazioni specificate accumularsi contemporaneamente, Ma in diverse aree. Accumulo spilito-cheratofirico la formazione di solito avviene nella parte interna della geosinclinale - in eugeosincline. Per eugeo-sinclinali Caratterizzato dalla formazione di spessi strati vulcanogeni, generalmente di composizione basica, e dall'introduzione di intrusioni di rocce gabbro, diabase e ultrabasiche. Nella parte marginale della geosinclinale, lungo il suo confine con la piattaforma, si trovano solitamente miogeosincline. Qui si accumulano prevalentemente strati terrigeni e carbonatici; Non sono presenti rocce vulcaniche e le intrusioni non sono tipiche.

Nella prima metà della prima fase La maggior parte della geosinclinale lo è mare con significativoprofondità. Lo testimoniano la fine granularità dei sedimenti e la rarità dei reperti faunistici (prevalentemente necton e plancton).

A metà della prima fase a causa dei diversi tassi di subsidenza, si formano aree in diverse parti della geosinclinale aumento relativo(intrageoantico-linali) E relativa discesa(intrageosincline). In questo momento può verificarsi l'intrusione di piccole intrusioni di plagiograniti.

In seconda metà della prima fase Come risultato della comparsa di sollevamenti interni, il mare nella geosinclinale diventa meno profondo. ora questo arcipelago, separati da stretti. A causa del fondale basso, il mare avanza sulle piattaforme adiacenti. I calcari, spessi strati sabbiosi-argillosi costruiti ritmicamente, si accumulano nella geosinclinale, formandosi flysch per-216

informazione; si ha un'effusione di lave di composizione intermedia che compongono porfirico formazione.

A fine della prima fase le intrageosincline scompaiono, le intrageoanticlinali si fondono in un unico sollevamento centrale. Questa è un'inversione generale; lei corrisponde fase principale della piegatura in una geosinclinale. La piegatura è solitamente accompagnata dall'intrusione di grandi intrusioni granitiche sinorogeniche (simultanee alla piegatura). Le rocce vengono frantumate in pieghe, spesso complicate da spinte. Tutto ciò provoca il metamorfismo regionale. Al posto delle intrageosincline sorgono sincliniorio- strutture complesse di tipo sinclinale e al posto delle intrageoanticlinali - anticlinoria. La geosinclinale “si chiude”, trasformandosi in un'area piegata.

Nella struttura e nello sviluppo di una geosinclinale, un ruolo molto importante spetta a colpe profonde - rotture di lunga durata che tagliano l'intera crosta terrestre e penetrano nel mantello superiore. Le faglie profonde determinano i contorni delle geosinclinali, il loro magmatismo e la divisione della geosinclinale in zone strutturali-facciali che differiscono nella composizione dei sedimenti, nel loro spessore, nel magmatismo e nella natura delle strutture. All'interno di una geosinclinale qualche volta si distinguono massicci medi, limitato da profonde faglie. Si tratta di blocchi di piegatura più antica, composti da rocce provenienti dalla fondazione su cui si è formata la geosinclinale. In termini di composizione dei sedimenti e del loro spessore, i massicci medi sono simili alle piattaforme, ma si distinguono per un forte magmatismo e piegamento delle rocce, principalmente lungo i bordi del massiccio.

La seconda fase dello sviluppo geosincline chiamato orogenico ed è caratterizzato da una predominanza di sollevamenti. La sedimentazione avviene in aree limitate lungo la periferia del sollevamento centrale deflessioni marginali, che si formano lungo il confine della geosinclinale e della piattaforma e si sovrappongono parzialmente alla piattaforma, così come nelle depressioni intermontane che talvolta si formano all'interno del sollevamento centrale. La fonte dei sedimenti è la distruzione dell'altura centrale in costante aumento. Primo temposeconda fase tale rialzo ha probabilmente una topografia collinare; quando viene distrutto si accumulano, formando sedimenti marini e talvolta lagunari melassa inferiore formazione. A seconda delle condizioni climatiche, questo può essere paralico carbonifero O salato spessore. Allo stesso tempo, di solito si verifica l'introduzione di grandi intrusioni granitiche - batoliti.

Nella seconda metà della tappa la velocità di sollevamento del sollevamento centrale aumenta bruscamente, che è accompagnata dalle sue spaccature e dal collasso delle singole sezioni. Questo fenomeno è spiegato dal fatto che, a seguito del piegamento, del metamorfismo e dell'introduzione di intrusioni, la regione piegata (non più una geosinclinale!) diventa rigida e reagisce al sollevamento in corso con dei rift. Il mare sta abbandonando questa zona. Come risultato della distruzione del sollevamento centrale, che a quel tempo era un paese montuoso, si accumulano strati clastici grossolani continentali, formando melassa superiore formazione. La frattura della parte arcuata del sollevamento è accompagnata da vulcanismo del suolo; di solito si tratta di lave di composizione acida, che, insieme a

danno formazioni subvulcaniche porfido formazione. Ad esso si associano fessure alcaline e piccole intrusioni acide. Pertanto, a seguito dello sviluppo della geosinclinale, lo spessore della crosta continentale aumenta.

Alla fine della seconda fase, l'area montuosa piegata sorta sul sito della geosinclinale viene distrutta, il territorio si livella gradualmente e diventa una piattaforma. La geosinclinale si trasforma da area di accumulo di sedimenti in area di distruzione, da territorio mobile a territorio sedentario, rigido, livellato. Pertanto, la gamma di movimenti sulla piattaforma è ridotta. Solitamente qui il mare, anche poco profondo, ricopre vaste aree. Questo territorio non subisce più una subsidenza così forte come prima, quindi lo spessore dei sedimenti è molto inferiore (in media 2-3 km). La subsidenza si interrompe ripetutamente, per cui si osservano frequenti interruzioni della sedimentazione; poi si possono formare croste di disfacimento. Non ci sono sollevamenti energetici accompagnati da piegamenti. Pertanto, i sedimenti sottili appena formati, solitamente di acque poco profonde, sulla piattaforma non vengono metamorfizzati e giacciono orizzontalmente o leggermente inclinati. Le rocce ignee sono rare e sono solitamente rappresentate da effusioni terrestri di lave basaltiche.

Oltre al modello geosinclinale, esiste un modello di tettonica a placche litosferiche.

Modello della tettonica a placche

Tettonica delle placche(Structural Geology and Plate Tectonics, 1991) è un modello creato per spiegare il modello osservato di distribuzione delle deformazioni e della sismicità nel guscio esterno della Terra. Si basa su estesi dati geofisici acquisiti negli anni '50 e '60. I fondamenti teorici della tettonica a placche si basano su due premesse.

Lo strato più esterno della Terra, chiamato litosfera, si trova direttamente su un livello chiamato ACtenosfera, che è meno durevole della litosfera.

La litosfera è divisa in una serie di segmenti rigidi, o placche (Fig. 6.6), che si muovono costantemente l'uno rispetto all'altro e anche la cui superficie cambia costantemente. La maggior parte dei processi tettonici con intensi scambi energetici operano ai confini tra le placche.

Sebbene lo spessore della litosfera non possa essere misurato con grande precisione, i ricercatori concordano che all'interno delle placche varia da 70-80 km sotto gli oceani a un massimo di oltre 200 km sotto alcune parti dei continenti, con una media di circa 100 km. L'astenosfera sottostante la litosfera si estende fino ad una profondità di circa 700 km (la profondità massima per la distribuzione delle sorgenti dei terremoti profondi). La sua forza aumenta con la profondità e alcuni sismologi ritengono che il suo limite inferiore sia

Riso. 6.6. Le placche litosferiche della Terra e i loro confini attivi. Le doppie linee indicano confini divergenti (assi di diffusione); linee con denti - grani convergenti P.PIT

linee singole - faglie trasformi (faglie di scorrimento); le aree della crosta continentale soggette a fagliazione attiva sono punteggiate (Geologia strutturale e tettonica a placche, 1991)

Tsa si trova ad una profondità di 400 km e coincide con un leggero cambiamento dei parametri fisici.

Confini tra le piastre si dividono in tre tipologie:

divergente;

convergente;

trasformare (con spostamenti lungo lo sciopero).

Ai margini divergenti delle placche, rappresentati principalmente da rift, si verifica la nuova formazione della litosfera, che porta all'espansione del fondale oceanico (spreading). Ai confini delle placche convergenti, la litosfera è immersa nell'astenosfera, cioè viene assorbita. Ai confini della trasformazione, due placche litosferiche scivolano l'una rispetto all'altra e su di esse non viene né creata né distrutta la materia della litosfera .

Tutte le placche litosferiche si muovono continuamente l'una rispetto all'altra. Si presuppone che l'area totale di tutte le lastre rimanga costante per un periodo di tempo significativo. A una distanza sufficiente dai bordi delle piastre, le deformazioni orizzontali al loro interno sono insignificanti, il che consente di considerare le piastre rigide. Poiché gli spostamenti lungo le faglie trasformi si verificano lungo la loro incidenza, il movimento delle placche dovrebbe essere parallelo alle faglie trasformi moderne. Poiché tutto ciò avviene sulla superficie di una sfera, secondo il teorema di Eulero, ciascuna sezione della piastra descrive una traiettoria equivalente alla rotazione sulla superficie sferica della Terra. Per il movimento relativo di ciascuna coppia di piastre in un dato momento, è possibile determinare un asse, o polo di rotazione. Mentre ti allontani da questo palo (fino all'angolo

distanza di 90°), le velocità di diffusione aumentano naturalmente, ma la velocità angolare di ogni coppia di piastre rispetto al polo di rotazione è costante. Notiamo anche che, geometricamente, i poli di rotazione sono unici per ogni coppia di placche e non sono in alcun modo collegati al polo di rotazione della Terra come pianeta.

La tettonica a placche è un modello efficace dei processi crostali perché si adatta bene ai dati osservativi noti, fornisce spiegazioni eleganti per fenomeni precedentemente non correlati e apre possibilità di previsione.

Ciclo Wilson(Geologia strutturale e tettonica a placche, 1991). Nel 1966, il professor Wilson dell'Università di Toronto pubblicò un articolo in cui sosteneva che la deriva dei continenti si verificò non solo dopo la prima disgregazione mesozoica della Pangea, ma anche in epoca pre-Pangea. Viene ora chiamato il ciclo di apertura e chiusura degli oceani rispetto ai margini continentali adiacenti Ciclo Wilson.

Nella fig. La Figura 6.7 fornisce una spiegazione schematica del concetto di base del ciclo di Wilson nel quadro delle idee sull'evoluzione delle placche litosferiche.

Riso. 6.7, ma rappresenta Inizio del ciclo Wilson– lo stadio iniziale della disgregazione dei continenti e della formazione del margine della placca di accrezione. Noto per essere duro

Riso. 6.7. Schema del ciclo Wilson dello sviluppo degli oceani nel quadro dell'evoluzione delle placche litosferiche (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991)

la litosfera copre una zona più debole e parzialmente fusa dell'astenosfera, il cosiddetto strato a bassa velocità (Figura 6.7, b) . Man mano che i continenti continuano a separarsi, si sviluppano una fossa tettonica (Fig. 6.7, 6) e un piccolo oceano (Fig. 6.7, c). Queste sono le fasi della prima apertura degli oceani nel ciclo di Wilson.. Il Rift africano e il Mar Rosso sono esempi adatti. Con la continuazione della deriva dei continenti separati, accompagnata dall'accrescimento simmetrico di nuova litosfera sui margini delle placche, i sedimenti della piattaforma si accumulano al confine continente-oceano a causa dell'erosione del continente. Oceano completamente formato(Fig. 6.7, d) con una cresta mediana al confine della placca e una piattaforma continentale sviluppata oceano di tipo Atlantico.

Dalle osservazioni delle fosse oceaniche, dalla loro relazione con la sismicità e dalla ricostruzione da modelli di anomalie magnetiche oceaniche attorno alle fosse, è noto che la litosfera oceanica viene smembrata e subdotta nella mesosfera. Nella fig. 6.7, D mostrato oceano con stufa, che ha margini semplici di accrescimento e assorbimento della litosfera, – questa è la fase iniziale della chiusura degli oceani V Ciclo Wilson. Lo smembramento della litosfera in prossimità del margine continentale porta alla trasformazione di quest'ultimo in un orogeno di tipo andino a seguito di processi tettonici e vulcanici che si verificano al confine delle placche assorbenti. Se questo smembramento avviene ad una distanza considerevole dal margine continentale verso l'oceano, si forma un arco insulare come le isole giapponesi. Assorbimento oceanicolitosfera porta ad un cambiamento nella geometria delle piastre e alla fine

finisce a completa scomparsa del margine della placca di accrezione(Fig. 6.7, f). Durante questo periodo, la piattaforma continentale opposta può continuare ad espandersi, diventando un semi-oceano di tipo Atlantico. Man mano che l'oceano si restringe, il margine continentale opposto viene infine trascinato nella modalità di assorbimento della placca e partecipa allo sviluppo Orogeno accrescitivo di tipo andino. Questa è la fase iniziale della collisione di due continenti (collisioni) . Nella fase successiva, a causa della galleggiabilità della litosfera continentale, l'assorbimento della placca si interrompe. La placca litosferica si rompe al di sotto, sotto un crescente orogeno di tipo himalayano, e avanza stadio orogenico finaleCiclo Wilsoncon una cintura montuosa matura, che rappresenta la giuntura tra i continenti appena uniti. Antipodo Orogeno accrescitivo di tipo andinoÈ Orogeno collisionale di tipo himalayano.

Studenti, dottorandi, giovani scienziati che utilizzano la base di conoscenze nei loro studi e nel loro lavoro ti saranno molto grati.

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Struttura interna della Terra

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I più grandi elementi strutturali della crosta terrestre sono continenti E oceani, caratterizzato dalla sua diversa struttura. Questi elementi strutturali si distinguono per caratteristiche geologiche e geofisiche. Non tutto lo spazio occupato dalle acque oceaniche rappresenta un'unica struttura di tipo oceanico. Vaste aree di piattaforma, come quelle nell'Oceano Artico, hanno crosta continentale. Le differenze tra questi due elementi strutturali più grandi non si limitano al tipo di crosta, ma possono essere rintracciate più in profondità nel mantello superiore, che è costruito in modo diverso sotto i continenti rispetto a sotto gli oceani. Queste differenze coprono l'intera litosfera, soggetta a processi tettonosferici, cioè possono essere rintracciati a una profondità di circa 750 km.

Nei continenti esistono due tipi principali di strutture crostali: calme, stabili - piattaforme e mobili - geosincline. In termini di area di distribuzione, queste strutture sono abbastanza comparabili. La differenza si osserva nel tasso di accumulo e nell'entità del gradiente di variazione dello spessore: le piattaforme sono caratterizzate da un cambiamento graduale e graduale dello spessore e le geosincline sono caratterizzate da un cambiamento brusco e rapido. Le rocce ignee e intrusive sono rare sulle piattaforme; sono abbondanti nelle geosincline. Nelle geosincline sono sottostanti formazioni di sedimenti flysch. Si tratta di depositi terrigeni di acque profonde ritmicamente multistrato formati durante il rapido cedimento di una struttura geosinclinale. Alla fine dello sviluppo, le aree geosinclinali subiscono un ripiegamento e si trasformano in strutture montane. Successivamente, queste strutture montuose subiscono una fase di distruzione e una graduale transizione in formazioni di piattaforma con un piano inferiore profondamente dislocato di depositi rocciosi e strati dolcemente distesi nel piano superiore.

Pertanto, lo stadio geosinclinale di sviluppo della crosta terrestre è il primo stadio; poi le geosinclinali muoiono e si trasformano in strutture montuose orogeniche e successivamente in piattaforme. Il ciclo finisce. Tutte queste sono fasi di un unico processo di sviluppo della crosta terrestre.

Piattaforme- le principali strutture dei continenti, di forma isometrica, che occupano regioni centrali, caratterizzate da rilievi livellati e processi tettonici calmi. L'area delle antiche piattaforme nei continenti si avvicina al 40% e sono caratterizzate da contorni angolari con confini rettilinei estesi - una conseguenza di suture marginali (faglie profonde), sistemi montuosi e depressioni linearmente allungate. Le aree e i sistemi ripiegati vengono spinti su piattaforme o le delimitano attraverso avanfosse, sulle quali vengono a loro volta spinti orogeni ripiegati (catene montuose). I confini delle antiche piattaforme intersecano nettamente e in modo discordante le loro strutture interne, il che indica la loro natura secondaria a seguito della scissione del supercontinente Pangea, sorto alla fine del Proterozoico inferiore.

Ad esempio, la Piattaforma dell’Europa dell’Est, definita entro i confini dagli Urali all’Irlanda; dal Caucaso, al Mar Nero, alle Alpi fino alle propaggini settentrionali dell'Europa.

Distinguere piattaforme antiche e giovani.

Piattaforme anticheè sorto sul sito della regione geosinclinale precambriana. Le piattaforme dell'Europa orientale, siberiana, africana, indiana, australiana, brasiliana, nordamericana e altre si formarono nel tardo Archeano - primo Proterozoico, rappresentate da un basamento cristallino precambriano e da una copertura sedimentaria. La loro caratteristica distintiva è la struttura a due piani.

Piano terra O fondazioneè composto da strati rocciosi ripiegati, profondamente metamorfizzati, schiacciati in pieghe, spezzati da intrusioni granitiche, con lo sviluppo diffuso di gneiss e duomi di granito-gneiss - una forma specifica di ripiegamento metamorfogenico (Fig. 7.3). La fondazione delle piattaforme si è formata per un lungo periodo di tempo nell'Archeano e nel Proterozoico inferiore e successivamente ha subito una fortissima erosione e denudazione, a seguito della quale sono state esposte le rocce che precedentemente giacevano a grandi profondità.

Riso. 7.3. Sezione principale della piattaforma

1 - rocce seminterrate; rocce della copertura sedimentaria: 2 - sabbie, arenarie, ghiaie, conglomerati; 3 - argille e carbonati; 4 - effusivo; 5 - difetti; 6 - alberi

Piano più alto piattaforme presentata copertina, o una copertura, adagiata dolcemente con una forte discordanza angolare sul basamento di sedimenti non metamorfosati: marini, continentali e vulcanogenici. La superficie compresa tra la copertura ed il basamento riflette le principali discordanze strutturali presenti all'interno dei binari. La struttura della copertura della piattaforma risulta essere complessa e su molte piattaforme, nelle prime fasi della sua formazione, appariranno graben e avvallamenti simili a graben - aulacogeni(avlos - solco, fossato; gene - nato, cioè nato da un fossato). Gli aulacogeni si formavano più spesso nel tardo Proterozoico (Riphean) e formavano sistemi estesi nel corpo basale. Lo spessore dei sedimenti continentali e meno comunemente marini negli aulacogeni raggiunge i 5-7 km e le faglie profonde che delimitavano gli aulacogeni hanno contribuito alla manifestazione del magmatismo alcalino, mafico e ultrabasico, nonché del magmatismo trappola specifico della piattaforma (rocce mafiche) con basalti continentali , davanzali e dighe. Alcalino-ultrabasico è molto importante (kimberlite) formazione contenente diamanti nei prodotti dei tubi di esplosione (Piattaforma Siberiana, Sud Africa). Questo strato strutturale inferiore della copertura della piattaforma, corrispondente allo stadio di sviluppo aulacogenico, è sostituito da una copertura continua di sedimenti della piattaforma. Nella fase iniziale di sviluppo le piattaforme tendevano ad affondare lentamente con l'accumulo di strati carbonatico-terrigeni, mentre in una fase successiva di sviluppo erano caratterizzate dall'accumulo di strati carbonatici terrigeni. Nella fase avanzata di sviluppo delle piattaforme, si formarono profonde depressioni piene di sedimenti terrigeni o carbonato-terrigeni (Caspio, Vilyui).

Durante il processo di formazione, la copertura della piattaforma ha subito ripetutamente una ristrutturazione del piano strutturale, programmata per coincidere con i confini dei cicli geotettonici: Baikal, Caledoniano, Ercinico, Alpino. Le aree delle piattaforme che hanno subito il massimo cedimento sono, di regola, adiacenti all'area mobile o al sistema confinante della piattaforma, che in quel momento si stava sviluppando attivamente ( pericratonico, quelli. al bordo del cratone, o piattaforma).

Tra i più grandi elementi strutturali delle piattaforme ci sono scudi e lastre.

Lo scudo è una sporgenza superficie della fondazione cristallina della piattaforma ( (nessuna copertura sedimentaria)), che durante tutta la fase di sviluppo della piattaforma ha avuto una tendenza al rialzo. Esempi di scudi includono: ucraino, baltico.

Stufa Sono considerati parte di una piattaforma con tendenza alla subsidenza o di una piattaforma giovane e indipendente in via di sviluppo (russa, scitica, siberiana occidentale). All'interno delle lastre si distinguono elementi strutturali più piccoli. Queste sono sineclisi (Mosca, Baltico, Caspio) - estese depressioni piatte sotto le quali la fondazione è piegata, e anteclisi (Belorusskaya, Voronezh) - archi delicati con una fondazione rialzata e una copertura relativamente assottigliata.

Piattaforme giovani formatisi sul basamento Baikal, Caledoniano o Ercinico, si distinguono per una maggiore dislocazione della copertura, un minor grado di metamorfismo delle rocce del basamento e una significativa eredità delle strutture della copertura dalle strutture del basamento. Queste piattaforme hanno una struttura a tre livelli: la fondazione delle rocce metamorfizzate del complesso geosinclinale è ricoperta da uno strato di prodotti di denudazione della regione geosinclinale e da un complesso debolmente metamorfizzato di rocce sedimentarie.

Strutture ad anello. Il posto delle strutture ad anello nel meccanismo dei processi geologici e tettonici non è stato ancora determinato con precisione. Le più grandi strutture ad anello planetario (morfostrutture) sono il bacino dell'Oceano Pacifico, l'Antartide, l'Australia, ecc. L'identificazione di tali strutture può essere considerata condizionale. Uno studio più approfondito delle strutture ad anello ha permesso di identificare in molti di essi elementi di strutture a spirale, a vortice).

Tuttavia, è possibile distinguere le strutture Genesi endogena, esogena e cosmogenica.

Strutture ad anello endogene di origine metamorfica e ignea e tettonogenica (archi, cenge, depressioni, anteclisi, sineclisi), i loro diametri vanno da pochi chilometri a centinaia e migliaia di chilometri (Fig. 7.4).

Riso. 7.4. Strutture ad anello a nord di New York

Le grandi strutture ad anello sono causate da processi che avvengono nelle profondità del mantello. Strutture più piccole sono causate da processi diapirici di rocce ignee che salgono alla superficie della Terra e sfondano e sollevano il complesso sedimentario superiore. Le strutture ad anello sono causate sia da processi vulcanici (coni vulcanici, isole vulcaniche) che da processi di diapirismo di rocce plastiche come sali e argille, la cui densità è inferiore alla densità delle rocce ospiti.

Esogeno A causa degli agenti atmosferici e della lisciviazione, nella litosfera si formano strutture ad anello: doline e doline carsiche.

Cosmogenico (meteorite) strutture ad anello - astroblemi. Queste strutture sono il risultato degli impatti dei meteoriti. Meteoriti con un diametro di circa 10 chilometri cadono sulla Terra con una frequenza di una volta ogni 100 milioni di anni, quelli più piccoli molto più spesso.La struttura del cratere ha una forma a forma di scodella con un rialzo centrale e un fusto di rocce espulse. Le strutture degli anelli meteorici possono avere diametri che vanno da decine di metri a centinaia di metri e chilometri. Ad esempio: Pribalkhash-Iliyskaya (700 km); Yucotan (200 km), profondità - più di 1 km: Arizona (1,2 km), profondità più di 185 m; Sud Africa (335 km), a circa 10 km di distanza dall'asteroide.

Nella struttura geologica della Bielorussia si possono notare strutture ad anello di origine tettonomagmatica (depressione di Orsha, massiccio bielorusso), strutture saline diapiriche della depressione di Pripyat, antichi canali vulcanici come i tubi di kimberlite (sulla sella Zhlobin, la parte settentrionale del massiccio bielorusso ), un astroblema nella zona di Pleschenitsy con un diametro di 150 metri.

Le strutture ad anello sono caratterizzate da anomalie dei campi geofisici: sismico, gravitazionale, magnetico.

Spaccatura le strutture dei continenti (Fig. 7.5, 7.6) di piccola larghezza fino a 150 -200 km sono espresse da estesi sollevamenti litosferici, i cui archi sono complicati da graben di subsidenza: Reno (300 km), Baikal (2500 km), Dnepr -Donets (4.000 km), Africa orientale (6.000 km), ecc.

Riso. 7.5. Sezione del rift continentale di Pripyat

I sistemi di rift continentali sono costituiti da una catena di strutture negative (avvallamenti, rift) di origine e sviluppo classificate, separate da sollevamenti litosferici (selle). Le strutture di rift dei continenti possono essere posizionate tra altre strutture (anteclisi, scudi), attraversare piattaforme e continuare su altre piattaforme. La struttura delle strutture di rift continentale e oceanica è simile, hanno una struttura simmetrica rispetto all'asse (Fig. 7.5, 7.6), la differenza sta nella lunghezza, nel grado di apertura e nella presenza di alcune caratteristiche speciali (faglie di trasformazione, sporgenze -ponti tra collegamenti).

Scoperto il pezzo più antico della crosta terrestre

7.6. Sezioni di profilo di sistemi di rift continentali

1-fondazione; Sedimenti 2-chemogenici-biogenici; 3- formazione chemogenica-biogenica-vulcanogenica; 4- depositi terrigeni; 5, 6-falli

Parte (link) della struttura del rift continentale Dnepr-Donec è la depressione di Pripyat. La depressione Podlasie-Brest è considerata l'anello superiore; potrebbe avere una connessione genetica con strutture simili nell'Europa occidentale. La parte inferiore della struttura è la depressione del Dnepr-Donec, poi le strutture simili Karpinskaya e Mangyshlakskaya e poi le strutture dell'Asia centrale (la lunghezza totale da Varsavia alla cresta Gissar). Tutti i collegamenti della struttura del rift dei continenti sono limitati da faglie listriche, hanno una subordinazione gerarchica nell'età di origine e hanno spessi strati sedimentari che sono promettenti per contenere depositi di idrocarburi.

Data di pubblicazione: 04-01-2015; Leggi: 4384 | Violazione del copyright della pagina

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Le sezioni stabili della crosta terrestre che poggiano su un'antica fondazione cristallina (Precambriana) sono chiamate piattaforme antiche. Il territorio della Russia si trova su due antiche piattaforme. In alcuni luoghi, la fondazione delle piattaforme (granito spesso molti metri) arriva direttamente a la superficie, puoi camminarci sopra. Tali luoghi sono chiamati scudi. Gli scudi occupano piccole aree delle piattaforme. Molto spesso, la fondazione è nascosta sotto lo spessore degli strati più giovani della crosta terrestre. Queste parti delle piattaforme sono chiamate placche. Una piattaforma giovane è anche una sezione stabile della crosta terrestre, ma la sua fondazione è più giovane (formata nel Paleozoico). Secondo i geologi, una volta due placche litosferiche con antiche piattaforme si scontrarono e furono saldamente “incollate” insieme.

Scoperto il pezzo più antico della crosta terrestre

Il luogo in cui sono “incollati insieme” sono i Monti Urali, e un’altra giovane piattaforma si è formata tra i Monti Urali e la Piattaforma Siberiana. È tutto ricoperto da uno spesso strato di rocce sedimentarie. La sua superficie è una pianura pianeggiante. Nel corso dei milioni di anni, mentre si forma la copertura sedimentaria delle piattaforme, il magma penetra in diversi punti nello spessore della crosta terrestre attraverso le fessure delle fondamenta. Sul territorio della piattaforma siberiana formava trappole: coperture laviche o laghi di lava solidificata. Il modo in cui si formano le trappole è ben mostrato in un libro di testo multimediale quando la piattaforma siberiana si avvicina. Sulla piattaforma dell'Europa orientale non si sono formate trappole, ma ci sono intrusioni: massicci di magma che non sono emersi in superficie e si sono congelati nello spessore della crosta terrestre. Nelle sezioni geologiche e nelle carte sono indicati in rosso, come la fondazione. A volte la distruzione delle rocce dall'alto porta al fatto che intrusioni raffreddate e cristallizzate vengono in superficie.

piattaforme

piattaforme

piattaforma

La crosta terrestre nella Russia moderna si è formata in un lungo periodo di tempo come risultato di vari processi geologici. Pertanto, le sue parti differiscono: in primo luogo, nella struttura, composizione e presenza delle rocce, e in secondo luogo, nell'età e nella storia dello sviluppo.

In base alle caratteristiche strutturali si distinguono sezioni mobili e stabili della crosta terrestre. Le strutture montane si trovano su aree in movimento. Sono composti da rocce frantumate in pieghe, separate da spaccature in blocchi separati. Questi blocchi si muovono in direzioni diverse a velocità diverse. Come risultato di questi movimenti si formano catene montuose e depressioni che le separano. I movimenti intensi della crosta terrestre sono spesso accompagnati da terremoti.

La maggior parte del territorio della Russia è occupata da sezioni stabili della crosta terrestre: piattaforme: dell'Europa orientale, della Siberia occidentale e della Siberia. Le piattaforme hanno una struttura a due livelli. La loro parte inferiore è la fondazione. Questi sono i resti di sistemi montuosi crollati che precedentemente esistevano sul sito delle piattaforme moderne. Pertanto, è costituito da rocce frantumate in pieghe. Le rocce sedimentarie sciolte (copertura sedimentaria) si trovano sopra la fondazione. Si formarono durante la distruzione delle montagne e il lento cedimento delle fondamenta, quando furono riempite dalle acque del mare. In alcune parti delle piattaforme non è presente copertura sedimentaria. Tali sezioni di piattaforme sono chiamate scudi.

Le rocce delle cinture e delle piattaforme pieghevoli hanno età diverse, poiché si sono formate in un lungo periodo.

L'intera storia geologica della Terra è divisa in 5 grandi periodi di tempo: le ere. Il nome di ciascuna era è dato in base al tipo di vita che la caratterizza: Archeano (vita antica), Proterozoico (prima vita), Paleozoico (vita antica), Mesozoico (vita di mezza età), Cenozoico (vita nuova). La durata delle epoche varia notevolmente. A loro volta, le epoche sono divise in periodi di tempo più piccoli: periodi. I nomi dei periodi derivano molto spesso dai nomi delle aree in cui le rocce formatesi durante questo periodo furono studiate per la prima volta in dettaglio, o dai nomi delle rocce stesse.

L'età e il tempo di formazione delle singole rocce possono essere determinati in diversi modi. Se la presenza originaria delle rocce non viene disturbata dai successivi processi geologici, gli strati che si trovano sopra sono più giovani di quelli che si trovano sotto. Aiutano a determinare l'età delle rocce e dei resti fossili di piante e animali. Più gli organismi sono complessi, più sono giovani. Entrambi questi metodi consentono di stimare l'età relativa delle rocce.

Hanno imparato a determinare l'età assoluta delle rocce solo nel XX secolo. Per fare ciò, valutare il processo di decadimento degli elementi radioattivi contenuti nelle rocce. Il processo di decadimento avviene a velocità costante e non dipende dalle condizioni esterne. Pertanto, dal rapporto tra il contenuto di un elemento radioattivo in una roccia e i suoi prodotti di decadimento, è possibile determinare l'età assoluta della roccia in miliardi e milioni di anni.

Le aree piegate più antiche si formarono sul territorio della Russia nell'Archeano e nel Proterozoico (2600-500 milioni di anni fa). Sono composti da rocce pre-paleozoiche. Costituiscono il livello strutturale inferiore delle piattaforme: le loro fondamenta piegate.

Sul territorio della Russia ci sono due antiche piattaforme: quella dell'Europa orientale e quella siberiana. Entrambi hanno una struttura a due livelli: una fondazione ripiegata di rocce cristalline ed ignee di età Archeano-Proterozoica e una copertura sedimentaria Paleozoico-Cenozoica. Le rocce sedimentarie della copertura giacciono tranquille, solitamente in posizione suborizzontale. La sedimentazione venne interrotta durante i periodi di sollevamento e fu sostituita da processi di demolizione.

Piattaforma dell'Europa dell'Estè limitato a est dalle strutture piegate degli Urali, a sud dalla giovane placca scitica adiacente alle strutture piegate del Caucaso, a nord continua sotto le acque del Mare di Barents e ad ovest si estende ben oltre i confini della Russia. All'interno dei suoi confini ci sono due scudi, uno dei quali - il Baltico - si estende nel territorio della penisola di Kola e della Carelia, il secondo - quello ucraino - è completamente fuori dalla Russia. Il resto dello spazio della piattaforma è occupato dalla placca russa.

La fondazione poco profonda è caratteristica dell'anteclise di Voronezh (le prime centinaia di metri) e di alcune strutture positive dell'arco Volga-Ural. Nelle sineclisi (Mosca, Pechora, Baltico) la fondazione viene abbassata di 2-4 km. La massima profondità della fondazione è caratteristica della sineclisi del Caspio (15-20 km).

Piattaforma della Siberia orientale- una vasta regione geologica nel nord-est della placca eurasiatica, occupa la parte centrale dell'Asia settentrionale. Questo è uno dei blocchi antichi più grandi e relativamente stabili della crosta continentale terrestre, classificati come piattaforme antiche (pre-Riphean). La sua fondazione si formò nell'Archeano; successivamente fu più volte ricoperta dai mari, nei quali si formò una spessa coltre sedimentaria. Sulla piattaforma si sono verificati diversi stadi di magmatismo intraplacca, il più grande dei quali è stata la formazione delle trappole siberiane al confine Permiano-Triassico. Prima e dopo l'introduzione delle trappole, si verificarono sporadici focolai di magmatismo kimberlite, che formarono grandi depositi di diamanti.

La piattaforma siberiana è limitata da zone di faglie profonde - suture marginali, gradini gravitazionali ben definiti e ha contorni poligonali. I confini moderni della piattaforma presero forma nel Mesozoico e nel Cenozoico e sono ben espressi in rilievo. Il confine occidentale della piattaforma coincide con la valle del fiume Yenisei, quello settentrionale - con il bordo meridionale dei monti Byrranga, quello orientale - con il corso inferiore del fiume Lena (fossa regionale di Verkhoyansk), a sud-est - con il estremità meridionale della cresta Dzhugdzhur; a sud il confine corre lungo faglie lungo il bordo meridionale delle creste Stanovoy e Yablonovy; poi, piegando da nord lungo un complesso sistema di faglie in Transbaikalia e Pribaikalia, scende fino alla punta meridionale del Lago Baikal; il confine sud-occidentale della piattaforma si estende lungo la faglia principale orientale di Sayan.

La piattaforma ha una fondazione del Precambriano inferiore, principalmente Archeano, e una copertura della piattaforma (Ripheano-Antropocene). Tra i principali elementi strutturali della piattaforma spiccano: lo scudo Aldan e la placca Lena-Yenisei, all'interno della quale è esposta la fondazione sul massiccio dell'Anabar, sui sollevamenti di Olenyoksky e Sharyzhalgai. La parte occidentale della placca è occupata dalla sineclisi di Tunguska e la parte orientale dalla sineclisi di Vilyui. A sud si trova la valle dell'Angara-Lena, separata dalla depressione di Nyu dal sollevamento del Peleduy.

1. Nell'Archeano e nel primo Proterozoico si formò la maggior parte delle fondamenta della piattaforma siberiana orientale.
2. Alla fine del Proterozoico (Vendiano) e all'inizio del Paleozoico, la piattaforma veniva periodicamente ricoperta da un mare poco profondo, determinando la formazione di una spessa copertura sedimentaria.
3. Alla fine del Paleozoico, l'Oceano Paleo-Urale si chiuse, la crosta della pianura siberiana occidentale si consolidò e, insieme alle piattaforme della Siberia orientale e dell'Europa orientale, formò un unico continente.
4. Nel Devoniano si verificò un'epidemia di magmatismo kimberlite.
5. Una potente epidemia di magmatismo trappola si è verificata al confine Permiano-Triassico.
6. Durante il Mesozoico alcune parti della piattaforma erano coperte da mari epicontinentali.
7. Al confine Cretaceo-Paleogene, sulla piattaforma si verificarono rifting e una nuova esplosione di magmatismo, tra cui carbonatite e kimberlite.

La fondazione della piattaforma è composta da rocce Archeane, Proterozoiche e Ripheane. La superficie del basamento cristallino della piattaforma siberiana, come quella russa, è molto irregolare; in alcuni punti la fondazione raggiunge la superficie o è sommersa ad una profondità insignificante, in altri è ricoperta da uno spesso strato di rocce sedimentarie. La superficie di fondazione è costituita da un sistema di anteclisi e sineclisi. I più grandi sollevamenti sotterranei sono il massiccio dell'Anabarskin, lo scudo di Aldan, il meganticlinorio di Yenisei, il sollevamento di Turukhansk e il sistema piegato della catena Stanovoy. Le subsidenze più grandi sono la Tunguska (5-6 km), la Vilyuiskaya (5-8 km), la sineclisi di Khatanga e la depressione di Angara-Lena, depositatesi in tempi diversi: la Tunguska - nel Paleozoico inferiore, la Khatanga - nel il Paleozoico medio, la Vilyuiskaya - nel Mesozoico. Lo spessore e la completezza della sezione del complesso sedimentario nelle singole parti della piattaforma varia ampiamente. Le strutture di piattaforma più caratteristiche sono pieghe dolci e a forma di cupola di direzione nord-ovest, disturbate dalle dislocazioni di faglia del ciclo alpino.
Nelle fasi iniziali del ciclo ercinico - devoniano superiore e carbonifero - la piattaforma siberiana era occupata dal mare sul suo margine settentrionale. Alla fine del periodo Carbonifero, il mare si ritirò, lasciando vaste aree paludose in cui si accumularono i sedimenti carboniferi sabbiosi-argillosi del Permiano del bacino di Tunguska, e laghi.
Le fasi finali del ripiegamento ercinico si manifestarono con potenti eruzioni di trappole su un'area di 1,5 miliardi di km2. Le intrusioni invasive e le effusioni effusive continuarono nel Triassico e forse nel Giurassico inferiore. La formazione delle trappole comprende strati di tufi, nonché andesiti, porfiriti e basalti. Predominano gli effusivi di composizione basica, ultrabasica e alcalina. In varie parti della piattaforma sono presenti kimberliti associati a tubi di esplosione. Lo spessore della formazione della trappola varia notevolmente. Nelle aree della piattaforma che furono inondate dal mare nel Carbonifero e nel Permiano, si depositarono spessi strati di rocce sedimentarie: calcari, marne, dolomiti, argille, scisti e sedimenti sabbiosi.
Le strutture precambriane sono associate a depositi di minerale d'oro associati a intrusioni di granitoidi (regioni di Yenisei, Lensky, Anabar), depositi di muscovite (Mamsko-Vitimskoye), depositi di minerale di ferro metamorfico (regione di Angara-Ilimsky "bacino di Angaro-Pitsky"). Anche i depositi di minerali di rame-nichel (Norilsk) e lo spato ottico islandese sono associati alle eruzioni delle trappole.
La struttura geotettonica delle piattaforme nel suo insieme determina le caratteristiche principali della moderna topografia superficiale della pianura russa, della pianura siberiana occidentale e dell'altopiano siberiano centrale. Le anteclisi determinano forme positive di rilievo; le sineclisi corrispondono a pianure e pianure basse. Tuttavia, a volte c'è una discrepanza tra le forme del rilievo moderno, la posizione delle valli fluviali e le strutture tettoniche. Ad esempio, la pianura della Polesie si trova sul sito del sollevamento bielorusso, il sollevamento del Putorana si trova sul sito della struttura sinclinale della fondazione della piattaforma, ecc. Il ripiegamento del Baikal si è verificato nel tardo Proterozoico - Cambriano inferiore. Le strutture da lei realizzate sono entrate parzialmente a far parte delle fondamenta delle piattaforme, consolidando i blocchi più antichi, e confinano anche con la periferia delle antiche piattaforme. Delineano la piattaforma siberiana da nord, ovest e sud (regioni Taimyr-Severozemelskaya, Baikal-Vitim e Yenisei-East Sayan). All'estremità nord-orientale della piattaforma dell'Europa orientale si trova la regione del Mar Timan-Pechora-Barents. Apparentemente, allo stesso tempo, si formò il blocco Irtysh-Nadym, che occupava una posizione centrale all'interno della pianura della Siberia occidentale. Aree di piegatura del Baikal E.E. Milanovsky (1983, 1987) si riferisce alle aree di metapiattaforma.

Nel Fanerozoico, insieme alle antiche piattaforme e alle adiacenti aree metapiattaforma, esistono le cosiddette cinture mobili, tre delle quali si estendono nel territorio della Russia: l'Ural-Mongolo, il Pacifico e il Mediterraneo. Nel loro sviluppo, le cinture mobili attraversano due fasi principali: cintura piegata geosinclinale e postgeosinclinale, o epigeosinclinale, il cui cambiamento in cinture diverse e persino in diverse regioni di un'unica cintura si è verificato in tempi diversi e si è protratto fino alla fine del Fanerozoico .

Le caratteristiche del primo stadio sono già state discusse durante la caratterizzazione delle geosincline. Il regime tettonico del secondo stadio è significativamente inferiore in attività a quello geosinclinale, ma allo stesso tempo supera il regime tettonico delle antiche piattaforme.

La cintura paleozoica Ural-Mongola si trova tra le antiche piattaforme dell'Europa orientale e quella siberiana e costituisce la cornice meridionale di quest'ultima. Le deviazioni all'interno di questa cintura iniziarono nel tardo Proterozoico e nel Paleozoico inferiore apparve qui la piegatura caledoniana. Le fasi principali del piegamento si verificano alla fine del Cambriano - l'inizio dell'Ordoviciano (Salairiano), al centro - l'Ordoviciano superiore, alla fine del Siluriano - l'inizio del Devoniano. Come risultato del ripiegamento caledoniano, furono create strutture montuose nel Sayan occidentale, Kuznetsk Alatau, Salair, nelle regioni orientali dell'Altai, a Tuva, in una parte significativa della Transbaikalia, nelle regioni meridionali della Siberia occidentale, adiacenti al parte occidentale delle piccole colline kazake, dove fu definitivo anche il ripiegamento caledoniano. In tutti questi territori, i sedimenti del Paleozoico inferiore vengono intensamente piegati e metamorfosati. La base precambriana è spesso visibile attraverso la loro copertura.

Nel Paleozoico superiore (Tardo Devoniano - Carbonifero inferiore e Tardo Carbonifero - Permiano) Ercinico(Variscani) piegatura. Fu l'ultimo nel vasto spazio della Siberia occidentale, consolidando i blocchi che precedentemente esistevano qui, nella regione degli Urali-Novozemelskaya, nelle regioni occidentali dell'Altai, nella zona di Tom-Kolyvan. È apparso anche nella zona mongola-Okhotsk.

Così, alla fine del Paleozoico, si formò una zona di ripiegamento intracontinentale all'interno della cintura mobile Ural-Mongola, saldando due antiche piattaforme in un'unica grande struttura, un blocco rigido, che divenne il nucleo della placca litosferica eurasiatica. Si è verificato anche un aumento dell'area delle piattaforme a causa della comparsa di strutture piegate lungo i bordi meridionali.

Successivamente (nel Mesozoico), all'interno della fascia Ural-Mongola, compresa la placca siberiana occidentale, situata quasi interamente sul territorio della Russia, si formarono giovani placche EpiPaleozoiche (quasi-cratoni).

Fasi di formazione della crosta terrestre in Russia

Sono confinati nelle aree che hanno subito una subsidenza generale nel Meso-Cenozoico.

Tipicamente, le placche si formano su quelle aree di cinture mobili, nel piano strutturale di cui i blocchi di antico consolidamento - massicci medi - svolgono un ruolo significativo. Le piastre giovani non sempre "si adattano" perfettamente ai contorni del nastro mobile. Possono anche sovrapporsi ad aree di antiche piattaforme adiacenti alla cintura mobile (aree di metapiattaforma), come nel caso del margine orientale della placca siberiana occidentale. La copertura delle piattaforme giovani è composta da strati sedimentari di età Mesozoico-Cenozoica. Lo spessore della copertura varia da diverse centinaia di metri a un chilometro nelle parti marginali fino a 8-12 km nella parte settentrionale più profondamente sommersa della placca siberiana occidentale.

Cintura mobile del Pacifico occupa una posizione marginale tra l'antica piattaforma siberiana e la placca litosferica oceanica dell'Oceano Pacifico. Comprende strutture piegate del Nordest e dell'Estremo Oriente.

Alcune sezioni di questa cintura completarono il periodo di sviluppo geosinclinale nel Precambriano o Paleozoico e formarono massicci medi, i più grandi dei quali sono il Kolyma e il Bureinsky (originarie “micropiattaforme” con uno scudo e una lastra); altri sperimentarono il ripiegamento nel Mesozoico, altri nel Cenozoico.

La regione piegata di Verkhoyansk-Chukotka è stata creata dalla piegatura cimmeriana (tardo Cimmero, o Kolyma, tardo Giurassico - medio Cretaceo). Lungo il bordo sud-orientale di questa regione si estende la cintura vulcanogenica Okhotsk-Chukotka, che nella parte meridionale dell'Estremo Oriente passa nella cintura vulcanogenica Primorsky, separando i mesozoidi di questa regione dalla regione del ripiegamento del Pacifico. Qui si manifestò il piegamento del primo e del tardo Cimmerio, creando le strutture mesozoiche della regione dell'Amur e della parte centrale di Sikhote-Alin, e il ricercato Larami (fine del Cretaceo - inizio del Paleogene), che culminò nella formazione di strutture piegate a Sikhote-Alin. Anche la regione Koryak è stata creata dal ripiegamento Laramie.

Le strutture montuose di Sakhalin e Kamchatka sono nate come risultato del ripiegamento del Pacifico, apparso nell'Oligocene e principalmente nel Neogene-Quaternario, cioè nell'era del Neogene-Quaternario. sono allo stadio di sviluppo orogenetico. Queste sono le montagne piegate e vulcaniche più giovani della Russia. Le Isole Curili non hanno ancora completato lo sviluppo geosinclinale; Si tratta di moderni archi insulari con accanto una fossa di acque profonde, che identifica chiaramente la zona di subduzione della placca litosferica del Pacifico. Qui vaste aree sono occupate dalla crosta oceanica. Gli archi insulari, infatti, sono caratterizzati da stadi precoci di formazione della crosta continentale.

La continua attività tettonica, soprattutto lungo il margine orientale di questa cintura, è evidenziata dall'intensa attività vulcanica, dalla grande ampiezza dei sollevamenti quaternari e dall'elevata sismicità della regione.

Cintura geosinclinale del Mediterraneo- una delle principali cinture mobili della Terra che si è sviluppata durante il tardo Precambriano e il Fanerozoico. La cintura si estende nella direzione latitudinale generale dall'Atlantico all'Oceano Pacifico, coprendo l'Europa centrale e meridionale, l'Africa nord-occidentale (Maghreb), il Mediterraneo, il Caucaso, l'Asia occidentale, il Pamir, il Tibet, l'Himalaya, la penisola dell'Indocina , Indonesia e fondendosi qui con la cintura geosinclinale del Pacifico (ramo occidentale).

L'origine della cintura, a giudicare dall'età delle ofioliti più antiche, risale al tardo Proterozoico (Riphean); La maggior parte dei ricercatori ritiene che ciò sia avvenuto a seguito della distruzione del supercontinente, che all'inizio del Riphean univa la futura Laurasia e Gondwana, vale a dire l'Europa orientale, l'Africano-araba, l'Hindustan, la Cina-coreana e la Cina meridionale (Yangtze) antiche piattaforme. Nell'Asia centrale e centrale, la cintura geosinclinale del Mediterraneo tocca quasi la cintura degli Urali-Okhotsk e, nell'area delle isole britanniche, con la cintura del Nord Atlantico. La prima fase dello sviluppo della cintura risale al tardo Riphean-Vendiano - inizio Cambriano (nell'Europa occidentale è chiamato Cadomiano, a est - Baikal, Salair). La fase si è conclusa con piegamenti, metamorfismo (principalmente facies di scisti verdi) e formazione di granito di moderata scala. La crosta continentale risultante non era stabile, sopravvivendo alla successiva distruzione in Nubia, Arabia e Asia occidentale e in singoli massicci in altre parti della cintura (massiccio Armoricano settentrionale in Francia, massiccio del Caucaso settentrionale, ecc.). Una nuova espansione con la formazione della crosta oceanica (Paleotetide) avvenne nel Cambriano-Ordoviciano.

Non è ancora chiaro se questo bacino sia stato parzialmente ereditato dal Rifeo-Vendiano o se si sia formato interamente di recente. All'inizio del Devoniano, lo sviluppo della periferia settentrionale del bacino in Europa, dalla Gran Bretagna meridionale alla Polonia, culminò in una nuova era di diastrofismo; questa zona piegata della Caledonia ha costruito la piattaforma dell'Europa orientale e il massiccio del Midland della Gran Bretagna al confine con la cintura del Nord Atlantico. In Asia, la zona piegata caledoniana, il cui sviluppo geosinclinale iniziò nel Vendiano - Primo Cambriano, copre la cresta Qilianshan e il versante settentrionale della cresta Qinling e confina con la piattaforma sino-coreana da sud. Nel Devoniano, la zona di subsidenza attiva si sposta a sud, nell'Europa centrale, nella penisola iberica, nel Maghreb, nel Caucaso settentrionale, nel Pamir settentrionale, nel Kunlun e nel Qinling centrale. A partire dalla metà del Carbonifero Inferiore fu interessato da deformazioni di piega-spinta (le loro prime fasi risalgono alla 2a metà del Devoniano), che diedero origine alle strutture erciniche (vedi Piegatura ercinica). Di conseguenza, la parte occidentale della cintura ha subito una completa rigenerazione della crosta continentale e un essiccamento; qui Laurasia si fuse con Gondwana in un unico supercontinente: Pangea.

A est, in Asia, nel tardo Paleozoico si verificò solo un nuovo spostamento dell'area di massima subsidenza verso sud, verso il versante meridionale del Grande Caucaso, verso l'Afghanistan centrale, il Pamir e il Tibet, nonché la penisola dell'Indocina e in parte l'Indonesia. Lo sviluppo di questa zona - Mesotetide - si concluse con il piegamento, la granitizzazione e la formazione di montagne tra la fine del Triassico e l'inizio del Giurassico; l'era corrispondente è conosciuta in occidente come Cimmerio antico, in oriente come Indosiniano. Alla fine del Triassico - inizio del Giurassico, l'Eurasia si separò nuovamente completamente dal Gondwana e si aprì un nuovo bacino di acque profonde con crosta oceanica - la Tetide vera e propria, o Neo-Tetide, che si estendeva a ovest fino all'America centrale. . La sua zona assiale è spostata ancora più a sud rispetto al Paleo e alla Mesotetide, a est verso l'area di consolidamento del Baikal. Le prime deformazioni di questa fascia risalgono alla fine del Giurassico – Cretaceo medio (Tardo Cimmerio, epoche austriache); le principali deformazioni - verso la fine dell'Eocene - la fine del Miocene, la principale formazione montuosa - dalla fine del Miocene. Come risultato di questi processi, è nata la catena montuosa piegata alpino-himalayana, che si estende dai Pirenei e Gibilterra fino all'Indonesia. La costruzione attiva di montagne, l'attività sismica e nel Mediterraneo e in Indonesia il vulcanismo continuano in questa cintura nell'era moderna. Le depressioni di avanfossa e intermontagna si distinguono per il ricco potenziale di petrolio e gas; nelle strutture montane sono noti depositi di minerali metallici ferrosi e non ferrosi. Contemporaneamente alla formazione delle montagne nella fascia alpino-himalayana, si è verificata la formazione di depressioni marine profonde nel Mediterraneo e in Indonesia con crosta di tipo oceanico.

Natura della Russia

Libro di geografia per la terza media

§ 6. Struttura geologica del territorio della Russia

• Che struttura ha la litosfera?
• Quali fenomeni si verificano ai confini delle placche?
• Come si trovano le cinture sismiche sulla Terra?

Struttura della crosta terrestre. Le caratteristiche più grandi del rilievo del paese sono determinate dalle peculiarità della struttura geologica e delle strutture tettoniche. Il territorio della Russia, come l'intera Eurasia, si è formato a seguito della graduale convergenza e collisione di singole grandi placche litosferiche e dei loro frammenti.

La struttura delle placche litosferiche è eterogenea. All'interno dei loro confini ci sono aree relativamente stabili: piattaforme e nastri mobili piegati.

La crosta più antica della terra si è formata per mescolamento gravitazionale

La posizione delle morfologie più grandi - pianure e montagne - dipende dalla struttura delle placche litosferiche. Le pianure si trovano su piattaforme.

Le strutture tettoniche e il tempo della loro formazione sono mostrati sulle mappe tettoniche, senza le quali è impossibile spiegare i modelli di localizzazione delle principali forme di rilievo.

Montagne formate da cinture mobili ripiegate. Queste cinture si formarono in tempi diversi nelle parti marginali delle placche litosferiche quando entrarono in collisione tra loro. A volte le cinture di piega si trovano nelle parti interne di una placca litosferica. Questa è, ad esempio, la cresta degli Urali. Ciò suggerisce che una volta esisteva un confine tra due placche, che in seguito si trasformò in un'unica placca più grande.

La storia geologica della Terra inizia con la formazione della crosta terrestre. Le rocce più antiche indicano che l'età della litosfera supera i 3,5 miliardi di anni.

Il periodo di tempo corrispondente allo stadio più lungo (prolungato) di sviluppo della crosta terrestre e del mondo organico è solitamente chiamato era geologica. L'intera storia della Terra è divisa in cinque ere: Archeano (antica), Proterozoico (era della prima vita), Paleozoico (era della vita antica), Mesozoico (era della vita media), Cenozoico (era della nuova vita). Le ere sono divise in periodi geologici. I nomi dei periodi provengono molto spesso dalle aree in cui furono trovati per la prima volta i depositi corrispondenti.

La cronologia geologica, o geocronologia, è una branca della geologia che studia l'età, la durata e la sequenza di formazione delle rocce che compongono la crosta terrestre.

Scienze che studiano la crosta terrestre

La diversità dei rilievi moderni è il risultato dello sviluppo geologico a lungo termine e dell'influenza dei moderni fattori che formano i rilievi, inclusa l'attività umana. La geologia si occupa dello studio della struttura e della storia della Terra. La geologia moderna è divisa in diverse branche: la geologia storica studia l'andamento della struttura della crosta terrestre nel corso del tempo geologico; la geotettonica è lo studio della struttura della crosta terrestre e della formazione delle strutture tettoniche (pieghe, fessure, spostamenti, faglie, ecc.). La paleontologia è la scienza degli organismi estinti (fossili) e dello sviluppo del mondo organico della Terra. La mineralogia e la petrografia studiano i minerali e altri composti chimici naturali. Se la presenza delle rocce non è disturbata da schiacciamenti, pieghe o rotture, allora ogni strato è più giovane di quello su cui giace e lo strato più superficiale si è formato più tardi di tutti.

Inoltre, l'età relativa delle rocce può essere determinata dai resti di organismi estinti.

Hanno imparato a determinare l'età assoluta delle rocce in modo abbastanza accurato solo nel 20 ° secolo. Per questi scopi viene utilizzato il processo di decadimento degli elementi radioattivi contenuti nella roccia.

Tavola geocronologica contiene informazioni sul successivo cambiamento di epoche e periodi nello sviluppo della Terra e sulla loro durata. A volte la tabella indica gli eventi geologici più importanti, le fasi dello sviluppo della vita, nonché i minerali più tipici per un dato periodo, ecc.

La tabella è costruita dalle fasi più antiche dello sviluppo della Terra a quella moderna, quindi deve essere studiata dal basso verso l'alto. Utilizzando una tabella geocronologica, è possibile ottenere informazioni sulla durata e sugli eventi geologici in diverse epoche e periodi di sviluppo della Terra.

Mappe geologiche contengono informazioni dettagliate su quali rocce si trovano in determinate aree del globo, quali minerali si trovano nelle loro profondità, ecc.

Riso. 15. Cronologia geologica. Storia dello sviluppo della Terra

Una mappa geologica ti permetterà di farti un'idea della distribuzione delle rocce di diverse età in tutta la Russia. Si prega di notare che le rocce più antiche vengono in superficie in Carelia e Transbaikalia.

Nel corso della geografia dei continenti e degli oceani, hai già conosciuto una mappa della struttura della superficie terrestre, cioè una mappa tettonica. Studiando la mappa tettonica della Russia, puoi ottenere informazioni dettagliate sulla posizione e l'età di varie strutture tettoniche nel nostro paese.

Riso. 16. Strutture tettoniche del mondo

Confronta le mappe geologiche e tettoniche e determina a quali strutture tettoniche sono associati gli affioramenti di rocce antiche.

L'analisi della mappa tettonica della Russia ci consente di trarre le seguenti conclusioni.

Le aree con rilievi piatti sono limitate alle piattaforme: aree stabili della crosta terrestre, dove i processi di piegatura sono terminati da tempo. Le piattaforme più antiche sono quella dell'Europa orientale e quella siberiana. Alla base delle piattaforme si trova una fondazione dura composta da rocce ignee e altamente metamorfosate di età Precambriana (graniti, gneiss, quarziti, scisti cristallini). La fondazione è solitamente ricoperta da una copertura di rocce sedimentarie presenti orizzontalmente e solo sulla piattaforma siberiana (altopiano siberiano centrale) ci sono aree significative occupate da rocce vulcaniche - trappole siberiane.

Utilizzando la mappa (Fig. 16), determinare all'interno di quali placche litosferiche si trova il territorio della Russia.

Gli affioramenti della fondazione, composti da rocce cristalline, verso la superficie sono detti scudi. Nel nostro paese sono noti lo Scudo Baltico sulla piattaforma russa e lo Scudo Aldan sulla piattaforma siberiana.

Confronta le mappe tettoniche e fisiografiche e determina quali morfologie sono caratteristiche degli scudi.

Riso. 17. Struttura della piattaforma

Le aree montane hanno una struttura geologica più complessa. Le montagne si formano nelle aree più mobili della crosta terrestre, dove, a seguito di processi tettonici, le rocce vengono frantumate in pieghe e rotte da faglie e faglie. Queste strutture tettoniche sono sorte in tempi diversi: durante le epoche del ripiegamento Paleozoico, Mesozoico e Cenozoico. Le montagne più giovani del nostro paese si trovano in Estremo Oriente, precisamente nelle Isole Curili e in Kamchatka. Fanno parte della vasta cintura vulcanica del Pacifico, o anello di fuoco del Pacifico, come viene chiamato. Sono caratterizzati da una significativa sismicità, frequenti forti terremoti e dalla presenza di vulcani attivi.

Riso. 18. Struttura della regione piegata

Le informazioni provenienti dalle mappe geologiche e tettoniche sono necessarie non solo per geologi e geografi, ma anche per costruttori e rappresentanti di altre professioni.

Tabella 2. Principali vulcani attivi in ​​Russia

Per lavorare con successo con queste mappe piuttosto complesse, devi prima studiare attentamente le loro leggende.

Domande e compiti

1. Quali scienze studiano la storia dello sviluppo della Terra?
2. Quali informazioni si possono ricavare da una tavola geocronologica?
3. Cosa viene mostrato su una mappa tettonica?
4. Utilizzando una tabella geocronologica, componi una storia sulla formazione delle principali forme della superficie del nostro Paese.
5. Determinare dalla tabella geocronologica in quale epoca e periodo viviamo; quali eventi geologici si stanno verificando attualmente; quali minerali si formano