Les plus grands éléments structurels de la croûte terrestre sont continents Et océans, caractérisé par sa structure différente. Ces éléments structurels se distinguent par des caractéristiques géologiques et géophysiques. Tout l’espace occupé par les eaux océaniques ne représente pas une seule structure de type océanique. De vastes zones de plateau continental, comme celles de l’océan Arctique, possèdent une croûte continentale. Les différences entre ces deux plus grands éléments structurels ne se limitent pas au type de croûte, mais peuvent être retracées plus profondément dans le manteau supérieur, qui est construit différemment sous les continents et sous les océans. Ces différences couvrent l'ensemble de la lithosphère, soumise aux processus tectonosphériques, c'est-à-dire peut être retracée jusqu'à des profondeurs d'environ 750 km.
Sur les continents, il existe deux principaux types de structures crustales : calmes, stables - plates-formes et mobile - géosynclinaux. En termes d'aire de répartition, ces structures sont tout à fait comparables. La différence est observée dans le taux d'accumulation et dans l'ampleur du gradient des changements d'épaisseur : les plates-formes sont caractérisées par un changement progressif et en douceur de l'épaisseur, et les géosynclinaux sont caractérisés par un changement brusque et rapide. Les roches ignées et intrusives sont rares sur les plates-formes ; elles sont abondantes dans les géosynclinaux. Dans les géosynclinaux, des formations flysch de sédiments sont sous-jacentes. Il s'agit de dépôts terrigènes profonds rythmiquement multicouches formés lors de l'affaissement rapide d'une structure géosynclinale. En fin de développement, les zones géosynclinales subissent un plissement et se transforment en structures montagneuses. Par la suite, ces structures de montagne subissent une étape de destruction et de transition progressive vers des formations de plate-forme avec un étage inférieur profondément disloqué de dépôts rocheux et des couches doucement couchées dans l'étage supérieur.
Ainsi, le stade géosynclinal de développement de la croûte terrestre est le stade le plus précoce, puis les géosynclinaux meurent et se transforment en structures montagneuses orogéniques puis en plates-formes. Le cycle se termine. Ce sont toutes des étapes d’un processus unique de développement de la croûte terrestre.
Plateformes- les principales structures des continents, de forme isométrique, occupant des régions centrales, caractérisées par un relief nivelé et des processus tectoniques calmes. La superficie des anciennes plates-formes sur les continents approche les 40 % et elles sont caractérisées par des contours angulaires avec des limites rectilignes étendues - conséquence de sutures marginales (failles profondes), de systèmes montagneux et de creux linéairement allongés. Les zones et les systèmes pliés sont soit projetés sur des plates-formes, soit bordés par des avant-fonds, sur lesquels des orogènes plissés (chaînes de montagnes) sont à leur tour poussés. Les limites des anciennes plates-formes recoupent en discordance nette leurs structures internes, ce qui indique leur nature secondaire à la suite de la scission du supercontinent de la Pangée, apparue à la fin du Protérozoïque inférieur.
Par exemple, la plate-forme est-européenne, définie dans les frontières allant de l'Oural à l'Irlande ; du Caucase, de la mer Noire, des Alpes jusqu'au nord de l'Europe.
Distinguer plates-formes anciennes et jeunes.
Plateformes anciennes est apparu sur le site de la région géosynclinale précambrienne. Les plates-formes d'Europe de l'Est, de Sibérie, d'Afrique, d'Inde, d'Australie, du Brésil, d'Amérique du Nord et d'autres se sont formées à la fin de l'Archéen et au début du Protérozoïque, représentées par un socle cristallin précambrien et une couverture sédimentaire. Leur particularité est la structure à deux étages.
Rez-de-chaussée ou fondation il est composé de strates rocheuses plissées, profondément métamorphisées, écrasées en plis, brisées par des intrusions granitiques, avec le développement généralisé de gneiss et de dômes granito-gneiss - forme spécifique de plissement métamorphogénique (Fig. 7.3). Les fondations des plates-formes se sont formées sur une longue période à l'Archéen et au Protérozoïque inférieur et ont ensuite subi une très forte érosion et une dénudation, à la suite de laquelle des roches qui se trouvaient auparavant à de grandes profondeurs ont été exposées.
Riz. 7.3. Section principale de la plateforme
1 - roches du sous-sol ; roches de la couverture sédimentaire : 2 - sables, grès, gravelites, conglomérats ; 3 - argiles et carbonates ; 4 - effusif; 5 - défauts ; 6 - arbres
Dernier étage plates-formes présenté couverture, ou une couverture, reposant doucement avec une forte discordance angulaire sur le socle de sédiments non métamorphisés - marins, continentaux et volcanogènes. La surface entre la couverture et le sous-sol reflète la principale discordance structurelle au sein des plates-formes. La structure de la couverture de la plate-forme s'avère complexe et sur de nombreuses plates-formes, dans les premiers stades de sa formation, des grabens et des creux en forme de graben apparaîtront - aulacogènes(avlos - sillon, fossé ; gène - né, c'est-à-dire né d'un fossé). Les aulacogènes se sont le plus souvent formés à la fin du Protérozoïque (Riphéen) et ont formé des systèmes étendus dans le corps du socle. L'épaisseur des sédiments continentaux et moins communément marins dans les aulacogènes atteint 5 à 7 km, et les failles profondes qui délimitaient les aulacogènes ont contribué à la manifestation du magmatisme alcalin, mafique et ultrabasique, ainsi que du magmatisme piège spécifique à la plate-forme (roches mafiques) avec les basaltes continentaux. , seuils et digues. L'alcalin-ultrabasique est très important (kimberlite) formation contenant des diamants dans des produits de conduites d’explosion (plate-forme sibérienne, Afrique du Sud). Cette couche structurale inférieure de la couverture de plate-forme, correspondant au stade de développement aulacogène, est remplacée par une couverture continue de sédiments de plate-forme. Au stade initial de développement, les plates-formes avaient tendance à s'enfoncer lentement avec l'accumulation de strates carbonatées-terrogènes, et à un stade ultérieur de développement, elles étaient marquées par l'accumulation de strates terrigènes houillères. Au stade avancé du développement des plates-formes, de profondes dépressions remplies de sédiments terrigènes ou carbonatés-terrigènes s'y sont formées (Caspienne, Vilyui).
Au cours du processus de formation, la couverture de la plate-forme a subi à plusieurs reprises une restructuration du plan structurel, programmée pour coïncider avec les limites des cycles géotectoniques : Baïkal, Calédonien, Hercynien, Alpin. Les zones des plates-formes qui ont connu un affaissement maximal sont, en règle générale, adjacentes à la zone mobile ou au système bordant la plate-forme, qui se développait activement à cette époque ( péricratonique, ceux. au bord du craton, ou plateforme).
Parmi les plus grands éléments structurels des plates-formes figurent boucliers et dalles.
Le bouclier est un rebord surface de la fondation cristalline de la plateforme ( (pas de couverture sédimentaire)), qui, tout au long de la phase de développement de la plateforme, a connu une tendance à la hausse. Des exemples de boucliers incluent : ukrainien, baltique.
Poêle Ils sont considérés soit comme faisant partie d'une plate-forme ayant tendance à s'affaisser, soit comme une jeune plate-forme indépendante en développement (russe, scythe, sibérienne occidentale). Au sein des dalles, on distingue des éléments structurels plus petits. Ce sont des synéclises (Moscou, Baltique, Caspienne) - de vastes dépressions plates sous lesquelles la fondation est courbée, et des antéclises (Belorusskaya, Voronej) - des arcs doux avec une fondation surélevée et une couverture relativement amincie.
Jeunes plateformes formés soit sur le socle baïkalien, calédonien ou hercynien, ils se distinguent par une plus grande dislocation de la couverture, un degré plus faible de métamorphisme des roches du socle et un héritage important des structures de la couverture des structures du socle. Ces plates-formes ont une structure à trois niveaux : la fondation des roches métamorphisées du complexe géosynclinal est recouverte par une couche de produits de dénudation de la région géosynclinale et un complexe faiblement métamorphisé de roches sédimentaires.
Structures en anneau. La place des structures annulaires dans le mécanisme des processus géologiques et tectoniques n'est pas encore déterminée avec précision. Les plus grandes structures d'anneaux planétaires (morphostructures) sont le bassin de l'océan Pacifique, l'Antarctique, l'Australie, etc. L'identification de telles structures peut être considérée comme conditionnelle. Une étude plus approfondie des structures en anneaux a permis d'identifier des éléments de structures en spirale et en vortex dans beaucoup d'entre elles).
Il est cependant possible de distinguer des structures genèse endogène, exogène et cosmogénique.
Structures annulaires endogènes d'origine métamorphique et ignée et tectonogène (arcs, corniches, dépressions, antéclises, synéclises), leurs diamètres varient de quelques kilomètres à des centaines et des milliers de kilomètres (Fig. 7.4).
Riz. 7.4. Structures annulaires au nord de New York
Les grandes structures en anneaux sont causées par des processus se produisant dans les profondeurs du manteau. Les structures plus petites sont causées par des processus diapiriques de roches ignées remontant à la surface de la Terre et traversant et soulevant le complexe sédimentaire supérieur. Les structures en anneaux sont causées à la fois par des processus volcaniques (cônes volcaniques, îles volcaniques) et par des processus de diapirisme de roches plastiques telles que les sels et les argiles, dont la densité est inférieure à la densité des roches encaissantes.
Exogène les structures annulaires de la lithosphère se forment à la suite de l'altération et du lessivage. Ce sont des dolines et des dolines karstiques.
Cosmogénique (météorite) structures en anneaux - astroblèmes. Ces structures sont le résultat d’impacts de météorites. Des météorites d'un diamètre d'environ 10 kilomètres tombent sur Terre à une fréquence d'une fois tous les 100 millions d'années, les plus petites étant beaucoup plus fréquentes. La structure du cratère a une forme de bol avec une élévation centrale et un puits de roches éjectées. Les structures d’anneaux météoriques peuvent avoir des diamètres allant de dizaines de mètres à des centaines de mètres et de kilomètres. Par exemple : Pribalkhash-Iliyskaya (700 km) ; Yucotan (200 km), profondeur - plus de 1 km : Arizona (1,2 km), profondeur plus de 185 m ; Afrique du Sud (335 km), à environ 10 km de l'astéroïde.
Dans la structure géologique de la Biélorussie, on peut noter des structures annulaires d'origine tectonomagmatique (dépression d'Orsha, massif biélorusse), des structures salines diapiriques de la fosse de Pripyat, d'anciens canaux volcaniques tels que des cheminées de kimberlite (sur la selle de Zhlobin, la partie nord du massif biélorusse ), un astroblème dans la région de Pleschenitsy d'un diamètre de 150 mètres.
Les structures en anneaux sont caractérisées par des anomalies des champs géophysiques : sismique, gravitationnel, magnétique.
Crevasse les structures des continents (Fig. 7.5, 7.6) de petite largeur jusqu'à 150 -200 km s'expriment par des soulèvements lithosphériques étendus dont les arcs sont compliqués par des grabens de subsidence : Rhin (300 km), Baïkal (2500 km), Dniepr -Donets (4 000 km), Afrique de l'Est (6 000 km), etc.
Riz. 7.5. Section du rift continental de Pripyat
Les systèmes de rifts continentaux sont constitués d'une chaîne de structures négatives (creux, rifts) d'une époque d'origine et de développement classées, séparées par des soulèvements lithosphériques (selles). Les structures de rift des continents peuvent être localisées entre d'autres structures (antéclises, boucliers), traverser des plates-formes et continuer sur d'autres plates-formes. La structure des structures de rift continental et océanique est similaire, elles ont une structure symétrique par rapport à l'axe (Fig. 7.5, 7.6), la différence réside dans la longueur, le degré d'ouverture et la présence de certaines particularités (failles transformées, saillies -ponts entre liens).
Riz. 7.6. Coupes de profil des systèmes de rift continental
1-fondation ; Sédiments 2-chimiogéniques-biogènes ; 3- formation chimiogénique-biogène-volcanogène ; 4- les dépôts terrigènes ; 5, 6 fautes
Une partie (lien) de la structure du rift continental Dniepr-Donets est le creux de Pripyat. La dépression Podlasie-Brest est considérée comme le maillon supérieur ; elle pourrait avoir un lien génétique avec des structures similaires en Europe occidentale. La partie inférieure de la structure est la dépression Dniepr-Donets, puis les structures similaires Karpinskaya et Mangyshlakskaya, puis les structures de l'Asie centrale (la longueur totale de Varsovie à la crête de Gissar). Tous les maillons de la structure de rift des continents sont limités par des failles listriques, ont une subordination hiérarchique en termes d'âge d'origine et possèdent d'épaisses strates sédimentaires prometteuses pour contenir des gisements d'hydrocarbures.
la croûte terrestre constitue la couche supérieure de la Terre solide et recouvre la planète d'une couche presque continue, changeant son épaisseur de 0 dans certaines zones de crêtes médio-océaniques et de failles océaniques à 70-75 km sous les structures de haute montagne (Khain, Lomise, 1995 ). L'épaisseur de la croûte sur les continents, déterminée par l'augmentation de la vitesse de passage des ondes sismiques longitudinales jusqu'à 8-8,2 km/s ( Frontière de Mohorovicic, ou Frontière Moho), atteint 30 à 75 km et dans les dépressions océaniques 5 à 15 km. Premier type de croûte terrestre a été nommé océanique,deuxième- continental.
Croûte océanique occupe 56 % de la surface terrestre et a une faible épaisseur de 5 à 6 km. Sa structure se compose de trois couches (Khain et Lomise, 1995).
D'abord, ou sédimentaire, une couche d'au plus 1 km d'épaisseur se trouve dans la partie centrale des océans et atteint une épaisseur de 10 à 15 km à leur périphérie. Il est totalement absent des zones axiales des dorsales médio-océaniques. La composition de la couche comprend des sédiments pélagiques profonds argileux, siliceux et carbonatés (Fig. 6.1). Les sédiments carbonatés ne sont pas distribués plus profondément que la profondeur critique d'accumulation de carbonate. Plus près du continent apparaît un mélange de matériaux clastiques transportés depuis la terre ; ce sont les sédiments dits hémipélagiques. La vitesse de propagation des ondes sismiques longitudinales est ici de 2 à 5 km/s. L'âge des sédiments de cette couche ne dépasse pas 180 millions d'années.
Deuxième couche dans sa partie supérieure principale (2A) il est composé de basaltes avec des intercalaires pélagiques rares et minces
Riz. 6.1. Coupe de la lithosphère des océans en comparaison avec la section moyenne des allochtones ophiolites. Vous trouverez ci-dessous un modèle de formation des principales unités de la section dans la zone d'épandage océanique (Khain et Lomise, 1995). Légende : 1 –
sédiments pélagiques; 2 – basaltes en éruption ; 3 – complexe de dykes parallèles (dolérites) ; 4 – gabbros et gabbro-dolérites supérieurs (non stratifiés); 5, 6 – complexe en couches (cumule) : 5 – gabbroïdes, 6 – ultrabasites ; 7 – péridotites tectonisées ; 8 – auréole métamorphique basale ; 9 – changement du magma basaltique I–IV – changement successif des conditions de cristallisation dans la chambre avec l'éloignement de l'axe d'étalement
précipitations ical; les basaltes ont souvent une séparation caractéristique en oreillers (en coupe transversale) (laves en oreillers), mais des couvertures de basaltes massifs se produisent également. Dans la partie inférieure de la deuxième couche (2B) se développent des dykes parallèles de dolérite. L'épaisseur totale de la deuxième couche est de 1,5 à 2 km et la vitesse des ondes sismiques longitudinales est de 4,5 à 5,5 km/s.
Troisième couche La croûte océanique est constituée de roches ignées holocristalliennes de composition basique et ultrabasique subordonnée. Dans sa partie supérieure, des roches de type gabbro sont habituellement développées, et la partie inférieure est constituée d'un « complexe rubané » constitué d'une alternance de gabbro et d'ultra-ramafites. L'épaisseur de la 3ème couche est de 5 km. La vitesse des ondes longitudinales dans cette couche atteint 6 à 7,5 km/s.
On pense que les roches des 2e et 3e couches se sont formées simultanément avec les roches de la 1ère couche.
La croûte océanique, ou plutôt la croûte de type océanique, ne se limite pas dans sa répartition au fond de l'océan, mais se développe également dans les bassins profonds des mers marginales, comme la mer du Japon, le bassin sud d'Okhotsk (Kouril) de la mer d'Okhotsk, des Philippines, des Caraïbes et bien d'autres
mers. En outre, il existe de sérieuses raisons de soupçonner que dans les dépressions profondes des continents et les mers intérieures et marginales peu profondes telles que celle de Barents, où l'épaisseur de la couverture sédimentaire est de 10 à 12 km ou plus, elle repose sur une croûte de type océanique. ; En témoignent les vitesses des ondes sismiques longitudinales de l’ordre de 6,5 km/s.
Il a été dit plus haut que l'âge de la croûte des océans modernes (et des mers marginales) ne dépasse pas 180 millions d'années. Cependant, dans les ceintures plissées des continents, nous trouvons également une croûte de type océanique beaucoup plus ancienne, jusqu'au Précambrien inférieur, représentée par ce qu'on appelle complexes d'ophiolite(ou simplement des ophiolites). Ce terme appartient au géologue allemand G. Steinmann et a été proposé par lui au début du 20e siècle. pour désigner la « triade » caractéristique de roches habituellement réunies dans les zones centrales des systèmes plissés, à savoir les roches ultramafiques serpentinisées (analogues à la couche 3), les gabbros (analogues à la couche 2B), les basaltes (analogues à la couche 2A) et les radiolarites (analogues à la couche 2A). à la couche 1). L'essence de cette paragenèse rocheuse a longtemps été interprétée de manière erronée ; en particulier, les gabbros et les hyperbasites étaient considérés comme intrusifs et plus jeunes que les basaltes et les radiolarites. Ce n'est que dans les années 60, lorsque les premières informations fiables sur la composition de la croûte océanique ont été obtenues, qu'il est devenu évident que les ophiolites sont la croûte océanique du passé géologique. Cette découverte était d'une importance capitale pour une compréhension correcte des conditions d'origine des ceintures en mouvement de la Terre.
Structures crustales des océans
Zones de distribution continue croute océanique exprimé dans le relief de la Terre océaniquedépressions. Au sein des bassins océaniques, on distingue deux éléments les plus importants : plates-formes océaniques Et ceintures orogéniques océaniques. Plateformes océaniques(ou tha-lassocratons) dans la topographie du fond ont l'apparence de vastes plaines abyssales plates ou vallonnées. À ceintures orogéniques océaniques Il s'agit notamment des crêtes médio-océaniques qui ont une hauteur au-dessus de la plaine environnante allant jusqu'à 3 km (à certains endroits, elles s'élèvent sous la forme d'îles au-dessus du niveau de l'océan). Le long de l'axe de la crête, une zone de rifts est souvent tracée - des grabens étroits de 12 à 45 km de large à une profondeur de 3 à 5 km, indiquant la prédominance de l'extension crustale dans ces zones. Ils se caractérisent par une sismicité élevée, un flux de chaleur fortement accru et une faible densité du manteau supérieur. Les données géophysiques et géologiques indiquent que l'épaisseur de la couverture sédimentaire diminue à mesure qu'elle s'approche des zones axiales des crêtes et que la croûte océanique subit un soulèvement notable.
Le prochain élément majeur de la croûte terrestre est zone de transition entre continent et océan. C'est la zone de dissection maximale de la surface terrestre, où se trouvent arcs d'îles, caractérisé par une sismicité élevée et un volcanisme andésitique et andésite-basaltique moderne, des tranchées profondes et des dépressions profondes des mers marginales. Les sources des tremblements de terre forment ici une zone sismofocale (zone Benioff-Zavaritsky), plongeant sous les continents. La zone de transition est la plus
clairement manifesté dans la partie occidentale de l’océan Pacifique. Il se caractérise par un type de structure intermédiaire de la croûte terrestre.
croûte continentale(Khain, Lomise, 1995) est distribué non seulement au sein des continents eux-mêmes, c'est-à-dire des terres émergées, à l'exception peut-être des dépressions les plus profondes, mais également dans les zones de plateau des marges continentales et dans les zones individuelles des bassins océaniques-microcontinents. Cependant, la superficie totale de développement de la croûte continentale est inférieure à celle de la croûte océanique, représentant 41 % de la surface terrestre. L'épaisseur moyenne de la croûte continentale est de 35 à 40 km ; elle diminue vers les marges des continents et à l'intérieur des microcontinents et augmente sous les structures montagneuses jusqu'à 70-75 km.
En tout, croûte continentale, comme celle océanique, a une structure à trois couches, mais la composition des couches, en particulier des deux inférieures, diffère considérablement de celles observées dans la croûte océanique.
1. couche sédimentaire, communément appelée couverture sédimentaire. Son épaisseur varie de zéro sur les boucliers et les soulèvements plus petits des fondations des plates-formes et les zones axiales des structures pliées jusqu'à 10 et même 20 km dans les dépressions des plates-formes, les creux avant et intermontagnards des ceintures de montagnes. Certes, dans ces dépressions, la croûte sous-jacente aux sédiments et généralement appelée consolidé, est peut-être déjà plus proche de la nature océanique que continentale. La composition de la couche sédimentaire comprend diverses roches sédimentaires d'origine principalement continentale ou marine peu profonde, moins souvent d'origine bathyale (encore une fois dans des dépressions profondes), et aussi, de loin
pas partout, des couvertures et des seuils de roches ignées basiques formant des champs de pièges. La vitesse des ondes longitudinales dans la couche sédimentaire est de 2,0 à 5,0 km/s avec un maximum pour les roches carbonatées. L'âge des roches de la couverture sédimentaire peut atteindre 1,7 milliard d'années, soit un ordre de grandeur supérieur à celui de la couche sédimentaire des océans modernes.
2. Couche supérieure de croûte consolidée fait saillie sur la surface diurne sur les boucliers et les réseaux de plates-formes et dans les zones axiales des structures pliées ; il a été découvert à une profondeur de 12 km dans le puits de Kola et à une profondeur beaucoup plus petite dans des puits de la région Volga-Oural sur la plaque russe, sur la plaque médiane du continent américain et sur le bouclier baltique en Suède. Une mine d'or du sud de l'Inde a traversé cette couche jusqu'à 3,2 km, en Afrique du Sud - jusqu'à 3,8 km. Par conséquent, la composition de cette couche, au moins sa partie supérieure, est généralement bien connue ; le rôle principal dans sa composition est joué par divers schistes cristallins, gneiss, amphibolites et granites, et c'est pourquoi elle est souvent appelée granite-gneiss. La vitesse des ondes longitudinales y est de 6,0 à 6,5 km/s. Dans la fondation des jeunes plates-formes, qui ont un âge Riphéen-Paléozoïque voire Mésozoïque, et en partie dans les zones internes des jeunes structures plissées, la même couche est composée de roches moins fortement métamorphisées (faciès schistes verts au lieu d'amphibolite) et contient moins de granites. ; c'est pourquoi on l'appelle souvent ici couche granitique métamorphique, et les vitesses longitudinales typiques y sont de l'ordre de 5,5 à 6,0 km/s. L'épaisseur de cette couche crustale atteint 15 à 20 km sur les plates-formes et 25 à 30 km dans les structures montagneuses.
3. La couche inférieure de la croûte consolidée. On a initialement supposé qu'il existait une limite sismique claire entre les deux couches de la croûte consolidée, qui a été nommée limite de Conrad en l'honneur de son découvreur, un géophysicien allemand. Le forage des puits que nous venons de mentionner a semé le doute sur l'existence d'une frontière aussi nette ; parfois, au contraire, la sismicité détecte non pas une, mais deux (K 1 et K 2) limites dans la croûte, ce qui permet de distinguer deux couches dans la croûte inférieure (Fig. 6.2). La composition des roches composant la croûte inférieure, comme nous l'avons noté, n'est pas suffisamment connue, car elle n'a pas été atteinte par des puits et est exposée de manière fragmentaire à la surface. Basé
Riz. 6.2. Structure et épaisseur de la croûte continentale (Khain, Lomise, 1995). UN - principaux types de section selon les données sismiques : I-II - plates-formes anciennes (I - boucliers, II
Synéclises), III - étagères, IV - jeunes orogènes. Surfaces K 1 , K 2 -Conrad, surface M-Mohorovicic, les vitesses sont indiquées pour les ondes longitudinales ; B - histogramme de la répartition de l'épaisseur de la croûte continentale ; B - profil de résistance généralisé
Considérations générales, V.V. Belousov est arrivé à la conclusion que la croûte inférieure devrait être dominée, d'une part, par des roches à un stade de métamorphisme plus élevé et, d'autre part, par des roches de composition plus basique que dans la croûte supérieure. C'est pourquoi il a appelé cette couche de cortex gra-nullite-mafique. L'hypothèse de Belousov est généralement confirmée, bien que les affleurements montrent que non seulement les granulites basiques, mais aussi acides participent à la composition de la croûte inférieure. Actuellement, la plupart des géophysiciens distinguent la croûte supérieure et la croûte inférieure sur une base différente - par leurs excellentes propriétés rhéologiques : la croûte supérieure est dure et cassante, la croûte inférieure est plastique. La vitesse des ondes longitudinales dans la croûte inférieure est de 6,4 à 7,7 km/s ; l'appartenance à la croûte ou au manteau des couches inférieures de cette couche avec des vitesses supérieures à 7,0 km/s est souvent controversée.
Entre les deux types extrêmes de croûte terrestre - océanique et continentale - il existe des types de transition. L'un d'eux - croûte subocéanique - développé le long des pentes continentales et des contreforts et, éventuellement, sous-tend le fond des bassins de certaines mers marginales et intérieures peu profondes et larges. La croûte subocéanique est une croûte continentale amincie à 15-20 km et pénétrée de dykes et de seuils de roches ignées basiques.
aboyer Il a été mis à nu par des forages en haute mer à l'entrée du golfe du Mexique et mis à nu sur la côte de la mer Rouge. Un autre type de cortex transitionnel est sous-continental- se forme dans le cas où la croûte océanique dans les arcs volcaniques ensimatiques se transforme en continentale, mais n'a pas encore atteint sa pleine « maturité », ayant une épaisseur réduite, inférieure à 25 km et un degré de consolidation plus faible, ce qui se traduit par une épaisseur inférieure à 25 km. vitesses des ondes sismiques - pas plus de 5,0 à 5,5 km/s dans la croûte inférieure.
Certains chercheurs identifient deux autres types de croûte océanique comme types spéciaux, qui ont déjà été évoqués ci-dessus ; il s'agit, d'une part, de la croûte océanique des soulèvements internes de l'océan épaissie jusqu'à 25-30 km (Islande, etc.) et, d'autre part, de la croûte de type océanique, « bâtie sur » avec une épaisse, jusqu'à 15-20 km km, couverture sédimentaire (bassin caspien, etc.).
Surface mohorovicique et composition du mana supérieurtii. La limite entre la croûte et le manteau, généralement exprimée assez clairement sur le plan sismique par un saut dans la vitesse des ondes longitudinales de 7,5-7,7 à 7,9-8,2 km/s, est connue sous le nom de surface Mohorovicic (ou simplement Moho et même M), appelée surface Géophysicien croate qui l'a établi. Dans les océans, cette limite correspond au passage d'un complexe rubané de 3ème couche avec une prédominance de gabbroïdes à des péridotites serpentinisées continues (harzburgites, lherzolites), moins souvent des dunites, par endroits faisant saillie à la surface du fond, et dans les roches de Sao Paulo dans l'Atlantique au large des côtes du Brésil et sur o. Zabargad dans la mer Rouge, s'élevant au-dessus de la surface
la fureur de la mer. Les sommets du manteau océanique peuvent être observés par endroits sur terre dans le cadre des fonds des complexes ophiolitiques. Leur épaisseur à Oman atteint 8 km, et en Papouasie-Nouvelle-Guinée, peut-être même 12 km. Ils sont composés de péridotites, principalement des harzburgites (Khain et Lomise, 1995).
L'étude des inclusions dans les laves et les kimberlites des cheminées montre que sous les continents, le manteau supérieur est principalement composé de péridotites, ici et sous les océans dans la partie supérieure ce sont des péridotites à spinelle, et en dessous des péridotites à grenat. Mais dans le manteau continental, selon les mêmes données, outre les péridotites, des éclogites, c'est-à-dire des roches basiques profondément métamorphisées, sont présentes en quantités mineures. Les éclogites pourraient être des reliques métamorphisées de la croûte océanique, entraînées dans le manteau lors du processus de sous-poussée de cette croûte (subduction).
La partie supérieure du manteau est secondairement appauvrie en un certain nombre de composants : silice, alcalis, uranium, thorium, terres rares et autres éléments incohérents en raison de la fonte des roches basaltiques de la croûte terrestre. Ce manteau « appauvri » (« appauvri ») s'étend sous les continents à une plus grande profondeur (englobant la totalité ou la quasi-totalité de sa partie lithosphérique) que sous les océans, laissant place plus profondément au manteau « non appauvri ». La composition primaire moyenne du manteau devrait être proche de la lherzolite spinelle ou d'un hypothétique mélange de péridotite et de basalte dans un rapport de 3:1, nommé par le scientifique australien A.E. Ringwood. pyrolite.
À une profondeur d'environ 400 km, commence une augmentation rapide de la vitesse des ondes sismiques ; d'ici à 670 km
effacé Couche de Golitsyne, du nom du sismologue russe B.B. Golitsyne. On le distingue également comme le manteau intermédiaire, ou mésosphère - zone de transition entre le manteau supérieur et le manteau inférieur. L'augmentation des taux de vibrations élastiques dans la couche de Golitsyn s'explique par une augmentation de la densité du matériau du manteau d'environ 10 % due à la transition de certaines espèces minérales vers d'autres, avec un tassement d'atomes plus dense : l'olivine en spinelle , pyroxène en grenat.
Manteau inférieur(Hain, Lomise, 1995) commence à une profondeur d'environ 670 km. Le manteau inférieur devrait être composé principalement de pérovskite (MgSiO 3) et de wustite de magnésium (Fe, Mg)O - produits de modifications ultérieures des minéraux composant le manteau intermédiaire. Selon la sismologie, le noyau de la Terre dans sa partie externe est liquide et la partie interne est à nouveau solide. La convection dans le noyau externe génère le principal champ magnétique terrestre. La composition du noyau est acceptée par l'écrasante majorité des géophysiciens comme étant du fer. Mais là encore, selon les données expérimentales, il est nécessaire de tenir compte d'un certain mélange de nickel, ainsi que de soufre, ou d'oxygène, ou de silicium, afin d'expliquer la densité réduite du noyau par rapport à celle déterminée pour le fer pur.
D'après les données de tomographie sismique, surface centrale est inégal et forme des saillies et des dépressions d'une amplitude allant jusqu'à 5 à 6 km. A la limite du manteau et du noyau, on distingue une couche de transition d'indice D" (la croûte est désignée par l'indice A, le manteau supérieur - B, le milieu - C, le bas - D, la partie supérieure de le manteau inférieur D"). L'épaisseur de la couche D" atteint par endroits 300 km.
Lithosphère et asthénosphère. Contrairement à la croûte et au manteau, distingués par des données géologiques (par la composition matérielle) et des données sismologiques (par le saut de vitesse des ondes sismiques à la limite de Mohorovicic), la lithosphère et l'asthénosphère sont des concepts purement physiques, ou plutôt rhéologiques. La base initiale pour identifier l’asthénosphère est une coque en plastique affaiblie. sous-jacente à une lithosphère plus rigide et plus fragile, il fallait expliquer le fait de l'équilibre isostatique de la croûte, découvert lors de la mesure de la gravité au pied des structures montagneuses. On s’attendait initialement à ce que de telles structures, en particulier celles aussi imposantes que l’Himalaya, créent un excès de gravité. Cependant, au milieu du 19ème siècle. des mesures correspondantes ont été effectuées, il s’est avéré qu’une telle attraction n’a pas été observée. Par conséquent, même de grandes irrégularités dans le relief de la surface terrestre sont en quelque sorte compensées, équilibrées en profondeur de sorte qu'au niveau de la surface terrestre, il n'y ait pas d'écarts significatifs par rapport aux valeurs moyennes de la gravité. Ainsi, les chercheurs sont arrivés à la conclusion qu'il existe une tendance générale de la croûte terrestre à s'équilibrer aux dépens du manteau ; ce phénomène est appelé isostasie(Hain, Lomise, 1995) .
Il existe deux manières de mettre en œuvre l'isostasie. La première est que les montagnes ont des racines immergées dans le manteau, c'est-à-dire que l'isostasie est assurée par les variations de l'épaisseur de la croûte terrestre et que la surface inférieure de cette dernière présente un relief opposé au relief de la surface terrestre ; c'est l'hypothèse de l'astronome anglais J. Airy
(Fig. 6.3). À l'échelle régionale, cela est généralement justifié, car les structures montagneuses ont en réalité une croûte plus épaisse et l'épaisseur maximale de la croûte est observée au plus haut d'entre elles (Himalaya, Andes, Hindu Kush, Tien Shan, etc.). Mais un autre mécanisme de mise en œuvre de l'isostasie est également possible : les zones de relief accru doivent être composées de roches moins denses, et les zones de relief inférieur doivent être composées de roches plus denses ; C'est l'hypothèse d'un autre scientifique anglais, J. Pratt. Dans ce cas, la base de la croûte terrestre peut même être horizontale. L’équilibre des continents et des océans est obtenu par une combinaison des deux mécanismes : la croûte sous les océans est à la fois beaucoup plus fine et sensiblement plus dense que sous les continents.
La majeure partie de la surface terrestre est dans un état proche de l’équilibre isostatique. Les plus grands écarts par rapport à l'isostasie (anomalies isostatiques) se trouvent dans les arcs insulaires et les tranchées profondes associées.
Pour que le désir d'équilibre isostatique soit efficace, c'est-à-dire que sous une charge supplémentaire, la croûte coulerait et que lorsque la charge serait retirée, elle monterait, il faut qu'il y ait une couche suffisamment plastique sous la croûte, capable de circulant des zones de pression géostatique accrue vers les zones de basse pression. C'est pour cette couche, initialement identifiée de manière hypothétique, que le géologue américain J. Burrell a proposé le nom l'asthénosphère, qui signifie « coquille faible ». Cette hypothèse n'a été confirmée que bien plus tard, dans les années 60, lorsque des phénomènes sismiques ont eu lieu.
Riz. 6.3. Schémas d'équilibre isostatique de la croûte terrestre :
UN - par J. Érié, b- par J. Pratt (Khain, Koronovsky, 1995)
des logs (B. Gutenberg) ont découvert l'existence à une certaine profondeur sous la croûte d'une zone de diminution ou d'absence d'augmentation, naturelle avec une augmentation de pression, de la vitesse des ondes sismiques. Par la suite, une autre méthode d'établissement de l'asthénosphère est apparue : la méthode de sondage magnétotellurique, dans laquelle l'asthénosphère se manifeste comme une zone de résistance électrique réduite. De plus, les sismologues ont identifié un autre signe de l'asthénosphère : une atténuation accrue des ondes sismiques.
L'asthénosphère joue également un rôle prépondérant dans les mouvements de la lithosphère. Le flux de matière asthénosphérique entraîne les plaques lithosphériques et provoque leurs mouvements horizontaux. L'élévation de la surface de l'asthénosphère entraîne l'élévation de la lithosphère, et dans les cas extrêmes, une rupture dans sa continuité, la formation d'une séparation et un affaissement. Ce dernier conduit également à la sortie de l'asthénosphère.
Ainsi, des deux coquilles qui composent la tectonosphère : l'asthénosphère est un élément actif, et la lithosphère est un élément relativement passif. Leur interaction détermine la « vie » tectonique et magmatique de la croûte terrestre.
Dans les zones axiales des dorsales médio-océaniques, en particulier sur la dorsale Est du Pacifique, le sommet de l'asthénosphère est situé à une profondeur de seulement 3 à 4 km, c'est-à-dire que la lithosphère est limitée uniquement à la partie supérieure de la croûte. À mesure que l'on se rapproche de la périphérie des océans, l'épaisseur de la lithosphère augmente en raison de
la croûte inférieure, et principalement le manteau supérieur et peut atteindre 80 à 100 km. Dans les parties centrales des continents, notamment sous les boucliers d'anciennes plates-formes, comme celles d'Europe de l'Est ou de Sibérie, l'épaisseur de la lithosphère est déjà mesurée à 150-200 km ou plus (en Afrique du Sud 350 km) ; selon certaines idées, il peut atteindre 400 km, c'est-à-dire ici tout le manteau supérieur au-dessus de la couche de Golitsyn devrait faire partie de la lithosphère.
La difficulté de détecter l'asthénosphère à des profondeurs de plus de 150 à 200 km a soulevé des doutes parmi certains chercheurs quant à son existence sous de telles zones et les a conduits à une idée alternative selon laquelle l'asthénosphère en tant que coquille continue, c'est-à-dire la géosphère, n'existe pas. , mais il y a une série d'"asthénolentilles" déconnectées " Nous ne pouvons pas être d'accord avec cette conclusion, qui pourrait être importante pour la géodynamique, puisque ce sont ces zones qui démontrent un degré élevé d'équilibre isostatique, car celles-ci incluent les exemples ci-dessus de zones de glaciation moderne et ancienne - Groenland, etc.
La raison pour laquelle l’asthénosphère n’est pas facile à détecter partout est évidemment un changement de sa viscosité latéralement.
Les principaux éléments structurels de la croûte continentale
Sur les continents, on distingue deux éléments structurels de la croûte terrestre : les plates-formes et les ceintures mobiles (Historical Geology, 1985).
Définition:plate-forme- une section stable et rigide de la croûte continentale, ayant une forme isométrique et une structure à deux étages (Fig. 6.4). Plancher structurel inférieur (premier) – fond de teint cristallin, représenté par des roches métamorphisées fortement disloquées, envahies par des intrusions. Le plancher structurel supérieur (deuxième) repose doucement couverture sédimentaire, faiblement luxé et non métamorphisé. Les sorties vers la surface de jour du plancher structurel inférieur sont appelées bouclier. Les zones de la fondation couvertes par une couverture sédimentaire sont appelées poêle. L'épaisseur de la couverture sédimentaire de la plaque est de quelques kilomètres.
Exemple: sur la plate-forme est-européenne, il y a deux boucliers (ukrainien et baltique) et la plaque russe.
Structures du deuxième étage de la plateforme (cas) Il existe des négatifs (déflexions, synéclises) et des positifs (antéclises). Les synéclises ont la forme d'une soucoupe et les antéclises ont la forme d'une soucoupe inversée. L'épaisseur des sédiments est toujours plus grande sur le synéclise, et moindre sur l'antéclise. Les dimensions de ces structures en diamètre peuvent atteindre des centaines ou quelques milliers de kilomètres, et la chute des couches sur les ailes est généralement de quelques mètres par 1 km. Il existe deux définitions de ces structures.
Définition: la synéclise est une structure géologique dont la chute des couches est dirigée de la périphérie vers le centre. L'Antéclise est une structure géologique dont la chute des couches est dirigée du centre vers la périphérie.
Définition: synéclise - une structure géologique au cœur de laquelle émergent des sédiments plus jeunes et le long des bords
Riz. 6.4. Schéma de structure de la plate-forme. 1 - fondation pliée ; 2 - boîtier de plate-forme ; 3 failles (Géologie historique, 1985)
- plus ancien. L'Antéclise est une structure géologique au cœur de laquelle émergent des sédiments plus anciens et des sédiments plus jeunes sur les bords.
Définition: le creux est un corps géologique allongé (allongé) qui a une forme concave en section transversale.
Exemple: sur la plaque russe de la plateforme est-européenne se démarquent antéclises(Biélorusse, Voronej, Volga-Oural, etc.), synéclises(Moscou, Caspienne, etc.) et des creux (Oulianovsk-Saratov, Transnistrie-Mer Noire, etc.).
Il existe une structure des horizons inférieurs de la couverture - av-lacogène.
Définition: aulacogène - une dépression étroite et allongée s'étendant à travers la plate-forme. Les aulacogènes sont situés dans la partie inférieure du plancher structurel supérieur (couverture) et peuvent atteindre une longueur allant jusqu'à des centaines de kilomètres et une largeur allant jusqu'à des dizaines de kilomètres. Les aulacogènes se forment dans des conditions d'extension horizontale. Ils accumulent d'épaisses couches de sédiments, qui peuvent être écrasés en plis et dont la composition est similaire aux formations de miogeosynclinaux. Des basaltes sont présents dans la partie inférieure de la coupe.
Exemple: Pachelma (Ryazan-Saratov) aulacogène, aulacogène Dniepr-Donets de la plaque russe.
Histoire du développement des plateformes. L’histoire du développement peut être divisée en trois étapes. D'abord– géosynclinal, sur lequel se produit la formation du (premier) élément structurel inférieur (fondation). Deuxième- aulacogène, sur lequel, selon le climat, se produit une accumulation
sédiments de couleur rouge, gris ou carbonés dans les av-lacogènes. Troisième– la dalle sur laquelle se produit la sédimentation sur une grande surface et sur laquelle se forme le plancher structurel supérieur (deuxième) (dalle).
En règle générale, le processus d'accumulation des précipitations se produit de manière cyclique. S'accumule en premier transgressif maritime terrigène formation, alors - carbonate formation (transgression maximale, tableau 6.1). Lors de la régression dans des conditions climatiques arides, à fleurs rouges salines formation, et dans des conditions de climat humide - paralytique charbonnière formation. A la fin du cycle de sédimentation, des sédiments se forment continental formations. A tout moment l'étape peut être interrompue par la formation d'une formation piège.
Tableau 6.1. Séquence d'accumulation des dalles
formations et leurs caractéristiques.
Fin du tableau 6.1.
Pour ceintures mobiles (zones pliées) caractéristique:
linéarité de leurs contours ;
l'énorme épaisseur des sédiments accumulés (jusqu'à 15-25 km) ;
cohérence composition et épaisseur de ces dépôts le long de la grève zone pliée et changements soudains au cours de sa grève;
présence de particularité formations- des complexes rocheux formés à certains stades de développement de ces zones ( ardoise, flysch, spilito-kératophyrique, mélasse et autres formations) ;
magmatisme effusif et intrusif intense (les grandes intrusions granitiques-batholites sont particulièrement caractéristiques) ;
fort métamorphisme régional ;
7) fort plissement, abondance de failles, dont
poussées indiquant la dominance de la compression. Des zones pliées (ceintures) apparaissent à la place des zones géosynclinales (ceintures).
Définition : géosynclinal(Fig. 6.5) - une zone mobile de la croûte terrestre, dans laquelle d'épaisses strates sédimentaires et volcanogènes se sont d'abord accumulées, puis elles ont été écrasées en plis complexes, accompagnées de la formation de failles, de l'introduction d'intrusions et de métamorphisme. Il y a deux étapes dans le développement d'un géosynclinal.
Première étape(en fait géosynclinal) caractérisé par une prédominance d'affaissement. Taux de précipitations élevé dans un géosynclinal - c'est résultat de l'étirement de la croûte terrestre et sa déviation. DANS première mi-tempsétapes Les sédiments sablo-argileux et argileux s'accumulent généralement (par métamorphisme, ils forment alors des schistes argileux noirs, libérés dans ardoise formation) et des calcaires. La subduction peut s'accompagner de ruptures par lesquelles le magma mafique s'élève et éclate dans des conditions sous-marines. Les roches résultantes après le métamorphisme, ainsi que les formations subvolcaniques qui les accompagnent, donnent spilite-kératophyrique formation. Simultanément, des roches siliceuses et du jaspe se forment généralement.
océanique
Riz. 6.5. Schéma de la structure géosynchrone
linali sur une coupe transversale schématique de l'Arc de la Sonde en Indonésie (Géologie structurale et tectonique des plaques, 1991). Légende : 1 – sédiments et roches sédimentaires ; 2 – volcan-
belles races; 3 – roches conti-métamorphiques du socle
Formations spécifiées accumuler simultanément, Mais dans différents domaines. Accumulation spilito-kératophyrique la formation se produit généralement dans la partie interne du géosynclinal - dans eugéosynclinaux. Pour eugéo-synclinaux Caractérisé par la formation d'épaisses strates volcanogènes, généralement de composition basique, et l'introduction d'intrusions de gabbro, de diabase et de roches ultrabasiques. Dans la partie marginale du géosynclinal, le long de sa frontière avec la plate-forme, se trouvent généralement miogéosynclinaux. Ce sont principalement des strates terrigènes et carbonatées qui s'y accumulent ; Il n'y a pas de roches volcaniques et les intrusions ne sont pas typiques.
Dans la première moitié de la première étape La majeure partie du géosynclinal est mer avec d'importantsprofondeurs. La preuve en est apportée par la fine granularité des sédiments et la rareté des découvertes fauniques (principalement necton et plancton).
À milieu de la première étape en raison de différents taux d'affaissement, des zones se forment dans différentes parties du géosynclinal hausse relative(intragéoantique-linali) Et descendance relative(intragéosynclinaux). A cette époque, l'intrusion de petites intrusions de plagiogranites peut se produire.
Dans seconde moitié de la première étape En raison de l'apparition de soulèvements internes, la mer dans le géosynclinal devient moins profonde. maintenant ça archipel, séparés par des détroits. En raison du faible fond, la mer avance sur les plates-formes adjacentes. Les calcaires, d'épaisses strates sablo-argileuses construites de manière rythmée, s'accumulent dans le géosynclinal, formant flysch pour-216
formation; il y a une effusion de laves de composition intermédiaire qui composent porphyrique formation.
À fin de la première étape les intragéosynclinaux disparaissent, les intragéoanticlinaux fusionnent en un seul soulèvement central. C'est une inversion générale ; ça correspond phase principale du pliage dans un géosynclinal. Le plissement s'accompagne généralement de l'intrusion de grandes intrusions granitiques synorogéniques (simultanées au plissement). Les roches sont écrasées en plis, souvent compliqués par des poussées. Tout cela provoque un métamorphisme régional. A la place des intragéosynclinaux apparaissent synclinorium- des structures de construction complexe de type synclinal, et à la place d'intragéoanticlinaux - anticlinorie. Le géosynclinal se « ferme », se transformant en une zone plissée.
Dans la structure et le développement d'un géosynclinal, un rôle très important appartient à failles profondes - ruptures de longue durée qui traversent toute la croûte terrestre et pénètrent dans le manteau supérieur. Les failles profondes déterminent les contours des géosynclinaux, leur magmatisme et la division du géosynclinal en zones structurales et faciales qui diffèrent par la composition des sédiments, leur épaisseur, leur magmatisme et la nature des structures. A l'intérieur d'un géosynclinal, ils distinguent parfois moyens massifs, limité par des failles profondes. Ce sont des blocs de plissements plus anciens, composés de roches provenant de la fondation sur laquelle s'est formé le géosynclinal. Par la composition des sédiments et leur épaisseur, les massifs moyens s'apparentent à des plates-formes, mais ils se distinguent par un fort magmatisme et un plissement des roches, principalement le long des bords du massif.
La deuxième étape du développement du géosynclinal appelé orogénique et se caractérise par une prédominance de soulèvements. La sédimentation se produit dans des zones limitées le long de la périphérie du soulèvement central - dans déformations marginales, apparaissant le long de la frontière du géosynclinal et de la plate-forme et chevauchant partiellement la plate-forme, ainsi que dans les creux intermontagnards qui se forment parfois à l'intérieur du soulèvement central. La source des sédiments est la destruction de la montée centrale en constante augmentation. Première moitiéDeuxième étape cette colline a probablement une topographie vallonnée ; lorsqu'il est détruit, des sédiments marins et parfois lagonaires s'accumulent, formant mélasse inférieure formation. En fonction des conditions climatiques, cela peut être paralique houillère ou saléépaisseur. Dans le même temps, l'intrusion de grandes intrusions granitiques - batholites - se produit généralement.
Dans la seconde moitié de l'étape le taux de soulèvement du soulèvement central augmente fortement, ce qui s'accompagne de fissures et d'effondrements de sections individuelles. Ce phénomène s'explique par le fait que, suite au plissement, au métamorphisme et à l'introduction d'intrusions, la région plissée (qui n'est plus un géosynclinal !) devient rigide et réagit au soulèvement continu par des failles. La mer quitte cette zone. À la suite de la destruction du soulèvement central, qui était à l'époque un pays montagneux, des strates clastiques grossières continentales s'accumulent, formant mélasse supérieure formation. La division de la partie arquée du soulèvement s'accompagne d'un volcanisme au sol ; ce sont généralement des laves de composition acide qui, avec
les formations subvolcaniques donnent porphyre formation. Des fissures alcalines et de petites intrusions acides y sont associées. Ainsi, du fait du développement du géosynclinal, l'épaisseur de la croûte continentale augmente.
À la fin de la deuxième étape, la zone montagneuse plissée apparue à l'emplacement du géosynclinal est détruite, le territoire se nivelle progressivement et devient une plate-forme. Le géosynclinal passe d'une zone d'accumulation de sédiments à une zone de destruction, d'un territoire mobile à un territoire sédentaire, rigide et nivelé. Par conséquent, l’amplitude des mouvements sur la plate-forme est réduite. Habituellement, la mer, même peu profonde, couvre ici de vastes zones. Ce territoire ne connaît plus un affaissement aussi fort qu'auparavant, donc l'épaisseur des sédiments est bien moindre (en moyenne 2-3 km). La subsidence est interrompue à plusieurs reprises, si bien que des ruptures fréquentes de la sédimentation sont observées ; des croûtes d'altération peuvent alors se former. Il n'y a pas d'élévations énergétiques accompagnées de replis. Par conséquent, les sédiments minces et généralement peu profonds nouvellement formés sur la plate-forme ne sont pas métamorphisés et se trouvent horizontalement ou légèrement inclinés. Les roches ignées sont rares et sont généralement représentées par des épanchements terrestres de laves basaltiques.
En plus du modèle géosynclinal, il existe un modèle de tectonique des plaques lithosphériques.
Modèle de tectonique des plaques
Tectonique des plaques(Structural Geology and Plate Tectonics, 1991) est un modèle qui a été créé pour expliquer le modèle observé de distribution des déformations et de la sismicité dans la coque externe de la Terre. Il s’appuie sur de nombreuses données géophysiques acquises dans les années 1950 et 1960. Les fondements théoriques de la tectonique des plaques reposent sur deux prémisses.
La couche la plus externe de la Terre, appelée lithosphère, se trouve directement sur une couche appelée caténosphère, qui est moins durable que la lithosphère.
La lithosphère est divisée en un certain nombre de segments rigides, ou plaques (Fig. 6.6), qui se déplacent constamment les uns par rapport aux autres et dont la surface change également continuellement. La plupart des processus tectoniques avec échange d’énergie intense opèrent aux frontières entre les plaques.
Bien que l'épaisseur de la lithosphère ne puisse pas être mesurée avec une grande précision, les chercheurs s'accordent sur le fait qu'au sein des plaques, elle varie de 70 à 80 km sous les océans jusqu'à un maximum de plus de 200 km sous certaines parties des continents, avec une moyenne d'environ 100 km. L'asthénosphère sous-jacente à la lithosphère s'étend jusqu'à une profondeur d'environ 700 km (profondeur maximale de distribution des sources de séismes profonds). Sa force augmente avec la profondeur et certains sismologues pensent que sa limite inférieure est
lignes simples - défauts de transformation (défauts de glissement) ; les zones de la croûte continentale sujettes à des failles actives sont mouchetées (Géologie structurale et tectonique des plaques, 1991)
Tsa est situé à une profondeur de 400 km et coïncide avec un léger changement des paramètres physiques.
Limites entre les plaques sont divisés en trois types :
divergent;
convergent;
transformation (avec déplacements le long de la direction).
Aux limites de plaques divergentes, représentées principalement par des rifts, une nouvelle formation de lithosphère se produit, ce qui conduit à l'expansion du fond océanique (étalement). Aux limites des plaques convergentes, la lithosphère est immergée dans l’asthénosphère, c’est-à-dire qu’elle est absorbée. Aux limites de transformation, deux plaques lithosphériques glissent l'une par rapport à l'autre et la matière lithosphérique n'y est ni créée ni détruite. .
Toutes les plaques lithosphériques se déplacent continuellement les unes par rapport aux autres. On suppose que la superficie totale de toutes les dalles reste constante sur une période de temps significative. A une distance suffisante des bords des plaques, les déformations horizontales à l'intérieur de celles-ci sont insignifiantes, ce qui permet de considérer les plaques comme rigides. Étant donné que les déplacements le long des failles transformantes se produisent le long de leur direction, le mouvement des plaques devrait être parallèle aux failles transformantes modernes. Puisque tout cela se passe à la surface d’une sphère, alors, conformément au théorème d’Euler, chaque section de la plaque décrit une trajectoire équivalente à une rotation sur la surface sphérique de la Terre. Pour le mouvement relatif de chaque paire de plaques à un moment donné, un axe, ou pôle de rotation, peut être déterminé. En vous éloignant de ce poteau (jusqu'au coin
distance de 90°), les taux d'épandage augmentent naturellement, mais la vitesse angulaire d'une paire de plaques donnée par rapport à leur pôle de rotation est constante. Notons également que, géométriquement, les pôles de rotation sont uniques pour toute paire de plaques et ne sont en aucun cas liés au pôle de rotation de la Terre en tant que planète.
La tectonique des plaques est un modèle efficace des processus crustaux car elle s'adapte bien aux données d'observation connues, fournit des explications élégantes à des phénomènes auparavant sans rapport et ouvre des possibilités de prédiction.
Cycle de Wilson(Géologie structurale et tectonique des plaques, 1991). En 1966, le professeur Wilson de l'Université de Toronto a publié un article dans lequel il soutenait que la dérive des continents s'était produite non seulement après la rupture de la Pangée au début du Mésozoïque, mais également à l'époque pré-Pangéenne. Le cycle d'ouverture et de fermeture des océans par rapport aux marges continentales adjacentes est désormais appelé Cycle de Wilson.
En figue. La figure 6.7 fournit une explication schématique du concept de base du cycle de Wilson dans le cadre des idées sur l'évolution des plaques lithosphériques.
Riz. 6.7, mais représente début du cycle de Wilson– le stade initial de la rupture continentale et de la formation de la marge de la plaque d'accrétion. Connu pour être dur
Riz. 6.7. Schéma du cycle de Wilson de développement des océans dans le cadre de l'évolution des plaques lithosphériques (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991)
la lithosphère recouvre une zone plus faible et partiellement fondue de l'asthénosphère - la couche dite à faible vitesse (Figure 6.7, b) . À mesure que les continents continuent de se séparer, une vallée du Rift (Fig. 6.7, 6) et un petit océan (Fig. 6.7, c) se développent. Ce sont les premières étapes de l’ouverture des océans dans le cycle de Wilson.. Le Rift africain et la mer Rouge en sont des exemples appropriés. Avec la poursuite de la dérive des continents séparés, accompagnée de l'accrétion symétrique de nouvelle lithosphère sur les marges des plaques, les sédiments du plateau s'accumulent à la frontière continent-océan en raison de l'érosion du continent. Océan entièrement formé(Fig. 6.7, d) avec une crête médiane à la limite de la plaque et un plateau continental développé est appelé océan de type Atlantique.
D'après les observations des tranchées océaniques, leur relation avec la sismicité et la reconstruction à partir des modèles d'anomalies magnétiques océaniques autour des tranchées, on sait que la lithosphère océanique est démembrée et subductée dans la mésosphère. En figue. 6.7, d montré océan avec poêle, qui présente de simples marges d’accrétion et d’absorption de la lithosphère, – c'est la première étape de la fermeture des océans V Cycle de Wilson. Le démembrement de la lithosphère au voisinage de la marge continentale conduit à la transformation de cette dernière en un orogène de type andin suite aux processus tectoniques et volcaniques se produisant à la limite des plaques absorbantes. Si ce démembrement se produit à une distance considérable de la marge continentale vers l'océan, alors un arc insulaire comme les îles japonaises se forme. Absorption océaniquelithosphère entraîne une modification de la géométrie des plaques et au final
se termine à disparition complète du bord de la plaque d'accrétion(Fig. 6.7, f). Pendant ce temps, le plateau continental opposé pourrait continuer à s’étendre, devenant un semi-océan de type atlantique. À mesure que l'océan rétrécit, la marge continentale opposée finit par passer en mode d'absorption par les plaques et participe au développement Orogène d'accrétion de type andin. C'est le premier stade de la collision de deux continents (collisions) . A l'étape suivante, en raison de la flottabilité de la lithosphère continentale, l'absorption de la plaque s'arrête. La plaque lithosphérique se brise en dessous, sous un orogène de type himalayen en croissance, et avance stade orogénique finalCycle de Wilsonavec une ceinture de montagnes matures, représentant la couture entre les continents nouvellement unis. Antipode Orogène d'accrétion de type andin est Orogène collisionnel de type himalayen.
La structure de la planète sur laquelle nous vivons a longtemps occupé l’esprit des scientifiques. De nombreux jugements naïfs et de brillantes suppositions ont été exprimés, mais jusqu'à tout récemment, personne ne pouvait prouver la justesse ou l'inexactitude d'une hypothèse à l'aide de faits convaincants. Et même aujourd'hui, malgré les succès colossaux des sciences de la Terre, principalement grâce au développement de méthodes géophysiques pour étudier son intérieur, il n'existe pas d'opinion unique et définitive sur la structure des parties intérieures du globe.
Certes, tous les experts sont d'accord sur une chose : la Terre est constituée de plusieurs couches concentriques, ou coquilles, à l'intérieur desquelles se trouve un noyau sphérique. Les méthodes les plus récentes ont permis de mesurer avec une grande précision l'épaisseur de chacune de ces sphères emboîtées, mais ce qu'elles sont et en quoi elles consistent n'est pas encore totalement établi.
Certaines propriétés de l’intérieur de la Terre sont connues avec certitude, tandis que d’autres ne peuvent être que devinées. Ainsi, grâce à la méthode sismique, il a été possible d'établir la vitesse de passage des vibrations élastiques (ondes sismiques) provoquées par un tremblement de terre ou une explosion à travers la planète. L'ampleur de cette vitesse est, en général, très élevée (plusieurs kilomètres par seconde), mais dans un milieu plus dense, elle augmente, dans un milieu meuble, elle diminue fortement et dans un milieu liquide, de telles oscillations s'éteignent rapidement.
Les ondes sismiques peuvent traverser la Terre en moins d’une demi-heure. Cependant, lorsqu'ils atteignent l'interface entre des couches de densités différentes, ils sont partiellement réfléchis et retournent à la surface, où l'heure de leur arrivée peut être enregistrée par des instruments sensibles.
Le fait que sous la coque solide supérieure de notre planète se trouve une autre couche a été deviné dans les temps anciens. Le philosophe grec Empédocle, qui vécut au Ve siècle avant JC, fut le premier à le dire. En observant l'éruption du célèbre volcan Etna, il a vu de la lave en fusion et est arrivé à la conclusion que sous la coque dure et froide de la surface de la terre se trouvait une couche de magma en fusion. Un courageux scientifique est mort en tentant de pénétrer dans le cratère d’un volcan pour mieux comprendre sa structure.
L'idée de la structure ardente-liquide de l'intérieur profond de la Terre a reçu son développement le plus frappant au milieu du XVIIIe siècle dans la théorie du philosophe allemand I. Kant et de l'astronome français P. Laplace. Cette théorie a survécu jusqu'à la fin du XIXe siècle, même si personne n'a pu mesurer à quelle profondeur se termine la croûte solide froide et où commence le magma liquide. En 1910, le géophysicien yougoslave A. Mohorovicic l'a fait en utilisant la méthode sismique. En étudiant un tremblement de terre en Croatie, il a découvert qu'à une profondeur de 60 à 70 kilomètres, la vitesse des ondes sismiques change fortement. Au-dessus de cette section, qui fut plus tard appelée limite de Mohorovicic (ou simplement « Moho »), la vitesse des vagues ne dépasse pas 6,5 à 7 kilomètres par seconde, tandis qu'en dessous elle augmente brusquement jusqu'à 8 kilomètres par seconde.
Ainsi, il s'est avéré que directement sous la lithosphère (croûte), il n'y a pas du tout de magma en fusion, mais au contraire une couche d'une centaine de kilomètres, encore plus dense que la croûte. Il repose sur l'asthénosphère (couche affaiblie), dont la substance est ramollie.
Certains chercheurs pensent que l'asthénosphère est un mélange de granules solides et de liquides fondus.
À en juger par la vitesse de propagation des ondes sismiques, il existe des couches extrêmement denses sous l'asthénosphère, jusqu'à une profondeur de 2 900 kilomètres.
Il est difficile de dire ce qu'est cette coque interne multicouche (manteau) située entre la surface du Moho et le noyau. D'une part, il présente les signes d'un corps solide (les ondes sismiques s'y propagent rapidement), de l'autre, le manteau a une fluidité incontestable.
Il convient de noter que les conditions physiques dans cette partie de l’intérieur de notre planète sont tout à fait inhabituelles. Il règne des températures élevées et des pressions colossales de l’ordre de centaines de milliers d’atmosphères. Le célèbre scientifique soviétique, l'académicien D. Shcherbakov, estime que la substance du manteau, bien que solide, est plastique. Peut-être peut-on le comparer au cirage à chaussures qui, sous les coups de marteau, se brise en fragments aux arêtes vives. Cependant, avec le temps, même par temps froid, il commence à se répandre comme un liquide et à couler sur une légère pente, et lorsqu'il atteint le bord de la surface, il s'égoutte.
La partie centrale de la Terre, son noyau, recèle encore plus de mystères. Qu'est-ce que c'est, liquide ou solide ? De quelles substances est-il composé ? Les méthodes sismiques ont établi que le noyau est hétérogène et divisé en deux couches principales : externe et interne. Selon certaines théories, il serait constitué de fer et de nickel, selon d'autres, de silicium super-densifié. Récemment, l'idée a été avancée que la partie centrale du noyau est en fer-nickel et la partie externe est en silicium.
Il est clair que les plus connues de toutes les géosphères sont celles qui sont accessibles à l’observation et à la recherche directes : l’atmosphère, l’hydrosphère et la croûte. Le manteau, bien qu'il se rapproche de la surface terrestre, n'est apparemment exposé nulle part. Par conséquent, il n’y a même pas de consensus sur sa composition chimique. Certes, l'académicien A. Yanshin estime que certains minéraux rares du groupe dit mer-richbite-redderite, auparavant connus uniquement comme faisant partie des météorites et récemment découverts dans les montagnes Sayan orientales, représentent des affleurements du manteau. Mais cette hypothèse nécessite encore des tests minutieux.
La croûte terrestre des continents a été étudiée par les géologues de manière suffisamment complète. Le forage profond a joué un rôle important à cet égard. La couche supérieure de la croûte continentale est formée de roches sédimentaires. Comme leur nom l’indique, ils sont d’origine aqueuse, c’est-à-dire que les particules qui ont formé cette couche de la croûte terrestre se sont déposées à partir d’une suspension aqueuse. La grande majorité des roches sédimentaires se sont formées dans des mers anciennes, moins souvent elles doivent leur origine à des masses d'eau douce. Dans de très rares cas, des roches sédimentaires sont apparues à la suite de l'altération directement sur terre.
Les principales roches sédimentaires sont les sables, les grès, les argiles, les calcaires et parfois le sel gemme. L'épaisseur de la couche sédimentaire de la croûte varie selon les différentes parties de la surface terrestre. Dans certains cas, elle atteint 20 à 25 kilomètres, mais à certains endroits, il n'y a aucune précipitation. À ces endroits, la couche suivante de la croûte terrestre émerge sur la « surface diurne » : le granit.
Il a reçu ce nom parce qu'il est composé à la fois de granites eux-mêmes et de roches proches d'eux - granitoïdes, gneiss et schistes micacés.
La couche de granit atteint une épaisseur de 25 à 30 kilomètres et est généralement recouverte de roches sédimentaires. La couche la plus basse de la croûte terrestre - le basalte - n'est plus accessible pour une étude directe, car elle n'atteint nulle part la surface et les puits profonds ne l'atteignent pas. La structure et les propriétés de la couche de basalte sont jugées uniquement sur la base de données géophysiques. On suppose avec un haut degré de certitude que cette couche inférieure de croûte est constituée de roches ignées semblables aux basaltes, provenant de lave volcanique refroidie. L'épaisseur de la couche de basalte atteint 15 à 20 kilomètres.
Jusqu'à récemment, on croyait que la structure de la croûte terrestre est la même partout, et que ce n'est que dans les montagnes qu'elle s'élève, formant des plis, et sous les océans qu'elle coule, formant des bols géants. L'un des résultats de la révolution scientifique et technologique a été le développement rapide au milieu du XXe siècle d'un certain nombre de sciences, dont la géologie marine. Dans cette branche de la connaissance humaine, de nombreuses découvertes fondamentales ont été réalisées qui ont radicalement changé les idées antérieures sur la structure de la croûte sous le fond océanique. Il a été constaté que si sous les mers marginales et à proximité des continents, c'est-à-dire dans la zone du plateau continental, la croûte est encore dans une certaine mesure similaire à la croûte continentale, alors la croûte océanique est complètement différente. Premièrement, son épaisseur est très faible : de 5 à 10 kilomètres. Deuxièmement, sous le fond de l'océan, il ne se compose pas de trois, mais seulement de deux couches: sédimentaire, épaisse de 1 à 2 kilomètres, et basalte. La couche granitique, si caractéristique de la croûte continentale, ne se poursuit vers l'océan que jusqu'au talus continental, où elle se rompt.
Ces découvertes ont fortement intensifié l'intérêt des géologues pour l'étude de l'océan. On espérait découvrir des affleurements de mystérieux basalte, et peut-être même du manteau, sur le fond marin. Les perspectives de forage sous-marin, à l'aide desquelles on peut atteindre des couches profondes à travers une couche de sédiments relativement mince et facilement surmontable, semblent également extrêmement tentantes.
1. Formation des continents et des océans
Il y a un milliard d'années, la Terre était déjà recouverte d'une coque solide dans laquelle se distinguaient les saillies continentales et les dépressions océaniques. A cette époque, la superficie des océans était environ 2 fois plus grande que la superficie des continents. Mais le nombre de continents et d’océans a considérablement changé depuis, tout comme leur emplacement. Il y a environ 250 millions d’années, il n’existait qu’un seul continent sur Terre : la Pangée. Sa superficie était à peu près la même que celle de tous les continents et îles modernes réunis. Ce supercontinent était baigné par un océan appelé Panthalassa, qui occupait le reste de l'espace sur Terre.
Cependant, la Pangée s'est avérée être une formation fragile et de courte durée. Au fil du temps, le flux du manteau à l'intérieur de la planète a changé de direction, et maintenant, s'élevant des profondeurs sous la Pangée et se propageant dans différentes directions, la substance du manteau a commencé à étirer le continent et non à le comprimer, comme auparavant. Il y a environ 200 millions d'années, la Pangée s'est divisée en deux continents : la Laurasie et le Gondwana. L'océan Téthys est apparu entre eux (il s'agit désormais des parties profondes de la Méditerranée, de la mer Noire, de la mer Caspienne et du golfe Persique peu profond).
Les coulées mantelliques ont continué à recouvrir la Laurasie et le Gondwana d'un réseau de fissures et à les briser en de nombreux fragments, qui ne sont pas restés à un certain endroit, mais ont progressivement divergé dans des directions différentes. Ils étaient déplacés par les courants à l'intérieur du manteau. Certains chercheurs pensent que ce sont ces processus qui ont provoqué la mort des dinosaures, mais cette question reste ouverte. Peu à peu, entre les fragments divergents - les continents - l'espace s'est rempli de matière du manteau, qui s'élevait des entrailles de la Terre. En se refroidissant, il a formé le fond des futurs océans. Au fil du temps, trois océans sont apparus ici : Atlantique, Pacifique, Indien. Selon de nombreux scientifiques, l’océan Pacifique est un vestige de l’ancien océan Panthalassa.
Plus tard, de nouvelles failles recouvrirent Gondwana et Laurasia. Les terres qui composent aujourd'hui l'Australie et l'Antarctique ont d'abord été séparées du Gondwana. Elle a commencé à dériver vers le sud-est. Puis il se scinde en deux parties inégales. La plus petite - l'Australie - s'est précipitée vers le nord, la plus grande - l'Antarctique - vers le sud et a pris place à l'intérieur du cercle antarctique. Le reste du Gondwana est divisé en plusieurs plaques, dont les plus grandes sont les plaques africaine et sud-américaine. Ces plaques s'éloignent désormais les unes des autres au rythme de 2 cm par an (voir Plaques lithosphériques).
Les failles couvraient également la Laurasie. Il s'est divisé en deux plaques : les plaques nord-américaine et eurasienne, qui constituent la majeure partie du continent eurasien. L’émergence de ce continent constitue le plus grand cataclysme de la vie de notre planète. Contrairement à tous les autres continents, qui reposent sur un fragment de l'ancien continent, l'Eurasie comprend 3 parties : les plaques lithosphériques eurasienne (partie de la Laurasie), arabe (saillie du Gondwana) et hindoustan (partie du Gondwana). En se rapprochant les uns des autres, ils faillirent détruire l’ancien océan Téthys. L’Afrique participe également à façonner l’apparence de l’Eurasie, dont la plaque lithosphérique, bien que lentement, se rapproche de celle eurasienne. Le résultat de cette convergence sont les montagnes : les Pyrénées, les Alpes, les Carpates, les Sudètes et les Monts Métallifères (voir Plaques lithosphériques).
Le rapprochement des plaques lithosphériques eurasienne et africaine se poursuit, comme en témoigne l'activité des volcans Vésuve et Etna, qui troublent la paix des habitants de l'Europe.
La convergence des plaques lithosphériques arabique et eurasienne a entraîné l'écrasement et le plissement des roches le long de leur passage. Cela s'est accompagné de violentes éruptions volcaniques. À la suite de la convergence de ces plaques lithosphériques, les hauts plateaux arméniens et le Caucase sont apparus.
La convergence des plaques lithosphériques eurasienne et hindoustane a fait trembler l’ensemble du continent, de l’océan Indien à l’Arctique, tandis que l’Hindoustan lui-même, initialement séparé de l’Afrique, n’a subi que peu de dégâts. Le résultat de ce rapprochement fut l'émergence du plus haut plateau du monde, le Tibet, entouré de chaînes de montagnes encore plus hautes : l'Himalaya, le Pamir et le Karakoram. Il n'est pas surprenant que ce soit ici, à l'endroit de la plus forte compression de la croûte terrestre de la plaque lithosphérique eurasienne, que se trouve le plus haut sommet de la Terre - l'Everest (Chomolungma), culminant à 8848 m.
La « marche » de la plaque lithosphérique de l’Hindoustan pourrait conduire à une division complète de la plaque eurasienne s’il n’y avait à l’intérieur aucune partie capable de résister à la pression du sud. La Sibérie orientale a agi comme un digne « défenseur », mais les terres situées au sud de celle-ci ont été pliées, fragmentées et déplacées.
Ainsi, la lutte entre les continents et les océans dure depuis des centaines de millions d’années. Les principaux participants sont les plaques lithosphériques continentales. Chaque chaîne de montagnes, chaque arc insulaire, chaque tranchée océanique la plus profonde est le résultat de cette lutte.
2. La structure des continents et des océans
Les continents et les océans sont les éléments les plus importants de la structure de la croûte terrestre. Lorsqu’on parle des océans, il faut garder à l’esprit la structure de la croûte dans les zones occupées par les océans.
Les croûtes continentales et océaniques diffèrent par leur composition. Ceci, à son tour, laisse une empreinte sur les caractéristiques de leur développement et de leur structure.
La frontière entre le continent et l’océan est tracée au pied du talus continental. La surface de ce contrefort est une plaine accumulée avec de grandes collines formées par des glissements de terrain sous-marins et des cônes alluviaux.
Dans la structure des océans, les zones se distinguent selon le degré de mobilité tectonique, qui s'exprime par des manifestations d'activité sismique. Sur cette base, ils distinguent :
zones sismiquement actives (ceintures océaniques en mouvement),
· zones asismiques (bassins océaniques).
Les ceintures mobiles dans les océans sont représentées par des dorsales médio-océaniques. Leur longueur peut atteindre 20 000 km, leur largeur jusqu'à 1 000 km et leur hauteur atteint 2 à 3 km du fond de l'océan. Dans la partie axiale de ces crêtes, des zones de rift peuvent être tracées presque continuellement. Ils se caractérisent par des valeurs de flux thermique élevées. Les dorsales médio-océaniques sont considérées comme des zones d'extension crustale ou des zones d'étalement.
Le deuxième groupe d'éléments structurels sont les bassins océaniques ou thalassocratons. Ce sont des zones plates et légèrement vallonnées des fonds marins. L'épaisseur de la couverture sédimentaire ne dépasse pas ici 1000 m.
Un autre élément important de la structure est la zone de transition entre l'océan et le continent (continent), certains géologues l'appellent une ceinture géosynclinale mobile. C'est la zone de dissection maximale de la surface terrestre. Ceci comprend:
1 arcs insulaires, 2 – tranchées profondes, 3 – dépressions profondes des mers marginales.
Les arcs insulaires sont de longues structures montagneuses (jusqu'à 3 000 km) formées par une chaîne de structures volcaniques avec des manifestations modernes de volcanisme andésite-basaltique. Un exemple d'arcs insulaires est la crête Kourile-Kamtchatka, les îles Aléoutiennes, etc. Du côté de l'océan, les arcs insulaires sont remplacés par des tranchées profondes, qui sont des dépressions profondes de 1 500 à 4 000 km de long et de 5 à 10 km de profondeur. . La largeur est de 5 à 20 km. Les fonds des gouttières sont recouverts de sédiments amenés ici par les courants de turbidité. Les pentes des gouttières sont étagées avec différents angles d'inclinaison. Aucun sédiment n'a été trouvé dessus.
La limite entre l'arc insulaire et la pente de la tranchée représente une zone de concentration de sources sismiques et est appelée zone Wadati-Zavaritsky-Benioff.
Considérant les signes des marges océaniques modernes, les géologues, s'appuyant sur le principe d'actualisme, mènent une analyse historique comparative de structures similaires formées dans des périodes plus anciennes. Ces signes comprennent :
· sédiments de type marin avec une prédominance de sédiments d'eau profonde,
forme linéaire des structures et des corps des strates sédimentaires,
· un changement brutal de l'épaisseur et de la composition matérielle des strates sédimentaires et volcaniques dans la direction transversale des structures plissées,
· une sismicité élevée,
· un ensemble spécifique de formations sédimentaires et ignées et la présence de formations indicatrices.
Parmi les signes répertoriés, le dernier est l'un des principaux. Définissons donc ce qu’est une formation géologique. Tout d’abord, c’est une véritable catégorie. Dans la hiérarchie de la matière dans la croûte terrestre, vous connaissez la séquence suivante :
Une formation géologique est une étape de développement plus complexe suivant une roche. Il représente des associations naturelles de roches, liées par l'unité de leur composition matérielle et de leur structure, déterminée par leur origine ou leur emplacement commun. Les formations géologiques se distinguent en groupes de roches sédimentaires, ignées et métamorphiques.
Pour la formation d'associations stables de roches sédimentaires, les principaux facteurs sont le cadre tectonique et le climat. Nous considérerons des exemples de formations et les conditions de leur formation lors de l'analyse du développement des éléments structurels des continents.
Il existe deux types de régions sur les continents.
Le type I coïncide avec les zones montagneuses dans lesquelles les dépôts sédimentaires sont plissés et brisés par diverses failles. Les strates sédimentaires sont envahies par des roches ignées et métamorphisées.
Le type II coïncide avec des zones plates dans lesquelles les sédiments reposent presque horizontalement.
Le premier type est appelé région pliée ou ceinture pliée. Le deuxième type est appelé plate-forme. Ce sont les principaux éléments des continents.
Les zones pliées se forment à la place des ceintures géosynclinales ou géosynclinaux. Un géosynclinal est une zone mobile étendue de dépression profonde de la croûte terrestre. Il se caractérise par l'accumulation d'épaisses strates sédimentaires, un volcanisme prolongé et un changement brusque de direction des mouvements tectoniques avec formation de structures plissées.
Les géosynclinaux sont divisés en :
La croûte terrestre de type continental est océanique. Par conséquent, le fond océanique lui-même comprend les dépressions du fond océanique situées derrière le talus continental. Ces immenses dépressions diffèrent des continents non seulement par la structure de la croûte terrestre, mais aussi par leurs structures tectoniques. Les zones les plus étendues du fond océanique sont des plaines profondes situées à des profondeurs de 4 à 6 km et...
Et des dépressions avec des changements brusques de hauteur, mesurés en centaines de mètres. Toutes ces caractéristiques structurelles de la bande axiale des crêtes médianes doivent évidemment être comprises comme une manifestation d'une tectonique de bloc intense, les dépressions axiales étant des grabens, et des deux côtés de celles-ci, la crête médiane est divisée en blocs soulevés et descendus par des discontinuités. L'ensemble des caractéristiques structurelles qui caractérisent...
La couche primaire de basalte de la Terre s'est formée. L'Archéen a été caractérisé par la formation de grandes masses d'eau primaires (mers et océans), l'apparition des premiers signes de vie dans le milieu aquatique et la formation de l'ancien relief de la Terre, semblable à celui de la Lune. . Plusieurs époques de plissement ont eu lieu à l'Archéen. Un océan peu profond avec de nombreuses îles volcaniques s'est formé. Une atmosphère contenant des couples s'est formée...
La température de l'eau dans le courant des alizés du sud est de 22...28 °C, dans le courant est-australien en hiver, elle varie du nord au sud de 20 à 11 °C, en été de 26 à 15 °C. Le courant circumpolaire antarctique, ou courant de vent occidental, pénètre dans l'océan Pacifique au sud de l'Australie et de la Nouvelle-Zélande et se déplace dans une direction sublatitudinale jusqu'aux côtes de l'Amérique du Sud, où sa branche principale dévie vers le nord et, en passant le long des côtes...
Essai
Structure et origine des continents
Structure et âge de la croûte terrestre
Les principaux éléments du relief superficiel de notre planète sont les continents et les bassins océaniques. Cette division n'est pas aléatoire ; elle est due à de profondes différences dans la structure de la croûte terrestre sous les continents et les océans. Par conséquent, la croûte terrestre est divisée en deux types principaux : la croûte continentale et la croûte océanique.
L'épaisseur de la croûte terrestre varie de 5 à 70 km, elle diffère fortement sous les continents et sous les fonds océaniques. La croûte la plus épaisse sous les régions montagneuses des continents mesure 50 à 70 km ; sous les plaines, son épaisseur diminue à 30 à 40 km et sous le fond océanique, elle n'est que de 5 à 15 km.
La croûte terrestre des continents est constituée de trois couches épaisses, différant par leur composition et leur densité. La couche supérieure est composée de roches sédimentaires relativement lâches, la couche intermédiaire est appelée granit et la couche inférieure est appelée basalte. Les noms « granit » et « basalte » proviennent de la similitude de ces couches en termes de composition et de densité avec le granit et le basalte.
La croûte terrestre sous les océans diffère de la croûte continentale non seulement par son épaisseur, mais aussi par l'absence de couche de granit. Ainsi, sous les océans, il n'y a que deux couches : sédimentaire et basaltique. Il y a une couche de granite sur le plateau ; une croûte de type continental s'y développe. Le passage de la croûte continentale à la croûte océanique se produit dans la zone du talus continental, où la couche de granit s'amincit et se brise. La croûte océanique est encore très peu étudiée par rapport à la croûte continentale.
L'âge de la Terre est désormais estimé entre 4,2 et 6 milliards d'années selon les données astronomiques et radiométriques. L'âge des roches les plus anciennes de la croûte continentale étudiées par l'homme va jusqu'à 3,98 milliards d'années (partie sud-ouest du Groenland), et les roches de la couche basaltique ont plus de 4 milliards d'années. Il ne fait aucun doute que ces roches ne constituent pas la substance première de la Terre. La préhistoire de ces roches anciennes a duré plusieurs centaines de millions, voire des milliards d’années. On estime donc que l’âge de la Terre peut atteindre 6 milliards d’années.
Structure et développement de la croûte continentale
Les plus grandes structures de la croûte continentale sont les ceintures plissées géosynclinales et les anciennes plates-formes. Ils diffèrent grandement les uns des autres par leur structure et leur histoire de développement géologique.
Avant de passer à une description de la structure et du développement de ces principales structures, il est nécessaire de parler de l'origine et de l'essence du terme « géosynclinal ». Ce terme vient des mots grecs « géo » – Terre et « synclino » – déviation. Il a été utilisé pour la première fois par le géologue américain D. Dana il y a plus de 100 ans, alors qu'il étudiait les Appalaches. Il a constaté que les sédiments marins du Paléozoïque qui composent les Appalaches ont une épaisseur maximale dans la partie centrale des montagnes, bien plus grande que sur leurs pentes. Dana a expliqué ce fait tout à fait correctement. Pendant la période de sédimentation de l'ère Paléozoïque, à la place des Appalaches, il y avait une dépression affaissée, qu'il a appelée géosynclinal. Dans sa partie centrale, l'affaissement a été plus intense que sur les ailes, comme en témoigne la forte épaisseur de sédiments. Dana a confirmé ses conclusions avec un dessin représentant le géosynclinal des Appalaches. Étant donné que la sédimentation paléozoïque s'est produite dans des conditions marines, il a tracé à partir d'une ligne horizontale (le niveau de la mer supposé) toutes les épaisseurs de sédiments mesurées au centre et sur les pentes des Appalaches. La photo montre une grande dépression clairement définie à la place des Appalaches modernes.
Au début du XXe siècle, le célèbre scientifique français E. Og a prouvé que les géosynclinaux ont joué un rôle important dans l'histoire du développement de la Terre. Il a établi que des chaînes de montagnes plissées se formaient à la place des géosynclinaux. E. Og a divisé toutes les zones des continents en géosynclinaux et plates-formes ; il a développé les principes fondamentaux de l'étude des géosynclinaux. Une grande contribution à cette doctrine a été apportée par les scientifiques soviétiques A.D. Arkhangelsky et N.S. Shatsky, qui ont établi que le processus géosynclinal se produit non seulement dans des creux individuels, mais couvre également de vastes zones de la surface de la Terre, qu'ils ont appelées régions géosynclinales. Plus tard, d'immenses ceintures géosynclinales ont commencé à être identifiées, au sein desquelles se trouvent plusieurs zones géosynclinales. À notre époque, la doctrine des géosynclinaux s'est transformée en une théorie étayée du développement géosynclinal de la croûte terrestre, dans la création de laquelle les scientifiques soviétiques jouent un rôle de premier plan.
Les ceintures de plis géosynclinales sont des sections mobiles de la croûte terrestre dont l'histoire géologique a été caractérisée par une sédimentation intense, des processus de plissement répétés et une forte activité volcanique. D'épaisses couches de roches sédimentaires se sont accumulées ici, des roches ignées se sont formées et des tremblements de terre se sont souvent produits. Les ceintures géosynclinales occupent de vastes zones de continents, situées entre d'anciennes plates-formes ou le long de leurs bords sous la forme de larges bandes. Les ceintures géosynclinales sont apparues au Protérozoïque ; elles ont une structure complexe et une longue histoire de développement. Il existe 7 ceintures géosynclinales : méditerranéenne, pacifique, atlantique, ouralo-mongole, arctique, brésilienne et intra-africaine.
Les plates-formes anciennes constituent les parties les plus stables et les plus sédentaires des continents. Contrairement aux ceintures géosynclinales, les anciennes plates-formes ont connu des mouvements oscillatoires lents, des roches sédimentaires d'épaisseur généralement faible s'y sont accumulées, il n'y a eu aucun processus de plissement et le volcanisme et les tremblements de terre se sont rarement produits. Les anciennes plates-formes forment des sections de continents qui sont les squelettes de tous les continents. Ce sont les parties les plus anciennes des continents, formées à l’Archéen et au Protérozoïque inférieur.
Sur les continents modernes, il existe de 10 à 16 plates-formes anciennes. Les plus grands sont l'Europe de l'Est, la Sibérie, l'Amérique du Nord, l'Amérique du Sud, l'Afrique-Arabe, l'Hindoustan, l'Australie et l'Antarctique.
Ceintures plissées géosynclinales
Les ceintures plissées géosynclinales sont divisées en grandes et petites, différant par leur taille et leur histoire de développement. Il existe deux petites ceintures, elles sont situées en Afrique (intra-africaine) et en Amérique du Sud (brésilienne). Leur développement géosynclinal s'est poursuivi tout au long de l'ère protérozoïque. Les grandes ceintures ont commencé leur développement géosynclinal plus tard - à partir de la fin du Protérozoïque. Trois d'entre eux - l'Oural-Mongol, l'Atlantique et l'Arctique - ont achevé leur développement géosynclinal à la fin de l'ère paléozoïque, et dans les ceintures méditerranéenne et pacifique, il existe encore de vastes territoires où les processus géosynclinaux se poursuivent. Chaque ceinture géosynclinale a ses propres caractéristiques structurelles et son développement géologique, mais il existe également des modèles généraux dans leur structure et leur développement.
Les plus grandes parties des ceintures géosynclinales sont des zones plissées géosynclinales, au sein desquelles se distinguent des structures plus petites - des creux géosynclinaux et des soulèvements géoanticlinals (géoanticlinaux). Les déflexions sont les principaux éléments de chaque région géosynclinale - zones d'affaissement intense, de sédimentation et de volcanisme. Dans une région géosynclinale, il peut y avoir deux, trois ou plusieurs creux de ce type. Les creux géosynclinaux sont séparés les uns des autres par des zones élevées - les géoanticlinaux, où se sont principalement déroulés les processus d'érosion. Plusieurs creux géosynclinaux et soulèvements géoanticliaux situés entre eux forment un système géosynclinal.
Un exemple est la vaste ceinture méditerranéenne, qui s’étend sur tout l’hémisphère oriental, depuis la côte occidentale de l’Europe et le nord-ouest de l’Afrique jusqu’aux îles d’Indonésie incluses. Au sein de cette ceinture, on distingue plusieurs régions plissées géosynclinales : Europe occidentale, alpine, nord-africaine, indochinoise, etc. Dans chacune de ces régions plissées, on distingue de nombreux systèmes géosynclinaux. Ils sont surtout nombreux dans la région complexe plissée alpine : systèmes géosynclinaux des Pyrénées, des Alpes, des Carpates, de Crimée-Caucase, de l'Himalaya, etc.
Dans l'histoire complexe et longue du développement des zones plissées géosynclinales, on distingue deux étapes - la principale et la finale (orogénique).
L'étape principale est caractérisée par des processus d'affaissement profond de la croûte terrestre dans des creux géosynclinaux, qui sont les principales zones de sédimentation. Dans le même temps, un soulèvement se produit dans les géoanticlinaux voisins ; ils deviennent des lieux d'érosion et d'enlèvement de matière clastique. Des processus fortement différenciés d'affaissement des géosynclinaux et de soulèvement des géoanticlinaux conduisent à la fragmentation de la croûte terrestre et à l'apparition de nombreuses fissures profondes dans celle-ci, appelées failles profondes. Le long de ces failles, une masse colossale de matière volcanique s'élève des grandes profondeurs, qui forme à la surface de la croûte terrestre - sur terre ou au fond des océans - de nombreux volcans, déversant de la lave et crachant des cendres volcaniques et des masses de fragments de roche. lors d'explosions. Ainsi, au fond des mers géosynclinales, avec les sédiments marins - sables et argiles - s'accumulent également des matériaux volcaniques, qui forment soit d'énormes strates de roches effusives, soit des interlits avec des couches de roches sédimentaires. Ce processus se produit continuellement lors de l'affaissement à long terme des creux géosynclinaux, entraînant l'accumulation de plusieurs kilomètres de roches volcano-sédimentaires, collectivement appelées formations volcano-sédimentaires. Ce processus se produit de manière inégale, en fonction de l'ampleur des mouvements de la croûte terrestre dans les zones géosynclinales. Pendant les périodes de subsidence plus calme, les failles profondes « guérissent » et ne fournissent pas de matière volcanique. Pendant ces périodes, des formations carbonatées (calcaires et dolomies) et terrigènes (sables et argiles) plus petites s'accumulent. Dans les zones profondes des creux géosynclinaux, un matériau mince se dépose, à partir duquel se forme une formation argileuse.
Le processus d'accumulation de puissantes formations géosynclinales s'accompagne constamment de mouvements de la croûte terrestre - affaissement dans les creux géosynclinaux et soulèvements dans les zones géoanticlinales. À la suite de ces mouvements, les couches de sédiments épais accumulés subissent diverses déformations et acquièrent une structure plissée complexe. Les processus de plissement sont plus prononcés à la fin de l'étape principale de développement des zones géosynclinales, lorsque l'affaissement des creux géosynclinaux s'arrête et qu'un soulèvement général commence, qui recouvre d'abord les zones géoanticlinales et les parties marginales des creux, puis leur centre les pièces. Cela conduit à un plissement intense de toutes les couches formées dans les creux géosynclinaux. La mer se retire, la sédimentation s'arrête et les couches froissées en plis complexes apparaissent au-dessus du niveau de la mer ; une région montagneuse complexe apparaît. L'introduction de grandes intrusions granitiques, associées à la formation de nombreux gisements de minéraux métalliques, est programmée pour coïncider avec cette époque - la fin de l'étape géosynclinale principale.
Les zones plissées géosynclinales entrent dans la deuxième étape, orogénique, de leur développement suite aux soulèvements survenus à la fin de l'étape principale. Au stade orogénique, les processus de soulèvement et de formation de grandes chaînes de montagnes et de massifs se poursuivent. Parallèlement à la formation des chaînes de montagnes, de grandes dépressions se forment, séparées par des chaînes de montagnes. Dans ces dépressions, appelées intermontagnardes, il y a une accumulation de roches clastiques grossières - conglomérats et sables grossiers, appelées formation de mélasse. En plus des dépressions intermontagnardes, la formation de mélasse s'accumule également dans les parties marginales des plates-formes adjacentes aux chaînes de montagnes formées. Ici, au stade orogénique, apparaissent ce qu'on appelle des creux marginaux, dans lesquels s'accumulent non seulement des formations de mélasse, mais aussi des formations salines ou houillères, en fonction des conditions climatiques et des conditions de sédimentation. L'étape orogénique s'accompagne de processus de plissement et d'introduction de grandes intrusions granitiques. La région géosynclinale se transforme progressivement en une région montagneuse plissée très complexe. La fin de l'étape orogénique marque la fin du développement géosynclinal - les processus de formation des montagnes, de plissement et d'affaissement des dépressions intermontagnardes cessent. Le pays montagneux entre dans une phase de plate-forme, qui s'accompagne d'un lissage progressif du relief et d'une lente accumulation de roches tranquilles de la couverture de plate-forme au-dessus de dépôts géosynclinaux complexement plissés, mais nivelés par la surface. Une plate-forme se forme dont la base plissée (fondation) devient des roches plissées formées dans des conditions géosynclinales. Les roches sédimentaires de la couverture de la plateforme sont en réalité des roches de plateforme.
Le processus de développement des zones géosynclinales depuis la formation des premiers creux géosynclinaux jusqu'à leur transformation en zones de plates-formes a duré des dizaines et des centaines de millions d'années. À la suite de ce long processus, de nombreuses zones géosynclinales au sein des ceintures géosynclinales et même des ceintures géosynclinales entières se sont complètement transformées en territoires de plate-forme. Les plates-formes formées à l'intérieur des ceintures géosynclinales étaient dites jeunes, car leur base pliée s'est formée beaucoup plus tard que celle des plates-formes anciennes. En fonction de l'époque de formation des fondations, on distingue trois principaux types de jeunes plates-formes : à fondations plissées précambriennes, paléozoïques et mésozoïques. La fondation des premières plates-formes a été formée à la fin du Protérozoïque après le plissement du Baïkal, à la suite de quoi sont apparues des structures pliées - les Baïkalides. La fondation des deuxièmes plates-formes s'est formée à la fin du Paléozoïque après le plissement hercynien, qui a abouti à la formation de structures plissées - les Hercynides. La fondation du troisième type de plates-formes s'est formée à la fin du Mésozoïque après le plissement mésozoïque, à la suite de laquelle des structures pliées - mésozoïdes - sont apparues.
SAUT DE PAGE--
Dans les zones de plissement du Baïkal et du Paléozoïque, qui se sont formées sous forme de zones plissées il y a plusieurs centaines de millions d'années, de vastes zones sont couvertes d'une couverture de plate-forme assez épaisse (centaines de mètres et quelques kilomètres). Dans les zones de plissement mésozoïque, qui se sont formées sous forme de zones plissées beaucoup plus tard (époque de manifestation du plissement de 100 à 60 millions d'années), la couverture de la plate-forme a pu se former dans des zones relativement petites, et les structures pliées des mésozoïdes sont exposées ici. sur des zones importantes de la surface de la Terre.
Pour conclure la description de la structure et du développement des ceintures plissées géosynclinales, il est nécessaire de caractériser leur structure moderne. Il a été noté précédemment que les deux petites ceintures - brésilienne et intra-africaine, ainsi que trois des grandes ceintures - ouralo-mongole, atlantique et arctique - ont depuis longtemps achevé leur développement géosynclinal. À notre époque, le régime géosynclinal continue de persister sur de vastes zones des ceintures méditerranéenne et pacifique. Les zones géosynclinales modernes de la ceinture du Pacifique sont au stade principal ; elles ont conservé leur mobilité jusqu'à nos jours ; l'affaissement et le soulèvement de sections individuelles, les processus modernes de plissement, les tremblements de terre et le volcanisme se manifestent ici de manière intense. Une image différente est observée dans la ceinture méditerranéenne, où la région géosynclinale alpine moderne était couverte par le jeune plissement alpin cénozoïque et se trouve maintenant au stade orogénique. Voici les plus hautes chaînes de montagnes de la Terre (Himalaya, Karakoram, Pamir, etc.), qui sont encore des fournisseurs de matériaux grossiers pour les dépressions intermontagnardes voisines. Dans la région géosynclinale alpine, les tremblements de terre sont encore assez fréquents et les volcans individuels manifestent parfois leurs effets. Le régime géosynclinal s'arrête ici.
Les zones plissées géosynclinales sont les principales sources d’extraction des minéraux les plus importants. Parmi eux, le rôle le plus important est joué par les minerais de divers métaux : cuivre, plomb, zinc, or, argent, étain, tungstène, molybdène, nickel, cobalt, etc. Les grands gisements de gisements de charbon, de pétrole et de gaz sont confinés aux sédiments roches des dépressions intermontagnardes et des creux marginaux.
Plateformes anciennes
La principale caractéristique de la structure de toutes les plates-formes est la présence de deux planchers structurels très différents l'un de l'autre, appelés fondation et couverture de plate-forme. La fondation a une structure complexe, elle est formée de roches fortement plissées et métamorphisées, envahies par diverses intrusions. La couverture de la plate-forme repose presque horizontalement sur la surface érodée du sous-sol avec une forte discordance angulaire. Il est formé de couches de roches sédimentaires.
Les plates-formes anciennes et jeunes diffèrent par le moment de la formation de la fondation pliée. Dans les anciennes plates-formes, les roches du socle se sont formées à l'Archéen, au Protérozoïque inférieur et moyen, et les roches de la couverture de la plate-forme ont commencé à s'accumuler au Protérozoïque supérieur et ont continué à se former au cours des époques Paléozoïque, Mésozoïque et Cénozoïque. Sur les jeunes plates-formes, les fondations se sont formées plus tard que sur les anciennes ; par conséquent, l'accumulation de roches de la couverture de la plate-forme a commencé plus tard ;
Les anciennes plates-formes sont recouvertes d'une couverture de roches sédimentaires, mais dans certains endroits où cette couverture est absente, les fondations remontent à la surface. Les zones où émerge la fondation sont appelées boucliers, et les zones recouvertes d'une couverture sont appelées dalles. Il existe deux types de dépressions de plate-forme sur les plaques. Certaines d'entre elles - les synéclises - sont des dépressions plates et étendues. D'autres sont aulacogènes - étroits, longs, limités sur les côtés par des failles, des creux profonds. De plus, il y a des zones sur les dalles où la fondation est surélevée mais n'atteint pas la surface. Ce sont des antéclises ; elles séparent généralement les synéclises voisines.
Le socle est exposé au nord-ouest dans le bouclier baltique et la majeure partie de la section est située sur la plaque russe. Sur la plaque russe, on peut voir la synéclise large et plate de Moscou, dont la partie centrale est située à proximité de Moscou. Plus au sud-est, dans les régions de Koursk et de Voronej, se trouve l'antéclise de Voronej. Ici, la fondation est surélevée et recouverte d'une couverture de plate-forme de faible puissance. Encore plus au sud, en Ukraine, se trouve un aulacogène étroit mais très profond du Dniepr-Donets. Ici, la fondation est immergée à une très grande profondeur le long de grandes failles situées de part et d'autre de l'aulacogène.
Les roches du socle des anciennes plates-formes se sont formées sur une période très longue (Archéen - Protérozoïque inférieur). Ils ont été soumis à plusieurs reprises à des processus de pliage et de métamorphisme, à la suite desquels ils sont devenus forts et cristallins. Ils sont froissés en plis extrêmement complexes, ont une grande épaisseur et les roches ignées (effusives et intrusives) sont répandues dans leur composition. Tous ces signes indiquent que les roches du socle se sont formées dans des conditions géosynclinales. Les processus de plissement ont pris fin au Protérozoïque inférieur ; ils ont complété le régime de développement géosynclinal.
Une nouvelle étape a commencé : l'étape de la plateforme, qui se poursuit encore aujourd'hui.
Les roches de la couverture de la plate-forme, qui ont commencé à s'accumuler à la fin du Protérozoïque, diffèrent fortement par leur structure et leur composition des roches cristallines du socle. Ils ne sont ni plissés, ni métamorphisés, ont de faibles épaisseurs et les roches ignées sont rarement trouvées dans leur composition. Typiquement, les roches qui composent la couverture de la plate-forme se situent horizontalement et sont d'origine sédimentaire marine ou continentale. Ils forment des formations de plates-formes différentes des formations géosynclinales. Ces formations, recouvrant des plaques et remplissant des dépressions - synéclises et aulacogènes, sont représentées par une alternance d'argiles, de sables, de grès, de marnes, de calcaires, de dolomies, qui forment des couches très homogènes en composition et en épaisseur. Une formation de plate-forme caractéristique est également la craie, qui forme des couches de plusieurs dizaines de mètres. Parfois, il existe des roches volcaniques appelées formations pièges. En conditions continentales, avec un climat chaud et humide, s'accumule une puissante formation houillère (alternance de grès et de roches argileuses avec des couches et lentilles de charbon), et en climat sec et chaud, une formation de grès et d'argiles rouges ou d'un sel -formation portante (argiles et grès avec couches et lentilles de sels) accumulées.
La structure très différente de la fondation et de la couverture de la plate-forme indique deux étapes majeures dans le développement des plates-formes anciennes : géosynclinale (formation de la fondation) et plate-forme (accumulation de la couverture de la plate-forme). L'étape de plate-forme a été précédée d'une étape géosynclinale.
La structure du fond océanique
Même si la recherche océanographique s’est considérablement développée au cours des deux dernières décennies et est aujourd’hui largement réalisée, la structure géologique des fonds marins reste mal comprise.
On sait qu'à l'intérieur du plateau, les structures de la croûte continentale se poursuivent et que dans la zone du talus continental, il y a un changement du type continental de la croûte terrestre au type océanique. Par conséquent, le fond océanique lui-même comprend les dépressions du fond océanique situées derrière le talus continental. Ces immenses dépressions diffèrent des continents non seulement par la structure de la croûte terrestre, mais aussi par leurs structures tectoniques.
Les zones les plus étendues du fond océanique sont des plaines profondes situées à des profondeurs de 4 à 6 km et séparées par des collines sous-marines. Il existe des plaines profondes particulièrement vastes dans l'océan Pacifique. Le long des bords de ces immenses plaines se trouvent des tranchées profondes - des creux étroits et très longs, s'étendant sur des centaines et des milliers de kilomètres.
La profondeur du fond atteint 10 à 11 km et la largeur ne dépasse pas 2 à 5 km. Ce sont les zones les plus profondes de la surface de la Terre. Le long des bords de ces tranchées se trouvent des chaînes d’îles appelées arcs d’îles. Ce sont les arcs des Aléoutiennes et des Kouriles, les îles du Japon, des Philippines, des Samoa, des Tonga, etc.
Il existe de nombreuses élévations sous-marines différentes au fond des océans. Certains d'entre eux forment de véritables chaînes de montagnes et chaînes de montagnes sous-marines, d'autres s'élèvent du fond sous la forme de collines et de montagnes séparées, et d'autres encore apparaissent au-dessus de la surface de l'océan sous la forme d'îles.
Les dorsales médio-océaniques, qui doivent leur nom au fait qu'elles ont été découvertes pour la première fois au milieu de l'océan Atlantique, revêtent une importance exceptionnelle dans la structure du fond océanique. Ils sont tracés au fond de tous les océans, formant un système unique de soulèvements à une distance de plus de 60 000 km. Il s’agit de l’une des zones tectoniques les plus ambitieuses de la planète. Partant des eaux de l'océan Arctique, il s'étend sur une large crête (700 à 1 000 km) au milieu de l'océan Atlantique et, longeant l'Afrique, se jette dans l'océan Indien. Ici, ce système de crêtes sous-marines forme deux branches. L'un va à la Mer Rouge ; l'autre contourne l'Australie par le sud et continue dans l'océan Pacifique Sud jusqu'aux côtes américaines. Le système de dorsales médio-océaniques connaît de fréquents tremblements de terre et un volcanisme sous-marin très développé.
Les rares données géologiques actuelles sur la structure des bassins océaniques ne permettent pas encore de résoudre le problème de leur origine. Pour l’instant, nous pouvons seulement dire que les différents bassins océaniques ont des origines et des âges différents. Le bassin de l'océan Pacifique est le plus ancien. La plupart des chercheurs pensent qu'elle est apparue au Précambrien et que son lit est un vestige de la plus ancienne croûte terrestre primaire. Les dépressions des autres océans sont plus jeunes ; la plupart des scientifiques pensent qu'elles se sont formées à l'emplacement de massifs continentaux préexistants. La plus ancienne d'entre elles est la dépression de l'océan Indien, on suppose qu'elle est apparue à l'époque paléozoïque. L'océan Atlantique est apparu au début du Mésozoïque et l'océan Arctique à la fin du Mésozoïque ou au début du Cénozoïque.
Littérature
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