Yer kabuğunun ana yapısal elemanları. Dünya'nın kıta ve okyanuslardan oluşan kabuğunun yapısı

Değişir ve kabuğun bileşiminin kabartmanın doğasına ve bölgenin iç yapısına bağımlılığı ortaya çıkar. Jeofizik araştırma ve derin sondajın sonuçları, yer kabuğunun iki ana ve iki geçiş tipini tanımlamayı mümkün kıldı. Ana türler, kabuğun kıtalar ve okyanuslar gibi küresel yapısal unsurlarını işaretler. Bu yapılar Dünya'da mükemmel bir şekilde ifade edilir ve kıtasal ve okyanusal kabuk türleri ile karakterize edilirler.

Kıtasal kabuk kıtaların altında gelişmiştir ve daha önce de belirtildiği gibi farklı kalınlıklara sahiptir. Kıtasal olanlara karşılık gelen platform alanlarında bu 35-40 km, genç dağ yapılarında ise 55-70 km'dir. And Dağları'nın altında yer kabuğunun maksimum kalınlığı - 70-75 km - belirlenir. Kıtasal kabukta iki tabaka ayırt edilir: üst tortul ve alt konsolide kabuk. Konsolide kabuk iki farklı hız katmanı içerir: granit ve gnayslardan oluşan üst granit-metamorfik katman ve gabro veya ultrabazik magmatik kayalar gibi yüksek oranda metamorfoza uğramış temel kayalardan oluşan alt granülit-mafik katman. Granit-metamorfik katman, ultra derin kuyuların çekirdeklerinden incelendi; granülit-mafik - jeofizik verilere ve tarama sonuçlarına göre varlığı hala varsayımsaldır.

Üst katmanın alt kısmında, bileşim ve sismik özellikler bakımından ondan pek farklı olmayan, zayıflamış kayalardan oluşan bir bölge bulunur. Oluşmasının nedeni kayaların metamorfizması ve anayasal su kaybına bağlı olarak basınçlarının azalmasıdır. Granülit-mafik tabakanın kayalarının hala aynı kayalar olması, ancak daha da fazla metamorfize olması muhtemeldir.

Okyanus kabuğu karakteristiktir. Güç ve kompozisyon bakımından kıtasal olandan farklıdır. Kalınlığı 5-12 km arasında değişmekte olup ortalama 6-7 km kadardır. Okyanus kabuğunda yukarıdan aşağıya üç katman ayırt edilir: 1 km kalınlığa kadar gevşek deniz tortul kayalarının üst katmanı; 1-3 km kalınlığında bazalt, karbonat ve silisli kayaların ara katmanlarıyla temsil edilen orta; Alttaki ise metamorfizma sonucu sıklıkla amfibolitlere dönüşen gabro gibi bazik kayalardan ve kalınlığı 3,5-5 km olan ultrabazik amfibolitlerden oluşur. İlk iki katmana matkap delikleri açıldı, üçüncüsü ise tarama malzemesiyle karakterize edildi.

Okyanus altı kabuk, marjinal ve iç denizlerin (Chernoe, vb.) derin deniz havzaları altında gelişir ve ayrıca karadaki bazı derin çöküntülerde (Hazar Denizi'nin orta kısmı) bulunur. Okyanus altı kabuğun kalınlığı 10-25 km'dir ve esas olarak doğrudan okyanus kabuğunun alt katmanında yer alan tortul katman nedeniyle artmaktadır.

Kıta altı kabuk, yayların (Aleutian, Kuril, Güney Antilleri vb.) ve kıta kenarlarının karakteristiğidir. Yapı olarak kıtasal kabuğa yakındır, ancak daha küçük bir kalınlığa sahiptir - 20-30 km. Kıta altı kabuğun bir özelliği, konsolide kaya katmanları arasındaki belirsiz sınırdır.

Böylece, farklı kabuk türleri Dünya'yı açıkça okyanus ve kıtasal bloklara böler. Kıtaların yüksek konumu daha kalın ve daha az yoğun bir kabukla açıklanırken, okyanus tabanlarının batık konumu daha ince ancak daha yoğun ve daha ağır bir kabukla açıklanmaktadır. Raf alanı kıtasal kabuğun altındadır ve kıtaların su altı ucudur.

Korteksin yapısal elemanları. Yer kabuğu (ve), okyanuslar ve kıtalar gibi gezegensel yapısal unsurlara bölünmenin yanı sıra, (tektonik olarak aktif) ve sismik (sessiz) bölgeleri de ortaya çıkarır. Kıtaların iç bölgeleri ve okyanus yatakları (kıta ve okyanus platformları) sakindir. Platformlar arasında tektonik hareketlerin işaret ettiği dar sismik bölgeler bulunmaktadır. Bu bölgeler, okyanus ortası sırtlarına ve ada yaylarının kavşaklarına veya marjinal dağ sıralarına ve okyanus çevresindeki derin deniz hendeklerine karşılık gelir.

Okyanuslarda aşağıdaki yapısal unsurlar ayırt edilir:

• okyanus ortası sırtları, grabenler gibi eksenel yarıklara sahip hareketli kuşaklardır;
• Okyanus platformları abisal havzaların sakin bölgeleridir ve yükselmeler onları karmaşık hale getirir.

Kıtalarda ana yapısal unsurlar şunlardır:

• okyanus ortası sırtları gibi tektonik aktivite sergileyebilen dağ yapıları (orojenler);
• platformlar çoğunlukla kalın tortul kaya örtüsüne sahip tektonik olarak sessiz geniş bölgelerdir.

Dağ yapıları, sırtların tahrip edilmesinin ürünleriyle dolu olan dağlar arası çukurlar ve çöküntüler gibi alçak alanlarla ayrılır ve sınırlanır. Örneğin Büyük Kafkasya, Batı Kuban, Doğu Kuban ve Terek-Hazar ön derinleriyle sınırlanmıştır ve Küçük Kafkasya'dan Rioni ve Kura dağlık çöküntüleriyle ayrılmıştır.

Ancak eski dağ yapılarının tümü yeniden dağ inşasına dahil edilmedi. Çoğu, tesviye edildikten sonra yavaş yavaş battı, deniz tarafından sular altında kaldı ve dağ sıralarının kalıntılarının üzerinde bir deniz katmanları tabakası oluştu. Platformlar bu şekilde oluştu. Platformların jeolojik yapısında her zaman iki yapısal-tektonik seviye bulunur: temel olan eski dağların metamorfoza uğramış kalıntılarından oluşan alt seviye ve tortul kayaçlarla temsil edilen üst seviye.

Prekambriyen temele sahip platformlar antik kabul edilirken, Paleozoik ve Erken Mesozoyik temele sahip platformlar genç kabul ediliyor. Genç platformlar eskilerin arasında yer alır veya onları sınırlar. Örneğin, eski Doğu Avrupa ve Sibirya platformları arasında genç bir platform var ve Doğu Avrupa platformunun güney ve güneydoğu ucunda genç İskit ve Turan platformları başlıyor. Platformlar içinde, antiklinal ve senklinal profilli, anteklizler ve senklizler olarak adlandırılan büyük yapılar ayırt edilir.

Yani platformlar eski aşınmış orojenlerdir ve daha sonraki (genç) dağ inşa hareketlerinden etkilenmezler.

Dünyadaki sessiz platform bölgelerinin aksine tektonik olarak aktif jeosenklinal bölgeler bulunmaktadır. Jeosenklinal süreç, ultrabazik ve bazik litosfer malzemesinden yeni bir hafif kıtasal kabuğun "pişirildiği" ve yukarı doğru yüzerek marjinalde () kıtaları oluşturan ve onları kaynaklayan devasa bir derin kazanın çalışmasına benzetilebilir. kıtalararası (Akdeniz) jeosenklinallerde birlikte bulunur. Bu süreç, kemerinde uzun süre çalışabilecekleri kıvrımlı dağ yapılarının oluşmasıyla sona erer. Zamanla dağların büyümesi durur, volkanizma ölür, yer kabuğu yeni bir gelişim döngüsüne girer: dağ yapısının düzleşmesi başlar.

Dolayısıyla şimdi dağ sıralarının bulunduğu yerde eskiden jeosenklinaller vardı. Jeosenklinal bölgelerdeki büyük antiklinal ve senklinal yapılara antiklinori ve senklinoria adı verilir.

Yer kabuğu Katı Dünyanın en üst kabuğunu oluşturur ve gezegeni neredeyse sürekli bir katmanla kaplar; kalınlığı okyanus ortası sırtların ve okyanus faylarının bazı bölgelerinde 0'dan yüksek dağ yapılarının altında 70-75 km'ye kadar değişir (Khain, Lomise, 1995). ). Kıtalardaki kabuğun kalınlığı, boyuna sismik dalgaların geçiş hızının 8-8,2 km/s'ye kadar artmasıyla belirlenir ( Mohorovicic sınırı, veya Moho sınırı), 30-75 km'ye ve okyanus çöküntülerinde 5-15 km'ye ulaşır. Yerkabuğunun ilk türü adı verildi okyanus,ikinci- kıtasal.

Okyanus kabuğu Dünya yüzeyinin% 56'sını kaplar ve 5-6 km gibi küçük bir kalınlığa sahiptir. Yapısı üç katmandan oluşmaktadır (Khain ve Lomise, 1995).

Birinci, veya tortul, Okyanusların orta kısmında kalınlığı 1 km'yi geçmeyen bir tabaka oluşur ve çevrelerinde kalınlığı 10-15 km'ye ulaşır. Okyanus ortası sırtların eksenel bölgelerinde tamamen yoktur. Katmanın bileşimi killi, silisli ve karbonatlı derin deniz pelajik çökeltilerini içerir (Şekil 6.1). Karbonat çökeltileri, karbonat birikiminin kritik derinliğinden daha derine dağılmaz. Kıtaya yaklaştıkça karadan taşınan kırıntılı malzeme karışımı görülüyor; bunlar sözde yarı pelajik çökeltilerdir. Boyuna sismik dalgaların yayılma hızı burada 2-5 km/s'dir. Bu katmandaki çökeltilerin yaşı 180 milyon yılı geçmiyor.

İkinci katman ana üst kısmında (2A) nadir ve ince pelajik ara katmanlara sahip bazaltlardan oluşur.

Pirinç. 6.1. Ofiyolit alloktonlarının ortalama kesitiyle karşılaştırıldığında okyanusların litosfer kesiti. Aşağıda okyanus yayılma bölgesindeki bölümün ana birimlerinin oluşumuna ilişkin bir model bulunmaktadır (Khain ve Lomise, 1995). Efsane: 1 –

pelajik çökeltiler; 2 – patlayan bazaltlar; 3 - paralel dayklar kompleksi (dolerit); 4 – üst (tabakalı olmayan) gabrolar ve gabro-doleritler; 5, 6 – katmanlı kompleks (kümülatif): 5 – gabbroidler, 6 – ultrabazitler; 7 – tektonize peridotitler; 8 – bazal metamorfik hale; 9 – bazaltik magma değişimi I–IV – yayılma ekseninden mesafeye bağlı olarak odadaki kristalleşme koşullarının ardışık değişimi

ik yağış; Bazaltlar genellikle karakteristik bir yastık (enine kesitte) ayrımına (yastık lavlar) sahiptir, ancak masif bazaltlardan oluşan örtüler de meydana gelir. İkinci tabakanın (2B) alt kısmında paralel dolerit daykları gelişmiştir. 2. katmanın toplam kalınlığı 1,5-2 km, boyuna sismik dalgaların hızı ise 4,5-5,5 km/s'dir.

Üçüncü katman Okyanus kabuğu, temel ve ikincil ultrabazik bileşime sahip holokristalin magmatik kayalardan oluşur. Üst kısmında genellikle gabro tipi kayalar gelişmiş olup, alt kısmı ise alternatif gabro ve ultra-ramafitlerden oluşan “bantlı kompleks”ten oluşmaktadır. 3. katmanın kalınlığı 5 km'dir. Bu katmandaki boyuna dalgaların hızı 6-7,5 km/s'ye ulaşır.

2. ve 3. tabaka kayalarının 1. tabaka kayalarıyla aynı anda oluştuğu sanılmaktadır.

Okyanus kabuğu veya daha doğrusu okyanus tipi kabuk, okyanus tabanına dağılımıyla sınırlı değildir, aynı zamanda Japonya Denizi, Güney Okhotsk (Kuril) havzası gibi marjinal denizlerin derin deniz havzalarında da gelişir. Okhotsk Denizi, Filipin, Karayipler ve diğerleri

denizler. Ayrıca, tortul örtü kalınlığının 10-12 km veya daha fazla olduğu kıtaların derin çöküntülerinde ve Barents gibi sığ iç ve kenar denizlerde, bunun altında okyanus tipi kabuk olduğundan şüphelenmek için ciddi nedenler vardır. ; Bu, 6,5 km/s düzeyindeki boylamsal sismik dalgaların hızlarıyla kanıtlanmaktadır.

Yukarıda modern okyanusların (ve marjinal denizlerin) kabuğunun yaşının 180 milyon yılı geçmediği söylenmişti. Bununla birlikte, kıtaların kıvrımlı kuşakları içinde, Erken Prekambriyen dönemine kadar çok daha eski, okyanus tipi kabuk da buluyoruz. ofiyolit kompleksleri(veya sadece ofiyolitler). Bu terim Alman jeolog G. Steinmann'a aittir ve 20. yüzyılın başında kendisi tarafından önerilmiştir. Kıvrımlı sistemlerin merkezi bölgelerinde genellikle bir arada bulunan kayaların karakteristik "üçlüsünü" belirtmek için, yani serpantinleşmiş ultramafik kayaçlar (katman 3'e benzer), gabro (katman 2B'ye benzer), bazaltlar (katman 2A'ya benzer) ve radyolaritler (katman 2'ye benzer) katman 1'e). Bu kaya parajenezinin özü uzun süredir yanlış yorumlanmıştır; özellikle gabrolar ve hiperbazitler, bazaltlardan ve radyolaritlerden daha genç ve müdahaleci olarak kabul edilmiştir. Ancak 60'lı yıllarda okyanus kabuğunun bileşimi hakkında ilk güvenilir bilgi elde edildiğinde, ofiyolitlerin jeolojik geçmişin okyanus kabuğu olduğu ortaya çıktı. Bu keşif, Dünya'nın hareketli kuşaklarının kökenine ilişkin koşulların doğru anlaşılması açısından büyük önem taşıyordu.

Okyanusların kabuk yapıları

Sürekli dağıtım alanları okyanus kabuğu Dünyanın rahatlamasıyla ifade edilen okyanusaldepresyonlar. Okyanus havzalarında en büyük iki unsur ayırt edilir: okyanus platformları Ve okyanus orojenik kuşakları. Okyanus platformları(veya tha-lassokratonlar) alt topoğrafyada geniş abisal düz veya engebeli ovalar görünümündedir. İLE okyanus orojenik kuşakları Bunlar, çevredeki ovanın üzerinde 3 km'ye kadar yüksekliğe sahip okyanus ortası sırtlarını içerir (bazı yerlerde okyanus seviyesinin üzerinde adalar şeklinde yükselirler). Sırtın ekseni boyunca sıklıkla bir yarık bölgesi izlenir - 12-45 km genişliğinde ve 3-5 km derinlikte dar grabenler, bu alanlarda kabuksal genişlemenin baskınlığını gösterir. Yüksek depremsellik, keskin bir şekilde artan ısı akışı ve üst mantonun düşük yoğunluğu ile karakterize edilirler. Jeofizik ve jeolojik veriler, sırtların eksenel bölgelerine yaklaştıkça tortul örtü kalınlığının azaldığını ve okyanus kabuğunun gözle görülür bir yükselme yaşadığını göstermektedir.

Yerkabuğunun bir sonraki ana unsuru geçiş bölgesi kıta ile okyanus arasında. Bu, dünya yüzeyinin maksimum diseksiyon alanıdır. ada yayları Yüksek sismisite ve modern andezitik ve andezit-bazaltik volkanizma, derin deniz hendekleri ve marjinal denizlerin derin deniz çöküntüleri ile karakterize edilir. Buradaki depremlerin kaynakları, kıtaların altına dalan sismofokal bir bölge (Benioff-Zavaritsky bölgesi) oluşturuyor. Geçiş bölgesi en çok

Pasifik Okyanusu'nun batı kesiminde açıkça ortaya çıktı. Yer kabuğunun ara tip bir yapısı ile karakterize edilir.

Kıtasal kabuk(Khain, Lomise, 1995) yalnızca kıtaların kendisinde, yani en derin çöküntüler hariç olmak üzere karada değil, aynı zamanda kıta kenarlarının raf bölgeleri ve okyanus havzaları-mikrokıtalar içindeki bireysel alanlar içinde de dağılmıştır. Bununla birlikte, kıtasal kabuğun toplam gelişim alanı, dünya yüzeyinin %41'ini oluşturan okyanus kabuğununkinden daha azdır. Kıtasal kabuğun ortalama kalınlığı 35-40 km'dir; kıta kenarlarına doğru ve mikrokıtalar içerisinde azalarak dağ yapıları altında 70-75 km'ye kadar yükselir.

Her şeyi hesaba katarak, kıtasal kabuk Okyanustaki gibi üç katmanlı bir yapıya sahiptir, ancak katmanların bileşimi, özellikle de alttaki ikisi, okyanus kabuğunda gözlemlenenlerden önemli ölçüde farklıdır.

1. tortul katman, genellikle tortul örtü olarak anılır. Kalınlığı, kalkanlarda ve platform temellerinin daha küçük yükselişlerinde ve katlanmış yapıların eksenel bölgelerinde sıfırdan, platform çöküntülerinde, dağ kemerlerinin ileri ve dağlar arası çukurlarında 10 ve hatta 20 km'ye kadar değişir. Doğru, bu çöküntülerde çökeltilerin altında yatan ve genellikle adı verilen kabuk konsolide, doğası gereği okyanusa kıtasaldan daha yakın olabilir. Sedimanter tabakanın bileşimi, ağırlıklı olarak kıtasal veya sığ denizel, daha az sıklıkla batiyal (yine derin çöküntüler içinde) kökenli ve ayrıca uzaklara ait çeşitli tortul kayaları içerir.

her yerde değil, tuzak alanları oluşturan temel magmatik kayaların örtüleri ve eşikleri. Sedimanter katmandaki boyuna dalgaların hızı 2,0-5,0 km/s olup, karbonat kayaçları için bu maksimum hızdır. Sedimanter örtüdeki kayaların yaş aralığı 1,7 milyar yıla kadar çıkmaktadır; bu, modern okyanusların tortul tabakasından çok daha büyük bir mertebedir.

2. Konsolide kabuğun üst katmanı kalkanlar ve platform dizileri üzerinde ve katlanmış yapıların eksenel bölgelerinde gün yüzeyine çıkıntı yapar; Kola kuyusunda 12 km derinliğe kadar, Rusya Plakası'ndaki Volga-Ural bölgesindeki, ABD Orta Kıta Plakası'ndaki ve İsveç'teki Baltık Kalkanı'ndaki kuyularda çok daha küçük bir derinliğe kadar keşfedildi. Güney Hindistan'daki bir altın madeni bu katmandan 3,2 km'ye, Güney Afrika'da ise 3,8 km'ye kadar geçti. Bu nedenle, bu katmanın bileşimi, en azından üst kısmı genel olarak iyi bilinmektedir; bileşimindeki ana rol, çeşitli kristal şistler, gnayslar, amfibolitler ve granitler tarafından oynanır ve bu nedenle genellikle granit-gnays olarak adlandırılır. Boyuna dalgaların hızı 6,0-6,5 km/s'dir. Riphean-Paleozoyik ve hatta Mesozoik yaştaki genç platformların temelinde ve kısmen genç kıvrımlı yapıların iç zonlarında, aynı katman daha az metamorfoza uğramış (amfibolit yerine yeşilşist fasiyesi) kayalardan oluşur ve daha az granit içerir. ; bu yüzden buraya sıklıkla denir granit-metamorfik katman, ve içindeki tipik boylamsal hızlar 5,5-6,0 km/s düzeyindedir. Bu kabuk tabakasının kalınlığı platformlarda 15-20 km'ye, dağ yapılarında ise 25-30 km'ye ulaşmaktadır.

3. Konsolide kabuğun alt tabakası. Başlangıçta, konsolide kabuğun iki katmanı arasında net bir sismik sınır olduğu varsayılmıştı; bu sınır, kendisini keşfeden Alman jeofizikçiden dolayı Conrad sınırı olarak adlandırılmıştı. Az önce bahsettiğimiz kuyuların açılması, böylesine net bir sınırın varlığı konusunda şüphe uyandırdı; bazen bunun yerine sismisite kabukta bir değil iki (K 1 ve K 2) sınır tespit eder, bu da alt kabukta iki katmanın ayırt edilmesine zemin hazırlar (Şekil 6.2). Belirtildiği gibi alt kabuğu oluşturan kayaların bileşimi, kuyularla ulaşılamadığı ve yüzeyde parçalı olarak ortaya çıktığı için yeterince bilinmemektedir. dayalı

Pirinç. 6.2. Kıtasal kabuğun yapısı ve kalınlığı (Khain, Lomise, 1995). A - Sismik verilere göre ana bölüm türleri: I-II - eski platformlar (I - kalkanlar, II

Syneclises), III - raflar, IV - genç orojenler. K 1 , K 2 -Conrad yüzeyleri, M-Mohorovicic yüzeyi, hızlar boyuna dalgalar için belirtilmiştir; B - kıtasal kabuğun kalınlık dağılımının histogramı; B - genelleştirilmiş mukavemet profili

Genel değerlendirmeler, V.V. Belousov, alt kabuğun bir yandan metamorfizmanın daha yüksek aşamasındaki kayaların, diğer yandan da üst kabuğa göre daha temel bileşime sahip kayaların hakim olması gerektiği sonucuna vardı. Bu yüzden bu korteks katmanına "korteks" adını verdi. Gra-nullite-mafik. Belousov'un varsayımı genel olarak doğrulanıyor, ancak yüzeylemeler alt kabuğun bileşiminde yalnızca bazik değil, aynı zamanda asidik granülitlerin de yer aldığını gösteriyor. Şu anda çoğu jeofizikçi, üst ve alt kabuğu mükemmel reolojik özelliklerine göre farklı bir temelde ayırıyor: üst kabuk sert ve kırılgan, alt kabuk ise plastik. Alt kabukta boyuna dalgaların hızı 6,4-7,7 km/s'dir; Hızlarının 7,0 km/s'yi aştığı bu katmanın alt katmanlarının kabuk veya mantosuna ait olduğu çoğu zaman tartışmalıdır.

Yerkabuğunun iki aşırı türü (okyanus ve kıtasal) arasında geçiş türleri vardır. Bunlardan biri okyanus altı kabuk - kıta yamaçları ve etekleri boyunca gelişmiştir ve muhtemelen çok derin ve geniş olmayan bazı kenar ve iç denizlerin havzalarının dibinde yer almaktadır. Okyanus altı kabuk, 15-20 km'ye kadar inceltilmiş ve temel magmatik kayaçların daykları ve eşikleri tarafından delinmiş bir kıtasal kabuktur.

havlamak Meksika Körfezi girişinde derin deniz sondajı ile keşfedilmiş ve Kızıldeniz kıyısında ortaya çıkarılmıştır. Başka bir geçiş korteksi türü ise kıta altı- ensimatik volkanik yaylardaki okyanus kabuğunun kıtaya dönüşmesi, ancak henüz tam “olgunluğa” ulaşmamış olması, 25 km'den daha az bir kalınlığa ve daha düşük bir konsolidasyon derecesine sahip olması durumunda oluşur; sismik dalgaların hızları - alt kabukta 5,0-5,5 km/s'den fazla değil.

Bazı araştırmacılar, yukarıda daha önce tartışılan iki tür okyanus kabuğunu daha özel türler olarak tanımlamaktadır; bu, ilk olarak, 25-30 km'ye (İzlanda vb.) kadar kalınlaşmış okyanusun iç yükselmelerinin okyanus kabuğu ve ikincisi, 15-20'ye kadar kalın "üzerine inşa edilen" okyanus tipi kabuktur. km, tortul örtü (Hazar Havzası vb.).

Mohorovicic yüzeyi ve üst mananın bileşimitii. Kabuk ve manto arasındaki sınır, genellikle sismik açıdan oldukça açık bir şekilde boylamsal dalga hızlarının 7,5-7,7'den 7,9-8,2 km/s'ye sıçramasıyla ifade edilir ve Mohorovicic yüzeyi (ya da kısaca Moho ve hatta M) olarak bilinir. Bunu kuran Hırvat jeofizikçi. Okyanuslarda bu sınır, gabroidlerin baskın olduğu 3. tabakanın bantlı kompleksinden sürekli serpantinleşmiş peridotitlere (harzburjitler, lerzolitler), daha az sıklıkla dünitlere, alt yüzeye çıkıntı yapan yerlerde ve kayalarda geçişe karşılık gelir. Sao Paulo Atlantik'te Brezilya kıyısı açıklarında ve açıklarında. Kızıldeniz'deki Zabargad, yüzeyin üzerinde yükseliyor

denizin öfkesi. Okyanus mantosunun üst kısımları karada yer yer ofiyolit komplekslerinin tabanlarının bir parçası olarak gözlenebilir. Umman'da kalınlıkları 8 km'ye, Papua Yeni Gine'de ise belki 12 km'ye ulaşıyor. Çoğunlukla harzburjit olmak üzere peridotitlerden oluşurlar (Khain ve Lomise, 1995).

Borulardaki lav ve kimberlit kalıntılarının incelenmesi, kıtaların altında üst mantonun esas olarak peridotitlerden oluştuğunu, hem burada hem de okyanusların altında üst kısımda spinel peridotitlerin ve altta granatların bulunduğunu göstermektedir. Ancak aynı verilere göre kıtasal mantoda peridotitlerin yanı sıra eklojitler, yani derin metamorfoza uğramış temel kayalar da az miktarda mevcuttur. Eklojitler, bu kabuğun alttan bindirilmesi (batma) işlemi sırasında mantonun içine sürüklenen, okyanus kabuğunun başkalaşıma uğramış kalıntıları olabilir.

Mantonun üst kısmı, yer kabuğundaki bazaltik kayaların erimesi nedeniyle ikincil olarak bir dizi bileşenden tükenir: silika, alkaliler, uranyum, toryum, nadir topraklar ve diğer tutarsız elementler. Bu "tükenmiş" ("tükenmiş") manto, okyanusların altına göre kıtaların altında (litosferik kısmının tamamını veya neredeyse tamamını kapsayacak şekilde) daha derine kadar uzanır ve "tükenmemiş" mantoya daha derin bir şekilde yol açar. Mantonun ortalama birincil bileşimi, Avustralyalı bilim adamı A.E. Ringwood tarafından adlandırılan, spinel lerzolite veya 3:1 oranında varsayımsal bir peridotit ve bazalt karışımına yakın olmalıdır. pirolit.

Yaklaşık 400 km derinlikte sismik dalgaların hızında hızlı bir artış başlıyor; buradan 670 km'ye kadar

silinmiş Golitsyn katmanı, Adını Rus sismolog B.B.'den almıştır. Golitsyn. Aynı zamanda orta manto olarak da ayırt edilir veya mezosfer -Üst ve alt manto arasındaki geçiş bölgesi. Golitsyn katmanındaki elastik titreşim oranlarındaki artış, bazı mineral türlerinin diğerlerine geçişi nedeniyle manto malzemesinin yoğunluğunun yaklaşık% 10 oranında artması ve daha yoğun atom paketlenmesiyle açıklanmaktadır: olivin spinel'e , pirokseni garnet'e dönüştürün.

Alt manto(Hain, Lomise, 1995) yaklaşık 670 km derinlikte başlar. Alt manto esas olarak perovskit (MgSiO 3) ve magnezyum wustit (Fe, Mg)O'dan oluşmalıdır - orta mantoyu oluşturan minerallerdeki daha ileri değişikliklerin ürünleri. Sismolojiye göre Dünya'nın çekirdeğinin dış kısmı sıvı, iç kısmı ise yine katıdır. Dış çekirdekteki konveksiyon, Dünyanın ana manyetik alanını oluşturur. Çekirdeğin bileşimi jeofizikçilerin ezici çoğunluğu tarafından demir olarak kabul edilmektedir. Ancak yine deneysel verilere göre, saf demir için belirlenene kıyasla çekirdek yoğunluğunun azalmasını açıklamak için bir miktar nikel, ayrıca kükürt, oksijen veya silikon karışımına izin vermek gerekir.

Sismik tomografi verilerine göre, çekirdek yüzeyi düzensizdir ve genliği 5-6 km'ye kadar olan çıkıntılar ve çöküntüler oluşturur. Manto ve çekirdeğin sınırında, D" endeksine sahip bir geçiş katmanı ayırt edilir (kabuk, A endeksi, üst manto - B, orta - C, alt - D, üst kısmı ile gösterilir). alt manto D"). D" tabakasının kalınlığı bazı yerlerde 300 km'ye ulaşıyor.

Litosfer ve astenosfer. Jeolojik veriler (madde bileşimi ile) ve sismolojik veriler (Mohorovicic sınırındaki sismik dalga hızlarındaki sıçrama ile) ile ayırt edilen kabuk ve mantodan farklı olarak litosfer ve astenosfer tamamen fiziksel veya daha doğrusu reolojik kavramlardır. Astenosferi tanımlamanın ilk temeli zayıflatılmış plastik bir kabuktur. Daha sert ve kırılgan bir litosferin altında, dağ yapılarının eteklerinde yerçekimi ölçülürken keşfedilen kabuğun izostatik dengesi gerçeğini açıklamaya ihtiyaç vardı. Başlangıçta bu tür yapıların, özellikle de Himalayalar kadar büyük olanların, aşırı yer çekimi yaratması bekleniyordu. Ancak 19. yüzyılın ortalarında. ilgili ölçümler yapıldı, böyle bir çekimin gözlemlenmediği ortaya çıktı. Sonuç olarak, dünya yüzeyinin rahatlamasındaki büyük düzensizlikler bile bir şekilde telafi edilir, derinlikte dengelenir, böylece dünya yüzeyi seviyesinde ortalama yerçekimi değerlerinden önemli bir sapma olmaz. Böylece araştırmacılar, yerkabuğunun manto pahasına dengelenme yönünde genel bir eğilimi olduğu sonucuna vardılar; bu fenomene denir izostaz(Hain, Lomise, 1995) .

İzostaziyi uygulamanın iki yolu vardır. Birincisi, dağların mantoya batırılmış kökleri vardır, yani. izostazi yer kabuğunun kalınlığındaki değişikliklerle sağlanır ve ikincisinin alt yüzeyi, dünya yüzeyinin kabartmasının tersi bir kabartmaya sahiptir; bu İngiliz gökbilimci J. Airy'nin hipotezidir

(Şekil 6.3). Bölgesel ölçekte, dağ yapılarının aslında daha kalın bir kabuğa sahip olması ve kabuğun maksimum kalınlığının en yüksekte (Himalayalar, And Dağları, Hindu Kush, Tien Shan vb.) Gözlenmesi nedeniyle bu genellikle haklıdır. Ancak izostazinin uygulanması için başka bir mekanizma da mümkündür: artan kabartmalı alanlar daha az yoğun kayalardan oluşmalı ve daha düşük kabartmalı alanlar daha yoğun olanlardan oluşmalıdır; Bu, başka bir İngiliz bilim adamı olan J. Pratt. Bu durumda yer kabuğunun tabanı yatay bile olabilir. Kıtaların ve okyanusların dengesi, her iki mekanizmanın birleşimiyle sağlanır; okyanusların altındaki kabuk, kıtaların altındakilerden hem çok daha ince hem de gözle görülür derecede daha yoğundur.

Dünya yüzeyinin büyük bir kısmı izostatik dengeye yakın bir durumdadır. İzostaziden en büyük sapmalar (izostatik anomaliler) ada yaylarında ve ilgili derin deniz hendeklerinde bulunur.

İzostatik dengenin etkili olması, yani ek yük altında kabuğun batması ve yük kaldırıldığında yükselmesi için kabuğun altında yeterince plastik bir tabakanın olması gerekir. Jeostatik basıncın arttığı alanlardan alçak basınç alanlarına doğru akar. Başlangıçta varsayımsal olarak tanımlanan bu katman için Amerikalı jeolog J. Burrell bu ismi önerdi. astenosfer,"zayıf kabuk" anlamına gelir. Bu varsayım ancak çok daha sonra, 60'lı yıllarda sismik

Pirinç. 6.3. Yer kabuğunun izostatik denge şemaları:

A - J. Erie tarafından, B - J. Pratt (Khain, Koronovsky, 1995)

kütükler (B. Gutenberg), sismik dalgaların hızında, basınç artışıyla doğal olarak, bir azalma bölgesinin veya artış yokluğunun kabuğunun altında bir derinlikte varlığını keşfetti. Daha sonra, astenosferi oluşturmanın başka bir yöntemi ortaya çıktı: astenosferin kendisini azaltılmış elektrik direncine sahip bir bölge olarak gösterdiği manyetotellürik sondaj yöntemi. Buna ek olarak, sismologlar astenosferin başka bir işaretini de tespit ettiler - sismik dalgaların zayıflamasının artması.

Astenosfer aynı zamanda litosferin hareketlerinde de öncü rol oynar. Astenosferik maddenin akışı litosferik plakalar boyunca taşınır ve yatay hareketlerine neden olur. Astenosferin yüzeyinin yükselmesi, litosferin yükselmesine ve aşırı durumda sürekliliğinin kırılmasına, ayrılma ve çökme oluşumuna yol açar. İkincisi aynı zamanda astenosferin çıkışına da yol açar.

Böylece tektonosferi oluşturan iki kabuktan biri olan astenosfer aktif bir elementtir ve litosfer nispeten pasif bir elementtir. Bunların etkileşimi yer kabuğunun tektonik ve magmatik “yaşamını” belirler.

Okyanus ortası sırtların eksenel bölgelerinde, özellikle Doğu Pasifik Yükselişinde, astenosferin tepesi yalnızca 3-4 km derinlikte bulunur, yani litosfer kabuğun yalnızca üst kısmıyla sınırlıdır. Okyanusların çevresine doğru gidildikçe litosferin kalınlığı artar.

alt kabuk ve esas olarak üst manto ve 80-100 km'ye ulaşabilir. Kıtaların orta kısımlarında, özellikle Doğu Avrupa veya Sibirya gibi eski platformların kalkanları altında, litosferin kalınlığı halihazırda 150-200 km veya daha fazla (Güney Afrika'da 350 km) ölçülüyor; bazı fikirlere göre 400 km'ye ulaşabilir, yani. burada Golitsyn katmanının üzerindeki üst mantonun tamamı litosferin bir parçası olmalıdır.

Astenosferin 150-200 km'den daha derinlerde tespit edilmesinin zorluğu, bazı araştırmacılar arasında astenosferin bu tür alanların altında varlığına dair şüphelere yol açmış ve onları sürekli bir kabuk olarak astenosferin, yani jeosferin var olmadığı yönünde alternatif bir düşünceye yöneltmiştir. , ancak bir dizi bağlantısız “astenolens” var " Jeodinamik için önemli olabilecek bu sonuca katılamayız, çünkü bu alanlar yüksek derecede izostatik denge gösterir, çünkü bunlar yukarıdaki modern ve antik buzullaşma bölgelerinin örneklerini (Grönland vb.) içerir.

Astenosferin her yerde tespit edilmesinin kolay olmamasının nedeni, açıkça viskozitesinin yanal olarak değişmesidir.

Kıtasal kabuğun ana yapısal elemanları

Kıtalarda yer kabuğunun iki yapısal unsuru ayırt edilir: platformlar ve hareketli kuşaklar (Tarihsel Jeoloji, 1985).

Tanım:platformu- kıtasal kabuğun izometrik bir şekle ve iki katlı bir yapıya sahip, sabit, sert bir bölümü (Şekil 6.4). Alt (birinci) yapısal kat – kristalin temel, izinsiz girişler tarafından kesilen, oldukça yerinden çıkmış metamorfize kayalarla temsil edilir. Üst (ikinci) yapısal zemin hafifçe uzanıyor tortul örtü, zayıf dislokasyonlu ve metamorfize olmamış. Alt yapısal katın gündüz yüzeyine çıkışlara denir. kalkan. Temelin sedimanter örtü ile kapladığı alanlara denir. soba. Plakanın tortul örtüsünün kalınlığı birkaç kilometredir.

Örnek: Doğu Avrupa Platformunda iki kalkan (Ukrayna ve Baltık) ve Rus plakası var.

Platformun ikinci katının yapıları (durum) Negatif (sapma, sinekliz) ve pozitif (önceki) vardır. Syneclises bir daire şeklindedir ve anteclisler ters bir daire şeklindedir. Tortuların kalınlığı sineklizde her zaman daha fazla, anteklizde ise daha azdır. Bu yapıların çap olarak boyutları yüzlerce veya birkaç bin kilometreye ulaşabiliyor ve kanatlardaki katmanların düşüşü genellikle 1 km'de birkaç metre oluyor. Bu yapıların iki tanımı vardır.

Tanım: sineklise, katmanlarının düşüşü çevreden merkeze doğru yönlendirilen jeolojik bir yapıdır. Anteclise, katmanlarının düşüşü merkezden çevreye doğru yönlendirilen jeolojik bir yapıdır.

Tanım: sinekliz - çekirdeğinde ve kenarlarında daha genç çökeltilerin ortaya çıktığı jeolojik bir yapı

Pirinç. 6.4. Platform yapı şeması. 1 - katlanmış temel; 2 - platform kasası; 3 fay (Tarihsel Jeoloji, 1985)

- daha eski. Anteclise, çekirdeğinde daha eski çökeltilerin ve kenarlarında daha genç çökeltilerin ortaya çıktığı jeolojik bir yapıdır.

Tanım: oluk, kesiti içbükey bir şekle sahip uzun (uzun) bir jeolojik gövdedir.

Örnek: Doğu Avrupa platformunun Rus plakasında öne çıkıyor antiklizasyon öncesi dönemler(Belarusça, Voronej, Volga-Ural vb.), sineklizler(Moskova, Hazar vb.) ve çukurlar (Ulyanovsk-Saratov, Transdinyester-Karadeniz vb.).

Örtünün alt ufuklarının bir yapısı vardır - av-lacogene.

Tanım: aulacogen - platform boyunca uzanan dar, uzun bir çöküntü. Aulacogens, üst yapı tabanının (örtü) alt kısmında bulunur ve yüzlerce kilometreye kadar uzunluğa ve onlarca kilometreye kadar genişliğe ulaşabilir. Aulakojenler yatay genişleme koşulları altında oluşur. İçlerinde kıvrımlar halinde ezilebilen ve bileşim olarak miyojeosenklinal oluşumlarına benzer kalın tortu katmanları birikir. Kesitin alt kısmında bazaltlar bulunmaktadır.

Örnek: Pachelma (Ryazan-Saratov) aulakojen, Rus plakasının Dinyeper-Donets aulakogeni.

Platformların gelişim tarihi. Gelişimin tarihi üç aşamaya ayrılabilir. Birinci– alt (birinci) yapısal elemanın (temel) oluşumunun meydana geldiği jeosenklinal. Saniye- iklime bağlı olarak birikimin meydana geldiği aulakojenik

av-lakogenlerde kırmızı renkli, gri renkli veya karbon içeren çökeltiler. Üçüncü- geniş bir alanda çökeltinin meydana geldiği ve üst (ikinci) yapısal zeminin (döşeme) oluşturulduğu döşeme.

Yağış birikimi süreci kural olarak döngüsel olarak gerçekleşir. Önce birikir aşırı denizcilik bölgesel formasyon, o zaman - karbonat oluşumu (maksimum ihlal, Tablo 6.1). Kurak iklim şartlarında gerileme sırasında, tuz taşıyan kırmızı çiçekli oluşumu ve nemli bir iklim koşullarında - felç kömür taşıyan oluşumu. Sedimantasyon döngüsünün sonunda çökeltiler oluşur kıtasal oluşumlar. Her an bir tuzak oluşumunun oluşmasıyla sahne kesintiye uğrayabilir.

Tablo 6.1. Döşeme birikimi sırası

oluşumları ve özellikleri.

Tablo 6.1'in sonu.

İçin hareketli kayışlar (katlanmış alanlar) karakteristik:

konturlarının doğrusallığı;

birikmiş çökeltilerin muazzam kalınlığı (15-25 km'ye kadar);

tutarlılık bu birikintilerin bileşimi ve kalınlığı grev boyunca katlanmış alan ve vuruşunda ani değişiklikler;

kendine özgü varlığı oluşumlar- bu alanların gelişiminin belirli aşamalarında oluşan kaya kompleksleri ( kayrak, fliş, spilitokeratofirik, pekmez ve diğer oluşumlar);

yoğun taşkın ve müdahaleci magmatizma (büyük granit sokulumları-batolitler özellikle karakteristiktir);

güçlü bölgesel metamorfizma;

7) güçlü kıvrımlanma, çok sayıda hata dahil

Sıkıştırmanın baskınlığını gösteren itme kuvvetleri. Jeosenklinal alanların (kuşakların) yerine kıvrımlı alanlar (kuşaklar) ortaya çıkar.

Tanım: jeosenklinal(Şekil 6.5) - başlangıçta kalın tortul ve volkanojenik tabakaların biriktiği yer kabuğunun hareketli bir alanı, daha sonra fay oluşumu, izinsiz girişler ve metamorfizmanın ortaya çıkmasıyla birlikte karmaşık kıvrımlar halinde ezildiler. Jeosenklinalin gelişiminde iki aşama vardır.

İlk aşama(aslında jeosenklinal)çökme baskınlığı ile karakterize edilir. Yüksek yağış oranı bir jeosenklinalde - bu yer kabuğunun gerilmesi sonucu ve onun sapması. İÇİNDE ilk yarı ilkaşamalar Kumlu-killi ve killi çökeltiler genellikle birikir (metamorfizmanın bir sonucu olarak, daha sonra siyah killi şeyller oluştururlar ve atmosfere salınırlar). kayrak formasyonu) ve kireçtaşlarıdır. Yitim, denizaltı koşulları altında mafik magmanın yükseldiği ve patladığı kırılmalara eşlik edebilir. Metamorfizma sonrasında ortaya çıkan kayalar, eşlik eden subvolkanik oluşumlarla birlikte, spilit-keratofirik oluşumu. Eş zamanlı olarak genellikle silisli kayalar ve jasper oluşur.

okyanusal

Pirinç. 6.5. Geosync yapısının şeması

Endonezya'daki Sunda Yayı boyunca şematik bir kesitte linali (Yapısal Jeoloji ve Levha Tektoniği, 1991). Efsane: 1 – çökeltiler ve tortul kayaçlar; 2 – volkan-

güzel ırklar; 3 – temel konti-metamorfik kayalar

Belirtilen oluşumlar aynı anda biriktirmek, Ancak farklı alanlarda. birikim spilito-keratofirik formasyon genellikle jeosenklinalin iç kısmında meydana gelir. ögeosenklinaller. İçin ögeo-Senklinaller Genellikle bazik bileşimli kalın volkanojenik tabakaların oluşması ve gabro, diyabaz ve ultrabazik kayaların sokulmasıyla karakterize edilir. Jeosenklinalin marjinal kısmında, platformla olan sınırı boyunca genellikle miyojeosenklinaller. Burada esas olarak karasal ve karbonatlı katmanlar birikmektedir; Volkanik kayalar yoktur ve müdahaleler tipik değildir.

İlk etabın ilk yarısında Jeosenklinalin büyük bir kısmı önemli denizderinlikler. Sedimanların ince taneli yapısı ve faunal buluntuların (çoğunlukla nekton ve plankton) nadirliği bunun kanıtıdır.

İLE ilk aşamanın ortası farklı çökme oranlarından dolayı jeosenklinalin farklı kısımlarında alanlar oluşur göreceli artış(jeoantik-linali) Ve göreceli iniş(intrajeosenklinaller). Bu zamanda plajiyogranitlerin küçük sokulumları meydana gelebilir.

İçinde ilk etabın ikinci yarısıİç yükselmelerin ortaya çıkması sonucu jeosenklinalde deniz sığlaşır. Şimdi bu takımadalar, boğazlarla ayrılmış. Sığlaşma nedeniyle deniz bitişik platformlarda ilerliyor. Kalın kumlu-killi ritmik tabakalardan oluşan kireçtaşları jeosenklinalde birikerek fliş-216 için

oluşum; oluşturan ara bileşimli lavların fışkırması var porfirik oluşumu.

İLE ilk etabın sonu intrajeoantiklinaller kaybolur, intrajeoantiklinaller tek bir merkezi yükselme halinde birleşir. Bu genel bir tersine çevirmedir; o eşleşiyor katlamanın ana aşaması bir jeosenklinalde. Kıvrılmaya genellikle büyük sinorojenik (katlanmayla eş zamanlı) granit izinsiz girişleri eşlik eder. Kayalar kıvrımlar halinde ezilir ve genellikle itme kuvvetleri nedeniyle karmaşık hale gelir. Bütün bunlar bölgesel metamorfizmaya neden oluyor. İntrageosenklinallerin yerine ortaya çıkar senklinoryum- senklinal tipte ve intrajeoantiklinallerin yerine karmaşık biçimde inşa edilmiş yapılar - antiklinori. Jeosenklinal "kapanır" ve katlanmış bir alana dönüşür.

Jeosenklinalin yapısında ve gelişiminde çok önemli bir rol vardır. derin faylar - tüm yer kabuğunu kesen ve üst mantoya giren uzun ömürlü kopmalar. Derin faylar, jeosenklinallerin hatlarını, magmatizmalarını ve jeosenklinalin çökeltilerin bileşimi, kalınlıkları, magmatizması ve yapıların doğası bakımından farklılık gösteren yapısal-yüz bölgelerine bölünmesini belirler. Bir jeosenklinalin içinde bazen ayırt edilirler orta masifler, derin faylarla sınırlıdır. Bunlar, jeosenklinalin oluştuğu temelden gelen kayalardan oluşan daha eski kıvrımlanma bloklarıdır. Tortuların bileşimi ve kalınlıkları açısından orta masifler platformlara benzer, ancak güçlü magmatizma ve kayaların esas olarak masifin kenarları boyunca kıvrılması ile ayırt edilirler.

Jeosenklinal gelişiminin ikinci aşaması isminde orojenik ve yükselişlerin baskınlığı ile karakterize edilir. Sedimantasyon, merkezi yükselmenin çevresi boyunca sınırlı alanlarda meydana gelir. marjinal sapmalar, Jeosenklinal ve platformun sınırı boyunca ortaya çıkan ve kısmen platformla örtüşen, ayrıca bazen merkezi yükselmenin içinde oluşan dağlar arası oluklarda ortaya çıkar. Tortu kaynağı sürekli yükselen merkezi yükselişin tahribatıdır. İlk yarıikinci aşama bu yükseliş muhtemelen engebeli bir topoğrafyaya sahiptir; yok edildiğinde deniz ve bazen lagün çökeltileri birikerek oluşur. alt melas oluşumu. İklim koşullarına bağlı olarak bu olabilir. kömür taşıyan paralik veya tuzlu kalınlık. Aynı zamanda, genellikle büyük granit saldırılarının - batolitlerin - ortaya çıkması meydana gelir.

Etabın ikinci yarısında merkezi yükselişin yükselme hızı keskin bir şekilde artıyor, buna ayrı ayrı bölümlerin bölünmesi ve çöküşü de eşlik ediyor. Bu olgu, kıvrımlanma, metamorfizma ve izinsiz girişlerin ortaya çıkması sonucunda kıvrımlı bölgenin (artık jeosenklinal değil!) katı hale gelmesi ve devam eden yükselmeye yarıklarla tepki vermesiyle açıklanmaktadır. Deniz bu bölgeyi terk ediyor. O zamanlar dağlık bir ülke olan merkezi yükselişin tahrip edilmesi sonucu, kıtasal kaba kırıntılı tabakalar birikerek oluşur. üst pekmez oluşumu. Yükselmenin kemerli kısmının bölünmesine zemin volkanizması eşlik ediyor; genellikle bunlar asidik bileşimdeki lavlardır;

subvolkanik oluşumlar verir porfir oluşumu. Fissür alkalin ve küçük asidik intrüzyonlar bununla ilişkilidir. Böylece jeosenklinalin gelişmesi sonucunda kıtasal kabuğun kalınlığı artar.

İkinci aşamanın sonunda jeosenklinal sahasında ortaya çıkan kıvrımlı dağlık alan yok edilir, bölge yavaş yavaş düzleşerek bir platform haline gelir. Jeosenklinal, tortu birikimi alanından yıkım alanına, hareketli bölgeden yerleşik, sert, düz bir bölgeye dönüşüyor. Bu nedenle platformdaki hareket aralığı azdır. Genellikle deniz sığ olsa bile burada geniş alanlar kaplar. Bu bölge artık eskisi kadar güçlü bir çöküntü yaşamıyor, bu nedenle çökeltilerin kalınlığı çok daha az (ortalama 2-3 km). Çökme tekrar tekrar kesintiye uğradığından sedimantasyonda sık sık kesintiler gözlenir; daha sonra hava koşullarına dayanıklı kabuklar oluşabilir. Katlanmanın eşlik ettiği enerjik yükselmeler yoktur. Bu nedenle, platform üzerinde yeni oluşan ince, genellikle sığ su çökeltileri başkalaşıma uğramaz ve yatay veya hafif eğimli olarak uzanır. Magmatik kayaçlar nadirdir ve genellikle bazaltik lavların karasal taşkınları ile temsil edilir.

Jeosenklinal modele ek olarak litosferik levha tektoniği modeli de bulunmaktadır.

Plaka tektoniği modeli

Plaka tektoniği(Yapısal Jeoloji ve Levha Tektoniği, 1991), Dünya'nın dış kabuğundaki deformasyonların ve sismisitenin gözlemlenen dağılımını açıklamak için oluşturulmuş bir modeldir. 1950'li ve 1960'lı yıllarda elde edilen kapsamlı jeofizik verilere dayanmaktadır. Levha tektoniğinin teorik temelleri iki önermeye dayanmaktadır.

Dünyanın en dış katmanına denir litosfer, doğrudan adı verilen bir katman üzerinde yer alır. klimatenosfer, litosferden daha az dayanıklıdır.

Litosfer, birbirine göre sürekli hareket eden ve yüzey alanı da sürekli değişen bir dizi sert parçaya veya plakaya bölünmüştür (Şekil 6.6). Yoğun enerji değişimine sahip tektonik süreçlerin çoğu, plakalar arasındaki sınırlarda gerçekleşir.

Litosferin kalınlığı büyük bir hassasiyetle ölçülemese de araştırmacılar, levhalar içinde kalınlığın okyanusların altında 70-80 km'den, kıtaların bazı kısımlarında maksimum 200 km'nin üzerinde, ortalama 100 km'ye kadar değiştiği konusunda hemfikirdir. Litosferin altında yatan astenosfer yaklaşık 700 km derinliğe kadar uzanır (derin odaklı deprem kaynaklarının maksimum dağılım derinliği). Gücü derinlikle birlikte artar ve bazı sismologlar alt sınırının

tek hatlar - dönüşüm hataları (kayma hataları); Kıtasal kabuğun aktif faylanmaya maruz kalan alanları beneklidir (Yapısal jeoloji ve levha tektoniği, 1991)

Tsa 400 km derinlikte bulunuyor ve fiziksel parametrelerde hafif bir değişime denk geliyor.

Plakalar arasındaki sınırlarüç türe ayrılır:

farklı;

yakınsak;

dönüşüm (doğrultu boyunca yer değiştirmelerle).

Esas olarak yarıklarla temsil edilen farklı plaka sınırlarında, okyanus tabanının yayılmasına (yayılmasına) yol açan yeni litosfer oluşumu meydana gelir. Yakınsak levha sınırlarında litosfer astenosferin içine batar, yani emilir. Dönüşüm sınırlarında, iki litosferik plaka birbirine göre kayar ve bunların üzerinde litosfer maddesi ne yaratılır ne de yok edilir. .

Tüm litosferik plakalar birbirlerine göre sürekli hareket eder. Tüm döşemelerin toplam alanının önemli bir süre boyunca sabit kaldığı varsayılmaktadır. Plakaların kenarlarından yeterli mesafede, içlerindeki yatay deformasyonlar önemsizdir, bu da plakaların sert kabul edilmesini sağlar. Dönüşüm fayları boyunca yer değiştirmeler doğrultuları boyunca meydana geldiğinden, levha hareketi modern dönüşüm faylarına paralel olmalıdır. Bütün bunlar bir kürenin yüzeyinde meydana geldiğinden, Euler teoremine uygun olarak plakanın her bölümü, Dünya'nın küresel yüzeyindeki dönüşe eşdeğer bir yörüngeyi tanımlar. Her plaka çiftinin herhangi bir zamanda göreceli hareketi için bir eksen veya dönme kutbu belirlenebilir. Bu kutuptan uzaklaştıkça (köşeye kadar)

90° mesafe), yayılma oranları doğal olarak artar, ancak herhangi bir plaka çiftinin dönme kutuplarına göre açısal hızı sabittir. Ayrıca geometrik olarak dönme kutuplarının herhangi bir plaka çifti için benzersiz olduğunu ve bir gezegen olarak Dünya'nın dönme kutbuyla hiçbir şekilde bağlantılı olmadığını da belirtelim.

Levha tektoniği kabuksal süreçler için etkili bir modeldir çünkü bilinen gözlemsel verilerle iyi uyum sağlar, daha önce ilgisiz olaylar için zarif açıklamalar sağlar ve tahmin olasılıklarını açar.

Wilson döngüsü(Yapısal Jeoloji ve Levha Tektoniği, 1991). 1966'da Toronto Üniversitesi'nden Profesör Wilson, kıtasal sürüklenmenin yalnızca Pangea'nın erken Mesozoyik parçalanmasından sonra değil, aynı zamanda Pangean öncesi zamanlarda da meydana geldiğini savunduğu bir makale yayınladı. Okyanusların bitişik kıta kenarlarına göre açılıp kapanma döngüsüne artık denir. Wilson döngüsü.

Şek. Şekil 6.7, litosferik levhaların evrimi hakkındaki fikirler çerçevesinde Wilson döngüsünün temel konseptinin şematik bir açıklamasını sunmaktadır.

Pirinç. 6.7, ancak temsil eder Wilson döngüsünün başlangıcı– Kıtasal parçalanmanın ilk aşaması ve yığışım levhası kenarının oluşumu. Sert olduğu biliniyor

Pirinç. 6.7. Litosferik plakaların evrimi çerçevesinde Wilson okyanus gelişim döngüsünün şeması (Yapısal Jeoloji ve Plaka Tektoniği, 1991)

litosfer, astenosferin daha zayıf, kısmen erimiş bir bölgesini kapsar - sözde düşük hızlı katman (Şekil 6.7, b) . Kıtalar ayrılmaya devam ettikçe bir yarık vadisi (Şekil 6.7, 6) ve küçük bir okyanus (Şekil 6.7, c) gelişir. Bunlar Wilson döngüsündeki erken okyanus açılmasının aşamalarıdır.. Afrika Rift'i ve Kızıldeniz uygun örneklerdir. Ayrılan kıtaların sürüklenmesinin devam etmesi ve plaka kenarlarında yeni litosferin simetrik birikmesiyle birlikte, kıtanın aşınması nedeniyle kıta-okyanus sınırında şelf çökeltileri birikmektedir. Tamamen oluşmuş okyanus(Şekil 6.7, d) plaka sınırında orta bir sırt ve gelişmiş bir kıta sahanlığı olarak adlandırılır Atlantik tipi okyanus.

Okyanus hendeklerinin gözlemlerinden, bunların sismisite ile olan ilişkisinden ve hendeklerin etrafındaki okyanus manyetik anomalilerinin yeniden yapılanmasından, okyanus litosferinin parçalandığı ve mezosfere daldığı bilinmektedir. Şek. 6.7, D gösterilen sobalı okyanus Basit litosfer birikim ve soğurma kenarlarına sahip olan, – bu okyanus kapanmasının ilk aşaması V Wilson döngüsü. Kıta kenarına bitişik litosferin parçalanması, soğurucu plaka sınırında meydana gelen tektonik ve volkanik süreçlerin bir sonucu olarak ikincisinin And tipi bir orojene dönüşmesine yol açar. Bu parçalanma kıta kenarından okyanusa doğru önemli bir mesafede meydana gelirse, Japon Adalarına benzer bir ada yayı oluşur. Okyanus emilimilitosfer plakaların geometrisinde bir değişikliğe yol açar ve sonunda

biter yığışım plakası marjının tamamen ortadan kalkması(Şekil 6.7, f). Bu süre zarfında karşı kıta sahanlığı genişlemeye devam ederek Atlantik tipi bir yarı okyanusa dönüşebilir. Okyanus küçüldükçe, karşı kıta kenarı sonunda levha soğurma moduna çekilir ve gelişime katılır. And tipi birikimli orojen. Bu, iki kıtanın çarpışmasının erken aşamasıdır (çarpışmalar) . Bir sonraki aşamada kıtasal litosferin kaldırma kuvveti nedeniyle plakanın soğurulması durur. Litosferik plaka, büyüyen Himalaya tipi orojen altında aşağıdan kırılır ve ilerler. son orojenik aşamaWilson döngüsüolgun bir dağ kuşağıyla yeni birleşmiş kıtalar arasındaki dikişi temsil ediyor. Antipod And tipi birikimli orojenöyle Himalaya tipi çarpışma orojeni.

Kıtalar ve okyanuslar yer kabuğunun yapısındaki en büyük unsurlardır. Okyanuslardan bahsederken okyanusların kapladığı alanlardaki kabuğun yapısını akılda tutmak gerekir.

Kıtasal ve okyanusal kabukların bileşimi farklıdır. Bu da onların gelişim ve yapılarının özellikleri üzerinde bir iz bırakır.

Kıta ile okyanus arasındaki sınır, kıta yamacının eteği boyunca çizilir.

Bu eteğin yüzeyi, su altı heyelanları ve alüvyon yelpazelerinin oluşturduğu büyük tepelere sahip birikimli bir ovadır.

• Okyanusların yapısında alanlar, sismik aktivitenin tezahürleriyle ifade edilen tektonik hareketlilik derecesine göre ayırt edilir. Bu temelde aşağıdakileri ayırt ederler:
• sismik olarak aktif alanlar (okyanus hareketli kuşaklar),

asismik alanlar (okyanus havzaları). Okyanuslardaki hareketli kuşaklar şu şekilde temsil edilir: okyanus ortası sırtları . Uzunlukları 20.000 km'ye kadar, genişlikleri 1000 km'ye kadar, yüksekliği okyanusların dibinden 2-3 km'ye ulaşıyor. Bu tür sırtların eksenel kısmında neredeyse sürekli olarak izlenebilir yarık bölgeleri.

. Yüksek ısı akışı değerleri ile işaretlenirler. Okyanus ortası sırtları, yer kabuğunun veya bölgelerinin gerildiği alanlar olarak kabul edilir. yayılıyor

İkinci grup yapısal elemanlar - okyanus havzaları veya talassokratonlar. Bunlar deniz yatağının düz, hafif engebeli bölgeleridir. Buradaki tortul örtünün kalınlığı 1000 m'yi geçmemektedir. Yapının bir diğer büyük unsuru ise okyanus ile anakara (kıta) arasındaki geçiş bölgesidir; bazı jeologlar buna hareketli adını verir.

1 - ada yayları, 2 - derin deniz hendekleri, 3 - marjinal denizlerin derin deniz çöküntüleri.

Ada yayları- bunlar, bazaltik andezit volkanizmasının modern tezahürlerine sahip bir volkanik yapılar zincirinin oluşturduğu uzun (3000 km'ye kadar) dağ yapılarıdır. Ada yaylarına bir örnek Kuril-Kamçatka sırtı, Aleut Adaları vb.'dir. Okyanus tarafından ada yayları değiştirilir derin deniz hendekleri 1500-4000 km uzunluğunda ve 5-10 km derinliğinde derin deniz çöküntüleridir. Genişliği 5-20 km'dir. Olukların tabanları bulanık akıntıların buraya getirdiği tortularla kaplıdır. Olukların eğimleri farklı eğim açılarıyla kademelidir. Üzerlerinde herhangi bir tortu bulunamadı.

Ada yayı ile hendek eğimi arasındaki sınır, deprem kaynaklarının yoğunlaştığı bölgeyi temsil eder ve bölge olarak adlandırılır. Vadati-Zavaritsky-Benioff.

Jeologlar, modern okyanus kenarlarının işaretlerini dikkate alarak, gerçekçilik ilkesine dayanarak, daha eski dönemlerde oluşmuş benzer yapıların karşılaştırmalı bir tarihsel analizini yaparlar. Bu işaretler şunları içerir:

• derin deniz çökeltilerinin ağırlıklı olduğu deniz tipi çökeltiler,
• tortul tabakaların yapılarının ve gövdelerinin doğrusal şekli,
• kıvrımlı yapıların çapraz çizgisinde tortul ve volkanik tabakaların kalınlığında ve malzeme bileşiminde keskin bir değişiklik,
• yüksek depremsellik,
• belirli bir dizi tortul ve magmatik oluşum ve gösterge oluşumlarının varlığı.

Listelenen işaretlerden sonuncusu önde gelenlerden biridir. Bu nedenle jeolojik oluşumun ne olduğunu tanımlayalım. Her şeyden önce gerçek bir kategoridir. Yer kabuğundaki madde hiyerarşisinde aşağıdaki sırayı bilirsiniz:

Kimya element → mineral → kaynak → jeolojik oluşum

Jeolojik formasyon, bir kayayı takip eden daha karmaşık bir gelişim aşamasıdır.

Ortak kökenleri veya konumları tarafından belirlenen, malzeme bileşimleri ve yapılarının birliği ile birbirine bağlanan kayaların doğal birlikteliklerini temsil eder. Jeolojik oluşumlar tortul, magmatik ve metamorfik kayaç gruplarında ayırt edilir.

Sedimanter kayaçların istikrarlı birlikteliklerinin oluşumunda ana faktörler tektonik ortam ve iklimdir. Kıtaların yapısal unsurlarının gelişimini analiz ederken oluşum örneklerini ve oluşum koşullarını ele alacağız.

Kıtalarda iki tür bölge vardır. tip, tortul çökellerin çeşitli faylarla kıvrılıp kırıldığı dağlık bölgelere rastlamaktadır. Tortul tabakalar magmatik kayalar tarafından kesilir ve metamorfoza uğrar.

II tip, çökeltilerin neredeyse yatay olarak uzandığı düz alanlarla örtüşmektedir.

Birinci tipe katlanmış bölge veya katlanmış kayış adı verilir. İkinci türe platform denir. Bunlar kıtaların ana unsurlarıdır.

Jeosenklinal kuşaklar veya jeosenklinallerin yerine kıvrımlı alanlar oluşur. Jeosenklinal- burası yer kabuğunun derin çöküntüsünün hareketli, geniş bir bölgesidir. Kalın tortul tabakaların birikmesi, uzun süreli volkanizma ve kıvrımlı yapıların oluşmasıyla tektonik hareketlerin yönünde keskin bir değişiklik ile karakterizedir.

Jeosenklinaller ikiye ayrılır:

1.Eugeosyncline - hareketli kayışın iç kısmını temsil eder,

2. Miogeosenklinal – hareketli kuşağın dış kısmı.

Volkanizmanın tezahürü, tortul oluşumların birikmesi, kıvrımlı ve hatalı deformasyonlarla ayırt edilirler.

Jeosenklinal oluşumunda iki aşama vardır. Buna karşılık, aşamaların her birinde aşağıdakilerle karakterize edilen aşamalar vardır: belirli türde tektonik hareketler ve jeolojik oluşumlar. Şimdi onlara bakalım.

Porfiritik: karasal alkali andezit-iyolitik volkanizma, stratovolkanlar

Bir jeosenklinalin kökeninin başlangıcından gelişiminin tamamlanmasına kadar geçen süreye kıvrımlanma aşaması (tektonik dönem) denir. Yer kabuğunun oluşum tarihinde birkaç tektonik dönem ayırt edilir:, aralarında vurguladığımız birkaç dönemi birleştiriyor Baykal katlama aşaması, Kambriyen'in başlarında sona eriyor.

2. Kaledonya Dilikatlanma - Paleozoik'in başlarında meydana geldi, en fazla Silüriyen'in sonunda kendini gösterdi. İskandinav Dağları, Batı Sayan vb. oluştu.

3. Hersiniyenkatlanma - Paleozoik'in sonlarında meydana geldi. Batı Avrupa'nın, Uralların, Appalachians'ın vb. kıvrımlı yapılarını içerir.

4. Mezozoik(Kimmer) - bütünü kapsar MZ . Cordillera ve Verkhoyansk-Chukotka kıvrımlı bölgeleri oluştu.

5. Alpkatlanma - Senozoik çağda kendini gösterdi ve şimdi de devam ediyor. And Dağları, Alpler, Himalayalar, Karpatlar vb. oluştu.

Kıvrılmanın tamamlanmasından sonra, yer kabuğunun bir bölümü bir sonraki jeosenklinal döngüye yeniden dahil olabilir. Ancak çoğu durumda, dağ oluşumunun tamamlanmasından sonra, kıvrımlı bölgenin epijeosenklinal gelişim aşaması başlar. Tektonik hareketler yavaş salınımlı hale gelir (büyük alanlar yavaş çöker veya yükselir), bunun sonucunda güçlü tortul oluşum katmanları birikir. Magmatik aktivite yeni biçimler alıyor. Bu durumda geliştirmenin platform aşamasından bahsediyoruz. Yer kabuğunun istikrarlı bir tektonik gelişim rejimine sahip geniş alanlarına denir.

platformlar

Platform işaretleri:

1-denizsel sığ, lagünel ve karasal çökelti türleri;

2 eğimli katmanlar,

3-Geniş alanlar üzerinde oluşan çökeltilerin bileşimi ve kalınlığı,

4-tortul tabakaların metamorfizmasının olmaması vb.

Platformların yapısında ortak olan şey, her zaman iki katın bulunmasıdır: 1- alt kısım katlanmış ve başkalaşım geçirmiş, izinsiz girişlerle kırılmış - temel olarak adlandırılıyor; 2- üst, örtü adı verilen, yatay veya hafifçe uzanan kalın tortul tabakaları temsil eder.

Oluşum zamanına göre platformlar eski ve genç olarak ikiye ayrılır. Platformların yaşı, katlanan temelin yaşına göre belirlenir.

Antik platformlar, katlanmış temelleri Arkean-Proterozoik çağa ait granit-gnayslarla temsil edilen platformlardır. Aksi halde bunlara kraton da denir.

En büyük antik platformlar:

1-Kuzey Amerika, 2-Güney Amerika, 3-Afrika-Arap, 4-Doğu Avrupa, 5-Sibirya, 6-Avustralya, 7-Antarktika, 8-Hint.

Platformlarda iki tür yapı vardır - kalkanlar ve levhalar.Kalkan

- platformun katlanmış temelin yüzeye çıktığı bölümüdür. Bu alanlarda dikey yükseliş hakimdir.- platformun tortul örtüyle kaplı kısmı. Burada yavaş dikey çökme hakimdir. Levhaların yapısında anteclisler ve sineklisler ayırt edilir. Oluşumları katlanmış temel yüzeyinin düzensiz yapısından kaynaklanmaktadır.

Anteklitler- katlanmış temelin çıkıntılarının üzerinde oluşan tortul örtü alanları. Bir anteklis belirtisi: tortul örtünün kalınlığında azalma, tabakaların anteklis kemerine doğru kırılması ve sıkışması.

Syneclise- katlanmış temelin yüzeyinin çökme alanlarının üzerindeki büyük çöküntüler.

Her iki form da katmanların düz (>5° değil) tabakalanması ve planda izometrik şekillerle karakterize edilir. Bununla birlikte levhaların üzerinde aulakojenler- Bunlar graben benzeri çukurlardır. Platform örtüsünün gelişiminin erken bir aşamasında ortaya çıkarlar ve temel kayaların indiği ve örtünün tortul kayalarının kalınlığının arttığı basamaklı derin faylardan oluşan bir sistemi temsil ederler.

Jeosenklinal ve platform alanlarının birleşim bölgeleri iki tiptedir.

Kenar dikişi- Bitişik jeosenklinalde dağ inşası süreçleri sırasında ortaya çıkan, platformun kenarı boyunca uzanan derin faylardan oluşan doğrusal bir bölge.

Kenar (ileri) sapma - platformun kenar bloklarının ve jeosenklinal kanadının bir kısmının alçaltılması sonucu oluşan, platformun ve jeosenklinal kuşağın sınırında doğrusal bir bölge. Bu bölümde, kenar oluk, platform tarafındaki kanadın düz olduğu ve kıvrım kuşağına bitişik olanın dik olduğu asimetrik bir senklinal şekil sunar.

Platform oluşturma süreci iki aşamaya ayrılabilir.

İlk aşama, kıvrımlı orojenik bölgenin çökmesinin başlaması ve platformun temeline dönüşmesidir. İkinci aşama, döngüsel olarak meydana gelen tortul örtünün oluşma sürecini kapsar. Her döngü, kendi tektonik rejimi ve bir dizi jeolojik oluşumla karakterize edilen aşamalara bölünmüştür.

Platformların geliştirilmesinde, platformların faylar boyunca parçalandığı ve çeşitli magmatizma türlerinin yeniden canlandığı tektonik aktivasyon dönemleri ayırt edilir. 2 ana noktaya değinelim.

1. Kalın temel kaya örtülerinin oluşmasıyla birlikte çatlak patlamaları - bir tuzak oluşumunun oluşumu (Sibirya platformu).

2. Alkali-ultrabazik formasyonun (kimberlit) patlama borularıyla sızması. Güney Afrika ve Yakutya'daki elmas yatakları bu oluşumla ilişkilidir.

Bazı platformlarda, bu tür tektonik aktivite süreçlerine yer kabuğu bloklarının yükselmesi ve dağ oluşumu eşlik ediyor. Katlanmış bölgelerin aksine bunlara bölge denir epiplatform orojenezi veya bloklu.

Dünya birkaç kabuktan oluşur: atmosfer, hidrosfer, biyosfer, litosfer.

Biyosfer- Dünyanın özel bir kabuğu, canlı organizmaların hayati faaliyet alanı. Atmosferin alt kısmını, hidrosferin tamamını ve litosferin üst kısmını içerir. Litosfer dünyanın en sert kabuğudur:

Yapı:

1. yer kabuğu

2. manto (Si, Ca, Mg, O, Fe)

3. dış çekirdek

4. iç çekirdek

dünyanın merkezi - sıcaklık 5-6 bin o C

Çekirdek bileşimi – Ni\Fe; çekirdek yoğunluğu – 12,5 kg/cm3;

Kimberlitler- (Güney Afrika'daki Kimberley şehrinin adından gelir), patlama tüpleri üreten, taşkın görünümlü magmatik ultrabazik breşik kaya. Esas olarak olivin, piroksenler, pirop-almandin garnet, pikroilmenit, flogopit, daha az yaygın olarak zirkon, apatit ve ince taneli hamurda bulunan diğer minerallerden oluşur; genellikle volkanik işlemler sonrası perovskit, klorit ile bir serpantin-karbonat bileşimine dönüştürülür. vb.

Eklojit- yüksek miktarda jadeit uç üyesi (omfasit) ve grosüler-pirop-almandin garnet, kuvars ve rutil içeren piroksen içeren metamorfik kaya. Eklojitlerin kimyasal bileşimi, temel bileşimdeki magmatik kayalar - gabro ve bazaltlarla aynıdır.

Yer kabuğunun yapısı

Katman kalınlığı = 5-70 km; yaylalar - 70 km, deniz yatağı - 5-20 km, ortalama 40-45 km. Katmanlar: tortul, granit-gnays (okyanus kabuğunda değil), granit-bosit (bazalt)

Yer kabuğu, Mohorovicic sınırının üzerinde yer alan bir kaya kompleksidir. Kayaçlar düzenli mineral topluluklarıdır. İkincisi çeşitli kimyasal elementlerden oluşur. Minerallerin kimyasal bileşimi ve iç yapısı, oluşum koşullarına bağlıdır ve özelliklerini belirler. Buna karşılık kayaların yapısı ve mineral bileşimi, ikincisinin kökenini gösterir ve kayaların sahada belirlenmesini mümkün kılar.

Bileşim ve yapı bakımından keskin bir şekilde farklılık gösteren iki tür yer kabuğu vardır - kıtasal ve okyanusal. Birincisi, daha hafif, yüksek alanlar oluşturur - su altı kenarlarıyla kıtalar, ikincisi ise okyanus çöküntülerinin (2500-3000m) tabanını kaplar. Kıtasal kabuk, ovalarda 30-40 km, genç dağların altında 70-75 km kalınlığa sahip tortul, granit-gnays ve granülit-mafik olmak üzere üç katmandan oluşur. 6-7 km kalınlığa kadar olan okyanus kabuğu üç katmanlı bir yapıya sahiptir. İnce bir gevşek çökelti tabakasının altında bazaltlardan oluşan ikinci okyanus tabakası yer alır, üçüncü tabaka ise ikincil ultrabazitlerle birlikte gabrodan oluşur. Kıtasal kabuk, okyanus kabuğuna kıyasla silika ve hafif elementler (Al, sodyum, potasyum, C) bakımından zengindir.

Kıta (anakara) kabuğu Büyük kalınlık ile karakterize edilir - ortalama 40 km, bazı yerlerde 75 km'ye ulaşır. Üç "katmandan" oluşur. Üstte, farklı bileşim, yaş, oluşum ve çıkık derecesine sahip tortul kayaların oluşturduğu tortul bir katman bulunur. Kalınlığı sıfırdan (kalkanlarda) 25 km'ye (derin çöküntülerde, örneğin Hazar'da) kadar değişir. Aşağıda, bileşim olarak granite benzer, esas olarak asidik kayalardan oluşan “granit” (granit-metamorfik) katman bulunmaktadır. Granit tabakasının en büyük kalınlığı, 30 km veya daha fazlasına ulaştığı genç yüksek dağların altında görülür. Kıtaların düzlüklerinde granit tabakasının kalınlığı 15-20 km'ye kadar inmektedir.
Granit tabakasının altında, geleneksel olarak adını da alan üçüncü "bazalt" tabakası yatıyor: Sismik dalgalar, deneysel koşullar altında kendilerine yakın bazaltlardan ve kayalardan geçtikleri hızlarda geçiyor. 10-30 km kalınlığındaki üçüncü katman, ağırlıklı olarak bazik bileşime sahip, yüksek oranda metamorfoza uğramış kayalardan oluşur. Bu nedenle granülit-mafik olarak da adlandırılır.

Okyanus kabuğu kıtasal olandan keskin bir şekilde farklıdır. Okyanus tabanının çoğunda kalınlığı 5 ila 10 km arasında değişmektedir. Yapısı da kendine özgüdür: kalınlığı birkaç yüz metreden (derin deniz havzalarında) 15 km'ye (kıtaların yakınında) kadar değişen bir tortul tabakanın altında, ince tortul kaya katmanları içeren yastık lavlardan oluşan ikinci bir katman bulunur. İkinci katmanın alt kısmı bazaltik bileşimli paralel dayklardan oluşan tuhaf bir kompleksten oluşur. Okyanus kabuğunun 4-7 km kalınlığındaki üçüncü tabakası, ağırlıklı olarak bazik bileşime (gabro) sahip kristal magmatik kayaçlarla temsil edilir. Dolayısıyla okyanus kabuğunun en önemli özelliği, kalınlığının az olması ve granit tabakasının bulunmamasıdır.

Kıtalar

Kıtalar veya kıtalar, nispeten kalın yer kabuğundan (kalınlığı 35-75 km) oluşan, altındaki kabuğun ince olduğu Dünya Okyanusu ile çevrili devasa masif plakalardır. Jeolojik kıtalar coğrafi ana hatlarından biraz daha büyüktür, çünkü su altı uzantıları var.

Kıtaların yapısında üç tür yapı ayırt edilir: platformlar (düz formlar), orojenler (doğmuş dağlar) ve su altı kenarları.

Platformlar

Platformlar hafifçe yuvarlanan, alçakta yatan veya plato benzeri arazilerle ayırt edilir. Kalkanları ve kalın, çok katmanlı bir örtüleri var. Kalkanlar, yaşları 1,5 ila 4,0 milyar yıl arasında değişen çok güçlü kayalardan oluşuyor. Yüksek sıcaklıklarda ve basınçlarda büyük derinliklerde ortaya çıktılar.

Platformların geri kalanını da aynı antik ve dayanıklı kayalar oluşturuyor, ancak burada bunlar kalın bir tortul birikinti örtüsünün altında gizlenmiş durumda. Bu cekete platform örtüsü denir. Gerçekten onu hasardan koruyan bir mobilya örtüsüne benzetilebilir. Platformların bu tür tortul bir örtü ile kaplanmış kısımlarına levha denir. Sanki tortul kaya katmanları ütülenmiş gibi düzdürler. Yaklaşık 1 milyar yıl önce örtü katmanları birikmeye başladı ve bu süreç günümüze kadar devam ediyor. Platformu büyük bir bıçakla kesebilseydik katlı pastaya benzediğini görürdük.

KALKANLAR yuvarlak ve dışbükey bir şekle sahiptir. Platformun çok uzun bir süre yavaşça yükseldiği yerde ortaya çıktılar. Güçlü kayalar havanın ve suyun yıkıcı etkisine maruz kalıyor ve yüksek ve düşük sıcaklıklardaki değişimlerden etkileniyordu. Sonuç olarak, çatlayıp küçük parçalara bölündüler ve bunlar çevredeki denizlere taşındı. Kalkanlar, birkaç milyar yıl boyunca büyük derinliklerde, yüksek sıcaklık ve basınçta oluşan, çok eski, oldukça değişime uğramış (metamorfik) kayalardan oluşuyor. Bazı yerlerde yüksek sıcaklıklar kayaların erimesine neden oldu ve bu da granit masiflerinin oluşmasına yol açtı.

Sayfalar: 1