≡× MENU

• داخلی
• ویندوز
• دیوارها
• پروژه ها
• ساختمان ها

ویژگی های قاره ها و اقیانوس ها به عنوان مهمترین سازه های پوسته زمین. ساختار پوسته قاره ها و کف اقیانوس ها

عناصر ساختاری اصلی پوسته زمین:بزرگترین عناصر ساختاری پوسته زمینقاره ها و اقیانوس ها هستند.

در اقیانوس ها و قاره ها، عناصر ساختاری کوچکتر در مرحله اول، اینها ساختارهای پایدار هستند - سکوهایی که هم در اقیانوس ها و هم در قاره ها یافت می شوند. آنها معمولاً با یک تسکین صاف و آرام مشخص می شوند که با همان موقعیت سطح در عمق مطابقت دارد ، فقط در زیر سکوهای قاره ای در عمق 30-50 کیلومتری و در زیر اقیانوس ها 5-8 کیلومتر است. زیرا پوسته اقیانوسی بسیار نازک تر از پوسته قاره ای است.

در اقیانوس‌ها، به‌عنوان عناصر ساختاری، کمربندهای متحرک میان اقیانوسی متمایز می‌شوند که به‌وسیله پشته‌های میانی اقیانوسی با مناطق شکاف در قسمت محوری خود، که توسط گسل‌های تبدیل قطع شده‌اند و در حال حاضر زون هستند، نشان داده می‌شوند. در حال گسترش، یعنی گسترش کف اقیانوس و ایجاد پوسته اقیانوسی تازه تشکیل شده.

در قاره ها، به عنوان عناصر ساختاری بالاترین رتبه، مناطق پایدار متمایز می شوند - سکوها و کمربندهای کوهزایی اپی پلتفرم، که در زمان نئوژن-کواترنر در عناصر ساختاری پایدار پوسته زمین پس از یک دوره توسعه سکو تشکیل شده اند. این گونه کمربندها شامل سازه های کوهستانی مدرن تین شان، آلتای، سایان، غرب و شرق ترنسبایکالیا، شرق آفریقا و غیره است. همچنین در دوران نئوژن-کواترنری، آنها کمربندهای کوهزایی اپیژئوسنکلینال مانند آلپ، کارپات، دینارید، قفقاز، کوپتداگ، کامچاتکا و غیره را تشکیل می دهند.

ساختار پوسته قاره ها و اقیانوس ها زمین:پوسته زمین پوسته سخت بیرونی زمین (ژئوسفر) است. زیر پوسته گوشته است که در ترکیب و خواص فیزیکی- متراکم تر است و عمدتاً حاوی عناصر نسوز است. پوسته و گوشته توسط مرز Mohorovicic جدا می شوند، جایی که سرعت امواج لرزه ای به شدت افزایش می یابد.

جرم پوسته زمین 2.8·1019 تن تخمین زده می شود (که 21 درصد آن پوسته اقیانوسی و 79 درصد قاره ای است). پوسته تنها 0.473 درصد از جرم کل زمین را تشکیل می دهد.

اقیانوسیپوست درخت: پوسته اقیانوسی عمدتاً از بازالت ها تشکیل شده است. بر اساس تئوری تکتونیک صفحه ای، به طور پیوسته در پشته های میانی اقیانوس شکل می گیرد، از آنها منحرف می شود و در مناطق فرورانش (محلی که پوسته اقیانوسی در گوشته فرو می رود) جذب گوشته می شود. بنابراین، پوسته اقیانوسی نسبتاً جوان است. اقیانوس. پوسته دارای ساختار سه لایه است (رسوبی - 1 کیلومتر، بازالتی - 1-3 کیلومتر، سنگ های آذرین - 3-5 کیلومتر)، ضخامت کل آن 6-7 کیلومتر است.

پوسته قاره ای:پوسته قاره ای ساختاری سه لایه دارد. لایه بالایی با پوششی ناپیوسته از سنگ های رسوبی نشان داده می شود که به طور گسترده توسعه یافته است، اما به ندرت ضخامت زیادی دارد. بیشترپوسته در زیر پوسته بالایی تا می شود - لایه ای که عمدتاً از گرانیت و گنیس تشکیل شده است که چگالی و چگالی کمی دارد. تاریخ باستان. تحقیقات نشان می دهد که بیشتر این سنگ ها در زمان بسیار طولانی و حدود 3 میلیارد سال پیش تشکیل شده اند. در زیر پوسته پایینی، متشکل از سنگ های دگرگونی - گرانولیت ها و موارد مشابه است. ضخامت متوسط ​​35 کیلومتر.

ترکیب شیمیاییزمین و پوسته. کانی ها و سنگ ها: تعریف، اصول و طبقه بندی.

ترکیب شیمیایی زمین:عمدتاً از آهن (32.1٪)، اکسیژن (30.1٪)، سیلیکون (15.1٪)، منیزیم (13.9٪)، گوگرد (2.9٪)، نیکل (1.8٪)، کلسیم (1.5٪) و آلومینیوم (1.4٪) تشکیل شده است. ) عناصر باقی مانده 1.2٪ را تشکیل می دهند. به دلیل تفکیک دسته جمعی فضای داخلیاحتمالاً از آهن (88.8%)، مقدار کمی نیکل (5.8%)، گوگرد (4.5%) تشکیل شده است.

ترکیب شیمیایی پوسته زمین: پوسته زمین کمی بیشتر از 47 درصد اکسیژن دارد. رایج ترین کانی های تشکیل دهنده سنگ در پوسته زمین تقریباً به طور کامل از اکسید تشکیل شده است. محتوای کل کلر، گوگرد و فلوئور در سنگ ها معمولاً کمتر از 1٪ است. اکسیدهای اصلی عبارتند از: سیلیس (SiO2)، آلومینا (Al2O3)، اکسید آهن (FeO)، اکسید کلسیم (CaO)، اکسید منیزیم (MgO)، اکسید پتاسیم (K2O) و اکسید سدیم (Na2O). سیلیس عمدتاً به عنوان یک محیط اسیدی عمل می کند و سیلیکات ها را تشکیل می دهد. ماهیت تمام سنگ های آتشفشانی اصلی با آن مرتبط است.

مواد معدنی: -ترکیبات شیمیایی طبیعی که در نتیجه برخی فرآیندهای فیزیکی و شیمیایی به وجود می آیند. بیشتر مواد معدنی جامدات کریستالی هستند. شکل کریستالی توسط ساختار شبکه کریستالی تعیین می شود.

کانی‌ها را می‌توان با توجه به شیوع آنها به کانی‌های سنگ‌ساز تقسیم کرد - که اساس بیشتر سنگ‌ها را تشکیل می‌دهند، کانی‌های جانبی - اغلب در سنگ‌ها وجود دارند، اما به ندرت بیش از 5 درصد سنگ را تشکیل می‌دهند، نادر، که وقوع آن کمیاب یا کم، و کانی های معدنی، به طور گسترده در ذخایر سنگ نمایان می شوند.

مقدسین مواد معدنی:سختی، مورفولوژی کریستال، رنگ، درخشش، شفافیت، انسجام، چگالی، حلالیت.

سنگ ها:مجموعه ای طبیعی از مواد معدنی با ترکیب کانی شناسی کم و بیش ثابت که جسم مستقلی را در پوسته زمین تشکیل می دهند.

بر اساس منشأ، سنگ ها به سه گروه تقسیم می شوند: آذرین(فرارنده (یخ زده در عمق) و نفوذی (آتشفشانی، فوران))، رسوبیو دگرگونی(سنگها در اعماق پوسته زمین در نتیجه تغییرات سنگهای رسوبی و آذرین در اثر تغییر شرایط فیزیکوشیمیایی به وجود آمده اند). سنگهای آذرین و دگرگونی حدود 90 درصد از حجم پوسته زمین را تشکیل می دهند، با این حال، سطح مدرنقاره ها، مناطق پراکنش آنها نسبتا کوچک است. 10 درصد باقیمانده از سنگ های رسوبی است که 75 درصد از سطح زمین را اشغال می کند.

انواع پوست درخت. در مناطق مختلف، نسبت بین سنگ های مختلف در پوسته زمین متفاوت است و وابستگی ترکیب پوسته به ماهیت نقش برجسته و ساختار داخلی قلمرو آشکار می شود. نتایج تحقیقات ژئوفیزیک و حفاری عمیق امکان شناسایی دو نوع اصلی و دو نوع انتقالی از پوسته زمین را فراهم کرد. انواع اصلی چنین عناصر ساختاری جهانی پوسته مانند قاره ها و اقیانوس ها را مشخص می کنند. این ساختارها در توپوگرافی زمین کاملاً بیان شده اند و با انواع قاره ای و اقیانوسی پوسته مشخص می شوند.

1-آب 2-لایه رسوبی 3-لایه بندی سنگ های رسوبی و بازالت ها 4-بازالت ها و سنگ های اولترابازیک کریستالی 5-لایه گرانیت-دگرگونی 6-لایه گرانولیت-مافیک 7-گوشته معمولی 8-گوشته غیرفشرده.

پوسته قاره ای در زیر قاره ها توسعه یافته و همانطور که قبلا ذکر شد، توسعه یافته است قدرت متفاوت. در مناطق سکوی مربوط به دشت های قاره ای، این 35-40 کیلومتر است، در سازه های کوهستانی جوان - 55-70 کیلومتر. حداکثر ضخامت پوسته زمین - 70-75 کیلومتر - در زیر هیمالیا و آند ایجاد شده است. دو لایه در پوسته قاره ای متمایز می شوند: پوسته بالایی - رسوبی و پایینی - تلفیقی. پوسته تلفیقی شامل دو لایه با سرعت متفاوت است: لایه گرانیت-دگرگونی بالایی (طبق ایده های قدیمی، این یک لایه گرانیتی است)، که از گرانیت و گنیس تشکیل شده است، و لایه گرانولیت-مافیک پایینی (طبق ایده های قدیمی، این یک لایه بازالت) از سنگ های اساسی بسیار دگرگون شده مانند سنگ های آذرین گابرو یا اولترابازیک تشکیل شده است. لایه دگرگونی گرانیتی از هسته ها مورد مطالعه قرار گرفت چاه های فوق عمیق; گرانولیت مافیک - با توجه به داده های ژئوفیزیک و نتایج لایروبی، که هنوز وجود آن را فرضی می کند.

در قسمت پایینی لایه فوقانی، ناحیه ای از سنگ های ضعیف دیده می شود که از نظر ترکیب و ویژگی های لرزه ای تفاوت چندانی با آن ندارند. علت بروز آن دگرگونی سنگ ها و فشردگی آنها در اثر از دست رفتن آب اساسی است. این احتمال وجود دارد که سنگ های لایه گرانولیت-مافیک همچنان همان سنگ ها باشند، اما حتی دگرگون شده ترند.

پوسته اقیانوسی ویژگی اقیانوس جهانی از نظر قدرت و ترکیب با قاره ای متفاوت است. ضخامت آن از 5 تا 12 کیلومتر، به طور متوسط ​​6-7 کیلومتر است. از بالا به پایین، پوسته اقیانوسی دارای سه لایه است: لایه بالاییسنگ های رسوبی دریایی سست تا ضخامت 1 کیلومتر؛ میانی، که با لایه‌بندی بازالت‌ها، سنگ‌های کربناته و سیلیسی به ضخامت 1-3 کیلومتر نشان داده می‌شود. پایین تر، از سنگ های اساسی مانند گابرو، که اغلب توسط دگرگونی به آمفیبولیت تغییر می یابد، و آمفیبولیت های اولترابازیک، ضخامت 3.5-5 کیلومتر تشکیل شده است. دو لایه اول توسط سوراخ های مته نفوذ کردند، سومین با مواد لایروبی مشخص شد.

پوسته زیر اقیانوسی در زیر حوضه های اعماق دریاهای حاشیه و دریاهای داخلی (سیاه، مدیترانه، اوخوتسک و غیره) توسعه یافته و همچنین در برخی از فرورفتگی های عمیق در خشکی (بخش مرکزی حوضه خزر) یافت می شود. ضخامت پوسته زیر اقیانوسی 10-25 کیلومتر است و عمدتاً به دلیل لایه رسوبی که مستقیماً روی لایه زیرین پوسته اقیانوس قرار دارد افزایش می یابد.

پوسته شبه قاره ای مشخصه کمان های جزیره ای (آلوتی، کوریل، آنتیل جنوبی و غیره) و حاشیه های قاره ای. از نظر ساختار نزدیک به پوسته قاره ای است، اما ضخامت کمتری دارد - 20-30 کیلومتر. یکی از ویژگی های پوسته شبه قاره، مرز نامشخص بین لایه های سنگ های ادغام شده است.

بنابراین، انواع مختلفپوسته زمین به وضوح زمین را به بلوک های اقیانوسی و قاره ای تقسیم می کند.موقعیت بلند قاره‌ها با پوسته ضخیم‌تر و کم‌تر توضیح داده می‌شود، و موقعیت غوطه‌ور شدن کف اقیانوس‌ها با پوسته نازک‌تر، اما متراکم‌تر و سنگین‌تر توضیح داده می‌شود. منطقه قفسه توسط پوسته قاره ای پوشیده شده است و انتهای زیر آب قاره ها است.

عناصر ساختاری قشر

پوسته زمین (و لیتوسفر) علاوه بر تقسیم به عناصر ساختاری سیاره ای مانند اقیانوس ها و قاره ها، مناطق لرزه ای (از نظر تکتونیکی فعال) و لرزه ای (آرام) را نشان می دهد. مناطق درونی قاره ها و بستر اقیانوس ها - سکوهای قاره ای و اقیانوسی - آرام است. بین سکوها مناطق لرزه ای باریکی وجود دارد که توسط آتشفشان، زمین لرزه و حرکات تکتونیکی مشخص شده است - سایت. این مناطق مربوط به پشته های میانی اقیانوسی و اتصالات قوس های جزیره ای یا رشته کوه های حاشیه ای و ترانشه های اعماق دریا در حاشیه اقیانوس است.

عناصر ساختاری زیر در اقیانوس ها متمایز می شوند:

- پشته های میانی اقیانوسی - کمربندهای متحرک با شکاف های محوری مانند گرابن.
- سکوهای اقیانوسی - مناطق آرام حوضه های پرتگاهی که برآمدگی آنها را پیچیده می کند.

در قاره ها، عناصر ساختاری اصلی عبارتند از:

ساختارهای کوهستانی (کوه‌زایی: از یونانی "oros" - کوه)، که مانند پشته‌های میانی اقیانوسی، می‌توانند فعالیت تکتونیکی از خود نشان دهند.
- سکوها - مناطق وسیعی عمدتاً از نظر تکتونیکی آرام با پوشش ضخیم سنگ های رسوبی.

سازه های کوهستانی دارای ساختار داخلی پیچیده و تاریخ توسعه زمین شناسی هستند. در میان آنها کوه‌زایی‌های متشکل از رسوبات دریایی جوان پیش از پالئوژن (کارپات‌ها، قفقاز، پامیر) و نمونه‌های باستانی‌تر تشکیل شده از سنگ‌های مزوزوئیک اولیه، پالئوزوئیک و پرکامبرین هستند که حرکات چین‌خوردگی را تجربه کرده‌اند. این برجستگی های باستانی اغلب تا پایه و در داخل برهنه می شدند دوران مدرنارتقای ثانویه را تجربه کرد. اینها کوه های احیا شده (تیان شان، آلتای، سایان ها، پشته های منطقه بایکال و ترانس بایکالیا) هستند.

سازه های کوهستانی از هم جدا شده و با نواحی کم ارتفاع - فرورفتگی ها و فرورفتگی های بین کوهستانی که مملو از محصولات تخریب پشته ها هستند، قرار گرفته اند. به عنوان مثال، قفقاز بزرگ با کوبان غربی، کوبان شرقی و پیشینیان ترک-کاسپین همسایه است و توسط فرورفتگی های بین کوهی ریونی و کورا از قفقاز کوچک جدا می شود.

اما همه سازه های کوهستانی باستانی در ساخت دوباره کوه دخیل نبودند. بیشتر آنها پس از تسطیح، آرام آرام غرق شدند، در دریا غرق شدند و لایه ای از رسوبات دریایی بر روی آثار رشته کوه ها ریخته شد. اینگونه سکوها شکل گرفتند. در ساختار زمین شناسیسکوها، همیشه دو سطح ساختاری- زمین ساختی وجود دارد: سطح پایینی، متشکل از بقایای دگرگونی کوه‌های سابق، که پایه است، و سطح بالایی که با سنگ‌های رسوبی نشان داده می‌شود.

سکوهای با پایه پرکامبرین باستانی در نظر گرفته می شوند، در حالی که سکوهایی با پایه پالئوزوئیک و مزوزوئیک اولیه جوان در نظر گرفته می شوند. سکوهای جوان در بین سکوهای باستانی قرار دارند یا با آنها مرز دارند. به عنوان مثال، بین سکوهای باستانی اروپای شرقی و سیبری، یک سکوی جوان سیبری غربی وجود دارد و در لبه جنوبی و جنوب شرقی سکوی اروپای شرقی، سکوهای جوان سکایی و تورانی آغاز می شود. در داخل سکوها، ساختارهای بزرگی از نیم رخ تاقدیس و ناودیس، به نام تاقدیس و ناودیس، متمایز می شوند.

بنابراین، سکوها کوه‌زایی‌های برهنه‌شده باستانی هستند که تحت تأثیر حرکت‌های بعدی (جوان) کوه‌سازی قرار نگرفته‌اند.

برخلاف مناطق سکوی آرام روی زمین، مناطق زمین‌سنکلینال فعال از نظر تکتونیکی وجود دارد. فرآیند ژئوسنکلینال را می توان با کار یک دیگ عمیق عمیق مقایسه کرد، جایی که ماگما و مواد لیتوسفر اولترابازیک و اساسی "پخته می شوند" نور جدیدپوسته قاره ای، که با بالا آمدن، قاره ها را در حاشیه (اقیانوس آرام) می سازد و آنها را در ژئوسنکلین های بین قاره ای (مدیترانه) به هم جوش می دهد. این فرآیند با تشکیل سازه های کوهستانی چین خورده به پایان می رسد، که در طاق آن آتشفشان ها می توانند برای مدت طولانی کار کنند - سایت. با گذشت زمان، رشد کوه ها متوقف می شود، آتشفشان ها از بین می روند، پوسته زمین وارد چرخه جدیدی از توسعه خود می شود: تسطیح ساختار کوه آغاز می شود.

بنابراین، جایی که اکنون رشته‌کوه‌ها قرار دارند، قبلاً ژئوسنکلین وجود داشته است. ساختارهای بزرگ تاقدیس و ناودیس در نواحی ژئوسنکلینال را آنتی کلیوریا و سنکلینوریا می نامند.

متفاوت است و وابستگی ترکیب پوسته به ماهیت نقش برجسته و ساختار داخلی قلمرو آشکار می شود. نتایج تحقیقات ژئوفیزیک و حفاری عمیق امکان شناسایی دو نوع اصلی و دو نوع انتقالی از پوسته زمین را فراهم کرد. انواع اصلی چنین عناصر ساختاری جهانی پوسته مانند قاره ها و اقیانوس ها را مشخص می کنند. این ساختارها کاملاً در زمین نشان داده شده اند و با انواع قاره ای و اقیانوسی پوسته مشخص می شوند.

پوسته قاره ای در زیر قاره ها توسعه یافته است و همانطور که قبلا ذکر شد ضخامت های متفاوتی دارد. در مناطق سکوی مربوط به قاره ها، این 35-40 کیلومتر است، در سازه های کوهستانی جوان - 55-70 کیلومتر. حداکثر ضخامت پوسته زمین - 70-75 کیلومتر - در زیر کوه های آند ایجاد شده است. دو لایه در پوسته قاره ای متمایز می شوند: پوسته بالایی - رسوبی و پایینی - تلفیقی. پوسته تلفیقی شامل دو لایه با سرعت متفاوت است: لایه گرانیت-دگرگونی فوقانی، متشکل از گرانیت ها و گنیس ها، و لایه گرانولیت-مافیک پایینی، که از سنگ های اساسی بسیار دگرگون شده مانند سنگ های آذرین گابرو یا اولترابازیک تشکیل شده است. لایه گرانیت دگرگونی از هسته چاه های فوق عمیق مورد مطالعه قرار گرفت. گرانولیت مافیک - با توجه به داده های ژئوفیزیک و نتایج لایروبی، که هنوز وجود آن را فرضی می کند.

در قسمت پایینی لایه فوقانی، ناحیه ای از سنگ های ضعیف دیده می شود که از نظر ترکیب و ویژگی های لرزه ای تفاوت چندانی با آن ندارند. علت بروز آن دگرگونی سنگ ها و فشردگی آنها در اثر از دست رفتن آب اساسی است. این احتمال وجود دارد که سنگ های لایه گرانولیت-مافیک همچنان همان سنگ ها باشند، اما حتی دگرگون شده ترند.

پوسته اقیانوسی مشخصه است. از نظر قدرت و ترکیب با قاره ای متفاوت است. ضخامت آن از 5 تا 12 کیلومتر و به طور متوسط ​​6-7 کیلومتر است. از بالا به پایین، سه لایه در پوسته اقیانوسی متمایز می شود: لایه بالایی سنگ های رسوبی دریایی سست تا ضخامت 1 کیلومتر. میانی، نشان داده شده توسط لایه های بازالت، کربنات و سنگ های سیلیسی، 1-3 کیلومتر ضخامت. پایین تر، از سنگ های اساسی مانند گابرو، که اغلب توسط دگرگونی به آمفیبولیت تغییر می یابد، و آمفیبولیت های اولترابازیک، ضخامت 3.5-5 کیلومتر تشکیل شده است. دو لایه اول توسط سوراخ های مته نفوذ کردند، سومین با مواد لایروبی مشخص شد.

پوسته زیر اقیانوسی در زیر حوضه های اعماق دریاهای حاشیه ای و داخلی (چرنو و غیره) توسعه یافته و همچنین در برخی از فرورفتگی های عمیق در خشکی (بخش مرکزی دریای خزر) یافت می شود. ضخامت پوسته زیر اقیانوسی 10-25 کیلومتر است و عمدتاً به دلیل لایه رسوبی که مستقیماً روی لایه زیرین پوسته اقیانوس قرار دارد افزایش می یابد.

پوسته شبه قاره ای مشخصه کمان ها (آلوتی، کوریل، آنتیل جنوبی و غیره) و حاشیه های قاره ای است. از نظر ساختار نزدیک به پوسته قاره ای است، اما ضخامت کمتری دارد - 20-30 کیلومتر. یکی از ویژگی های پوسته شبه قاره، مرز نامشخص بین لایه های سنگ های ادغام شده است.

بنابراین، انواع مختلف پوسته به وضوح زمین را به بلوک های اقیانوسی و قاره ای تقسیم می کنند. موقعیت بلند قاره‌ها با پوسته ضخیم‌تر و کم‌تر توضیح داده می‌شود، و موقعیت غوطه‌ور شدن کف اقیانوس‌ها با پوسته نازک‌تر، اما متراکم‌تر و سنگین‌تر توضیح داده می‌شود. منطقه قفسه توسط پوسته قاره ای پوشیده شده است و انتهای زیر آب قاره ها است.

عناصر ساختاری قشر. پوسته زمین (و) علاوه بر تقسیم به عناصر ساختاری سیاره‌ای مانند اقیانوس‌ها و قاره‌ها، مناطقی (از نظر تکتونیکی فعال) و لرزه‌ای (آرام) را نشان می‌دهد. مناطق داخلی قاره ها و بستر اقیانوس ها - سکوهای قاره ای و اقیانوسی - آرام هستند. بین سکوها مناطق لرزه ای باریکی وجود دارد که با حرکات تکتونیکی مشخص شده اند. این مناطق مربوط به پشته های میانی اقیانوسی و اتصالات قوس های جزیره ای یا رشته کوه های حاشیه ای و ترانشه های اعماق دریا در حاشیه اقیانوس است.

عناصر ساختاری زیر در اقیانوس ها متمایز می شوند:

• پشته های میانی اقیانوس کمربندهای متحرک با شکاف های محوری مانند گرابن ها هستند.
• سکوهای اقیانوسی نواحی آرام حوضه های پرتگاهی هستند که برآمدگی آنها را پیچیده می کند.

در قاره ها، عناصر ساختاری اصلی عبارتند از:

• ساختارهای کوهستانی (کوه‌زایی)، که مانند پشته‌های میانی اقیانوسی، می‌توانند فعالیت تکتونیکی از خود نشان دهند.
• سکوها عمدتاً از نظر زمین ساختی سرزمین های وسیعی آرام با پوشش ضخیم سنگ های رسوبی هستند.

سازه های کوهستانی از هم جدا شده و با نواحی کم ارتفاع - فرورفتگی ها و فرورفتگی های بین کوهستانی که مملو از محصولات تخریب پشته ها هستند، قرار گرفته اند. به عنوان مثال، قفقاز بزرگ با کوبان غربی، کوبان شرقی و پیشینیان ترک-کاسپین همسایه است و توسط فرورفتگی های بین کوهی ریونی و کورا از قفقاز کوچک جدا می شود.

اما همه سازه های کوهستانی باستانی در ساخت دوباره کوه دخیل نبودند. اکثر آنها پس از تسطیح، آرام آرام غرق شدند، در دریا غرق شدند و لایه ای از لایه های دریایی بر بالای آثار رشته کوه ها قرار گرفت. اینگونه سکوها شکل گرفتند. در ساختار زمین شناسی سکوها همیشه دو سطح ساختاری - زمین ساختی وجود دارد: سطح پایینی که از بقایای دگرگون شده کوه های سابق که پایه است و سطح بالایی که توسط سنگ های رسوبی نشان داده شده است تشکیل شده است.

سکوهای با پایه پرکامبرین باستانی در نظر گرفته می شوند، در حالی که سکوهایی با پایه پالئوزوئیک و مزوزوئیک اولیه جوان در نظر گرفته می شوند. سکوهای جوان در بین سکوهای باستانی قرار دارند یا با آنها مرز دارند. به عنوان مثال، بین سکوهای باستانی اروپای شرقی و سیبری یک سکوی جوان وجود دارد و در لبه جنوبی و جنوب شرقی سکوی اروپای شرقی، سکوهای جوان سکایی و تورانی آغاز می شود. در داخل سکوها، ساختارهای بزرگی از نیم رخ تاقدیس و ناودیس، به نام تاقدیس و ناودیس، متمایز می شوند.

بنابراین، سکوها کوه‌زایی‌های برهنه‌شده باستانی هستند که تحت تأثیر حرکت‌های بعدی (جوان) کوه‌سازی قرار نگرفته‌اند.

برخلاف مناطق سکوی آرام روی زمین، مناطق زمین‌سنکلینال فعال از نظر تکتونیکی وجود دارد. فرآیند ژئوسنکلینال را می توان با کار یک دیگ عمیق بزرگ مقایسه کرد، جایی که یک پوسته قاره ای سبک جدید از مواد اولترابازیک و پایه لیتوسفر "پخته" می شود، که با شناور شدن، قاره ها را در حاشیه () ساخته و آنها را جوش می دهد. با هم در ژئوسنکلین های بین قاره ای (مدیترانه ای). این روند با تشکیل سازه های کوهستانی چین خورده به پایان می رسد که در طاق آنها هنوز وجود دارد برای مدت طولانیمی تواند کار کند. با گذشت زمان، رشد کوه ها متوقف می شود، آتشفشان ها از بین می روند، پوسته زمین وارد چرخه جدیدی از توسعه خود می شود: تسطیح ساختار کوه آغاز می شود.

بنابراین، جایی که اکنون رشته‌کوه‌ها قرار دارند، قبلاً ژئوسنکلین وجود داشته است. ساختارهای بزرگ تاقدیس و ناودیس در نواحی ژئوسنکلینال را آنتی کلیوریا و سنکلینوریا می نامند.

پوسته زمینبالاترین پوسته زمین جامد را تشکیل می دهد و سیاره را با یک لایه تقریباً پیوسته می پوشاند و ضخامت آن را از 0 در برخی مناطق پشته های میانی اقیانوسی و گسل های اقیانوسی به 70-75 کیلومتر در زیر سازه های کوهستانی بلند تغییر می دهد (Khain, Lomise, 1995). ). ضخامت پوسته در قاره ها با افزایش سرعت عبور امواج لرزه ای طولی تا 8-8.2 کیلومتر بر ثانیه تعیین می شود. مرز موهورویچیک، یا مرز موهو) به 30-75 کیلومتر و در فرورفتگی های اقیانوسی 5-15 کیلومتر می رسد. اولین نوع پوسته زمیننامگذاری شد اقیانوسی،دوم- قاره ای

پوسته اقیانوسی 56 درصد از سطح زمین را اشغال کرده و ضخامت کمی بین 5 تا 6 کیلومتر دارد. ساختار آن از سه لایه تشکیل شده است (Khain and Lomise, 1995).

اول، یا رسوبی،لایه ای با ضخامت بیش از 1 کیلومتر در بخش مرکزی اقیانوس ها رخ می دهد و ضخامت آن در حاشیه آنها به 10-15 کیلومتر می رسد. در مناطق محوری پشته های میانی اقیانوسی کاملاً وجود ندارد. ترکیب لایه شامل رسوبات پلاژیک رسی، سیلیسی و کربناته در اعماق دریا است (شکل 6.1). رسوبات کربناته بیشتر از عمق بحرانی تجمع کربنات پخش نمی شوند. نزدیک‌تر به این قاره، ترکیبی از مواد آواری که از خشکی حمل می‌شود، ظاهر می‌شود. اینها به اصطلاح رسوبات همی پلاژیک هستند. سرعت انتشار امواج لرزه ای طولی در اینجا 2-5 کیلومتر بر ثانیه است. سن رسوبات این لایه بیش از 180 میلیون سال نیست.

لایه دومدر قسمت فوقانی اصلی آن (2A) از بازالت‌هایی با لایه‌های نازک دریایی نادر تشکیل شده است.

برنج. 6.1. برش لیتوسفر اقیانوس ها در مقایسه با برش متوسط ​​آلوکتون های افیولیتی. در زیر مدلی برای تشکیل واحدهای اصلی برش در ناحیه گسترش اقیانوس ارائه شده است (Khain and Lomise, 1995). افسانه: 1 -

رسوبات پلاژیک؛ 2 - بازالت های فوران شده 3- مجموعه دایک های موازی (دولریت ها). 4- گابروها و گابرو-دولریت های بالایی (غیر لایه ای)؛ 5، 6 - کمپلکس لایه‌ای (انباشته): 5 - گابرویدها، 6 - اولترابازیت‌ها. 7 - پریدوتیت های تکتونیزه شده 8 - هاله دگرگونی پایه؛ 9 – تغییر ماگمای بازالتی I–IV – تغییر متوالی شرایط تبلور در محفظه با فاصله از محور پخش

بارش های آب و هوایی؛ بازالت ها اغلب دارای یک بالش مشخص هستند (در مقطع) به طور جداگانه (گدازه های بالشی)، اما پوشش هایی از بازالت های عظیم نیز وجود دارد. در قسمت پایینی لایه دوم (2B) دایک های دولریتی موازی توسعه یافته اند. ضخامت کل لایه دوم 1.5-2 کیلومتر و سرعت امواج لرزه ای طولی 4.5-5.5 کیلومتر بر ثانیه است.

لایه سومپوسته اقیانوسی متشکل از سنگ های آذرین هولوکریستالی با ترکیب اولترابازیک پایه و فرعی است. در قسمت بالایی آن معمولاً سنگ‌هایی از نوع گابرو توسعه می‌یابد و قسمت پایینی آن از یک "مجموعه نواری" متشکل از گابروهای متناوب و اولترا رامافیت تشکیل شده است. ضخامت لایه سوم 5 کیلومتر است. سرعت امواج طولی در این لایه به 6-7.5 کیلومتر بر ثانیه می رسد.

اعتقاد بر این است که سنگ های لایه 2 و 3 به طور همزمان با سنگ های لایه 1 تشکیل شده اند.

پوسته اقیانوسی یا پوسته اقیانوسی از نظر توزیع به کف اقیانوس محدود نمی شود، بلکه در حوضه های اعماق دریا نیز توسعه یافته است. دریاهای حاشیه ایمانند دریای ژاپن، حوضه اوخوتسک جنوبی (Kuril) دریای اوخوتسک، فیلیپین، کارائیب و بسیاری دیگر

دریاها علاوه بر این، دلایل جدی وجود دارد که گمان کنیم در فرورفتگی های عمیق قاره ها و دریاهای کم عمق داخلی و حاشیه ای مانند بارنتز، جایی که ضخامت پوشش رسوبی 10-12 کیلومتر یا بیشتر است، زیر آن پوسته اقیانوسی قرار دارد. ; این را سرعت امواج لرزه ای طولی در حد 6.5 کیلومتر بر ثانیه نشان می دهد.

در بالا گفته شد که سن پوسته اقیانوس های مدرن (و دریاهای حاشیه ای) از 180 میلیون سال تجاوز نمی کند. با این حال، در داخل کمربندهای چین خورده قاره‌ها، ما همچنین باستان‌های بسیار بیشتری را می‌یابیم، تا پوسته اقیانوسی پرکامبرین اولیه، که توسط به اصطلاح نشان داده می‌شود. مجتمع های افیولیتی(یا به سادگی افیولیت ها). این اصطلاح متعلق به زمین شناس آلمانی G. Steinmann است و در آغاز قرن بیستم توسط او پیشنهاد شد. برای تعیین "سه گانه" مشخصه سنگها که معمولاً با هم در مناطق مرکزی سیستم های چین خورده یافت می شوند، یعنی سنگ های اولترامافیک سرپانتینه شده (مشابه با لایه 3)، گابرو (مشابه با لایه 2B)، بازالت ها (مشابه با لایه 2A) و رادیولاریت ها (مشابه با لایه 3). به لایه 1). ماهیت این پاراژنز سنگ به طور خاص به اشتباه تفسیر شده است. تنها در دهه 60، هنگامی که اولین اطلاعات قابل اعتماد در مورد ترکیب پوسته اقیانوسی به دست آمد، آشکار شد که افیولیت ها پوسته اقیانوسی گذشته زمین شناسی هستند. این کشف برای درک صحیح شرایط منشأ کمربندهای متحرک زمین از اهمیت اساسی برخوردار بود.

ساختارهای پوسته ای اقیانوس ها

مناطق توزیع پیوسته پوسته اقیانوسیدر نقش برجسته زمین بیان شده است اقیانوسیافسردگی ها. در حوضه های اقیانوسی، دو عنصر بزرگ متمایز می شوند: سکوهای اقیانوسیو کمربندهای کوهزایی اقیانوسی. سکوهای اقیانوسی(یا تا-لاسوکراتون ها) در توپوگرافی پایین ظاهر دشت های مسطح یا تپه ای گسترده ای را دارند. به کمربندهای کوهزایی اقیانوسیاین شامل پشته های میانی اقیانوسی است که ارتفاع آنها از دشت اطراف تا 3 کیلومتر است (در برخی نقاط به شکل جزایر از سطح اقیانوس بالا می روند). در امتداد محور خط الراس، منطقه ای از شکاف ها اغلب ردیابی می شود - گرابن های باریک به عرض 12-45 کیلومتر در عمق 3-5 کیلومتری که نشان دهنده غلبه گسترش پوسته در این مناطق است. آنها با لرزه خیزی بالا، افزایش شدید جریان گرما و چگالی کم گوشته بالایی مشخص می شوند. داده های ژئوفیزیکی و زمین شناسی نشان می دهد که ضخامت پوشش رسوبی با نزدیک شدن به مناطق محوری پشته ها کاهش می یابد و پوسته اقیانوسی بالا آمدن قابل توجهی را تجربه می کند.

عنصر اصلی بعدی پوسته زمین است منطقه انتقالبین قاره و اقیانوس این منطقه حداکثر تشریح سطح زمین است که در آن وجود دارد قوس های جزیره ایبا لرزه خیزی بالا و آتشفشان آندزیتی و آندزیتی-بازالتی مدرن، ترانشه های اعماق دریا و فرورفتگی های اعماق دریاهای حاشیه ای مشخص می شود. منابع زمین لرزه در اینجا یک منطقه لرزه کانونی (منطقه Benioff-Zavaritsky) را تشکیل می دهند که در زیر قاره ها فرو می رود. منطقه انتقال بیشتر است

به وضوح در بخش غربی اقیانوس آرام آشکار شد. با یک نوع ساختار متوسط ​​از پوسته زمین مشخص می شود.

پوسته قاره ای(Khain, Lomise, 1995) نه تنها در داخل خود قاره ها، به عنوان مثال، در خشکی، به استثنای عمیق ترین فرورفتگی ها، بلکه در مناطق قفسه حاشیه های قاره و مناطق جداگانه در حوضه های اقیانوسی-ریز قاره ها نیز توزیع شده است. با این وجود، کل مساحت توسعه پوسته قاره ای کمتر از پوسته اقیانوسی است و 41٪ از سطح زمین را تشکیل می دهد. ضخامت متوسط ​​پوسته قاره ای 35-40 کیلومتر است. به سمت حاشیه قاره ها و در داخل ریز قاره ها کاهش می یابد و در زیر سازه های کوهستانی به 70-75 کیلومتر افزایش می یابد.

در کل، پوسته قاره ایمانند لایه اقیانوسی، ساختار سه لایه ای دارد، اما ترکیب لایه ها، به ویژه دو لایه پایین، به طور قابل توجهی با لایه های مشاهده شده در پوسته اقیانوسی متفاوت است.

1. لایه رسوبی،معمولاً به عنوان پوشش رسوبی نامیده می شود. ضخامت آن از صفر روی سپرها و برآمدگی های کوچکتر پایه های سکوها و مناطق محوری سازه های چین خورده تا 10 و حتی 20 کیلومتر در فرورفتگی سکوها، فرورفتگی های پیشرو و بین کوهستانی کمربندهای کوهستانی متغیر است. درست است، در این فرورفتگی ها پوسته زیرین رسوبات و معمولا نامیده می شود تلفیقی،ممکن است در حال حاضر از نظر طبیعت به اقیانوس نزدیکتر باشد تا به قاره. ترکیب لایه رسوبی شامل سنگ‌های رسوبی مختلف عمدتاً قاره‌ای یا دریایی کم عمق است که منشأ کمتر باتیال (دوباره در فرورفتگی‌های عمیق) و همچنین دوردست دارند.

نه در همه جا، پوشش‌ها و آستانه‌های سنگ‌های آذرین اساسی که میدان‌های تله را تشکیل می‌دهند. سرعت امواج طولی در لایه رسوبی 2.0-5.0 کیلومتر بر ثانیه با حداکثر برای سنگ های کربناته است. محدوده سنی سنگ های پوشش رسوبی تا 1.7 میلیارد سال است، یعنی مرتبه ای بالاتر از لایه رسوبی اقیانوس های مدرن.

2. لایه بالایی پوسته یکپارچهبر روی سطح روز بر روی سپرها و آرایه های سکوها و در مناطق محوری سازه های چین خورده بیرون زده است. در عمق 12 کیلومتری در چاه کولا و در عمق بسیار کمتری در چاه های منطقه ولگا-اورال در صفحه روسیه، در صفحه قاره میانی ایالات متحده و در سپر بالتیک در سوئد کشف شد. یک معدن طلا در جنوب هند از این لایه تا 3.2 کیلومتر، در آفریقای جنوبی - تا 3.8 کیلومتر عبور کرد. بنابراین، ترکیب این لایه، حداقل قسمت بالایی آن، به طور کلی شناخته شده است، نقش اصلی در ترکیب آن توسط شیست های کریستالی، گنیس، آمفیبولیت ها و گرانیت ها ایفا می شود و به همین دلیل اغلب به آن گرانیت-گنیس می گویند. سرعت امواج طولی در آن 6.0-6.5 کیلومتر بر ثانیه است. در شالوده سکوهای جوان که دارای سن ریفین-پالئوزوئیک یا حتی مزوزوئیک هستند و تا حدی در نواحی داخلی سازه‌های چین خورده جوان، همین لایه از سنگ‌هایی با دگرگونی کمتر (به جای آمفیبولیت رخساره‌های شیست سبز) تشکیل شده و حاوی گرانیت‌های کمتری است. ; به همین دلیل است که اغلب در اینجا نامیده می شود لایه گرانیت دگرگونی،و سرعت های طولی معمولی در آن در حد 5.5-6.0 کیلومتر بر ثانیه است. ضخامت این لایه پوسته ای روی سکوها به 20-15 کیلومتر و در سازه های کوهستانی به 30-25 کیلومتر می رسد.

3. لایه زیرین پوسته یکپارچه.در ابتدا فرض بر این بود که یک مرز لرزه ای واضح بین دو لایه پوسته یکپارچه وجود دارد که به نام کاشف آن، یک ژئوفیزیکدان آلمانی، مرز کنراد نامیده شد. حفر چاه هایی که ذکر شد وجود چنین مرز مشخصی را مورد تردید قرار داده است. گاهی اوقات، در عوض، لرزه خیزی نه یک، بلکه دو مرز (K1 و K2) را در پوسته تشخیص می دهد، که زمینه را برای تشخیص دو لایه در پوسته پایینی فراهم می کند (شکل 6.2). همانطور که اشاره شد، ترکیب سنگ‌های تشکیل‌دهنده پوسته زیرین به اندازه کافی شناخته شده نیست، زیرا چاه‌ها به آن نرسیده‌اند و به صورت تکه‌ای در سطح قرار دارند. بر اساس

برنج. 6.2. ساختار و ضخامت پوسته قاره ای (Khain, Lomise, 1995). الف - انواع اصلی بخش بر اساس داده های لرزه ای: I-II - سکوهای باستانی (I - سپرها، II

Syneclises)، III - قفسه ها، IV - کوهزایی جوان. سطوح K1، K2 -Conrad، سطح M-Mohorovicic، سرعت ها برای امواج طولی نشان داده شده است. ب - هیستوگرام توزیع ضخامت پوسته قاره ای. ب - مشخصات قدرت تعمیم یافته

ملاحظات کلی، وی. به همین دلیل این لایه قشر را نامید گرامnullite-mafic.فرض بلوسوف به طور کلی تأیید می شود، اگرچه رخنمون ها نشان می دهد که نه تنها گرانولیت های بازی، بلکه اسیدی نیز در ترکیب پوسته پایینی شرکت دارند. در حال حاضر، اکثر ژئوفیزیکدانان پوسته بالایی و پایینی را بر اساس دیگری تشخیص می دهند - با خواص رئولوژیکی عالی آنها: پوسته بالایی سخت و شکننده است، پوسته پایینی پلاستیکی است. سرعت امواج طولی در پوسته پایین 6.4-7.7 کیلومتر بر ثانیه است. متعلق به پوسته یا گوشته لایه های زیرین این لایه با سرعت بیش از 7.0 کیلومتر بر ثانیه اغلب بحث برانگیز است.

بین دو نوع شدید پوسته زمین - اقیانوسی و قاره ای - انواع انتقالی وجود دارد. یکی از آنها است پوسته زیر اقیانوسی -در امتداد دامنه‌های قاره‌ای و کوهپایه‌ها توسعه یافته و احتمالاً در زیر حوضه‌های برخی دریاهای نه چندان عمیق و وسیع حاشیه‌ای و داخلی قرار گرفته است. پوسته زیر اقیانوسی یک پوسته قاره ای است که به 15 تا 20 کیلومتر نازک شده و توسط دایک ها و آستانه سنگ های آذرین اساسی در آن نفوذ می کند.

پارس کردن با حفاری در اعماق دریا در ورودی خلیج مکزیک و در سواحل دریای سرخ آشکار شد. نوع دیگری از قشر انتقالی است شبه قاره ای- در صورتی تشکیل می شود که پوسته اقیانوسی در کمان های آتشفشانی انسیماتیک به قاره تبدیل می شود، اما هنوز به "بلوغ کامل" نرسیده است، دارای ضخامت کاهش یافته، کمتر از 25 کیلومتر و درجه تثبیت پایین تر است، که در پایین تر منعکس می شود. سرعت امواج لرزه ای - بیش از 5.0-5.5 کیلومتر در ثانیه در پوسته پایین تر.

برخی از محققان دو نوع دیگر از پوسته اقیانوسی را به عنوان انواع خاصی که قبلاً در بالا مورد بحث قرار گرفت شناسایی می کنند. این اولاً پوسته اقیانوسی برآمدگی های داخلی اقیانوس به 25-30 کیلومتر ضخیم شده است (ایسلند و غیره) و ثانیاً پوسته اقیانوسی "ساخته شده" با ضخامت تا 15-20 کیلومتر، پوشش رسوبی (حوضه خزر و غیره).

سطح Mohorovicic و ترکیب مانا بالاییtii.مرز بین پوسته و گوشته که معمولاً از نظر لرزه‌ای کاملاً واضح با جهش در سرعت‌های موج طولی از 7.5-7.7 به 7.9-8.2 کیلومتر بر ثانیه بیان می‌شود، به عنوان سطح Mohorovicic (یا به سادگی Moho و حتی M) شناخته می‌شود. ژئوفیزیکدان کرواتی که آن را تأسیس کرد. در اقیانوس‌ها، این مرز مربوط به انتقال از مجموعه نواری لایه سوم با غلبه گابرویدها به پریدوتیت‌های سرپانتینه‌ای پیوسته (هرزبورگیت‌ها، هرزولیت‌ها)، کمتر دونیت‌ها، در مکان‌های بیرون زده به سطح پایین و در سنگ‌های سائوپائولو در اقیانوس اطلس در سواحل برزیل و در o. زبرگاد در دریای سرخ، بر فراز سطح

خشم دریا بالای گوشته اقیانوسی را می توان در مکان هایی روی خشکی به عنوان بخشی از کف مجتمع های افیولیتی مشاهده کرد. ضخامت آنها در عمان به 8 کیلومتر و در پاپوآ گینه نو، شاید حتی به 12 کیلومتر می رسد. آنها از پریدوتیت ها، عمدتا هارزبورگیت ها تشکیل شده اند (Khain and Lomise, 1995).

مطالعه آخال‌ها در گدازه‌ها و کیمبرلیت‌ها از لوله‌ها نشان می‌دهد که در زیر قاره‌ها، گوشته بالایی عمدتاً از پریدوتیت‌ها تشکیل شده است، هم در اینجا و هم در زیر اقیانوس‌ها در قسمت بالایی این پریدوتیت‌های اسپینل و در زیر آن‌هایی گارنت هستند. اما در گوشته قاره ای، طبق همین داده ها، علاوه بر پریدوتیت ها، اکلوژیت ها، یعنی سنگ های اساسی عمیقاً دگرگون شده، در مقادیر جزئی وجود دارند. اکلوژیت ها ممکن است بقایای دگرگون شده از پوسته اقیانوسی باشند که در طی فرآیند فرورانش این پوسته (فررانش) به داخل گوشته کشیده می شوند.

قسمت بالایی گوشته به طور ثانویه در تعدادی از اجزاء تهی می شود: سیلیس، قلیایی، اورانیوم، توریم، خاک های کمیاب و سایر عناصر نامنسجم به دلیل ذوب شدن سنگ های بازالتی پوسته زمین از آن. این گوشته «تهی‌شده» («تهی‌شده») در زیر قاره‌ها تا عمق بیشتری (شامل تمام یا تقریباً تمام بخش لیتوسفری آن) نسبت به زیر اقیانوس‌ها گسترش می‌یابد و جای خود را به گوشته «تهی نشده» عمیق‌تر می‌دهد. میانگین ترکیب اولیه گوشته باید نزدیک به اسپینل هرزولیت یا مخلوط فرضی پریدوتیت و بازالت در نسبت 3:1 باشد که توسط دانشمند استرالیایی A.E. Ringwood نامگذاری شده است. پیرولیت

در عمق حدود 400 کیلومتری، افزایش سریع سرعت امواج لرزه ای آغاز می شود. از اینجا تا 670 کیلومتر

پاک شده لایه گلیتسین،به نام زلزله شناس روسی B.B. گلیتسین. همچنین به عنوان گوشته میانی یا مزوسفر -منطقه انتقال بین گوشته بالایی و پایینی. افزایش نرخ ارتعاشات الاستیک در لایه Golitsyn با افزایش تراکم ماده گوشته تا حدود 10٪ به دلیل انتقال برخی از گونه های معدنی به گونه های دیگر، با بسته بندی متراکم تر از اتم ها توضیح داده می شود: الیوین به اسپینل. ، پیروکسن به گارنت تبدیل می شود.

مانتو پایین(Hain, Lomise, 1995) از عمق حدود 670 کیلومتری شروع می شود. گوشته پایینی باید عمدتاً از پروسکیت (MgSiO 3) و ووستیت منیزیم (Fe, Mg)O - محصولات حاصل از تغییرات بیشتر مواد معدنی تشکیل دهنده گوشته میانی تشکیل شده باشد. هسته زمین در قسمت بیرونی آن بر اساس زلزله شناسی مایع است و قسمت داخلی دوباره جامد است. همرفت در هسته بیرونی میدان مغناطیسی اصلی زمین را ایجاد می کند. ترکیب هسته توسط اکثریت قریب به اتفاق ژئوفیزیکدانان به عنوان آهن پذیرفته شده است. اما باز هم، طبق داده‌های تجربی، لازم است مقداری از نیکل، و همچنین گوگرد، یا اکسیژن یا سیلیکون، به منظور توضیح کاهش چگالی هسته در مقایسه با آنچه برای آهن خالص تعیین شده است، در نظر گرفته شود.

بر اساس داده های توموگرافی لرزه ای، سطح هستهناهموار است و برجستگی ها و فرورفتگی هایی با دامنه تا 5-6 کیلومتر ایجاد می کند. در مرز گوشته و هسته، یک لایه گذار با شاخص D مشخص می شود (پوسته با شاخص A، گوشته بالایی - B، وسط - C، پایین - D، قسمت بالایی مشخص می شود. گوشته پایین - D"). ضخامت لایه D" در برخی نقاط به 300 کیلومتر می رسد.

لیتوسفر و استنوسفر.بر خلاف پوسته و گوشته که بر اساس داده‌های زمین‌شناسی (از نظر ترکیب مواد) و داده‌های لرزه‌شناسی (با جهش سرعت امواج لرزه‌ای در مرز موهورویچیک) متمایز می‌شوند، لیتوسفر و استنوسفر مفاهیمی کاملاً فیزیکی یا بهتر بگوییم رئولوژیکی هستند. اساس اولیه برای شناسایی استنوسفر یک پوسته پلاستیکی ضعیف شده است. در زیر ساخت لیتوسفر سفت تر و شکننده تر، نیاز به توضیح واقعیت تعادل ایزواستاتیک پوسته وجود داشت که هنگام اندازه گیری گرانش در پای سازه های کوه کشف شد. در ابتدا انتظار می رفت که چنین سازه هایی، به ویژه سازه هایی به بزرگی هیمالیا، بیش از حد جاذبه ایجاد کنند. با این حال، هنگامی که در اواسط قرن 19. اندازه گیری های مربوطه انجام شد، معلوم شد که چنین جاذبه ای مشاهده نشده است. در نتیجه، حتی ناهمواری های زیاد در تسکین سطح زمین به نحوی جبران می شود، در عمق متعادل می شود به طوری که در سطح زمین انحراف قابل توجهی از مقادیر متوسط ​​گرانش وجود ندارد. بنابراین، محققان به این نتیجه رسیدند که تمایل عمومی پوسته زمین به تعادل در هزینه گوشته وجود دارد. این پدیده نامیده می شود ایزواستازی(هاین، لومیز، 1995) .

دو راه برای اجرای ایزوستازی وجود دارد. اول این است که کوه ها ریشه های غوطه ور در گوشته دارند، یعنی ایزوستازی با تغییرات در ضخامت پوسته زمین تضمین می شود و سطح زیرین دومی دارای برجستگی در مقابل برجستگی سطح زمین است. این فرضیه اخترشناس انگلیسی J. Airy است

(شکل 6.3). در مقیاس منطقه ای، معمولاً توجیه می شود، زیرا ساختارهای کوهستانی در واقع پوسته ضخیم تری دارند و حداکثر ضخامت پوسته در بالاترین آن ها (هیمالیا، آند، هندوکش، تین شان و غیره) مشاهده می شود. اما مکانیسم دیگری برای اجرای ایزوستازی نیز امکان پذیر است: مناطقی که برجستگی افزایش یافته باید از سنگ های کمتر متراکم تشکیل شده باشد و نواحی با امداد پایین تر باید از سنگ های متراکم تر تشکیل شوند. این فرضیه دانشمند انگلیسی دیگر به نام جی. پرت در این حالت ممکن است پایه پوسته زمین حتی افقی باشد. تعادل قاره‌ها و اقیانوس‌ها با ترکیبی از هر دو مکانیسم به دست می‌آید - پوسته زیر اقیانوس‌ها هم بسیار نازک‌تر و هم چگال‌تر از زیر قاره‌ها است.

بیشتر سطح زمین در وضعیتی نزدیک به تعادل ایزواستاتیک قرار دارد. بیشترین انحراف از ایزوستازی - ناهنجاری های ایزواستاتیک - در قوس های جزیره ای و ترانشه های اعماق دریا مشاهده می شود.

برای اینکه میل به تعادل ایزواستاتیک مؤثر باشد، یعنی تحت بار اضافی، پوسته غرق می شود، و وقتی بار برداشته می شود، بالا می رود، لازم است که یک لایه پلاستیکی کافی در زیر پوسته وجود داشته باشد که قادر به انجام این کار باشد. جریان از مناطق با فشار ژئواستاتیک افزایش یافته به مناطق کم فشار. برای این لایه بود که در ابتدا به صورت فرضی شناسایی شد، زمین‌شناس آمریکایی جی. بورل این نام را پیشنهاد کرد. استنوسفر،که به معنی "پوسته ضعیف" است. این فرض تنها خیلی بعدتر، در دهه 60، زمانی که لرزه‌خیز بود، تأیید شد

برنج. 6.3. طرح های تعادل ایزواستاتیک پوسته زمین:

الف -توسط جی اری، ب -توسط J. Pratt (Khain, Koronovsky, 1995)

سیاهههای مربوط (B. Gutenberg) وجود یک منطقه کاهش یا عدم افزایش را در برخی از عمق ها در زیر پوسته کشف کردند که طبیعی با افزایش فشار در سرعت امواج لرزه ای است. متعاقباً، روش دیگری برای ایجاد استنوسفر ظاهر شد - روش صدای مگنتوتلوریک، که در آن استنوسفر خود را به عنوان ناحیه ای با مقاومت الکتریکی کاهش یافته نشان می دهد. علاوه بر این، زلزله شناسان نشانه دیگری از استنوسفر را شناسایی کرده اند - افزایش تضعیف امواج لرزه ای.

استنوسفر همچنین نقش اصلی را در حرکات لیتوسفر ایفا می کند. جریان مواد استنوسفر در امتداد صفحات لیتوسفری حرکت می کند و باعث حرکت افقی آنها می شود. بالا آمدن سطح استنوسفر منجر به بالا آمدن لیتوسفر و در حالت شدید به گسست پیوستگی آن، تشکیل جدایی و فرونشست می شود. دومی همچنین منجر به خروج استنوسفر می شود.

بنابراین، از دو پوسته ای که تکتونوسفر را تشکیل می دهند: استنوسفر یک عنصر فعال است و لیتوسفر یک عنصر نسبتاً غیرفعال است. تعامل آنها "زندگی" زمین ساختی و ماگمایی پوسته زمین را تعیین می کند.

در نواحی محوری پشته های میانی اقیانوس، به ویژه در خیزش اقیانوس آرام شرقی، بالای استنوسفر در عمق تنها 3-4 کیلومتری قرار دارد، یعنی لیتوسفر فقط به قسمت بالایی پوسته محدود می شود. با حرکت به سمت حاشیه اقیانوس ها، ضخامت لیتوسفر افزایش می یابد.

پوسته پایینی و عمدتاً گوشته بالایی و می تواند به 80-100 کیلومتر برسد. در بخش‌های مرکزی قاره‌ها، به ویژه در زیر سپرهای سکوهای باستانی، مانند اروپای شرقی یا سیبری، ضخامت لیتوسفر در حال حاضر بین 150-200 کیلومتر یا بیشتر (در آفریقای جنوبی 350 کیلومتر) اندازه‌گیری شده است. طبق برخی ایده ها، می تواند به 400 کیلومتر برسد، یعنی در اینجا کل گوشته بالایی بالای لایه Golitsyn باید بخشی از لیتوسفر باشد.

دشواری تشخیص استنوسفر در اعماق بیش از 150 تا 200 کیلومتر، تردیدهایی را در میان برخی از محققان در مورد وجود آن در زیر چنین مناطقی ایجاد کرده است و آنها را به یک ایده جایگزین سوق داده است که آستنوسفر به عنوان یک پوسته پیوسته، یعنی ژئوسفر، وجود ندارد. ، اما یک سری "آستنولنز" قطع شده وجود دارد " ما نمی توانیم با این نتیجه گیری که می تواند برای ژئودینامیک مهم باشد موافق باشیم، زیرا این مناطق هستند که درجه بالایی از تعادل ایزواستاتیک را نشان می دهند، زیرا این موارد شامل نمونه های فوق از مناطق یخبندان مدرن و باستانی - گرینلند و غیره است.

دلیل اینکه تشخیص آستنوسفر در همه جا آسان نیست، بدیهی است که تغییر در ویسکوزیته آن به صورت جانبی است.

عناصر ساختاری اصلی پوسته قاره ای

در قاره ها، دو عنصر ساختاری پوسته زمین متمایز می شوند: سکوها و کمربندهای متحرک (ژئولوژی تاریخی، 1985).

تعریف:پلت فرم- یک بخش ثابت و صلب از پوسته قاره ای که شکل ایزومتریک و ساختاری دو طبقه دارد (شکل 6.4). طبقه پایین (اول) سازه - پایه کریستالی، نشان داده شده توسط سنگ های دگرگون شده بسیار جابجا شده، نفوذ توسط نفوذ. طبقه سازه فوقانی (دوم) به آرامی خوابیده است پوشش رسوبی، ضعیف دررفته و دگرگون نشده است. خروجی ها به سطح روز طبقه سازه ای تحتانی نامیده می شوند سپر. مناطقی از پی که با پوشش رسوبی پوشیده شده است نامیده می شود اجاق گاز. ضخامت پوشش رسوبی صفحه چند کیلومتر است.

مثال: در سکوی اروپای شرقی دو سپر (اوکراین و بالتیک) و صفحه روسیه وجود دارد.

سازه های طبقه دوم سکو (مورد)منفی (انحرافات، انحرافات) و مثبت (مقدمات) وجود دارد. سینکلیس ها شکل نعلبکی دارند و تاقچه ها شکل نعلبکی معکوس دارند. ضخامت رسوبات همیشه روی سینکلیس بیشتر و روی تاقدیس کمتر است. ابعاد این سازه ها در قطر می تواند به صدها یا چند هزار کیلومتر برسد و ریزش لایه ها روی بال ها معمولاً چند متر در هر 1 کیلومتر است. دو تعریف از این ساختارها وجود دارد.

تعریف:سینکلیس یک ساختار زمین شناسی است که ریزش لایه های آن از حاشیه به مرکز هدایت می شود. تاقدیس یک سازه زمین شناسی است که ریزش لایه های آن از مرکز به سمت حاشیه هدایت می شود.

تعریف: syneclise - یک ساختار زمین شناسی که در هسته آن رسوبات جوانتر و در امتداد لبه ها ظاهر می شود.

برنج. 6.4. نمودار ساختار پلت فرم. 1 - پایه تاشو؛ 2 - مورد پلت فرم; 3 گسل (زمین شناسی تاریخی، 1985)

- قدیمی تر Anteclise یک ساختار زمین شناسی است که در هسته آن رسوبات باستانی بیشتری ظاهر می شود و در لبه ها - جوان تر.

تعریف:فروغ یک جسم زمین شناسی کشیده (کشیده) است که در مقطع عرضی دارای شکل مقعر است.

مثال:در صفحه روسیه از سکوی اروپای شرقی خودنمایی می کند تاقچه ها(بلاروس، ورونژ، ولگا-اورال و غیره)، سینکلیس می کند(مسکو، خزر و...) و ناوگان (اولیانوفسک-ساراتوف، ترانسنیستریا-دریای سیاه و غیره).

ساختاری از افق های پایین پوشش وجود دارد - av-lacogene.

تعریف: aulacogen - یک فرورفتگی باریک و کشیده که در سراسر سکو گسترش می یابد. Aulacogen ها در قسمت پایینی طبقه سازه بالایی (پوشش) قرار دارند و می توانند به طول صدها کیلومتر و عرض ده ها کیلومتر برسند. Aulacogens تحت شرایط گسترش افقی تشکیل می شود. لایه های ضخیمی از رسوبات در آنها جمع می شوند که می توانند به صورت چین خورده شوند و از نظر ترکیب شبیه به تشکیلات میوژئوسنکلین هستند. بازالت ها در قسمت پایینی این بخش وجود دارند.

مثال: Pachelma (Ryazan-Saratov) aulacogen، Dnieper-Donets aulacogen صفحه روسیه.

تاریخچه توسعه پلتفرم ها.تاریخچه توسعه را می توان به سه مرحله تقسیم کرد. اول- ژئوسنکلینال، که بر روی آن تشکیل عنصر ساختاری پایین (اولین) (پایه) رخ می دهد. دوم- aulacogenic، که بسته به آب و هوا، در آن تجمع رخ می دهد

رسوبات قرمز رنگ، خاکستری رنگ یا کربن دار در av-lacogenes. سوم– دالی که بر روی آن رسوب گذاری در سطح وسیعی صورت می گیرد و طبقه (دال) سازه بالایی (دوم) تشکیل می شود.

روند انباشت بارش، به عنوان یک قاعده، به صورت چرخه ای رخ می دهد. ابتدا جمع می شود متجاوزدریایی وحشتناکتشکیل، سپس - کربناتتشکیل (حداکثر تخلف، جدول 6.1). در طول رگرسیون تحت شرایط آب و هوایی خشک، نمک دار گل قرمزتشکیل، و در شرایط آب و هوای مرطوب - فلج زغال دارتشکیل. در پایان چرخه ته نشینی، رسوبات تشکیل می شود قاره ایتشکیلات در هر لحظه می توان صحنه را با تشکیل یک سازند تله قطع کرد.

جدول 6.1. توالی تجمع دال

تشکل ها و ویژگی های آنها

انتهای جدول 6.1.

برای تسمه های متحرک (مناطق تا شده)مشخصه:

خطی بودن خطوط آنها؛

ضخامت عظیم رسوبات انباشته شده (تا 15-25 کیلومتر)؛

قوامترکیب و ضخامت این رسوبات در امتداد اعتصابمنطقه چین خورده و تغییرات ناگهانی در سراسر اعتصاب آن;

حضور عجیب و غریب تشکیلات-مجموعه های سنگی که در مراحل خاصی از توسعه این مناطق تشکیل شده اند ( تخته سنگ, فلیش, اسپلیتو-کراتوفیریک, ملاسو تشکیلات دیگر)؛

ماگماتیسم نفوذی و نفوذی شدید (توده های بزرگ گرانیتی - باتولیت ها به ویژه مشخص هستند).

دگرگونی قوی منطقه ای؛

7) چین خوردگی قوی، گسل های فراوان، از جمله

رانش هایی که نشان دهنده غلبه فشرده سازی است. مناطق چین خورده (کمربند) به جای مناطق ژئوسنکلینال (کمربند) بوجود می آیند.

تعریف: ژئوسنکلین(شکل 6.5) - یک منطقه متحرک از پوسته زمین، که در آن لایه های ضخیم رسوبی و آتشفشانی در ابتدا انباشته شدند، سپس آنها را به چین های پیچیده خرد کردند، همراه با تشکیل گسل ها، ورود نفوذ و دگرگونی. دو مرحله در توسعه یک ژئوسنکلین وجود دارد.

مرحله اول(در واقع ژئوسنکلینال)با غلبه فرونشست مشخص می شود. میزان بارندگی بالادر یک ژئوسنکلین - این است نتیجه کشش پوسته زمینو انحراف آن در نیمه اول اولمراحلرسوبات رسی-شنی و رسی معمولاً انباشته می شوند (در نتیجه دگرگونی، سپس شیل های رسی سیاه رنگی را تشکیل می دهند که در تخته سنگتشکیل) و سنگ های آهکی. فرورانش ممکن است با گسیختگی هایی همراه باشد که از طریق آن ماگمای مافیک بالا آمده و در شرایط زیردریایی فوران می کند. سنگ های حاصل پس از دگرگونی، همراه با سازندهای زیر آتشفشانی، می دهند اسپیلیت-کراتوفیریکتشکیل. همزمان با آن معمولا سنگ های سیلیسی و جاسپر تشکیل می شوند.

اقیانوسی

برنج. 6.5. طرح ساختار geosync

linali بر روی یک مقطع شماتیک از طریق قوس سوندا در اندونزی (زمین شناسی ساختاری و تکتونیک صفحه، 1991). افسانه: 1 - رسوبات و سنگهای رسوبی. 2- آتشفشان

نژادهای نیک؛ 3- سنگهای دگرگونی زیرزمین

تشکل های مشخص شده به طور همزمان انباشته شوند، اما در مناطق مختلف. انباشت اسپیلیتو کراتوفیریکتشکیل معمولاً در قسمت داخلی ژئوسنکلین رخ می دهد - در ژئوسنکلین. برای eugeo-ناودیسبا تشکیل لایه های ضخیم آتشفشانی، معمولاً با ترکیب پایه، و ورود توده های گابرو، دیاباز و سنگ های اولترابازیک مشخص می شود. در قسمت حاشیه ای ژئوسنکلین، در امتداد مرز آن با سکو، معمولاً قرار دارند میوژئوسنکلین هابه طور عمده لایه های خاک زایی و کربناته در اینجا تجمع می کنند. هیچ سنگ آتشفشانی وجود ندارد و نفوذها معمولی نیستند.

در نیمه اول مرحله اولبیشتر ژئوسنکلاین است دریا با قابل توجهاعماق. شواهد با اندازه دانه ریز رسوبات و نادر بودن یافته های جانوران (عمدتا نکتون و پلانکتون) ارائه می شود.

به اواسط مرحله اولبه دلیل نرخ های مختلف فرونشست، بخش هایی از ژئوسنکلین در قسمت های مختلف ژئوسنکلین تشکیل می شود. افزایش نسبی(intrageoantic-linali) و نسب نسبی(درون ژئوسنکلین ها). در این زمان، نفوذ توده های کوچک پلاژیوگرانیت ممکن است رخ دهد.

در نیمه دوم مرحله اولدر نتیجه ظهور برآمدگی های داخلی، دریا در ژئوسنکلین کم عمق تر می شود. حالا این مجمع الجزایر، توسط تنگه ها از هم جدا شده اند. به دلیل کم عمق بودن، دریا روی سکوهای مجاور در حال پیشروی است. سنگ‌های آهک، لایه‌های ضخیم شنی رسی که به صورت ریتمیک ساخته شده‌اند، در ژئوسنکلین تجمع می‌یابند و تشکیل می‌شوند. فلیشبرای-216

جفت گیری ریزش گدازه هایی با ترکیب متوسط ​​وجود دارد که تشکیل می دهند پورفیریتشکیل.

به پایان مرحله اولدرون ژئوسنکلین ها ناپدید می شوند، درون ژئوآنتیکلین ها در یک برآمدگی مرکزی ادغام می شوند. این یک وارونگی کلی است. مطابقت دارد فاز اصلی تا شدندر یک ژئوسنکلین تاخوردگی معمولاً با نفوذ توده های سینووژنیک بزرگ (همزمان با تاخوردگی) گرانیت همراه است. سنگ ها به شکل چین خورده می شوند که اغلب با رانش ها پیچیده می شوند. همه اینها باعث دگرگونی منطقه ای می شود. به جای درون ژئوسنکلین ها بوجود می آیند سنکلینوریوم- سازه های پیچیده ساخته شده از نوع ناودیس و به جای داخل ژئوآنتیکلینال - آنتی کلیوریا. ژئوسنکلین "بسته می شود" و به یک منطقه چین خورده تبدیل می شود.

در ساختار و توسعه یک ژئوسنکلین نقش بسیار مهمی دارد گسل های عمیق -گسیختگی های طولانی مدت که تمام پوسته زمین را قطع کرده و به گوشته بالایی می رود. گسل های عمیق خطوط ژئوسنکلین ها، ماگماتیسم آنها و تقسیم ژئوسنکلین به زون های ساختاری-صورتی را تعیین می کنند که از نظر ترکیب رسوبات، ضخامت، ماگماتیسم و ​​ماهیت ساختارها متفاوت است. در داخل یک ژئوسنکلین آنها گاهی اوقات تشخیص می دهند توده های میانی،محدود به گسل های عمیق اینها بلوک هایی از چین خوردگی باستانی هستند که از سنگ هایی از پایه ای که ژئوسنکلین روی آن تشکیل شده است، تشکیل شده است. از نظر ترکیب رسوبات و ضخامت آنها، توده های میانی شبیه به سکو هستند، اما با ماگماتیسم قوی و چین خوردگی سنگ ها، عمدتاً در امتداد لبه های توده، متمایز می شوند.

مرحله دوم توسعه ژئوسنکلینتماس گرفت کوهزاییو با غلبه بالا آمدن مشخص می شود. رسوب گذاری در نواحی محدودی در امتداد حاشیه برآمدگی مرکزی رخ می دهد - در انحرافات حاشیه ای،که در امتداد مرز ژئوسنکلین و سکو به وجود می آیند و تا حدی بر روی سکو همپوشانی دارند، و همچنین در فرورفتگی های بین کوهی که گاهی در داخل برآمدگی مرکزی شکل می گیرند. منشأ رسوبات، تخریب مركز مركزی دائماً در حال افزایش است. نیمه اولمرحله دوماین ارتفاع احتمالاً توپوگرافی تپه ای دارد. هنگامی که از بین می رود، رسوبات دریایی و گاهی اوقات تالاب جمع می شوند و تشکیل می شوند ملاس پایینتشکیل. بسته به شرایط آب و هوایی، این ممکن است پارالیک زغال‌داریا شورضخامت در همان زمان، معمولاً ورود نفوذهای گرانیتی بزرگ - باتولیت ها - رخ می دهد.

در نیمه دوم مرحلهسرعت بالا آمدن برآمدگی مرکزی به شدت افزایش می یابد، که با شکاف آن و فروپاشی بخش های جداگانه همراه است. این پدیده با این واقعیت توضیح داده می شود که در نتیجه چین خوردگی، دگرگونی و ورود نفوذها، ناحیه چین خورده (دیگر ژئوسنکلاین نیست!) صلب می شود و به بالا آمدن مداوم با شکاف واکنش نشان می دهد. دریا در حال ترک این منطقه است. در نتیجه تخریب برآمدگی مرکزی، که در آن زمان کشوری کوهستانی بود، لایه‌های آواری درشت قاره‌ای انباشته می‌شوند و تشکیل می‌شوند. ملاس بالاییتشکیل. شکافتن قسمت قوسی بالا آمدن با آتشفشان زمین همراه است. معمولاً اینها گدازه هایی با ترکیب اسیدی هستند که همراه با

تشکیلات زیر آتشفشانی می دهد پورفیریتشکیل. شکاف های قلیایی و کوچک اسیدی با آن همراه است. بنابراین، در نتیجه توسعه ژئوسنکلین، ضخامت پوسته قاره ای افزایش می یابد.

در پایان مرحله دوم، منطقه کوه چین خورده که در محل ژئوسنکلین بوجود آمده است، تخریب می شود، قلمرو به تدریج تراز می شود و به یک سکو تبدیل می شود. ژئوسنکلین از یک منطقه تجمع رسوب به منطقه تخریب، از یک قلمرو متحرک به یک قلمرو کم تحرک، صلب و هموار تبدیل می شود. بنابراین دامنه حرکات روی سکو کم است. معمولاً دریا، حتی کم عمق، مناطق وسیعی را در اینجا می پوشاند. این قلمرو دیگر مانند قبل فرونشست قوی را تجربه نمی کند، بنابراین ضخامت رسوبات بسیار کمتر است (به طور متوسط ​​2-3 کیلومتر). فرونشست به طور مکرر قطع می شود، بنابراین شکستگی های مکرر در رسوب مشاهده می شود. سپس پوسته های هوازدگی می توانند تشکیل شوند. هیچ برآمدگی انرژی همراه با تا شدن وجود ندارد. بنابراین، رسوبات نازک و معمولاً کم عمق تازه تشکیل شده روی سکو، دگرگونی ندارند و به صورت افقی یا کمی متمایل هستند. سنگ های آذرین نادر هستند و معمولاً با ریزش زمینی گدازه های بازالتی نشان داده می شوند.

علاوه بر مدل ژئوسنکلینال، مدلی از تکتونیک صفحه لیتوسفر نیز وجود دارد.

مدل تکتونیک صفحات لیتوسفر

تکتونیک صفحه ای(Structural Geology and Plate Tectonics, 1991) مدلی است که برای توضیح الگوی مشاهده شده توزیع تغییر شکل ها و لرزه خیزی در پوسته بیرونی زمین ایجاد شده است. این بر اساس داده های ژئوفیزیکی گسترده ای است که در دهه های 1950 و 1960 به دست آمده است. مبانی نظری تکتونیک صفحه بر دو فرض استوار است.

بیرونی ترین لایه زمین به نام لیتوسفر،مستقیماً روی لایه ای به نام قرار دارد acتنوسفر،که دوام کمتری نسبت به لیتوسفر دارد.

لیتوسفر به تعدادی بخش یا صفحات صلب تقسیم می شود (شکل 6.6) که دائماً نسبت به یکدیگر در حال حرکت هستند و سطح سطح آنها نیز دائماً در حال تغییر است. اکثر فرآیندهای تکتونیکی با تبادل انرژی شدید در مرزهای بین صفحات عمل می کنند.

اگرچه ضخامت لیتوسفر را نمی توان با دقت زیادی اندازه گیری کرد، محققان توافق دارند که در داخل صفحات از 70 تا 80 کیلومتر در زیر اقیانوس ها تا حداکثر بیش از 200 کیلومتر در برخی از قسمت های قاره ها با میانگین حدود 100 کیلومتر متغیر است. استنوسفر زیرین لیتوسفر تا عمق حدود 700 کیلومتری (حداکثر عمق برای توزیع منابع زمین لرزه های متمرکز عمیق) گسترش می یابد. استحکام آن با عمق بیشتر می شود و برخی از زلزله شناسان معتقدند که حد پایین آن است

برنج. 6.6. صفحات لیتوسفر زمین و مرزهای فعال آنها خطوط دوتایی مرزهای واگرا (محورهای پخش) را نشان می دهند. خطوط با دندان - دانه های همگرا P.PIT

خطوط منفرد - خطاهای تبدیل (گسل های لغزش)؛ نواحی از پوسته قاره ای که در معرض گسلش فعال هستند خالدار هستند (زمین شناسی ساختاری و تکتونیک صفحه، 1991)

Tsa در عمق 400 کیلومتری قرار دارد و مصادف با تغییر جزئی در پارامترهای فیزیکی است.

مرزهای بین صفحاتبه سه نوع تقسیم می شوند:

واگرا؛

همگرا؛

تبدیل (با جابجایی در طول ضربه).

در مرزهای صفحات واگرا، که عمدتاً توسط شکاف نشان داده می شود، تشکیل جدید لیتوسفر رخ می دهد که منجر به گسترش کف اقیانوس (گسترش) می شود. در مرزهای صفحه همگرا، لیتوسفر در استنوسفر غوطه ور می شود، یعنی جذب می شود. در مرزهای تبدیل، دو صفحه لیتوسفر نسبت به یکدیگر می لغزند و ماده لیتوسفر روی آنها نه ایجاد می شود و نه از بین می رود. .

همه صفحات لیتوسفر به طور پیوسته نسبت به یکدیگر حرکت می کنند. فرض بر این است که مساحت کل همه دال ها در یک دوره زمانی قابل توجه ثابت می ماند. در فاصله کافی از لبه‌های صفحات، تغییر شکل‌های افقی داخل آن‌ها ناچیز است که باعث می‌شود صفحات صلب در نظر گرفته شوند. از آنجایی که جابجایی ها در امتداد گسل های تبدیل در امتداد برخورد آنها رخ می دهد، حرکت صفحه باید موازی با گسل های تبدیل مدرن باشد. از آنجایی که همه اینها روی سطح یک کره اتفاق می افتد، بنابراین، مطابق با قضیه اویلر، هر بخش از صفحه یک مسیر معادل چرخش در سطح کروی زمین را توصیف می کند. برای حرکت نسبی هر جفت صفحه در هر زمان معین، می توان یک محور یا قطب چرخش را تعیین کرد. همانطور که از این قطب دور می شوید (تا گوشه

فاصله 90 درجه)، سرعت پخش به طور طبیعی افزایش می یابد، اما سرعت زاویه ای برای هر جفت صفحه معین نسبت به قطب چرخش آنها ثابت است. اجازه دهید همچنین توجه داشته باشیم که از نظر هندسی، قطب های چرخش برای هر جفت صفحه منحصر به فرد هستند و به هیچ وجه با قطب چرخش زمین به عنوان یک سیاره ارتباط ندارند.

تکتونیک صفحه یک مدل موثر برای فرآیندهای پوسته است زیرا به خوبی با داده های مشاهداتی شناخته شده مطابقت دارد، توضیحات ظریفی را برای پدیده های قبلی غیرمرتبط ارائه می دهد و امکان پیش بینی را باز می کند.

چرخه ویلسون(زمین شناسی ساختاری و تکتونیک صفحه ای، 1991). در سال 1966، پروفسور ویلسون از دانشگاه تورنتو مقاله‌ای را منتشر کرد که در آن استدلال کرد که رانش قاره‌ای نه تنها پس از فروپاشی مزوزوئیک اولیه پانگه آ، بلکه در زمان‌های پیش از پانگه نیز رخ داده است. چرخه باز و بسته شدن اقیانوس ها نسبت به حاشیه های قاره مجاور در حال حاضر نامیده می شود. چرخه ویلسون

در شکل شکل 6.7 توضیحی شماتیک از مفهوم اصلی چرخه ویلسون در چارچوب ایده هایی در مورد تکامل صفحات لیتوسفر ارائه می دهد.

برنج. 6.7، اما نشان دهنده آغاز چرخه ویلسون– مرحله اولیه تجزیه قاره و تشکیل حاشیه صفحه برافزایشی.معروف به سخت بودن

برنج. 6.7. طرح چرخه توسعه اقیانوس ویلسون در چارچوب تکامل صفحات لیتوسفر (زمین شناسی ساختاری و تکتونیک صفحات، 1991)

لیتوسفر ناحیه ضعیف‌تر و تا حدی مذاب استنوسفر را می‌پوشاند - لایه به اصطلاح کم سرعت (شکل 6.7، ب) . با ادامه جدا شدن قاره ها، یک دره شکاف (شکل 6.7، 6) و یک اقیانوس کوچک (شکل 6.7، ج) ایجاد می شود. اینها مراحل اولیه باز شدن اقیانوس در چرخه ویلسون هستند.. شکاف آفریقا و دریای سرخ نمونه های مناسبی هستند. با ادامه رانش قاره های جدا شده، همراه با تجمع متقارن لیتوسفر جدید در حاشیه صفحات، رسوبات قفسه در مرز قاره-اقیانوس به دلیل فرسایش قاره تجمع می یابد. اقیانوس به طور کامل تشکیل شده است(شکل 6.7، د) با یک برآمدگی میانی در مرز صفحه و یک فلات قاره توسعه یافته نامیده می شود. اقیانوسی از نوع اقیانوس اطلس

از مشاهدات ترانشه های اقیانوسی، رابطه آنها با لرزه خیزی، و بازسازی از الگوهای ناهنجاری های مغناطیسی اقیانوسی در اطراف ترانشه ها، مشخص شده است که سنگ کره اقیانوسی تکه تکه شده و به درون مزوسفر فرورانش می کند. در شکل 6.7، دنشان داده شده است اقیانوس با اجاق گاز، که دارای حاشیه های ساده برافزایش و جذب لیتوسفر است، - این مرحله اولیه بسته شدن اقیانوس است V چرخه ویلسون. تکه تکه شدن لیتوسفر در مجاورت حاشیه قاره منجر به تبدیل دومی به کوه‌زایی از نوع آند در نتیجه فرآیندهای تکتونیکی و آتشفشانی رخ داده در مرز صفحه جذب می‌شود. اگر این تکه تکه شدن در فاصله قابل توجهی از حاشیه قاره به سمت اقیانوس اتفاق بیفتد، قوس جزیره ای مانند جزایر ژاپنی تشکیل می شود. جذب اقیانوسیلیتوسفرمنجر به تغییر در هندسه صفحات و در نهایت می شود

به پایان می رسد ناپدید شدن کامل حاشیه صفحه افزایشی(شکل 6.7، f). در طول این مدت، فلات قاره مقابل ممکن است به گسترش خود ادامه دهد و به یک نیمه اقیانوس از نوع اقیانوس اطلس تبدیل شود. با کوچک شدن اقیانوس، حاشیه قاره مخالف در نهایت به حالت جذب صفحه کشیده می شود و در توسعه شرکت می کند. کوهزایی برافزایشی از نوع آند. این مرحله اولیه برخورد دو قاره است (برخوردها) . در مرحله بعد به دلیل شناور بودن لیتوسفر قاره ای، جذب صفحه متوقف می شود. صفحه لیتوسفر در زیر کوه‌زایی در حال رشد از نوع هیمالیا شکسته می‌شود و پیشرفت می‌کند. مرحله نهایی کوهزاییچرخه ویلسونبا کمربند کوهستانی بالغ، نشان دهنده درز بین قاره های تازه متحد شده است. آنتی پاد کوهزایی برافزایشی از نوع آنداست کوه‌زایی برخوردی از نوع هیمالیا.

کار شماره 1 سال تحصیلی 96-1395

ساختارهای پوسته زمین از قاره ها و اقیانوس ها

پوسته بیرونی زمین نامیده می شود پوسته زمین. مرز زیرین پوسته زمین به طور عینی با استفاده از مطالعات لرزه نگاری در آغاز قرن بیستم مشخص شد. ژئوفیزیکدان کروات A. Mohorovicic بر اساس افزایش ناگهانی سرعت موج در عمق معین. این نشان دهنده افزایش تراکم سنگ و تغییر در ترکیب آنها بود. به این مرز، سطح موهورویچیک (موهو) می گویند. در زیر این مرز در واقع سنگهای اولترامافیک متراکم گوشته بالایی قرار دارند که از سیلیس تهی شده و غنی شده از منیزیم (پریدوتیت ها، دونیت ها و غیره) هستند. عمق سطح موهو ضخامت پوسته زمین را تعیین می کند که در زیر قاره ضخیم تر از زیر اقیانوس ها است.

هنگام مطالعه پوسته زمین، همچنین کشف شد که ساختار متفاوتی در زیر قاره ها، از جمله حاشیه های زیر آب و حوضه های اقیانوسی آنها دارد.

پوسته قاره ای (سرزمین اصلی).از یک لایه رسوبی نازک ناپیوسته تشکیل شده است. لایه دوم گرانیت-دگرگونی (گرانیت، گنیس، شیست کریستالی و غیره) و سوم، به اصطلاح لایه بازالتکه به احتمال زیاد از سنگ های دگرگونی متراکم (گرانولیت ها، اکلوژیت ها) و آذرین (گابرو) تشکیل شده است. حداکثر ضخامت پوسته قاره ای 70-75 کیلومتر در زیر کوه های بلند - هیمالیا، آند و غیره است.

پوسته اقیانوسینازک تر است و هیچ لایه گرانیت-دگرگونی در آن وجود ندارد. یک لایه نازک از رسوبات متراکم نشده در بالای آن قرار دارد. در زیر لایه دوم یک لایه بازالتی وجود دارد که در قسمت بالایی آن گدازه های بالش بازالتی با لایه های نازک سنگ های رسوبی متناوب می شوند، در قسمت پایین مجموعه ای از دایک های موازی از ترکیب بازالتی وجود دارد. لایه سوم شامل سنگهای کریستالی آذرین با ترکیب عمدتاً پایه (گابرو و غیره) است. قدرت پوسته اقیانوسی 6-10 کیلومتر.

در مناطق انتقالی از قاره ها به کف اقیانوس - کمربندهای متحرک مدرن - انواع نیمه قاره ای و زیر اقیانوسی انتقالی پوسته زمین با ضخامت متوسط ​​متمایز می شوند.

قسمت اعظم پوسته زمین از سنگهای آذرین و دگرگونی تشکیل شده است، اگرچه میزان مواجهه آنها با سطح کم است. رایج ترین سنگ های آذرین سنگ های نفوذی - گرانیت ها و سنگ های افیوژن - بازالت ها و سنگ های دگرگونی - گنیس ها، شیل ها، کوارتزیت ها و غیره هستند.

در سطح زمین به دلیل بسیاری عوامل خارجیرسوبات مختلفی انباشته می شوند که پس از طی چندین میلیون سال منجر به ایجاد آن می شود دیاژنز(تراکم و تغییرات فیزیکی و بیوشیمیایی) به سنگ های رسوبی تبدیل می شوند: رسی، آواری، شیمیایی و غیره.

فرآیندهای تشکیل امداد داخلی

کوه ها، دشت ها و تپه ها از نظر ارتفاع، ماهیت وقوع سنگ ها، زمان و روش تشکیل متفاوت هستند. نیروهای داخلی و خارجی زمین در ایجاد آنها شرکت داشتند. تمام عوامل تسکین دهنده مدرن به دو گروه تقسیم می شوند: داخلی ( درون زا) و خارجی ( برون زا).

اساس انرژی فرآیندهای تشکیل امداد درونی، انرژی حاصل از اعماق زمین - چرخشی، فروپاشی رادیواکتیو و انرژی انباشتگرهای ژئوشیمیایی است. انرژی چرخشیبا آزاد شدن انرژی زمانی که چرخش زمین به دلیل تأثیر اصطکاک (کسری از ثانیه در طول هزاره) سرعت چرخش زمین حول محور آن کاهش می یابد. انرژی حاصل از باتری های ژئوشیمیایی- این انرژی خورشید است که در طی هزاران سال در سنگ ها انباشته شده است، که با غوطه ور شدن سنگ ها در لایه های داخلی آزاد می شود.

اگزوژن (نیروهای خارجی) به این دلیل نامیده می شوند که منبع اصلی انرژی آنها خارج از زمین است - این انرژی است که مستقیماً از خورشید می آید. برای آشکار شدن عمل نیروهای برون زا، ناهمواری سطح زمین باید دخیل باشد که باعث ایجاد اختلاف پتانسیل و امکان حرکت ذرات تحت تأثیر گرانش می شود.

نیروهای داخلی تمایل به ایجاد بی نظمی دارند و نیروهای خارجی تمایل دارند این بی نظمی ها را هموار کنند.

نیروهای درونی ساختار ایجاد می کنند(اساس) نقش برجسته، و نیروهای خارجی به عنوان یک مجسمه ساز عمل می کنند، بی نظمی های ایجاد شده توسط نیروهای داخلی را پردازش می کنند، بنابراین، نیروهای درون زا گاهی اوقات اولیه و نیروهای خارجی نامیده می شوند، اما این بدان معنا نیست که نیروهای خارجی ضعیف تر هستند در طول تاریخ زمین شناسی، نتایج تجلی این نیروها قابل مقایسه است.

ما می توانیم فرآیندهای رخ داده در داخل زمین در حرکات تکتونیکی، زلزله و آتشفشان را مشاهده کنیم. حرکات تکتونیکی کل مجموعه حرکات افقی و عمودی لیتوسفر است. آنها با ظهور گسل ها و چین خوردگی های پوسته زمین همراه هستند.

برای مدت طولانی علم تحت سلطه بود مفهوم "سکوی-ژئوسنکلینال".توسعه امداد زمین ماهیت آن در شناسایی مناطق آرام و متحرک پوسته زمین، سکوها و ژئوسنکلین ها نهفته است. فرض بر این است که تکامل ساختار پوسته زمین از ژئوسنکلین ها به سکوها ادامه می یابد. دو مرحله عمده در توسعه ژئوسنکلین ها وجود دارد.

مرحله اول (در مدت زمان اصلی) فرونشست با رژیم دریایی، تجمع یک لایه ضخیم (تا 20-15 کیلومتر) از سنگ های رسوبی و آتشفشانی، ریزش گدازه ها، دگرگونی و متعاقبا چین خوردگی. مرحله دوم (مدت کوتاهتر) چین خوردگی و گسیختگی در هنگام بالا آمدن عمومی (کوه سازی) است که منجر به تشکیل کوه می شود. کوه ها متعاقباً توسط نیروهای برون زا نابود می شوند.

در دهه های اخیر، اکثر دانشمندان به فرضیه دیگری پایبند هستند - فرضیه های صفحه. صفحات لیتوسفری- اینها مناطق وسیعی از پوسته زمین هستند که با سرعت 2-5 سانتی متر در سال از طریق استنوسفر حرکت می کنند. صفحات قاره ای و اقیانوسی وجود دارند که وقتی با هم تعامل دارند، لبه نازکتر صفحه اقیانوسی در زیر لبه صفحه قاره ای فرو می رود. در نتیجه، کوه‌ها، ترانشه‌های اعماق دریا و قوس‌های جزیره‌ای تشکیل می‌شوند (به عنوان مثال، سنگر کوریل و جزایر کوریل، ترانشه آتاکاما و کوه‌های آند). هنگامی که صفحات قاره ای با هم برخورد می کنند، کوه ها تشکیل می شوند (به عنوان مثال، هیمالیا هنگام برخورد صفحات هند و استرالیا و اوراسیا). حرکات صفحه می تواند ناشی از حرکات همرفتی ماده گوشته باشد. در جاهایی که این ماده بالا می آید، گسل هایی ایجاد می شود و صفحات شروع به حرکت می کنند. نفوذ ماگما در امتداد گسل ها سخت می شود و لبه های صفحات واگرا را ایجاد می کند - این چنین است پشته های میان اقیانوسی، در امتداد کف تمام اقیانوس ها کشیده شده و تشکیل می شود سیستم یکپارچهبه طول 60000 کیلومتر. ارتفاع آنها به 3 کیلومتر می رسد و عرض آنها هر چه سرعت انبساط بیشتر شود افزایش می یابد.
تعداد صفحات لیتوسفر ثابت نیست - آنها در طول تشکیل شکاف ها، ساختارهای تکتونیکی خطی بزرگ، مانند دره های عمیق در قسمت محوری پشته های میانی اقیانوس، به هم متصل شده و از هم جدا می شوند. اعتقاد بر این است که در پالئوزوئیک، به عنوان مثال، قاره های جنوبی مدرن یک قاره بودند - گندوانا، شمالی - لوراسیاو حتی قبل از آن یک ابرقاره واحد وجود داشت - پانگه آو یک اقیانوس
همراه با حرکات آهسته افقی در لیتوسفر، حرکات عمودی نیز رخ می دهد. هنگامی که صفحات با هم برخورد می کنند یا زمانی که بار روی سطح تغییر می کند، به عنوان مثال به دلیل ذوب شدن ورقه های یخ بزرگ، بالا آمدن رخ می دهد (شبه جزیره اسکاندیناوی هنوز در حال بالا آمدن است). چنین نوساناتی نامیده می شود یخبندان.

حرکات زمین ساختی پوسته زمین در زمان نئوژن-کواترنر نامیده می شود نئوتکتونیکیاین حرکات تقریباً در همه جای زمین خود را نشان داده اند و با شدت های متفاوت خود را نشان می دهند.

حرکات تکتونیکی همراه است زلزله ها(ضربه ها و ارتعاشات سریع سطح زمین) و آتشفشان(ورود ماگما به پوسته زمین و ریزش آن به سطح).

زمین لرزه ها مشخص می شوندعمق منبع (محل جابجایی در لیتوسفر که امواج لرزه ای از آن در همه جهات منتشر می شود) و قدرت زلزله، با درجه تخریب ناشی از آن در نقاطی در مقیاس ریشتر (از 1 تا 12) ارزیابی می شود. یک زلزله به بیشترین قدرت خود مستقیماً بالای منبع - در مرکز زمین لرزه می رسد. آتشفشان ها دارای یک محفظه ماگما و یک کانال یا شکاف هایی هستند که گدازه ها از آن بلند می شوند.

بیشتر زمین لرزه ها و آتشفشان های فعال به حاشیه صفحات لیتوسفر محدود می شوند - به اصطلاح کمربندهای لرزه ای. یکی از آنها اطراف اقیانوس آرام را احاطه کرده است، دیگری در سراسر آسیای مرکزی از اقیانوس اطلس تا اقیانوس آرام امتداد دارد.

فرآیندهای بیرونی تشکیل امداد

هیجان زده از انرژی اشعه های خورشیدو گرانش، نیروهای برون زا، از یک سو، اشکال ایجاد شده توسط نیروهای درون زا را از بین می برند، از سوی دیگر، اشکال جدید ایجاد می کنند. در این فرآیند عبارتند از:

1) تخریب سنگ ها (هوازدگی - اشکال تسکین ایجاد نمی کند، اما مواد را آماده می کند).

2) حذف مواد تخریب شده، معمولاً پایین شیب (برهنه کردن). 3) رسوب مجدد (انباشتگی) مواد تخریب شده.

مهمترین عوامل برای تجلی نیروهای خارجی هوا و آب هستند.

متمایز کردن هوازدگی فیزیکی، شیمیایی و بیوژنیک.

هوازدگی فیزیکیبه دلیل انبساط و انقباض نابرابر ذرات سنگ با نوسانات دما رخ می دهد. به ویژه در فصول انتقالی و در مناطقی با آب و هوای قاره ای شدید است، دامنه های دمای روزانه زیاد - در ارتفاعات صحرا یا در کوه های سیبری، و کل رودخانه های سنگی - کوروم - اغلب تشکیل می شود. اگر آب در شکاف های سنگ ها نفوذ کند و سپس با انجماد و انبساط این شکاف ها را بزرگ کند، از هوازدگی یخبندان صحبت می کنند.

هوازدگی شیمیایی- این تخریب سنگ ها و مواد معدنی تحت تأثیر آب، سنگ ها و خاک های موجود در هوا است. مواد فعال(اکسیژن، دی اکسید کربن، نمک ها، اسیدها، قلیاها و غیره) در نتیجه واکنش های شیمیایی. برعکس، شرایط مرطوب و خشک برای هوازدگی شیمیایی مطلوب است. شرایط گرم، مشخصه نواحی ساحلی، مناطق گرمسیری و نیمه گرمسیری مرطوب است.

هوازدگی بیوژنیک اغلب به اثرات شیمیایی و فیزیکی موجودات زنده بر روی سنگ ها منتهی می شود.

معمولاً چندین نوع هوازدگی به طور همزمان مشاهده می شود و وقتی در مورد هوازدگی فیزیکی یا شیمیایی صحبت می شود ، این بدان معنا نیست که سایر نیروها درگیر نیستند - نام به سادگی با توجه به عامل اصلی ذکر می شود.

آب "مجسمه ساز صورت زمین" و یکی از قدرتمندترین عوامل بازسازی امداد است. آبهای روانبر روی نقش تاثیر می گذارد و سنگ ها را از بین می برد. جریان‌های موقت و دائمی آب، رودخانه‌ها و نهرها میلیون‌ها سال است که سطح زمین را گاز می‌گیرند، آن را فرسایش می‌دهند (فرسایش)، حرکت می‌دهند و ذرات شسته شده را دوباره رسوب می‌کنند. اگر بالا آمدن مداوم پوسته زمین وجود نداشت، تنها 200 میلیون سال برای آب کافی بود تا تمام مناطق بیرون زده بالای دریا را بشوید و کل سطح سیاره ما یک اقیانوس بی کران را نشان دهد. رایج ترین لندفرم های فرسایشی هستند اشکال فرسایش خطی: دره رودخانه ها، دره ها و دره ها.

برای درک فرآیندهای شکل گیری چنین فرم هایی، درک این واقعیت مهم است که اساس فرسایش(مکانی که آب در آن گرایش دارد، سطحی که جریان انرژی خود را از دست می دهد - برای رودخانه ها این دهانه یا محل تلاقی یا یک منطقه سنگی در کانال است) با گذشت زمان موقعیت خود را تغییر می دهد. معمولاً زمانی که رودخانه سنگ هایی را که از میان آنها می گذرد فرسایش می دهد، کاهش می یابد.

خندق ها و خندق ها توسط آبراهه های موقتی که پس از ذوب شدن برف یا بارندگی شدید پدید می آیند تشکیل می شوند. تفاوت آنها با یکدیگر در این است که دره ها دائماً در حال رشد هستند، چاله های باریک و با شیب تند که به صورت سنگ های سست بریده می شوند، و خندق ها گودهایی هستند که کف گسترده ای دارند و توسعه خود را متوقف کرده اند و توسط چمنزارها یا جنگل ها اشغال شده اند.

رودخانه ها انواع مختلفی از شکل های زمین را ایجاد می کنند. در دره های رودخانه اشکال زیر مشخص می شود: ساحل بومی(رسوبات رودخانه در ساختار آن شرکت نمی کنند) می فهمم(بخشی از دره که در هنگام وقوع سیل یا سیل دچار سیلاب می شود) تراس ها(دشت های سیلابی سابق که در نتیجه کاهش پایه فرسایش از لبه بالا می رفتند) oxbows(بخش هایی از رودخانه در اثر پیچ خوردگی از کانال قبلی جدا شده است).

بجز عوامل طبیعی(وجود شیب های سطحی، خاک هایی که به راحتی فرسایش می یابند، بارندگی شدید و غیره)، تشکیل اشکال فرسایش با فعالیت غیر منطقی انسان - برش شفاف جنگل ها و شخم زدن دامنه ها تسهیل می شود.

به جز آب عامل مهمنیروی برونزا باد است. معمولاً نیروی کمتری نسبت به آب دارد، اما هنگام کار با مواد سست می تواند معجزه کند. به اشکال ایجاد شده توسط باد می گویند بادی. آنها در مناطق خشک یا جایی که شرایط خشک در گذشته رخ داده است غالب هستند ( اشکال بادی باقی مانده). این تپه های شنی(تپه های شنی هلالی شکل) و تپه های شنی(تپه های بیضی شکل)، سنگ های تبدیل شده.

ماموریت ها

وظیفه 1.

بر اساس اطلاعات موجود ارائه شده در جدول، حدس بزنید که تعداد مناطق ارتفاعی در کدام سیستم کوهستانی بیشتر خواهد بود. پاسخ خود را توجیه کنید.

وظیفه 2.

کشتی در مختصات 30 جنوب است. w قرن 70 d سقوط کرد، اپراتور رادیو مختصات کشتی خود را مخابره کرد و درخواست کمک کرد. 2 کشتی "Nadezhda" (30 S. عرض جغرافیایی 110 E.) و "Vera" (20 S. Latitude 50 E.) به سمت منطقه فاجعه حرکت کردند. کدام کشتی سریعتر به کمک یک کشتی در حال غرق می آید؟

وظیفه 3.

کجا هستند: 1) عرض های جغرافیایی اسب. 2) عرض های جغرافیایی خروشان؛ 3) عرض های جغرافیایی خشمگین؟ چه پدیده های طبیعی برای این مکان ها مشخص است؟ ریشه نام آنها را توضیح دهید.

وظیفه 4.

در کشورهای مختلفآنها را متفاوت می نامند: ushkuiniki، corsairs، filibusters. دوران طلایی آنها چه زمانی بود؟ منطقه اصلی تمرکز آنها کجا بود؟ در روسیه در چه مناطقی تجارت می کردند؟ چرا اینجا؟ مشهورترین فرد جهان که نامش روی نقشه ها به تصویر کشیده شده است را نام ببرید. چرا این ویژگی جغرافیایی جالب است؟

وظیفه 5.

قبل از اینکه در سال 1886 با این ناو هواپیمابر جهان را دور بزند، کاپیتان آن در دفتر خاطرات خود نوشت: این وظیفه فرمانده است که کشتی خود را نامگذاری کند...." او موفق شد به هدف خود برسد - تحقیقات اقیانوس شناسی انجام شده در طول این سفر، که تقریباً سه سال به طول انجامید، کوروت را چنان تجلیل کرد که بعداً نامگذاری کشتی های تحقیقاتی علمی به نام آن به یک سنت تبدیل شد.

اسم کوروت چی بود؟ چه دستاوردهای علمی و اکتشافات جغرافیایی باعث شهرت این چهار کشتی شد؟ زمان های مختلفچه کسی این نام مغرور را یدک می کشد؟ درباره کاپیتان، گزیده ای از دفتر خاطرات او در این کار چه می دانید؟

تست ها

1 . طبق تئوری تکتونیک صفحه ای، پوسته زمین و گوشته بالایی به بلوک های بزرگ تقسیم می شوند. روسیه در یک صفحه لیتوسفر قرار دارد

1) آفریقایی 2) هند و استرالیایی 3) اوراسیا 4) اقیانوس آرام

2. مشخص کنید نادرستبیانیه:

1) خورشید در ظهر در نیمکره شمالی در جنوب است.

2) گلسنگ ها در سمت شمالی تنه ضخیم تر می شوند.
3) آزیموت از جهت جنوب در خلاف جهت عقربه های ساعت اندازه گیری می شود.
4) دستگاهی که با آن می توانید حرکت کنید قطب نما نامیده می شود.

3. ارتفاع تقریبی کوه را در صورتی مشخص کنید که در پای آن دمای هوا +16 درجه سانتیگراد و در بالای آن -8 درجه سانتیگراد بود:

1) 1.3 کیلومتر؛ 2) 4 کیلومتر; 3) 24 کیلومتر; 4) 400 متر.

4. کدام عبارت در مورد صفحات لیتوسفر درست است؟

1) پشته های میانی اقیانوسی به منطقه واگرایی صفحات سنگ کره اقیانوسی محدود می شوند.

2) مرزهای صفحات لیتوسفر دقیقاً با خطوط قاره ها منطبق است.
3) ساختار صفحات لیتوسفر قاره ای و اقیانوسی یکسان است
4) هنگام برخورد صفحات لیتوسفر، دشت های وسیعی تشکیل می شود

5. مقیاس عددی پلانی است که در آن فاصله ایستگاه اتوبوس تا ورزشگاه که 750 متر است با قطعه ای به طول 3 سانتی متر به تصویر کشیده شده است.

1) 1: 25 2) 1: 250 3) 1: 2500 4) 1: 25 000 5) 1: 250 000

6 . کدام فلش روی قطعه ای از نقشه جهان با جهت جنوب شرقی مطابقت دارد؟

7. علمی که به بررسی نام های جغرافیایی می پردازد:

1) ژئودزی؛ 2) کارتوگرافی؛ 3) توپونیوم; 4) توپوگرافی

8. "معماران" شگفت انگیز را نام ببرید که در نتیجه فعالیت خستگی ناپذیر آنها اشکال مختلف امدادی بر روی زمین غالب است. _________________________________________________________________

9. لطفاً عبارت صحیح را ذکر کنید.

1) دشت اروپای شرقی سطحی صاف دارد.

2) کوه های آلتای در قاره اوراسیا قرار دارند.

3) آتشفشان Klyuchevskaya Sopka در شبه جزیره اسکاندیناوی واقع شده است.

4) کوه کازبک بلندترین قله قفقاز است.

10. کدام یک از لندفرم های زیر منشأ یخبندان دارد؟

1) خط الراس مورن 2) تپه 3) فلات 4) تپه شنی

11. کدام فرضیه علمیآیا خطوط ولادیمیر ویسوتسکی اختصاص یافته است؟

"در ابتدا کلمه ای از غم و اشتیاق شنیده شد،

این سیاره در هجوم خلاقیت متولد شد -

تکه های بزرگ سوشی در جایی پاره شد

و در جایی جزایر شدند"

1) جستجو برای آتلانتیس؛ 2) مرگ پمپئی. 3) رانش قاره؛

4) تشکیل منظومه شمسی.

12. خطوط مناطق استوایی و دایره های قطبی مرزها هستند ...

1) مناطق آب و هوایی؛ 2) مناطق طبیعی; 3) مناطق جغرافیایی؛

4) مناطق روشنایی.

13. ارتفاع مطلق آتشفشان کلیمانجارو 5895 متر است، اگر در دشتی با ارتفاع 500 متر از سطح دریا تشکیل شده باشد، ارتفاع نسبی آن را محاسبه کنید.

1) 5395 متر; 2) 5805 متر; 3) 6395; 4) 11.79 متر

14 . سرعت حرکت صفحات لیتوسفر نسبت به یکدیگر

1-12 است

1) میلی متر در سال 2) سانتی متر در ماه 3) سانتی متر در سال 4) متر در سال

15 . اشیاء را بر اساس آنها مرتب کنید موقعیت جغرافیاییاز غرب به شرق:

1) صحرای صحرا; 2) اقیانوس اطلس; 3) شهر آند; 4) o. نیوزلند.