سازه تکتونیک- مجموعه ای از اشکال ساختاری هر قسمت از پوسته زمین که زمین آن را تعیین می کند. ساختار و به دلیل تسلط این یا آن تکت. رژیم در معنای وسیع، این اصطلاح بخش‌های مختلف پوسته زمین را که به دلیل ترکیبات زیادی از تجزیه تشکیل شده است، پوشش می‌دهد. فرم های ساختاری اساسی‌ترین نشانه‌هایی که S. توسط t نظام‌مند می‌شوند و به یکدیگر وابسته هستند مقیاس، ریخت‌شناسی و پیدایش است. هنگام طبقه بندی S. از t. بر اساس اندازه، منظور آنها مناطق خاص، کم و بیش جدا شده از پوسته زمین است که با ترکیب خاصی از ترکیب، اشکال وقوع و ژئوفیزیک با مناطق مجاور متفاوت است. پارامترهای اجزای آنها؛ به نوبه خود، این تفاوت ها منعکس کننده مشخصات تاریخچه حرکات پوسته زمین یا تکت است. حالت معمولی برای مراحل جداگانه توسعه یک سایت مشخص. طبقه بندی عمومی پذیرفته شده S. of t. هنوز توسعه نیافته است. رایج ترین موارد زیر است. 1. S. t. I order -، و بین آنها. 2. S. t. II - [به عنوان مثال، سیبری (باستان)، سیبری غربی (جوان)]، (Altai-Sayan)، مناطق ژئوسنکلینال(Kuril-East Kamchatka)، در اقیانوس ها -، کمربندهای سیار میان اقیانوسی... 3.S. t. III مرتبه - در مناطق چین خورده، سیستم های چین خورده (اورال، تیانیانسکایا)، توده های میانی (Omolonsky)، افسردگی های بین کوهی; در سکوهای باستانی و جوان - و غیره؛ در محدوده فرورفتگی های اقیانوسی، شناسایی ساختارهای مرتبه سوم به تازگی آغاز شده است (افسردگی ها، برآمدگی ها، تورم ها). سازه های ردیف I و II مربوط به سازه های عمیق (Argan, Peive) هستند. قسمت بالایی گوشته در ساختار آنها شرکت می کند. سازه های مرتبه III در داخل محاصره ها و تا حدی گرانیت متام قرار دارند. (گرانیت-گنیس) لایه پوسته زمین چرا را می توان به S. t. corrvym نسبت داد. ساختارهای عمیق با S. گاوها تفاوت دارند همچنین در این که شکل آنها در امتداد کف پوست اغلب با شکل در امتداد سقف منطبق نیست. معمولاً ساختارهای عمیق را نمی توان صرفاً خمیدگی صفحات پوسته در نظر گرفت و بنابراین، نه تنها یک تفاوت کمی، بلکه یک تفاوت کیفی نیز بین آنها و ساختارهای پوسته وجود دارد. 4. به S. t. IV سفارش و کوچکتر در داخل سکوها شامل

تکتونیک صفحه ای (تکتونیک صفحه) یک مفهوم ژئودینامیکی مدرن است که مبتنی بر ارائه جابجایی های افقی در مقیاس بزرگ نسبت به قطعات جدایی ناپذیر لیتوسفر (صفحات لیتوسفر) است. بنابراین، تکتونیک صفحه، حرکات و فعل و انفعالات صفحات لیتوسفر را در نظر می گیرد.

برای اولین بار، فرضیه حرکت افقی بلوک های پوسته توسط آلفرد وگنر در دهه 1920 در چارچوب فرضیه رانش قاره مطرح شد، اما این فرضیه در آن زمان مورد حمایت قرار نگرفت. تنها در دهه 1960 بود که مطالعات کف اقیانوس شواهد قطعی از حرکت صفحات افقی و فرآیندهای انبساط اقیانوس ها به دلیل تشکیل (گسترش) پوسته اقیانوسی ارائه کرد. احیای ایده ها در مورد نقش غالب حرکات افقی در چارچوب جهت "متحرک" صورت گرفت که توسعه آن منجر به توسعه نظریه مدرن تکتونیک صفحه شد. مفاد اصلی زمین ساخت صفحه در سالهای 1967-1968 توسط گروهی از ژئوفیزیکدانان آمریکایی - WJ Morgan, C. Le Pichon, J. Oliver, J. Isaacs, L. Sykes در توسعه ایده های قبلی (1961-1962) فرموله شد. از دانشمندان آمریکایی G. Hess و R. Digz در مورد گسترش (گسترش) کف اقیانوس

مبانی تکتونیک صفحه ای

مبانی تکتونیک صفحه را می توان در چندین اساسی خلاصه کرد

1. قسمت صخره ای بالای سیاره به دو پوسته تقسیم می شود که به طور قابل توجهی از نظر خواص رئولوژیکی متفاوت هستند: لیتوسفر صلب و شکننده و استنوسفر پلاستیکی و متحرک زیرین.

2. لیتوسفر به صفحات تقسیم می شود که دائماً در امتداد سطح استنوسفر پلاستیکی حرکت می کند. لیتوسفر به 8 صفحه بزرگ، ده ها صفحه متوسط ​​و تعداد زیادی صفحه کوچک تقسیم می شود. بین دال های بزرگ و متوسط، تسمه هایی متشکل از موزاییک های دال های پوسته کوچک وجود دارد.

مرزهای صفحه مناطقی با فعالیت لرزه ای، تکتونیکی و ماگمایی هستند. مناطق داخلی صفحات ضعیف لرزه ای هستند و با تجلی ضعیف فرآیندهای درون زا مشخص می شوند.

بیش از 90 درصد از سطح زمین بر روی 8 صفحه بزرگ لیتوسفر قرار دارد:

بشقاب استرالیایی
صفحه قطب جنوب،
بشقاب آفریقایی،
بشقاب اوراسیا،
بشقاب هندوستان،
بشقاب اقیانوس آرام،
بشقاب آمریکای شمالی،
بشقاب آمریکای جنوبی.

صفحات میانی: عربی (شبه قاره)، کارائیب، فیلیپین، نازکا و کوکوس و خوان دو فوکا و غیره.

برخی از صفحات لیتوسفر منحصراً از پوسته اقیانوسی تشکیل شده اند (مثلاً صفحه اقیانوس آرام)، برخی دیگر شامل قطعاتی از پوسته اقیانوسی و قاره ای هستند.

3. سه نوع جابجایی نسبی صفحات وجود دارد: واگرایی (واگرایی)، همگرایی (همگرایی) و جابجایی های برشی..

بر این اساس، سه نوع مرز صفحه اصلی متمایز می شود.

مرزهای واگرا- مرزهایی که در امتداد آن صفحات از هم جدا می شوند.

فرآیندهای کشش افقی لیتوسفر نامیده می شود شکافتن... این مرزها به شکاف های قاره ای و پشته های میانی اقیانوسی در حوضه های اقیانوسی محدود می شوند.

اصطلاح "شکاف" (از شکاف انگلیسی - پارگی، شکاف، شکاف) به ساختارهای خطی بزرگ با منشاء عمیق، که در طول کشش پوسته زمین تشکیل شده اند، اعمال می شود. از نظر ساختار ساختارهایی گرابن مانند هستند.

شکاف ها را می توان هم در قاره و هم در پوسته اقیانوسی ایجاد کرد و یک سیستم جهانی واحد را تشکیل می دهد که نسبت به محور ژئوئیدی جهت گیری می کند. در این صورت، تکامل شکاف های قاره ای می تواند منجر به گسیختگی تداوم پوسته قاره ای و تبدیل این شکاف به شکاف اقیانوسی شود (اگر گسترش شکاف قبل از مرحله گسیختگی پوسته قاره ای متوقف شود، با رسوبات پر شده و به یک aulacogen تبدیل می شود).

فرآیند لغزش صفحات در مناطق شکاف های اقیانوسی (برآمدگی های میانی اقیانوسی) با تشکیل یک پوسته اقیانوسی جدید به دلیل مذاب بازالتی ماگمایی که از استنوسفر می آید، همراه است. این فرآیند تشکیل یک پوسته اقیانوسی جدید در اثر هجوم ماده گوشته نامیده می شود. در حال گسترش(از گسترش انگلیسی - گسترش دادن، باز کردن).

ساختار خط الراس میان اقیانوسی

در جریان گسترش، هر پالس اکستنشن با جریان بخشی جدیدی از مذاب گوشته همراه است که در حین جامد شدن، لبه‌های صفحات واگرا از محور MOR را ایجاد می‌کند.

در این مناطق است که تشکیل یک پوسته اقیانوسی جوان رخ می دهد.

مرزهای همگرا- مرزهایی که در امتداد آنها برخورد صفحات رخ می دهد. سه نوع اصلی از برهمکنش در یک برخورد می تواند وجود داشته باشد: لیتوسفر "اقیانوسی - اقیانوسی"، "اقیانوسی - قاره ای" و "قاره ای - قاره ای". بسته به ماهیت صفحات برخورد کننده، چندین فرآیند مختلف می تواند اتفاق بیفتد.

فرورانش- فرآیند انتقال صفحه اقیانوسی به زیر قاره یا اقیانوس دیگر. مناطق فرورانش به بخش‌های محوری ترانشه‌های اعماق دریا محدود می‌شوند که با قوس‌های جزیره‌ای (که عناصر حاشیه‌های فعال هستند) ترکیب شده‌اند. مرزهای فرورانش حدود 80 درصد طول تمام مرزهای همگرا را تشکیل می دهند.

هنگامی که صفحات قاره و اقیانوسی با هم برخورد می کنند، یک پدیده طبیعی فرورفتن صفحه اقیانوسی (سنگین تر) در زیر لبه قاره است. وقتی دو اقیانوسی با هم برخورد می کنند، قدیمی تر (یعنی خنک تر و متراکم تر) از آنها غرق می شود.

مناطق فرورانش ساختار مشخصی دارند: عناصر معمولی آنها یک ترانشه در اعماق دریا - یک قوس جزیره آتشفشانی - یک حوضه قوس پشتی است. یک ترانشه در اعماق دریا در ناحیه خم و زیر رانش صفحه فرورانش تشکیل شده است. با غرق شدن، این صفحه شروع به از دست دادن آب می کند (که در ترکیب رسوبات و مواد معدنی فراوان است)، دومی، همانطور که مشخص است، به طور قابل توجهی نقطه ذوب سنگ ها را کاهش می دهد، که منجر به تشکیل مراکز ذوبی می شود که آتشفشان ها را تغذیه می کنند. از قوس های جزیره در پشت یک قوس آتشفشانی، معمولاً مقداری کشش رخ می دهد که تشکیل یک حوضه پشت قوس را تعیین می کند. در ناحیه حوضه پشت قوس، کشش می تواند آنقدر قابل توجه باشد که منجر به پارگی پوسته صفحه و باز شدن حوضه با پوسته اقیانوسی شود (به اصطلاح فرآیند گسترش قوس پشتی).

فرونشست صفحه فرورانش در گوشته توسط کانون های زلزله ای که در تماس صفحات و داخل صفحه فرورانش ایجاد می شود (سردتر و در نتیجه شکننده تر از سنگ های گوشته اطراف) ردیابی می شود. این ناحیه کانونی لرزه ای نامگذاری شد منطقه بنیوف-زاواریتسکی.

در مناطق فرورانش، فرآیند تشکیل یک پوسته قاره ای جدید آغاز می شود.

فرآیند بسیار نادرتر تعامل بین صفحات قاره ای و اقیانوسی این فرآیند است ربوده شدن- رانش بخشی از لیتوسفر اقیانوسی به لبه صفحه قاره ای. باید تاکید کرد که در جریان این فرآیند جدا شدن صفحه اقیانوسی اتفاق می افتد و تنها قسمت بالایی آن - پوسته و چندین کیلومتر گوشته بالایی - در حال پیشروی است.

در برخورد صفحات قاره ای که پوسته آنها سبکتر از ماده گوشته است و در نتیجه قادر به غوطه ور شدن در آن نیست، این فرآیند صورت می گیرد. برخوردها... در جریان برخورد، لبه های صفحات قاره ای در حال برخورد خرد می شوند، مچاله می شوند، سیستم های رانش بزرگ تشکیل می شوند که منجر به رشد سازه های کوهستانی با ساختار پیچیده چین خوردگی می شود. نمونه کلاسیک چنین فرآیندی برخورد صفحه هندوستان با صفحه اوراسیا است که با رشد سیستم های کوهستانی عظیم هیمالیا و تبت همراه است.

مدل فرآیند برخورد

فرآیند برخورد جایگزین فرآیند فرورانش می شود و بسته شدن حوضه اقیانوسی را تکمیل می کند. در همان زمان، در ابتدای فرآیند برخورد، زمانی که لبه‌های قاره‌ها قبلاً نزدیک شده‌اند، برخورد با فرآیند فرورانش ترکیب می‌شود (فروپاشی پوسته اقیانوسی در زیر لبه قاره ادامه دارد).

دگرگونی منطقه ای در مقیاس بزرگ و ماگماتیسم گرانیتوئیدی نفوذی برای فرآیندهای برخورد معمولی هستند. این فرآیندها منجر به ایجاد یک پوسته قاره ای جدید (با لایه گرانیت-گنیس معمولی آن) می شود.

تغییر مرزها- مرزهایی که در امتداد آنها جابجایی برشی صفحات رخ می دهد.

مرزهای صفحات لیتوسفری زمین

1 – مرزهای متفاوت ( آ -پشته های میانی اقیانوسی، ب -شکاف های قاره ای)؛ 2 – تبدیل مرزها؛ 3 – مرزهای همگرا ( آ -قوس جزیره، ب -حاشیه های فعال قاره ای، v -برخوردی)؛ 4 – جهت و سرعت (سانتی متر در سال) حرکت صفحه.

4. حجم پوسته اقیانوسی جذب شده در نواحی فرورانش برابر با حجم پوسته ای است که در مناطق پخش می شود. این موضع بر نظر در مورد ثبات حجم زمین تأکید می کند. اما این نظر تنها و به طور قطعی اثبات شده نیست. ممکن است حجم پلان ها به صورت ضربانی تغییر کند و یا در اثر خنک شدن کاهش آن کاهش یابد.

5. علت اصلی حرکت صفحه، همرفت گوشته است. ناشی از جریان های گرما-گرانشی گوشته است.

منبع انرژی این جریان ها اختلاف دمایی بین مناطق مرکزی زمین و دمای قسمت های نزدیک به سطح زمین است. در این حالت، بخش اصلی گرمای درون زا در مرز هسته و گوشته در طول فرآیند تمایز عمیق آزاد می شود، که پوسیدگی ماده کندریت اولیه را تعیین می کند، در طی آن بخش فلزی به سمت مرکز حرکت می کند و هسته را افزایش می دهد. از سیاره، و بخش سیلیکات در گوشته متمرکز شده است، جایی که بیشتر تحت تمایز قرار می گیرد.

سنگ هایی که در نواحی مرکزی زمین گرم می شوند، منبسط می شوند، چگالی آنها کاهش می یابد و بالا می روند و جای خود را به فرو رفتن توده های سردتر و در نتیجه سنگین تری می دهند که قبلاً بخشی از گرما را در مناطق نزدیک به سطح منتشر کرده اند. این فرآیند انتقال حرارت به طور مداوم ادامه می یابد و در نتیجه سلول های همرفتی بسته منظم تشکیل می شود. در این حالت، در قسمت بالایی سلول، جریان ماده تقریباً در صفحه افقی اتفاق می افتد و این قسمت از جریان است که حرکت افقی ماده استنوسفر و صفحات واقع بر روی آن را تعیین می کند. به طور کلی، شاخه های صعودی سلول های همرفتی در زیر مناطق مرزهای واگرا (MOR و شکاف های قاره ای) و شاخه های نزولی - در زیر مناطق مرزهای همگرا قرار دارند.

بنابراین، دلیل اصلی حرکت صفحات لیتوسفر، "کشیدن" توسط جریان های همرفتی است.

علاوه بر این، تعدادی از عوامل دیگر بر روی صفحات تأثیر می گذارد. به طور خاص، سطح استنوسفر تا حدودی بالاتر از مناطق شاخه های صعودی قرار دارد و در مناطق غوطه وری بیشتر پایین می آید، که تعیین کننده "لغزش" گرانشی صفحه لیتوسفر واقع در یک سطح پلاستیکی شیبدار است. علاوه بر این، فرآیندهایی برای کشیدن لیتوسفر سنگین اقیانوسی سرد در مناطق فرورانش به داخل استنوسفر گرم و در نتیجه، آستنوسفر با چگالی کمتر و همچنین گوه‌زنی هیدرولیکی توسط بازالت‌ها در مناطق MOR وجود دارد.

شکل - نیروهای وارد بر صفحات لیتوسفر.

نیروهای محرکه اصلی تکتونیک صفحه‌ای به قسمت‌های درون صفحه‌ای لیتوسفر اعمال می‌شوند - نیروهای گوشته FDO را به زیر اقیانوس‌ها و FDC را در زیر قاره‌ها می‌کشند، که بزرگی آن در درجه اول به سرعت جریان آستنوسفر بستگی دارد، و دومی با ویسکوزیته و ضخامت لایه استنوسفر تعیین می شود. از آنجایی که در زیر قاره‌ها ضخامت استنوسفر بسیار کمتر است و ویسکوزیته آن بسیار بیشتر از زیر اقیانوس‌ها است، بزرگی نیرو FDCتقریباً یک مرتبه قدر کمتر از FDO... در زیر قاره‌ها، به‌ویژه بخش‌های باستانی آنها (سپرهای قاره‌ای)، استنوسفر تقریباً از بین می‌رود، بنابراین به نظر می‌رسد که قاره‌ها «سرگردان» شده‌اند. از آنجایی که بیشتر صفحات لیتوسفری زمین امروزی شامل هر دو بخش اقیانوسی و قاره ای است، باید انتظار داشت که وجود یک قاره در صفحه به طور کلی حرکت کل صفحه را "کاهش" کند. این همان چیزی است که در واقع اتفاق می افتد (سریع ترین صفحات اقیانوسی تقریباً خالص اقیانوس آرام، کوکوس و نازکا؛ کندترین - اوراسیا، آمریکای شمالی، آمریکای جنوبی، قطب جنوب و آفریقا که بخش قابل توجهی از آنها توسط قاره ها اشغال شده است). در نهایت، در مرزهای صفحه همگرا، جایی که لبه های سنگین و سرد صفحات لیتوسفر (صفحه ها) در گوشته فرو می روند، شناوری منفی آنها نیرویی ایجاد می کند. FNB(شاخص در تعیین قدرت - از انگلیسی شناوری منفی). عمل دومی منجر به این واقعیت می شود که قسمت فروراننده صفحه در استنوسفر فرو می رود و کل صفحه را به همراه خود می کشد و در نتیجه سرعت حرکت آن را افزایش می دهد. واضح است که قدرت FNBبه طور پراکنده و تنها در تنظیمات ژئودینامیکی خاص عمل می کند، به عنوان مثال، در موارد فروریختن دال فوق توصیف شده از طریق بخش 670 کیلومتری.

بنابراین، مکانیسم هایی که صفحات لیتوسفر را به حرکت در می آورند را می توان به صورت مشروط به دو گروه زیر اختصاص داد: 1) مرتبط با نیروهای "کشیدن" گوشته ( مکانیسم کشش گوشته) در هر نقطه از پایه دال ها اعمال می شود، در شکل. 2.5.5 - نیروها FDOو FDC; 2) مرتبط با نیروهای اعمال شده به لبه های صفحات ( مکانیزم نیروی لبه، در شکل - نیروها FRPو FNB... نقش این یا آن مکانیسم محرک، و همچنین آن یا نیروهای دیگر، به صورت جداگانه برای هر صفحه لیتوسفر ارزیابی می شود.

ترکیبی از این فرآیندها منعکس کننده فرآیند کلی ژئودینامیک است که مناطقی از سطح تا عمیق ترین مناطق زمین را پوشش می دهد.

همرفت گوشته و فرآیندهای ژئودینامیکی

در حال حاضر جابجایی گوشته دو سلولی با سلول های بسته (طبق مدل جابجایی از طریق گوشته) یا جابجایی جداگانه در گوشته بالایی و پایینی با تجمع دال ها در زیر مناطق فرورانش (طبق مدل دو طبقه) در حال توسعه است. گوشته زمین. قطب های احتمالی بالا آمدن ماده گوشته در شمال شرقی آفریقا (تقریباً در زیر منطقه اتصال صفحات آفریقایی، سومالیایی و عربی) و در ناحیه جزیره ایستر (زیر خط الراس میانی اقیانوس آرام - بالا بردن شرق اقیانوس آرام).

خط استوای فرونشست مواد گوشته در امتداد یک زنجیره تقریباً پیوسته از مرزهای صفحات همگرا در امتداد حاشیه اقیانوس آرام و شرق اقیانوس هند قرار دارد.

رژیم فعلی همرفت گوشته که حدود 200 میلیون سال پیش با متلاشی شدن پانگه آ آغاز شد و اقیانوس‌های مدرن را به وجود آورد، در آینده با رژیم تک سلولی (طبق مدل همرفت از طریق گوشته) یا جایگزین خواهد شد. (طبق یک مدل جایگزین) جابجایی از طریق گوشته به دلیل ریزش دال ها از طریق بخش 670 کیلومتری انجام می شود. این ممکن است منجر به برخورد قاره ها و تشکیل یک ابرقاره جدید، پنجمین در تاریخ زمین شود.

6. جابجایی صفحات از قوانین هندسه کروی تبعیت می کند و می توان آن را بر اساس قضیه اویلر توصیف کرد. قضیه چرخش اویلر بیان می کند که هر چرخشی در فضای سه بعدی دارای یک محور است. بنابراین، چرخش را می توان با سه پارامتر توصیف کرد: مختصات محور چرخش (به عنوان مثال، طول و عرض جغرافیایی آن) و زاویه چرخش. بر اساس این موقعیت می توان موقعیت قاره ها را در دوره های گذشته زمین شناسی بازسازی کرد. تجزیه و تحلیل حرکات قاره ها به این نتیجه منجر شد که هر 400-600 میلیون سال آنها در یک ابرقاره واحد متحد می شوند که متحمل تجزیه بیشتر می شود. در نتیجه انشعاب چنین ابرقاره پانگه آ، که 200-150 میلیون سال پیش رخ داد، قاره های مدرن شکل گرفتند.

برخی شواهد از واقعیت مکانیسم تکتونیک صفحه

پیری پوسته اقیانوسی با فاصله از محورهای پخش(شکل را ببین). افزایش ضخامت و تکمیل چینه شناسی لایه رسوبی در همین راستا مشاهده می شود.

شکل - نقشه سن سنگهای کف اقیانوس اطلس شمالی (پس از دبلیو پیتمن و ام. تالوانی، 1972). بخش هایی از کف اقیانوس در فواصل سنی مختلف با رنگ های مختلف برجسته شده است. اعداد نشان دهنده سن در میلیون ها سال است.

داده های ژئوفیزیک

شکل - مشخصات توموگرافی از طریق سنگر هلنیک، کرت و دریای اژه. دایره های خاکستری کانون های زلزله هستند. رنگ آبی صفحه ای از یک گوشته سرد غوطه ور را نشان می دهد، قرمز - یک گوشته گرم (طبق گفته وی. اسپکمن، 1989)

بقایای صفحه عظیم فارالون، که در منطقه فرورانش در زیر آمریکای شمالی و جنوبی ناپدید شد، به عنوان صفحات گوشته "سرد" ثبت شد (بخشی در سراسر آمریکای شمالی، در امتداد امواج S). توسط Grand, Van der Hilst, Widiyantoro, 1997, GSA Today, v. 7، شماره 4، 1-7

​ناهنجاری های خطی مغناطیسی در اقیانوس ها در دهه 1950 در طول مطالعه ژئوفیزیک اقیانوس آرام کشف شد. این کشف به هس و دیز در سال 1968 اجازه داد تا نظریه گسترش کف اقیانوس را تدوین کنند که به نظریه تکتونیک صفحه تبدیل شد. آنها به یکی از قوی ترین دلایل صحت این نظریه تبدیل شده اند.

شکل - تشکیل ناهنجاری های مغناطیسی نواری در حین پخش.

دلیل منشأ ناهنجاری های مغناطیسی نواری، روند تولد پوسته اقیانوسی در مناطق گسترش پشته های میانی اقیانوسی است، بازالت های فوران شده، هنگامی که در زیر نقطه کوری در میدان مغناطیسی زمین سرد می شوند، مغناطیسی باقی مانده را به دست می آورند. جهت مغناطش با جهت میدان مغناطیسی زمین منطبق است، با این حال، به دلیل وارونگی های دوره ای میدان مغناطیسی زمین، بازالت های فوران شده نوارهایی با جهت های مختلف مغناطیسی تشکیل می دهند: مستقیم (مطابق با جهت مدرن میدان مغناطیسی) و معکوس.

شکل - نمودار شکل گیری ساختار نواری لایه مغناطیسی فعال و ناهنجاری های مغناطیسی اقیانوس (واین - مدل ماتیوز).

سکوهای قاره ای

مشخصات کلی سکوهای قاره ای (کراتون ها) هسته های قاره ها هستند، شکل ایزومتریک یا چند ضلعی دارند و بیشتر مساحت آنها - حدود میلیون ها متر مربع - را اشغال می کنند. کیلومتر آنها از یک پوسته قاره ای معمولی به ضخامت 35 تا 65 کیلومتر تشکیل شده اند. ضخامت لیتوسفر درون آنها به 150-200 کیلومتر و طبق برخی داده ها به 400 کیلومتر می رسد.

مناطق قابل توجهی از سکوها با پوشش رسوبی دگرگون نشده تا ضخامت 3-5 کیلومتر و در فرورفتگی ها یا فرورفتگی های بیرونی - تا 20-25 کیلومتر (به عنوان مثال، فرورفتگی خزر، پچورا) پوشیده شده است. پوشش ممکن است شامل پوشش‌هایی از بازالت‌های فلات و گاهی آتشفشان‌های اسیدی‌تر باشد.

سکوها با نقش برجسته مسطح مشخص می شوند - گاهی اوقات کم ارتفاع، سپس فلات. برخی از قسمت های آنها ممکن است توسط یک دریای کم عمق اپیک قاره ای مانند بالتیک مدرن، سفید، آزوف پوشیده شده باشد. سکوها با سرعت کم حرکات عمودی، لرزه خیزی ضعیف، عدم وجود یا تظاهرات نادر فعالیت آتشفشانی و کاهش جریان گرما مشخص می شوند. اینها پایدارترین و آرام ترین نقاط قاره ها هستند.

با توجه به سن کراتونیزاسیون، سکوها به دو گروه تقسیم می شوند:

1) باستانی، با زیرزمین پرکامبرین یا پرکامبرین اولیه، که حداقل 40 درصد از مساحت قاره ها را اشغال می کند. اینها عبارتند از آمریکای شمالی، اروپای شرقی (یا روسی)، سیبری، چینی (چینی-کره ای و چین جنوبی)، آمریکای جنوبی، آفریقایی (یا آفریقایی-عربی)، هندوستان، استرالیایی، قطب جنوب (شکل 7.13).

2) جوان (حدود 5٪ از منطقه قاره)، واقع در امتداد حاشیه قاره ها (مرکز و غرب اروپا، شرق استرالیا، پانتاگون)، و یا بین سکوهای باستانی (غرب سیبری). سکوهای جوان گاهی به دو نوع تقسیم می شوند: محصور (سیبری غربی، آلمان شمالی، "حوضه" پاریس) و غیر محصور (تورانی، سکایی).

بسته به سن چین خوردگی نهایی زیرزمین، سکوهای جوان یا قطعات آنها به اپیکالدونین، اپی گرسینین و اپیکیمری تقسیم می شوند. بنابراین، سکوهای سیبری غربی و استرالیای شرقی تا حدی اپیکالدونین، تا حدی اپیگرسین، و حاشیه قطب شمال سیبری شرقی اپیکیمری است.

سکوهای جوان با پوشش رسوبی ضخیم تری نسبت به سکوهای قدیمی پوشیده شده اند. و به همین دلیل، آنها اغلب به سادگی به عنوان صفحات (سیبری غربی، سکایی-تورانی) نامیده می شوند. برآمدگی های زیرزمین در سکوهای جوان استثنا هستند (سپر قزاق بین صفحات سیبری غربی و تورانی). در برخی از مناطق سکوهای جوان و کمتر باستانی، که ضخامت رسوبات به 15-20 کیلومتر می رسد (دریای خزر، دریای بارنتس شمالی و جنوبی، پچورا، فرورفتگی های مکزیک)، پوسته ضخامت کمی دارد و به طور کلی سرعت امواج طولی دارد. وجود "پنجره های بازالتی" را به عنوان بقایای احتمالی پوسته اقیانوسی فرونشسته فرض کنید. پوشش های رسوبی سکوهای جوان، بر خلاف پوشش سکوهای باستانی، دررفتگی بیشتری دارند.

ساختار داخلی شالوده سکوهای باستانی ... شالوده سکوهای باستانی عمدتاً توسط سازندهای آرکئن و زیرین، پروتروزوییک اولیه ساخته شده است، دارای ساختار بسیار پیچیده (بلوک، کمربند، زمین و غیره) و تاریخچه توسعه زمین شناسی است. عناصر ساختاری اصلی سازندهای آرکئن، مناطق گرانیت-گرین سنگ (GZO) و کمربندهای گرانولیت-گنیس (GGB) هستند که بلوک هایی به عرض صدها کیلومتر را تشکیل می دهند.

مناطق گرانیت-گرین سنگ(به عنوان مثال، GZO کارلیایی سپر بالتیک) از گنیس های خاکستری، میگماتیت ها با آثار آمفیبولیت ها و گرانیتوئیدهای مختلف تشکیل شده است که در میان آنها ساختارهای خطی، سینوسی یا از نظر مورفولوژیکی پیچیده وجود دارد - کمربندهای گرین استون(ZKP) از سن آرکئن و پروتروزوئیک، تا دهها و صدها کیلومتر عرض و تا صدها و حتی هزاران کیلومتر طول دارد (شکل 7.14). آنها عمدتاً از سنگ های آتشفشانی دگرگون شده ضعیف و تا حدی سنگ های رسوبی تشکیل شده اند. ضخامت لایه های ZKP می تواند به 10-15 کیلومتر برسد. مورفولوژی ساختار HSC ثانویه است و ساختار داخلی آن از نسبتاً ساده تا پیچیده (مثلاً چین های پیچیده یا فلس دار رانش) متغیر است. منشا و ساختار آنها هنوز موضوع بحث های داغ علمی است.

کمربند گرانولیت-گنیسمعمولاً مناطق گرانیت-گرین سنگ را تقسیم یا حاشیه می کنند. آنها از گرانولیت ها و گنیس های مختلفی تشکیل شده اند که دستخوش دگرگونی های ساختاری و دگرگونی متعددی شده اند - چین خوردگی، رانش و غیره. ساختار داخلی اغلب با گنبدهای گرانیت-گنیس و توده های بزرگ گابرو-آنورتوزیت پیچیده می شود.

علاوه بر ساختارهای بزرگ فوق الذکر، ساختارهای کوچکتر متشکل از سازندهای پروتوپلتفرم، پالئوریفتوژنیک، پروتوآولاکوژنیک متمایز می شوند. سن سنگ های تشکیل دهنده این ساختارها عمدتاً پالئوپروتروزوییک است.

عناصر ساختاری سطح فونداسیون (سپرها، دال ها، aulacogen، paleorift و غیره) سکوها. سکوها، اول از همه، به مناطق بزرگی از خروجی ها به سطح فونداسیون - سپرها و به مناطق نه چندان بزرگ پوشیده شده با پوشش - اسلب تقسیم می شوند. مرزهای بین آنها معمولاً در امتداد مرز پوشش رسوبی ترسیم می شود.

سپر- بزرگترین ساختار مثبت سکوها، متشکل از سنگ های کریستالی زیرزمین سکو با رسوبات پراکنده از مجموعه صفحه و پوشش، و با تمایل به بالا آمدن. سپرها عمدتاً در سکوهای باستانی ذاتی هستند (سپرهای بالتیک ، اوکراینی در سکوی اروپای شرقی) ، در افراد جوان آنها استثنایی نادر هستند (سپر قزاق صفحه سیبری غربی).

بشقاب- ساختار تکتونیکی منفی بزرگ سکوها با تمایل به فرونشست، که با وجود پوششی متشکل از سنگ های رسوبی مرحله توسعه سکوی تا ضخامت 10-15 و حتی 25 کیلومتر مشخص می شود. آنها همیشه توسط ساختارهای کوچکتر متعدد و متنوع پیچیده می شوند. از نظر ماهیت حرکات تکتونیکی، صفحات متحرک (با طیف وسیعی از حرکات تکتونیکی) و پایدار (با انحراف ضعیف، به عنوان مثال، قسمت شمال غربی صفحه روسیه) متمایز می شوند.

صفحات سکوهای باستانی از تشکیلات سه مجموعه ساختاری - مادی - سنگ های زیرزمین بلوری، یک میانی (مجموعه پیش صفحه ای) و سنگ های پوشش تشکیل شده اند.

در داخل سپرها و زیرزمین دال ها، سازندهای تمام سازه های فوق - GZO، GGP، ZKP، paleorifts، paleoavlacogenes و غیره وجود دارد.

عناصر ساختاری پوشش رسوبی صفحات (سینکلیز، تاقدیس و غیره) سکوها. در داخل اسلب ها، عناصر ساختاری مرتبه دوم (قطاق ها، سینکلیس ها، اولاکوژن ها) و عناصر کوچکتر (تورم ها، ناودیس ها، تاقدیس ها، خم ها، چین های سینه، دیاپیرهای خاکی و نمکی - گنبدها و تورم ها، بینی های ساختاری و غیره) متمایز می شوند.

سینکلیس ها(به عنوان مثال، صفحه روسیه مسکو) - فرورفتگی های زیرزمین مسطح تا چندین صد کیلومتر قطر، و ضخامت رسوبات در آنها 3-5 کیلومتر و گاهی اوقات تا 10-15 و حتی 20-25 کیلومتر است. نوع خاصی از syneclise است تله syneclises(تونگوسکا، روی سکوی سیبری، هندوستان دکن و غیره). در بخش آنها یک سازند فلات-بازالت قدرتمند با مساحت تا 1 میلیون متر مربع قرار دارد. کیلومتر، با مجموعه دایک-دف مرتبط از ماگماتیت های اساسی.

تاقدیس(به عنوان مثال، صفحه روسی Voronezh) - زیرزمین بزرگ و ملایم مدفون صدها کیلومتر ارتفاع دارد. ضخامت رسوبات در قسمت های کرستالی آنها از 1-2 کیلومتر تجاوز نمی کند و در قسمت پوشش معمولاً ناهماهنگی های متعدد (وقفه ها)، کم عمق و حتی رسوبات قاره ای وجود دارد.

Aulacogens(به عنوان مثال، صفحه روسی دنیپر-دونتسک) گودال های گرابن به وضوح خطی هستند که به طول صدها کیلومتر با عرض ده ها، گاهی بیش از صد کیلومتر، محدود شده توسط گسل ها و پر از رسوبات ضخیم، گاهی اوقات با آتشفشان ها، در میان هستند. که بازالتوئیدهای قلیایی افزایش یافته وجود دارد. عمق زیرزمین اغلب به 10-12 کیلومتر می رسد. برخی از aulacogens در نهایت به syneclises تبدیل شدند، در حالی که برخی دیگر، تحت فشار، یا به ساده تبدیل شدند. تک شفت(ویاتسکی وال)، یا - در شفت های پیچیدهیا مناطق چین خورده داخل کراتونیکساختار پیچیده با ساختارهای رانش (منطقه سلتیبری در اسپانیا).

مراحل توسعه پلتفرم سطح زیرزمین پلت فرم بیشتر مربوط به سطح کمربند چین خورده (اوروژن) بریده شده توسط برهنه سازی است. رژیم پلت فرم پس از ده ها و حتی صدها میلیون سال، پس از گذراندن قلمرو دو مرحله مقدماتی دیگر در توسعه خود - مرحله کراتونیزاسیون و مرحله aulacogenic (طبق گفته A.A. Bogdanov) ایجاد می شود.

مرحله کراتونیزاسیون- در بیشتر سکوهای باستانی، از نظر زمانی با نیمه اول پروتروزوییک پسین مطابقت دارد، یعنی. اوایل Riphean فرض بر این است که در این مرحله همه سکوهای باستانی مدرن هنوز بخشی از ابرقاره منفرد Pangea I بودند که در پایان Paleoproterozoic بوجود آمد. سطح ابرقاره یک بالا آمدن عمومی، تجمع در برخی مناطق عمدتاً از رسوبات قاره ای، توسعه گسترده زیره های زیرهوای آتشفشان های اسیدی، اغلب افزایش قلیاییت، متاسوماتیسم پتاسیم، تشکیل توده های لایه ای بزرگ، گابرو-آنورتوزیت ها و گرانیت-راپاکی را تجربه کرد. همه این فرآیندها در نهایت به همسانگردی شدن زیرزمین پلت فرم منجر شد.

مرحله اولاکوژنیک- دوره آغاز فروپاشی ابرقاره و جدا شدن سکوهای منفرد، که با غلبه شرایط کششی و تشکیل شکاف های متعدد و کل سیستم های شکاف مشخص می شود، برای مثال (شکل 7.15)، که اکثر آنها در آن زمان بودند. توسط یک پوشش پوشیده شده و به aulacogenes تبدیل می شود. این دوره در بیشتر سکوهای باستانی مربوط به دوران ریفن میانه و پسین است و حتی ممکن است وندیان اولیه را نیز شامل شود.

در پلتفرم‌های جوان، جایی که مرحله پیش‌پلیت از نظر زمان بسیار کوتاه‌تر می‌شود، مرحله کراتونیزاسیون مشخص نمی‌شود و مرحله aulacogenic با تشکیل شکاف‌هایی که مستقیماً روی کوه‌زایی‌های در حال مرگ قرار می‌گیرند، آشکار می‌شود. این شکاف ها را تافروژنیک و مرحله رشد را تافروژنیک می نامند.

انتقال به مرحله صفحه (مرحله سکوی مناسب) در سکوهای باستانی قاره های شمالی در انتهای کامبرین و سکوهای جنوبی در اردویسین صورت گرفت. این خود را در جایگزینی aulacogens توسط فرورفتگی، با گسترش آنها به syneclises، و به دنبال سیل توسط دریای برآمدگی های میانی و تشکیل یک پوشش سکوی پیوسته نشان داد. در سکوهای جوان، مرحله صفحه در ژوراسیک میانی آغاز شد و پوشش صفحه روی آنها با یک (روی سکوهای اپیگرسینی) یا دو (روی سکوهای اپیکالدونی) چرخه پوشش سکوهای باستانی مطابقت دارد.

سازندهای رسوبی پوشش صفحه با تشکیلات کمربندهای متحرک به دلیل عدم وجود یا توسعه ضعیف رسوبات قاره ای اعماق آب و درشت آواری متفاوت است. شرایط شکل گیری و ترکیب رخساره ها به طور قابل توجهی تحت تأثیر شرایط اقلیمی و ماهیت تحرک بخش های زیرزمین قرار گرفت.

ماگماتیسم پلت فرمدر تعدادی از سیستم عامل های باستانی توسط سنین مختلف نشان داده شده است انجمن های تله(دیک ها، آستان ها، ناپ ها) مرتبط با مراحل خاصی - با تجزیه پانگیا در ریفین و وندین، با فروپاشی گندوانا در پرمین پسین، ژوراسیک پسین و کرتاسه اولیه، و حتی در آغاز پالئوژن.

کمتر رایج انجمن قلیایی بازالتکه توسط یک سازند نفوذی و نفوذی، عمدتاً تراکی بازالت ها با طیف گسترده ای از تمایزها - از اولترابازیک تا اسیدی، نشان داده می شود. سازند نفوذی توسط توده های حلقه ای سنگ های اولترابازیک و قلیایی به سینیت های نفلین، گرانیت های قلیایی و کربناتیت ها (خیبینی، توده لووزرسکی و غیره) بیان می شود.

کاملاً گسترده و سازند نفوذی کیمبرلیتمعروف به محتوی الماس آن به صورت لوله ها و دایک ها در امتداد گسل ها و به ویژه در گره های تقاطع آنها نمایان می شود. مناطق اصلی توسعه آن سکوی سیبری، جنوب و غرب آفریقا است. همچنین در سپر بالتیک - در فنلاند و در شبه جزیره کولا (میدان لوله های انفجار Ermakovskoe) آشکار می شود.

آخرین مطالب

• قوانین اساسی تغییر شکل تاتیکی خاک

  در طی 15 ... 20 سال گذشته، در نتیجه مطالعات تجربی متعدد با استفاده از طرح‌های آزمایشی فوق، داده‌های گسترده‌ای در مورد رفتار خاک‌ها در شرایط تنش پیچیده به دست آمده است. از آنجایی که در حال حاضر در ...

• تغییر شکل الاستوپلاستیک محیط و سطح بارگذاری

  تغییر شکل مواد الاستوپلاستیک، از جمله خاک، شامل الاستیک (برگشت پذیر) و باقیمانده (پلاستیک) است. برای ترسیم کلی ترین ایده ها در مورد رفتار خاک ها تحت بارگذاری دلخواه، لازم است که نظم ها به طور جداگانه مطالعه شود ...

• شرح طرح‌ها و نتایج آزمایش‌های خاک با استفاده از متغیرهای تنش و حالت‌های کرنش

  در مطالعه خاک ها و همچنین مصالح سازه ای، در تئوری پلاستیسیته، مرسوم است که بین بارگیری و تخلیه تفاوت قائل می شود. بارگذاری فرآیندی است که در آن افزایش تغییر شکل های پلاستیکی (باقیمانده) رخ می دهد و فرآیندی همراه با تغییر (کاهش) ...

• متغیرهای حالت های تحت تنش و تغییر شکل محیط خاک

  استفاده از متغیرهای تنش و حالت‌های کرنش در مکانیک خاک با ظهور و توسعه مطالعات خاک در دستگاه‌هایی آغاز شد که امکان تغییر شکل دو و سه محوری نمونه‌ها را در شرایط تنش پیچیده فراهم می‌کرد.

• در مورد ضرایب پایداری و مقایسه با نتایج آزمایشات

  از آنجایی که در تمام مسائل در نظر گرفته شده در این فصل، خاک در حالت تنش نهایی در نظر گرفته می شود، پس تمام نتایج محاسباتی با حالتی مطابقت دارد که ضریب ایمنی k3 = 1. برای ...

• فشار خاک بر سازه ها

  روش های تئوری تعادل محدود به ویژه در مسائل تعیین فشار خاک بر سازه ها به ویژه دیوارهای حائل مؤثر است. در این حالت معمولاً یک بار معین روی سطح خاک گرفته می شود، مثلاً فشار نرمال p (x) و ...

• ظرفیت باربری پایه ها

  معمولی ترین مشکل تعادل نهایی محیط خاک، تعیین ظرفیت باربری پی در اثر بارهای معمولی یا شیبدار است. به عنوان مثال در مورد بارهای عمودی بر اساس پایه، وظیفه به ...

• فرآیند جداسازی سازه ها از پایه ها

  وظیفه ارزیابی شرایط جداسازی و تعیین نیروی مورد نیاز برای این امر هنگام بلند کردن کشتی ها، محاسبه نیروی نگهدارنده لنگرهای "مرده"، برداشتن تکیه گاه های حفاری گرانشی دریا از روی زمین در هنگام چیدمان مجدد و ...

• راه حل های یکپارچه سازی مسطح و فضایی و کاربردهای آنها

  تعداد بسیار محدودی راه حل برای مسائل مسطح و علاوه بر این، فضایی ادغام در قالب وابستگی های ساده، جداول یا نمودارها وجود دارد. راه حل هایی برای اعمال نیروی متمرکز به سطح خاک دو فاز وجود دارد (B ...

تحلیل زمین ساختی قلمرو با تهیه نقشه تکتونیکی که مدلی گرافیکی از ساختار و تکامل بخشی از پهنه غرب است، آغاز و به پایان می رسد. بسته به مقیاس تکت. نقشه ها می توانند جهانی (1: 45000000 - 1: 15000000)، نمای کلی (1: 10،000،000 - 1: 2،500،000)، منطقه ای در مقیاس کوچک (1: 500000)، منطقه ای متوسط ​​و بزرگ (1: 200-100:1: 10.000.000) باشند. ). کارت ها می توانند دارای اهداف عمومی و ویژه باشند. نقشه های تکتونیکی عمومی به طور مساوی حاوی داده هایی در مورد ساختار تکتونیکی مدرن W.C. و تاریخچه شکل گیری آن نقشه‌های تکت تخصصی شامل داده‌های انتخابی در مورد ویژگی‌های ساختاری منطقه نقشه گسل، ایزوهیپسوم، نقشه‌های ساختارهای حلقه‌ای یا منعکس‌کننده ویژگی‌های ساختاری منطقه در یک بازه زمانی خاص یا در نقطه‌ای معین از تاریخ زمین‌شناسی است. نقشه ها). مثال: نقشه های کلی - "نقشه تکتونیکی اتحاد جماهیر شوروی 1: 4000000" به رهبری Shatsky. نقشه های کلی محتوای تخصصی - "نقشه های دیرینه زمین ساختی 1: 75000000 - 1: 5000000"

4. ویژگی های ساختاری کلی سکوهای باستانی لوراسیا.

سکوهای اروپای شرقی، آمریکای شمالی، سیبری و چینی زیرزمین x-Xia با سن پرکامبرین اولیه. این سکوها توسط تسمه های متحرک (تا شده) احاطه شده اند که آنها را از هم جدا کرده و همزمان آنها را لحیم می کند. در درون این کمربندها، بلوک‌هایی از پوسته پرکامبرین اولیه قاره‌ای گسترده هستند - توده‌های میانی که قبلاً بخشی از این سکوها بودند. ویژگی های مشترک بسیاری در ترکیب و ساختار پوشش های سکوهای گروه لوراسیایی وجود دارد که در تعداد کل طبقات، شباهت ترکیب نهشته ها در سطوح چینه شناسی منفرد (R-Riphean، PZ2- Paleozoic میانی، PZ3- بیان می شود. T-پالئوزوئیک بالایی-تریاس، JK-ژوراسیک-کرتاسه)

5. ساختارهای سطحی را که از مرزهای صفحه اوراسیا فراتر می روند نام ببرید.مرز غربی صفحه اوراسیا در امتداد MOR می گذرد: آزور - خط الراس ریکیانس - بیشتر در امتداد خط الراس گاکل - از طریق چوکوتکا و کامچاتکا، در امتداد منطقه گسل تا محل اتصال کوریل-کامچاتکا و ترانشه های آلوتی. علاوه بر این، مرز به سمت جنوب در امتداد سنگر کوریل-کامچاتکا - نانسی - سنگر آب عمیق فیلیپین امتداد دارد که در جنوب در امتداد سنگر سوندا قرار دارد. علاوه بر این، مرز در امتداد حاشیه سکوی هندوستان، بیشتر در شمال غربی در امتداد خط الراس زاگرس، به سمت غرب از طریق سنگر کرت - جبل الطارق می گذرد و به آزور می رود.

6. محتوای متن منطقه ای نقشه و روش های به تصویر کشیدن عناصر متن صفحه

تفاوت در مقیاس نقشه ها، ویژگی مناطق، عناصر تخصصی در محتوا از دلایل تنوع نقشه منطقه ای تکت است. با این وجود، افسانه های بیشترین تعداد نقشه های منطقه ای در تصویر و شباهت افسانه های نقشه نقشه برداری تکت ترسیم شده است. منطقه بندی Tekt و ساختار داخلی مناطق بر روی نقشه ها با استفاده از رنگ آمیزی رنگ یا نمادهای خط به تصویر کشیده شده است. رنگ آمیزی برای بیان اصل اساسی منطقه بندی استفاده می شود. رنگ های مختلف، سایه های آنها، درجه شدت مربوط به مناطق متفاوت از نظر سن چین خوردگی اصلی، تعداد ساختار طبقات، ویژگی های مواد بخش ها و درجه تغییر شکل طبقات هم سن است. صفحات لیتوسفر و نواحی مرزی آنها در رنگ های مختلف نشان داده شده است. نامگذاری خطوط برای به تصویر کشیدن انواع مختلف مرزهای مناطق ساختاری و فرم های فردی، ناپیوستگی ها، سازه های چین خورده خارج از مقیاس، مجتمع های مواد استفاده می شود. علائم نوار می تواند سیاه یا رنگی باشد. طرح رنگ نقشه با نامگذاری حروف تکمیل می شود - شاخص هایی که خواندن نقشه را آسان تر می کند.

7. ویژگی های ساختاری کلی سکوهای گروه گندوانا.در ساختار زیرزمین سکوهای آفریقایی-عربی، آمریکای جنوبی، هندوستان، استرالیا و قطب جنوب، مجتمع های دگرگونی ریفین که بلوک های پروتروزوئیک آرکئن-پایین را متحد می کند از اهمیت قابل توجهی برخوردار است. تشکل‌های آرکئن بالایی در بخش پوشش اولیه سکوی گروه گندوانا شناخته شده‌اند که فرآیندهای کراتونیزه شدن اولیه را در سری سکوهای گروه گندوانا نشان می‌دهد. پوشش پلت فرم تقریباً در تمام پلتفرم ها کمی توسعه یافته است. بر خلاف سکوهای گروه شمالی، مرزهای سکوهای جنوبی در مناطق وسیعی با مرزهای قاره ها منطبق است. در نتیجه، آنها در تماس مستقیم با فرورفتگی های اعماق دریا هستند. در پالئوزوئیک بالایی، فرآیندهای شکاف به طور فعال بر روی سکوهای ردیف جنوبی انجام می شد که منجر به تجمع رسوبات ساحلی-دریایی قاره ای در گرابن ها شد. بالا آمدن برخی از مناطق در آغاز پالئوزوئیک بالایی به رسوب سازندهای یخچالی کمک کرد. در مزوزوئیک، مناطق وسیعی توسط ماگماتیسم تله با معرفی نفوذهای اولترابازیک افزایش قلیایی پوشیده شد. در جدیدترین مرحله، اکثر پلتفرم ها با تحرک بالا نیز مشخص می شوند.

8. انواع سازه های اقیانوسی... حدود 250 میلیون متر مربع کیلومتر توسط دشت های عمیق اقیانوسی اشغال شده است، فرورفتگی ها و برآمدگی های درون اقیانوسی که آنها را از هم جدا می کند. فرورفتگی اقیانوس ها به شدت با توده های قاره ای متفاوت است زیرا سطح پوسته زمین در محدوده آنها 4-5 کیلومتر نسبت به قاره ها کاهش می یابد و ضخامت پوسته زمین 5-7 برابر کاهش می یابد. تفاوت در ساختار پوسته زمین قاره ها و اقیانوس ها این است که در بیشتر اقیانوس ها لایه "گرانیت-گنیس" ایجاد نشده است. کف اقیانوس از نظر ماهیت لرزه خیزی به شدت متفاوت است. مناطق دارای فعالیت لرزه ای بالا و مناطق لرزه خیز را می توان تشخیص داد.

اولین مناطق گسترده ای هستند که توسط سیستم های MOR اشغال شده اند و در سراسر اقیانوس ها امتداد دارند. آنها با آتشفشان شدید، افزایش جریان گرما، تسکین شدید با سیستم های شیارها و لبه های طولی و عرضی، بستر کم عمق سطح گوشته مشخص می شوند.

دومی در نقش برجسته توسط حوضه های اقیانوسی بزرگ، دشت ها، فلات ها، و همچنین پشته های زیر آب، محدود شده توسط تاقچه های نوع گسل و برآمدگی های متورم داخل اقیانوسی بیان می شود. در داخل مناطق، فلات های زیر آب و برآمدگی هایی با پوسته قاره ای (ریزقاره ها) وجود دارد. بر اساس قیاس با قاره های ساختاری، آنها را تالاسوکراتون می نامند.