Litosfäär. Maa sisemine struktuur

Maakoor ja vahevöö ülemine (tahke) osa moodustavad litosfääri. See on umbes 6400 km raadiusega tahke aine "pall". Maakoor on litosfääri väliskest. Koosneb sette-, graniidi- ja basaldikihtidest. Eristage ookeanilist ja mandrilist maakoort. Esimesel puudub graniidikiht. Max paksus maakoor umbes 70 km - mägisüsteemide all, 30-40 km - tasandike all, kõige õhem maakoor - ookeanide all, ainult 5-10 km.

Ülejäänud osa nimetatakse sisemiseks litosfääriks, mis hõlmab ka keskosa, mida nimetatakse tuumaks. Me ei tea peaaegu midagi litosfääri sisekihtidest, kuigi need moodustavad peaaegu 99,5% kogu Maa massist. Neid saab uurida ainult seismiliste uuringute abil.

Litosfäär jaguneb plokkideks – litosfääriplaadid on suured jäigad maakoore plokid, mis liiguvad mööda suhteliselt plastilist astenosfääri. Ookeanide ja mandrite all olev litosfäär on märkimisväärselt erinev.

Ookeanide all olev litosfäär on ookeanilise maakoore moodustumise tagajärjel läbinud palju osalise sulamise etappe, see on madala sulamistemperatuuriga haruldaste elementide poolest väga kurnatud ning koosneb peamiselt duniitidest ja harzburgiitidest.

Mandrite all olev litosfäär on palju külmem, võimsam ja ilmselt mitmekesisem. See ei osale vahevöö konvektsiooni protsessis ja on läbinud vähem osalise sulamise tsükleid. Üldiselt on see rikkam kokkusobimatute haruldaste elementide poolest. Selle koostises mängivad olulist rolli lherzoliidid, wehrliitid ja muud haruldaste elementide rikkad kivimid.

Litosfäär on jagatud umbes 10 suureks plaadiks, millest suurimad on Euraasia, Aafrika, Indo-Afstraalia, Ameerika, Vaikse ookeani ja Antarktika plaadid. Litosfääri plaadid liiguvad koos neile kerkiva maaga. Liikumisteooria keskmes litosfääri plaadid- A. Wegeneri hüpotees mandrite triivimisest.

Litosfäärilised plaadid muudavad pidevalt oma piirjooni, nad võivad lõhenemise ja jootmise tagajärjel lõheneda, moodustades kokkupõrke tagajärjel ühtse plaadi. Teisest küljest ei ole maapõue jagunemine laamadeks üheselt mõistetav ning geoloogiliste teadmiste kogunedes tuvastatakse uusi laate ning osa laamade piire tunnistatakse olematuks. Litosfääri plaatide liikumine on tingitud aine liikumisest vahevöö ülemises osas. Riftivööndites lõhub see maakoore ja lükkab plaadid lahku. Enamik lõhesid leidub ookeanide põhjas, kus maakoor on õhem. Maismaal asuvad suurimad lõhed Aafrika suurtes järvedes ja Baikali järves. Litosfääri plaatide liikumiskiirus on -1-6 cm aastas.

Litosfääri plaatide kokkupõrke käigus moodustuvad nende piiridel mäesüsteemid: mäesüsteemid, kui mõlemad plaadid kannavad kokkupõrkevööndis mandrilist maakoort (Himaalaja), ja süvaveekraavid, kui üks laamadest kannab ookeanilist maakoort (Peruu). Kaevik). See teooria on kooskõlas iidsete mandrite olemasolu eeldusega: lõunaosa - Gondwana ja põhjaosa - Laurasia.

Litosfääri plaatide piirid on liikuvad alad, kus toimub mägede ehitamine, maavärinate alad ja enamik aktiivseid vulkaane (seismilised vööd). Kõige ulatuslikumad seismilised vöödid - Vaikse ookeani ja Vahemere piirkond - Trans-Aasia.

120–150 km sügavusel mandrite ja 60–400 km sügavusel ookeanide all asub vahevöö kiht, mida nimetatakse astenosfääriks. Kõik litosfääri plaadid näivad hõljuvat poolvedelas astenosfääris nagu jäätükid vees.

litosfääri maakoor inimtekkeline

Sisemine struktuur Maa. Tavapärane on jagada Maa keha kolmeks põhiosaks – litosfääriks (maakoor), vahevööks ja tuumaks.

Tuum, mille keskmine raadius on umbes 3500 km, arvatakse, et see koosneb rauast koos ränilisanditega. Südamiku välimine osa on sulas olekus, sisemine on ilmselt tahke.

Tuum muutub mantel, mis ulatub ligi 3000 km pikkuseks. Arvatakse, et see on tahke, samal ajal plastiline ja kuum.

Litosfäär- "tahke" Maa ülemine kest, sealhulgas maakoor ja selle all oleva ülemise vahevöö ülemine osa.

Maakoor- "tahke" Maa ülemine kest. Maakoore paksus on 5 km (ookeanide all) kuni 75 km (mandrite all). Maakoor on heterogeenne. See eristab 3 kihti - settekiht, graniit, basalt. Graniidi- ja basaldikihte nimetatakse nii, kuna need sisaldavad graniidi ja basaldi füüsikaliste omadustega sarnaseid kivimeid.

Eristama kontinentaalne Ja ookeaniline maakoor. Ookeaniline erineb mandrilisest graniidikihi puudumise ja palju väiksema paksuse poolest (5–10 km).

Kihtide asukoht mandrilises maakoores viitab selle tekke erinevatele aegadele. Basaldikiht on vanim, noorem kui graniit ja noorim on ülemine, setteline, praegu arenev. Iga maakoore kiht tekkis pika geoloogilise aja jooksul.

Kivid- peamine aine, mis moodustab maakoore. Tahke või lahtine mineraalide kombinatsioon. Päritolu järgi jagunevad kivimid kolme rühma:

1) tardne - tekivad magma tahkumise tulemusena maakoore paksuses või pinnal. Eraldage:

aga) pealetükkiv(tekinud maakoore paksusesse, näiteks graniidid);

b) ülevoolav(moodustub magma pinnale valgumisel, näiteks basaltid).

2) setteline - tekivad maapinnal või veekogudes olemasoleva erineva päritoluga kivimite hävimisproduktide kuhjumise tulemusena. Settekivimid katavad umbes 75% mandrite pinnast. Settekivimid hõlmavad:

aga) klassikaline- tekkinud erinevatest mineraalidest ja kivimitükkidest nende ülekandumise ja ümberladestumise käigus (vooluvee, tuule, liustiku toimel). Näiteks: killustik, veeris, liiv, savi; suurimad killud on rahnud ja klotsid;

b) keemiline- moodustuvad vees lahustuvatest ainetest (kaalium, keedusool jne);

sisse) orgaaniline(või biogeenne) - koosnevad taimede ja loomade jäänustest või organismide elutegevuse tulemusena tekkinud mineraalidest (lubjakivi-koorekivim, kriit, fossiilsed söed);

3) moondekujuline - saadakse muud tüüpi kivimite muutmisel maakoore sügavustes soojuse ja rõhu mõjul (kvartsiit, marmor).

Mineraalid- looduslikud mineraalsed moodustised maakoores anorgaanilistest ja orgaaniline päritolu, mida on antud tehnoloogia ja majanduse arengutasemel võimalik kasutada majanduses selle loomulikul kujul või pärast vastavat töötlemist. Mineraale klassifitseeritakse paljude kriteeriumide järgi. Näiteks eraldatakse tahked (kivisüsi, metallimaagid), vedelad (nafta, mineraalvesi) ja gaasilised (põlevad maagaasid) mineraalid.

Vastavalt koostisele ja kasutusomadustele tavaliselt eristatakse:

a) põlevad mineraalid - kivisüsi, nafta, maagaas, põlevkivi, turvas;

b) metall - mustade, värviliste, väärismetallide ja muude metallide maagid;

c) mittemetallilised mineraalid - lubjakivi, kivisool, kips, vilgukivi jne.

Vastavalt moodustamismeetodile võivad mineraalid olla:

1) endogeenne, mille teke on seotud magma purske või väljavalamisega;

2) eksogeenne, tekkinud settekivimite kuhjumisel;

3) moondekujuline, tekib kõrgrõhul või kuuma laava kokkupuutel settekivimitega.

Mõnikord päritolu järgi eristada kahte rühma: maagi Ja mittemetallne(setete) mineraalid. Mineraalide leviku tunnused Maal on tihedalt seotud päritoluga.

Litosfääri plaadid- Maa litosfääri suured jäigad plokid, mida piiravad seismiliselt ja tektooniliselt aktiivsed murrangualad.

Plaadid on reeglina eraldatud sügavate vigadega ja liiguvad mööda mantli viskoosset kihti üksteise suhtes kiirusega 2-3 cm aastas. Mandrilaamade koondumisel nad põrkuvad, moodustades mägivööde. Mandri- ja ookeanilaama vastastikmõjul liigub ookeanilise maakoorega plaat koos mandrilise maakoorega plaadi alla, mille tulemusena tekivad süvamerekraavid ja saarekaared.

Litosfääri plaatide liikumine on seotud aine liikumisega vahevöös. Vahevöö eraldi osades on võimsad soojus- ja ainevood, mis tõusevad selle sügavusest planeedi pinnale.

Rift– tohutu murru maakoores, mis tekkis selle horisontaalsel venitamisel (s.o. kus soojus- ja ainevood lahknevad).

Lõhedes valgub magma välja, tekivad uued vead, horstid, grabeenid. Ookeani keskahelikud tekivad.

ookeani keskahelikud- võimsad veealused mäekonstruktsioonid ookeani põhjas, mis enamasti on keskmisel positsioonil. Ookeani keskaheliku lähedal eralduvad litosfääriplaadid ja ilmub noor basalt-ookeaniline maakoor. Protsessiga kaasneb intensiivne vulkanism ja kõrge seismilisus.

Mandrilõhede tsoonid on näiteks Ida-Aafrika lõhesüsteem, Baikali lõhesüsteem. Riftidele, nagu ka ookeani keskahelikele, on iseloomulik seismiline aktiivsus ja vulkanism.

Laamtektoonika on hüpotees, mis viitab sellele, et litosfäär on lagunenud suurteks plaatideks, mis liiguvad mööda vahevöö horisontaalsuunas. Ookeani keskahelike lähedal liiguvad litosfääriplaadid Maa sisikonnast tõusva aine tõttu lahku ja kogunevad; süvamere kaevikutes liigub üks plaat teise alla ja neelab vahevöö. Plaatide kokkupõrke kohtades tekivad volditud struktuurid.

Maa seismilised vööd. Maa liikuvad alad on litosfääri plaatide piirid (nende rebenemise ja lahknemise, kokkupõrke kohad), st need on maismaa lõhestikualad, aga ka ookeani keskahelikud ja süvamere kaevikud. Nendes piirkondades toimuvad sagedased vulkaanipursked ja maavärinad. See on tingitud maakoores tekkivast pingest ja viitab sellele, et maakoore moodustumise protsess neis vööndites toimub praegu intensiivselt.

Seega moodsa vulkanismi tsoonid ja kõrge seismiline aktiivsus(ehk maavärinate levik) langevad kokku maakoore riketega.

Piirkonnad kus maavärinad toimuvad, nimetatakse seismiline.

Välised ja sisemised jõud, mis muudavad Maa pinda. Leevendus- maapinna ebatasasuste kogum. Reljeefi teket mõjutavad samaaegselt välis- ja sisejõud, mis põhjustavad paljusid geoloogilisi protsesse.

Protsessid, mis muudavad Maa pinda, jagunevad kahte rühma:

1) kodune protsessid – tektoonilised liikumised, maavärinad, vulkanism. Nende protsesside energiaallikaks on Maa siseenergia;

2) välised protsessid - ilmastikumõju (füüsikaline, keemiline, bioloogiline), tuule aktiivsus, pinnal voolava vee aktiivsus, liustike tegevus. Energiaallikaks on päikesesoojus.

Reljeefi moodustumise sisemised protsessid (endogeensed). Tektoonilised liikumised – maakoore mehaanilised liikumised, mida põhjustavad maakoores ja maa vahevöös mõjuvad jõud. Viia reljeefis oluliste muutusteni. Tektoonilised liikumised on avaldumise, sügavuse ja põhjuste poolest mitmekesised. Tektoonilised liikumised jagunevad võnkuvateks (maakoore aeglased kõikumised), kurrulisteks ja katkendlikeks (pragude, grabeenide, horstide teke). Aja järgi eristatakse iidset (enne kainosoikumi voltimist), uusimat (alates neogeeni perioodist) ja tänapäeva. Viimased ja kaasaegsed on mõnikord ühendatud neogeensete kvaternaari liikumistega.

Maakoore neogeen-kvaternaari liikumised. Nende hulka kuuluvad neogeeni-kvaternaari perioodi (viimased 30 miljonit aastat) tektoonilised protsessid, mis hõlmasid kõiki geostruktuure ja määrasid tänapäevase reljeefi põhikuju. Viimastel aegadel jätkuvad paljude varem kujunenud suurte pinnavormide liikumised - kõrgmäestikud, mäeahelikud tõusevad ning madalsoo teatud osad laskuvad alla ja täituvad setetega.

Maavärinad. maavärinad nimetatakse looduslikest põhjustest põhjustatud maapinna raputamiseks. Maavärinad jagunevad nende põhjuste järgi kolme tüüpi:

1) tektooniline maavärinad, mis on seotud rikete tekkega maakoores ja maakoore plokkide liikumisega mööda neid. Tektoonilised maavärinad on kõige levinumad;

2) vulkaaniline maavärinad, mis on seotud magma liikumisega vulkaani allikas ja kanalis ning vulkaaniliste gaaside plahvatusohtlikud heitmed.

Tavaliselt toimuvad vulkaanilised maavärinad väikese jõuga ja katavad väikseid alasid. Mõnel juhul võib selliste maavärinate jõud olla tohutu – Krakatoa (Sunda saared) vulkaani purske ajal 1883. aastal hävitas plahvatus pool vulkaanist ning raputus põhjustas suuri purustusi Java, Sumatra ja Kalimantani saartel. ;

3) maalihe maavärinad, mis tekivad kokkuvarisemise ajal maa-alustes tühimikes kokkuvarisenud massi tekitatud löögi tõttu. Seda tüüpi maavärinaid esineb harva, sellel on väike jõud; levinud väga piiratud alal.

Aasta jooksul toimub Maal umbes 100 000 maavärinat ehk umbes 300 päevas. Maavärinad toimuvad tavaliselt kiiresti, sekundite või isegi sekundi murdosa jooksul. Maa sisemuse piirkonda, kus toimub maavärin, nimetatakse maavärina allikas, selle keskpunkt on hüpotsenter, ja hüpotsentri projektsioon Maa pinnale on epitsenter. Maavärina allikad võivad asuda 20-30 km kuni 500-600 km sügavusel. Tugevamate maavärinate fookussügavus oli 10–15 kuni 20–25 km. Maavärinad, mille allika asukoht on sügaval, ei avalda tavaliselt pinnale suurt hävitavat jõudu.

Maavärinate tugevus määratakse 12-pallisel skaalal. Üks punkt näitab kõige nõrgemat maavärinat, tugevaim, 10-12 punkti, on katastroofiliste tagajärgedega. Maavärinaid registreeritakse spetsiaalsete instrumentidega - seismograafidega. Teadus, mis uurib maavärinate põhjuseid, tagajärgi, maavärinate seost tektooniliste protsessidega ja nende ennustamise võimalust nn. seismoloogia .

Üheks põhiülesandeks on maavärinate ennustamine ehk prognoos – kus, millal ja mis tugevusega maavärin toimub. Seda saab määrata seismilise tsoneerimise kaardi abil.

Seismiline tsoneerimine– territooriumi jaotus piirkondadeks nende seismilise aktiivsuse järgi, potentsiaalse seismilise ohu hindamine ja kuvamine kaartidel, millega tuleb maavärinakindlal ehitusel arvestada.

Venemaal on tugevad maavärinad võimalikud Baikali piirkonnas, Kamtšatkal, Kuriili saartel ja Lõuna-Siberis.

Maailmas eristatakse Vaikse ookeani seismilist vööd, mis ümbritseb vaikne ookean, ja Vahemeri, mis kulgeb Atlandi ookeanist läbi Kesk-Aasia Vaikse ookeanini. Ida-Aafrikat, Punast merd, Tien Shani, Baikali jõgikonda, Stanovoy ahelikku läbiv aktiivne seismiline vöönd on palju noorem.

Seega piirdub enamik maavärinaid litosfääriplaatide äärealadega, nende vastasmõju kohtadega. Maavärinate ja vulkanismi vahel on märkimisväärne seos.

Vulkanism- protsesside ja nähtuste kogum, mis on seotud magma väljavalamisega maapinnale.

Magma– kivimite ja mineraalide sulamaterjal, paljude komponentide segu. Magma sisaldab alati lenduvaid aineid: veeauru, süsinikdioksiid, vesiniksulfiid jne Magma tekkimine ja liikumine on tingitud Maa siseenergiast.

Vulkanism võib olla:

1) sisemine(tungiv) - magma liikumine maakoore sees viib lakkoliitide tekkeni - vulkaanide vähearenenud vormid, milles magma ei jõudnud maapinnale, vaid tungis pragude ja kanalite kaudu settekivimite kihtidesse, tõstes need üles. . Mõnikord uhutakse ära lakkoliitide kohal olev ülemine settekate ja pinnal paljandub tahkunud magmast pärit lakkoliidi tuum. Lakoliidid on tuntud Pjatigorski ümbruses (Mašuki mägi), Krimmis (Ayudagi mägi);

2) välised(effusiivne) - magma liikumine koos selle vabanemisega pinnale. Magmat, mis on pursanud pinnale ja kaotanud olulise osa oma gaasidest, nimetatakse laava .

Vulkaanid – geoloogilised moodustised, mis on tavaliselt koonuse või kuplikujulised ja koosnevad purskeproduktidest. Nende keskosas on kanal, mille kaudu need tooted vabastatakse. Harvemini on tänapäevastel vulkaanidel praod, mille ääres toimub aeg-ajalt vulkaaniproduktide purse.

Kaasaegsed vulkaanid on levinud seal, kus maakoore intensiivne liikumine toimub:

1. Vaikse ookeani vulkaaniline ring.

2. Vahemere-Indoneesia vöö.

3. Atlandi vöö.

Lisaks areneb vulkaaniline tegevus ka lõhede ja ookeani keskahelike vööndites.

Reljeefi moodustumise välised protsessid (eksogeensed). Ilmastikuolud- kivimite hävitamise protsess nende esinemiskohas temperatuurikõikumiste, veega keemilise koostoime, aga ka loomade ja taimede mõjul.

Sõltuvalt sellest, mis hävitamisprotsessi täpselt põhjustas, jagatakse ilmastikumõju füüsikaliseks, keemiliseks ja orgaaniliseks.

tuule aktiivsus. Lipari protsessid(nagu nimetatakse tuule geoloogilist aktiivsust) on kõige arenenumad seal, kus taimkate puudub või on halvasti arenenud. Lahtist ladestust kandev tuul on võimeline tekitama erinevaid reljeefivorme: puhuvad nõod, liivaseljandikku, künkaid, sh poolkuukujulisi luiteid.

Pinnavooluvee aktiivsus. pinnavesi luua erosiooni (erosiooni) ja ladestuste kuhjumise vorme (akumulatiivne). Nende pinnavormide moodustumine toimub üheaegselt: kui ühes kohas on erosioon, peab teises kohas olema ladestumist. Voolavate veekogude hävitaval tegevusel on kaks vormi: tasapinnaline väljauhtumine ja erosioon. Geoloogiline tegevus lame loputus See seisneb selles, et nõlvast alla voolav vihm ja sulavesi korjavad kokku väikesed ilmastikuproduktid ja kannavad need alla. Seega on nõlvad tasandatud ja väljauhtumisproduktid ladestuvad üha enam põhja. Erosiooni või lineaarse erosiooni all, mõista teatud kanalis voolavate veevoolude hävitavat tegevust. Lineaarne erosioon viib nõlvade lagunemiseni kuristikes ja jõeorgudes.

Ravine- sirgjooneliselt piklik rööbastik järskude, mädatamata nõlvadega. See kasvab ülespoole, kuna selle tipus on ajutine tormi- ja sulaveejoa erosioon. Erosiooniproduktid moodustavad kuristiku põhjaleviku. Kurude areng avaldab kahjulikku mõju erinevatele rajatistele ja põllumaadele, mistõttu nende vastu võitlemiseks täidetakse vaod, istutatakse rohtu, istutatakse puid jne.

jõe org- lineaarselt piklik süvend, mille põhjas on püsiv veevool. Kõikidel orgudel on nõlvad ja põhjad. Kiiretel mägijõgedel on orud kitsad ja kogu põhja hõivab jõgi. Tasased jõed voolavad aeglaselt, laiades orgudes.

Oru nõlvad on sageli astmelised. Mägijõgedes seostatakse seda tavaliselt erineva kõvadusega kihtide vaheldumisega. Madalal asuvates jõgedes on reeglina nõlvadel astmed (jõeterrassid), mis näitavad jõe sisselõiget. Iga terrass oli oru põhi, millesse jõgi lõikas. Sellest annavad tunnistust terrasse katvad või neid täielikult komponeerivad jõeladestused. Jõe maardlaid nimetatakse loopealsed, või alluvium. Jõed kannavad suurel hulgal erinevat materjali, ladestades selle deltasse. Jõe sisselõiget ja astangute teket võib põhjustada jõe läbivooluala tõus, veehoidla taseme langus, kuhu see suubub, veetaseme muutus jões. Seega pakuvad jõed suur mõju maastiku kujundamiseks.

Liustiku tegevus. Liustikud tekivad seal, kus talvel sadanud lumi ei sula suvel täielikult.

Liustikke on kahte tüüpi:

- mägi

- mandriosa (või terviklik).

Mägi liustikke leidub kõrgetel mägedel, millel on teravad sakilised tipud. Liustikud asuvad siin nõlvade erinevates süvendites või liiguvad mööda orgusid nagu jäine jõgi.

Mandri liustikud on arenenud polaaraladel (Antarktika, Uus Maa, Gröönimaa jne). Kõik reljeefi ebatasasused on siin jää alla mattunud. Jäälehtede jääkilbid liiguvad keskelt servadele.

Liikudes teeb mis tahes tüüpi liustik suurt hävitavat tööd, mida võimendab asjaolu, et kivide killud külmuvad põhjast jäässe.

Liustike poolt kantud ja ladestunud killustiku (rahnud, veerised, liiv, savi) kuhjumist nimetatakse nn. moreen. Sulanud liustikuvete ojad kannavad ja ladestavad olulisel määral pestud jääke. Selliste ojade ladestusi nimetatakse vesiliustikuks.

Liikumatu liustiku üldisel sulamisel projitseerub kogu selles sisalduv materjal selle aluspinnale ja ulatuslik moreentasandikud, enamasti künklik. Kui liustiku serv jääb pikaks ajaks ühele kohale, lõplikud moreenšahtid Ja harjad. Kui liustik aeglaselt taandub, jääb see alles terminal moreentasandik. Liivane tasandik kutsus sõhk, moodustuvad liustiku sulaveevooludest, mis kannavad peeneteralist materjali.

On mitmeid faktilisi andmeid, mis näitavad, et Maa ajaloos on jäätumise perioode korduvalt täheldatud. Euraasia peamised jäätumise keskused olid Skandinaavia mäed, Novaja Zemlja ja Põhja-Uuralid. Näiteks Skandinaavia mägedest ja Polaar-Uuralitest pärit liustikud laskusid Ida-Euroopa tasandikule, Lääne-Siberi tasandik- Polaar-Uuralitest, Putorana ja Byrranga mägedest. Põhja-Siberi madalikule ja Kesk-Siberi platoo põhjaossa - Byrranga ja Putorana mägedest. Jäätumistel oli suur mõju lahtiste lademete reljeefi kujunemisele ning taimestiku ja loomastiku muutumisele ning nihkele. looduslikud alad ja kõrgustsoonid.

Järgmiste jäätumiste reljeef kattus eelmiste jäätumiste tekitatud reljeefiga, mis tõi kaasa reljeefi komplikatsiooni.

mägiliustikud, liikudes mööda erosioonitasandikke, muutma neid. Samal ajal muutuvad orud laiemaks, nõlvad järsemaks, omandavad künataolise kuju. Selliseid orgusid nimetatakse puudutab. Mägede nõlvadel tekitavad liustikud lohke, mis näevad välja nagu tugitoolid - liustikutsirke.

Mägedes eraldada lumepiir - kõrgus, millest kõrgemal lumi täielikult ei sula isegi suvel. Lumepiiri kõrgus sõltub koha laiuskraadist, sademete hulgast, mäenõlvade iseloomust ja asendist.

Maapinna kujundid. Tasandikud - suured tasase või künkliku pinnaga maa-alad, millel on ookeanide tasemest erinev kõrgus.

Tasandikud, olenevalt reljeefi iseloomust, võivad olla tasane(Lääne-Siber, USA rannikutasandikud jne) ja künklik(Ida-Euroopa, Kasahstani kõrgustik).

Sõltuvalt tasandike asukoha kõrgusest jagatakse need järgmisteks osadeks:

1) madalikud - mille absoluutkõrgus ei ületa 200 m;

2) künkad - asuvad kuni 500 m kõrgusel;

3) platood - üle 500 m.

Mäed – teatud maapinna alad, mis tõusevad üle maailma ookeani taseme üle 500 m ja millel on järskude nõlvade ja selgelt piiritletud tippudega tükeldatud reljeef.

kõrgustikud- suured mägised alad, sealhulgas üksikud seljandikud, mägedevahelised lohud, väikesed platood. Kõrguste vahe mägismaal ei küündi suure väärtuseni.

erosioonimäed tekivad tektooniliste tõusude ja nende järgneva sügava dissektsiooni tulemusena. Jääkmäed on erosioonimägede erijuht. Kaasaegne erosioonimägede reljeef on tekkinud peamiselt voolavate vete tegevuse tõttu.

Sõltuvalt kõrgusest jagunevad mäed madalateks (kuni 1000 m), keskmisteks (1000 kuni 2000 m) ja kõrgeteks - üle 2000 m.

Tektoonilised struktuurid – maakoore struktuursete vormide kogum. Elementaarsed struktuurivormid - kihid, kurrud, praod jne Suurimad - platvormid, plaadid, geosünkliinid jne Tektooniliste struktuuride teke toimub tektooniliste liikumiste tulemusena.

Platvorm- litosfääri kõige stabiilsem osa, millel on kahetasandiline struktuur - allosas volditud kristalne alus ja ülaosas settekate. Platvormi suurimad struktuuriüksused: kilbid– kohad, kus platvormi kristalne kelder tuleb pinnale (näiteks Balti kilp, Anabari kilp).

Pliit nimetatakse platvormi, milles vundament on sügavalt settekatte all peidus (Lääne-Siberi plaat). Platvormid jagunevad iidseteks eelkambriumiajastu keldriga (näiteks Ida-Euroopa, Siberi) ja noorteks paleosoikumi ja mesosoikumi ajastu keldritega (näiteks sküütide, lääne-siberi, turaani). Iidsed platvormid moodustavad kontinentide tuumiku. Noored platvormid asuvad iidsete platvormide äärealadel või nende vahel.

Reljeefis on platvormid tavaliselt väljendatud tasandikena. Kuigi võimalikud on ka mäeehitusnähtused (platvormi aktiveerimine). Põhjuseks võib olla platvormi lähedal aset leidev mägede ehitamine või litosfääriplaatide pidev rõhk.

marginaalne läbipaine- lineaarselt piklik süvend, mis asub platvormi ja volditud mäestruktuuri vahel. Äärepoolsed lohud on täidetud mägede ja külgnevate platvormide hävitusproduktidega. Tavaliselt kontsentreerivad nad maagi- ja settemineraalide maardlaid. Niisiis on Uurali äärealadel kontsentreeritud kroom, vase maagid, laua- ja kaaliumisoolad ning õli.

Volditud alad, erinevalt platvormidest, on maakoore liikuvad lõigud, mis on kogenud mägesid. Reljeefi volditud alasid väljendavad erinevas vanuses mäed. Volditud alad ja mäed tekivad tavaliselt kohtades, kus litosfääri plaadid põrkuvad.

Kaasaegseid platvorme ja volditud alasid ei olnud alati olemas. Maa nägu kogu selle ulatuses geoloogiline ajalugu pidevalt muutunud. Mandrite ja ookeanide päritolu kohta on mitmeid hüpoteese. Neist ühe järgi eksisteeris Maal algul ainult ookeanilist tüüpi maakoor. Seejärel tekkisid Maa sisemiste jõudude toimel esimesed volditud piirkonnad. Olles läbinud volditud, volditud plokkidega ja blokeeritud mägede etapid, pideva samaaegse mõjuga välised jõud reljeefi moodustumisel tekkisid järk-järgult esimesed platvormid. Mandrite kujunemine toimus järk-järgult nende pindala järkjärgulise suurenemise teel, mis oli tingitud iidsetele platvormidele volditud alade lisandumisest.

Maa ajaloos oli mitu voltimisprotsesside intensiivistumise epohhi - mägede ehitamise epohhe. Näiteks iidsete platvormide vundament tekkis eelkambriumi voltimise ajastul. Siis olid Baikali, Kaledoonia, Hertsüünia, Mesosoikumi ja Kainosoikumi voltimise ajastud, millest igaühes moodustusid mäed. Nii moodustusid näiteks Baikali piirkonna mäed Baikali ja vara-Kaledoonia voltimise ajastul, Uuralid - Hertsüünias, Verhojanski ahelik - mesosoikumis ja Kamtšatka mäed - kainosoikumis. Kainosoikulise voltimise ajastu jätkub tänapäevani, mida tõendavad maavärinad ja vulkaanipursked.

Mandrite piirjoonte muutmine. Mandrite piirjooned on aja jooksul muutunud. Mandrite ja ookeanide asukoht, suurus ja konfiguratsioon olid kauges minevikus erinevad ja muutuvad ka kauges tulevikus. Paleosoikumis Austraalias Lõuna-Ameerika, Aafrika ja Antarktika moodustasid ühtse mandri – Gondwana. Põhjapoolkeral oli väidetavalt üks kontinent - Laurasia ja enne seda võis olla üks kontinent - Pangea.

Mägede ehitusprotsesside tulemusena muutusid ka muistsete mandrite piirjooned. Muistsed platvormid osutusid vastloodud mägede poolt justkui "jootuteks" või kui platvormide servadesse tekkisid mäed, suurenes maismaa pindala, muutusid rannikute piirjooned.

Litosfäär on Maa habras välimine kõva kiht. Tektoonilised plaadid on litosfääri segmendid. Selle tipp on hästi märgatav - see asub Maa pinnal, kuid litosfääri põhi asub maakoore vahelises üleminekukihis ja mis on aktiivse uurimistöö valdkond.

Litosfääri paindumine

Litosfäär ei ole täiesti jäik, kuid sellel on väike elastsus. See paindub, kui sellele mõjub lisakoormus, või vastupidi, paindub, kui koormuse aste nõrgeneb. Liustikud on üks koormuse tüüp. Näiteks Antarktikas on paks jääkate litosfääri tugevalt merepinnale langetanud. Kui Kanadas ja Skandinaavias, kus liustikud sulasid umbes 10 000 aastat tagasi, pole litosfäär tugevalt mõjutatud.

Siin on mõned muud tüüpi litosfääri laadimine:

• Vulkaanipurse;
• Setete ladestumine;
• Meretaseme tõus;
• Suurte järvede ja veehoidlate teke.

Näited litosfäärile avalduva mõju vähendamiseks:

• Mägede erosioon;
• Kanjonite ja orgude teke;
• suurte reservuaaride kuivatamine;
• Meretaseme langus.

Litosfääri paindumine on ülaltoodud põhjustel tavaliselt suhteliselt väike (tavaliselt palju alla kilomeetri, kuid me saame seda mõõta). Lihtsa insenerfüüsika abil saame modelleerida litosfääri ja saada aimu selle paksusest. Samuti saame uurida seismiliste lainete käitumist ja asetada litosfääri aluse sügavusele, kus need lained hakkavad aeglustuma, viidates pehmema kivimi olemasolule.

Need mudelid viitavad sellele, et litosfääri paksus varieerub vähem kui 20 km-st ookeani keskaheliku lähedal kuni umbes 50 km-ni vanades ookeanipiirkondades. Mandrite all on litosfäär paksem - 100–350 km.

Samad uuringud näitavad, et litosfääri all on kuumem ja pehmem kivimikiht, mida nimetatakse astenosfääriks. Astenosfääri kivim on viskoosne, mitte jäik ja deformeerub pinge all aeglaselt nagu kitt. Seetõttu võib litosfäär laamtektoonika mõjul liikuda läbi astenosfääri. See tähendab ka seda, et maavärinad moodustavad pragusid, mis ulatuvad ainult läbi litosfääri, kuid mitte sellest kaugemale.

Litosfääri struktuur

Litosfäär hõlmab maakoort (mandrite mäed ja ookeanipõhja) ja vahevöö ülemist osa maakoore all. Need kaks kihti erinevad mineraloogia poolest, kuid on mehaaniliselt väga sarnased. Enamasti toimivad nad ühe plaadina.

Näib, et litosfäär lõpeb seal, kus temperatuur saavutab teatud taseme, mille tõttu muutub vahevöö keskmine kivim (peridotiit) liiga pehmeks. Kuid on palju komplikatsioone ja eeldusi ning võib vaid öelda, et need temperatuurid jäävad vahemikku 600º kuni 1200º C. Palju sõltub rõhust ja temperatuurist, samuti tektoonilise segunemise tõttu toimuvatest muutustest kivimi koostises. Tõenäoliselt on litosfääri selget alumist piiri täpselt võimatu määrata. Teadlased toovad oma töös sageli välja litosfääri termilised, mehaanilised või keemilised omadused.

Ookeaniline litosfäär on paisuvates keskustes, kus see moodustub, väga õhuke, kuid muutub aja jooksul paksemaks. Jahtudes jahtub astenosfääri kuumem kivim litosfääri alumisel küljel. Umbes 10 miljoni aasta jooksul muutub ookeaniline litosfäär tihedamaks kui selle all olev astenosfäär. Seetõttu on enamik ookeani plaate alati subduktsiooniks valmis.

Litosfääri painutamine ja hävimine

Litosfääri painutavad ja purustavad jõud pärinevad peamiselt laamtektoonikast. Kui plaadid põrkuvad, vajub ühel plaadil olev litosfäär kuuma vahevöö sisse. Selles subduktsiooniprotsessis paindub plaat 90 kraadi alla. Kui see kõverdub ja laskub, praguneb subduktiivne litosfäär ägedalt, põhjustades laskuvas mäeplaadis maavärinaid. Mõnel juhul (näiteks Põhja-Californias) võib subduktiivne osa täielikult kokku kukkuda, vajudes sügavale Maa sisse, kuna selle kohal olevad plaadid muudavad oma orientatsiooni. Isegi suurel sügavusel võib subduktiivne litosfäär olla habras miljoneid aastaid, kui see on suhteliselt jahe.

Mandri litosfäär võib lõheneda, alumine osa aga kokku variseb ja vajub. Seda protsessi nimetatakse kihistamiseks. Ülemine osa Mandri litosfäär on alati vähem tihe kui vahevöö osa, mis omakorda on tihedam kui allpool asuv astenosfäär. Astenosfäärist lähtuvad gravitatsiooni- või tõmbejõud võivad tõmmata maakoore ja vahevöö kihte. Deaminatsioon võimaldab kuumal mantlil tõusta ja sulada osade mandrite all, põhjustades laialdast tõusu ja vulkanismi. Selliseid kohti nagu California Sierra Nevada, Ida-Türgi ja osa Hiinast uuritakse kihistumise protsessi osas.

Ja kõik negatiivsed litosfääri muutused võivad ülemaailmset kriisi veelgi süvendada. Sellest artiklist saate teada, mis on litosfäär ja litosfääri plaadid.

Mõiste määratlus

Litosfäär on maakera välimine kõva kest, mis koosneb maakoorest, ülavahevöö osast, sette- ja tardkivimitest. Selle alumist piiri on üsna raske määrata, kuid üldiselt on aktsepteeritud, et litosfäär lõpeb kivimite viskoossuse järsu vähenemisega. Litosfäär hõivab kogu planeedi pinna. Selle kihi paksus ei ole kõikjal ühesugune, see sõltub maastikust: mandritel - 20-200 kilomeetrit ja ookeanide all - 10-100 km.

Maa litosfäär koosneb enamasti tardkivimitest (umbes 95%). Nendes kivimites domineerivad granitoidid (mandritel) ja basaltid (ookeanide all).

Mõned inimesed arvavad, et mõisted "hüdrosfäär" / "litosfäär" tähendavad sama asja. Kuid see pole kaugeltki tõsi. Hüdrosfäär on omamoodi maakera veekiht ja litosfäär on tahke.

Maakera geoloogiline ehitus

Litosfäär kui mõiste hõlmab ka meie planeedi geoloogilist ehitust, seetõttu tuleks litosfääri mõistmiseks seda üksikasjalikult käsitleda. Geoloogilise kihi ülemist osa nimetatakse maakooreks, selle paksus kõigub mandritel 25-60 kilomeetrit, ookeanides 5-15 kilomeetrit. Alumist kihti nimetatakse vahevööks, mida eraldab maapõuest Mohorovitši sektsioon (kus aine tihedus muutub dramaatiliselt).

Maakera koosneb maakoorest, vahevööst ja tuumast. Maakoor on tahke, kuid selle tihedus vahevöö piiril, st Mohorovichi joonel, muutub dramaatiliselt. Seetõttu on maakoore tihedus ebastabiilne väärtus, kuid litosfääri antud kihi keskmise tiheduse saab arvutada, see võrdub 5,5223 grammi / cm 3.

Maakera on dipool, see tähendab magnet. Maa magnetpoolused asuvad lõuna- ja põhjapoolkeral.

Maa litosfääri kihid

Mandritel paiknev litosfäär koosneb kolmest kihist. Ja vastus küsimusele, mis on litosfäär, ei ole täielik ilma neid arvesse võtmata.

Ülemine kiht on ehitatud väga erinevatest settekivimitest. Keskmist nimetatakse tinglikult graniidiks, kuid see ei koosne ainult graniidist. Näiteks ookeanide all puudub litosfääri graniidikiht täielikult. Keskmise kihi ligikaudne tihedus on 2,5-2,7 grammi/cm 3 .

Alumist kihti nimetatakse tinglikult ka basaldiks. See koosneb raskematest kivimitest, selle tihedus on vastavalt suurem - 3,1–3,3 grammi / cm 3. Alumine basaldikiht asub ookeanide ja mandrite all.

Ka maakoor on salastatud. Maakoores on mandri-, ookeani- ja vahepealset (ülemineku) tüüpi.

Litosfääri plaatide struktuur

Litosfäär ise ei ole homogeenne, see koosneb omapärastest plokkidest, mida nimetatakse litosfääriplaatideks. Nende hulka kuuluvad nii ookeaniline kui ka mandriline maakoor. Kuigi on juhtum, mida võib pidada erandiks. Vaikse ookeani litosfääri plaat koosneb ainult ookeanilisest maakoorest. Litosfääriplokid koosnevad volditud moonde- ja tardkivimitest.

Igal kontinendil on iidne platvorm, mille piirid on määratletud mäeahelikega. Tasandikud ja ainult üksikud mäeahelikud asuvad otse platvormi alal.

Seismilist ja vulkaanilist aktiivsust täheldatakse üsna sageli litosfääri plaatide piiridel. Litosfääri piire on kolme tüüpi: teisendus, koonduv ja lahknev. Litosfääri plaatide piirjooned ja piirid muutuvad üsna sageli. Väikesed litosfääriplaadid on üksteisega ühendatud, suured aga, vastupidi, lagunevad.

Litosfääri plaatide loend

Tavapärane on eristada 13 peamist litosfääriplaati:

• Filipiinide plaat.
• austraallane.
• euraasia.
• Somaalia.
• Lõuna-Ameerika.
• Hindustan.
• Aafrika.
• Antarktika plaat.
• Nazca plaat.
• Vaikne ookean;
• Põhja-ameeriklane.
• Scotia plaat.
• Araabia plaat.
• Pliit kookospähkel.

Niisiis, andsime mõiste "litosfäär" määratluse, pidades silmas Maa geoloogilist struktuuri ja litosfääri plaate. Selle teabe abil on nüüd võimalik kindlalt vastata küsimusele, mis on litosfäär.

Lithosfemra (kreeka keelest liyaipt - kivi ja utsbYasb - pall, kera) - Maa tahke kest. See koosneb maakoorest ja vahevöö ülemisest osast kuni astenosfäärini, kus seismiliste lainete kiirused vähenevad, mis viitab kivimite plastilisuse muutumisele. Litosfääri struktuuris eristatakse liikuvaid alasid (volditud vööd) ja suhteliselt stabiilseid platvorme.

Maa siseehituse skeem

Mandri ja ookeani maakoore skeem

Peamised pinnavormid maismaal on mäed ja tasandikud.

Pinnavormide klassifikatsioonid:

Võttes arvesse reljeefi omadusi, on välja töötatud mitu klassifikatsiooni:

1) Morfoloogiline klassifikatsioon, võttes arvesse pinnavormide suurust

Planetaarsed vormid on mandrid, liikuvad vööd, ookeanisängid ja ookeani keskahelikud;

Megavormid on planetaarsete vormide osad, s.o. tasandikud ja mäed;

Makrovormid on megavormide osad: mäeahelikud, suured orud ja lohud;

Mesovormid on keskmise suurusega vormid: talad, kuristik;

Mikrovormid - ebatasasused, mis raskendavad mesovormide pinda: karstilehtrid, lohud;

Nanovormid on väga väikesed ebatasasused, mis raskendavad meso- ja mikrovorme: konarused, lainetus luidete nõlvadel jne.

2) Klassifikatsioon geneetiliste tunnuste järgi

Seal on kaks klassi:

• 1. Sisemiste, endogeensete jõudude tegevuse tulemusena tekkinud vormid;
• 2. Eksogeensete, väliste jõudude toimel tekkinud vormid.

Esimesse klassi kuuluvad kaks alamklassi: a) maakoore liikumisega seotud vormid; b) vulkaanilise tegevusega seotud vormid. Teise klassi kuuluvad: a) fluviaalsed vormid; b) eoolsed vormid; c) liustikuline; d) karst jne.

3) Morfogeneetiline klassifikatsioon:

Selle pakkus esmakordselt välja 20. sajandi alguses Engeln. Ta tuvastas kolm leevenduse kategooriat:

• 1. Geotektuurid;
• 2. Morfostruktuurid;
• 3. Morfoskulptuurid.

See tõstab esile:

Geotektuure on kõige rohkem suured vormid reljeef Maal: planetaarne ja megavormid. Neid loovad kosmilised ja planetaarsed jõud.

Morfostruktuurid on maapinna suured vormid, mis tekivad endogeensete ja eksogeensete protsesside mõjul, kuid millel on tektooniliste liikumiste juhtiv ja aktiivne roll.

Morfoskulptuurid on keskmised ja väikesed reljeefivormid (meso-, mikro- ja nanovormid), mis on loodud endo- ja eksogeensete jõudude osalusel, kuid millel on eksogeensete jõudude juhtiv ja aktiivne roll.

4. Reljeefi klassifikatsioon vanuse järgi

Mis tahes territooriumi reljeefi areng, nagu näitas Ameerika geomorfoloog W. Davis, toimub etapiviisiliselt. Leevenduse vanuse all võib mõista selle teatud arenguetappe. Näiteks jõeoru tekkimine pärast liustiku taandumist: algul lõikab jõgi all olevatesse kivimitesse, pikiprofiilis on palju ebatasasusi, lammi pole. See on jõeoru noorte etapp. Seejärel moodustub normaalne profiil, moodustub jõelamm. See on oru küpsusaste. Külgerosiooni tõttu lammiala laieneb, jõe vool aeglustub, kanal muutub käänuliseks. Jõeoru arengus tuleb vanaduse etapp.

W. Davis võttis arvesse morfoloogiliste ja dünaamiliste tunnuste kompleksi ning tõi välja kolm etappi: reljeefi noorus, küpsus ja vanadus.

Geosünkliinid on litosfääri liikuvad vööd, milles tektoonilise tsükli käigus avalduvad järjestikku pinge- ja vajumisjõud, seejärel maakoore kokkusurumine ja tõus, aga ka settekivimite akumuleerumine ja dislokatsioon, metamorfism ja granitisatsioon ning geosünklinaalsete piirkondade muutmine platvormiks ja ookeanipiirkondade mandriliseks.

Geosünkliinidel on järgmised omadused:

• 1) Kolossaalsed mõõtmed (palju tuhandeid kilomeetreid pikkusega ja kuni tuhande kilomeetri laiusega);
• 2) kuju (sirgjooneline, kaarjas ja rõngakujuline);
• 3) Litosfääri suurenenud läbilaskvus endogeensete soojusvoogude, aga ka magmaatiliste sulandite ja muude vedelike jaoks. Peamine sissetungivate ja effusiivsete kehade mass piirdub geosünklinaalsete piirkondadega;
• 4) Morfotektooniline manifestatsioon. Arengu esimeses etapis esindavad geosünkliinid mere lohud ja viimases etapis mandri kõrgmäestiku volditud süsteemid;
• 5) spetsiifilised koosseisud;
• 6) Settekivimite paksuse järsud muutused geosünkliinide suunas. Sademete summaarne paksus võib kohati ulatuda 20-25 km-ni;
• 7) Settekivimite dislokatsiooni, metamorfismi ja granitiseerumise protsessid.

Geosünkliinide struktuurses jaotuses on esimese suuruse elemendiks geosünklinaalne vöö - planetaarsete mõõtmetega litosfääri liikuv tsoon, mis kogeb konstruktiivse suuna tektogeneesi. Suured geosünklinaalsed vööd jagavad ja raamivad enamasti iidseid platvorme ning arvatakse, et need hakkasid moodustuma hilisproterosoikumis. maapõue mandriplatvorm

Platvormid on istuvad suured isomeetrilised maakoore plokid või tard- ja moondekivimite vundament, settekate, mida iseloomustab suhteliselt madal maakoore läbilaskvus, madal seismilisus ja vulkanism.

Platvormid jagunevad mandrilisteks (kraatoniteks) ja ookeanilisteks. Nende peamine erinevus seisneb selles:

• 1) ajukoore teise kihi heterogeenne koostis;
• 2) suur erinevus litosfääri kihtide kaupa ja kogupaksuses;
• 3) nende platvormide ebavõrdses sisestruktuuris;

Platvormide settekatet iseloomustab kihtide horisontaalne või peaaegu horisontaalne esinemine, suhteliselt konstantne koostis, ühtlased paksused ja spetsiifiliste platvormmoodustiste kogum.

Mandriplatvormid on justkui mandrite tuumad ja hõivavad suure osa mandrite pindalast. Mandriplatvormid koosnevad tüüpilisest mandrilisest maakoorest, mille paksus on 35–40 km. Platvormide sees ulatub litosfääri paksus 150–200 km-ni ja mõnel juhul 400 km-ni. Märkimisväärne osa platvormidest on kaetud metamorfseeruva settekattega, paksusega 3-5 km ning kurvides ja lohkudes võib paksus ulatuda 10-12 km, kohati 25 km-ni. Settekatte koostis võib sisaldada platoobasaltide katteid ja mõnikord ka rohkem felsilisi vulkaanilisi kivimeid. Seal, kus platvormid ei ole mantliga kaetud, tuleb pinnale vundament, mis koosneb erineva moondeastmega moondekivimitest, aga ka pealetükkivatest tardkivimitest, peamiselt graniidist.

Platvormidel on tasane reljeef (madal või platoo). Mõnda platvormide piirkonda võib katta madal mandrimeri (Valge ja Aasovi meri). Platvorme iseloomustavad madalad kaasaegsed vertikaalsed liikumised, väga nõrk seismilisus, vulkaanilise aktiivsuse puudumine ja vähenenud soojusvoog (võrreldes keskmise Maaga).

Mandriplatvormid jagunevad iidseteks ja noorteks.

Muistsed on kõige tüüpilisemad eelkambriumi, enamasti vara-eelkambriumi aluspõhjaga platvormid ja moodustavad mandrite vanimad kesksed osad. Iidsete platvormide hulka kuuluvad Põhja-Ameerika, Ida-Euroopa, Siberi, Hiina-Korea. Need platvormid moodustavad põhjapoolse platvormide rea. Järgmisena tulevad Lõuna-Ameerika, Aafrika, Hindustani, Austraalia, Antarktika, mis hõivavad lõunapoolse rea. Eraldi rühma kuulub Lõuna-Hiina platvorm, mida Jaapani geoloogid nimetavad Jangtseks. Nende platvormide vundamentidel domineerivad arheaalsed moodustised. Neile järgnevad varajane proterosoikum, keskmine proterosoikum ja ülemproterosoikum.

Iidsetel platvormidel on hulknurkne piirjoon ja need on külgnevatest nihkejõustruktuuridest eraldatud ettepoole suunatud süvenditega. Need süvendid asetsevad platvormide langetatud servade peal või kattuvad otseselt tektooniliste tsoonidega nende tõukejõu perifeersete tsoonidega. Ida-Euroopa platvormi äärealadel täheldatakse mõlemat tüüpi selliseid suhteid.

Seega on iidsete mandriplatvormide peamised omadused:

• 1) kahekorruseline ehitis (vundament koosneb eelkambriumi kivimitest ja settekattest);
• 2) püsiva paksuse ja sama koostisega settekatte suur levik;
• 3) katkendlik voltimine;
• 4) katte konstruktsioonide ja keldri voltimise vahelise otsese päriliku seose puudumine.

Noored mandriplatvormid hõivavad kontinentidest palju väiksema ala (umbes 5%) ja asuvad peamiselt mandrite äärealadel või iidsete platvormide vahel.

Noorte platvormide hulka kuuluvad Kesk-Euroopa ja Lääne-Euroopa, Ida-Austraalia ja Patagoonia platvormid. Need asuvad mandrite äärealadel. Lääne-Siberi platvorm viitab iidsete platvormide vahel asuvatele platvormidele.

Noorte platvormide kelder koosneb peamiselt fanerosoikumi ajastu sette-vulkaanilistest kivimitest, mis on nõrgalt moondunud. Graniidid ja muud pealetükkivad moodustised mängivad keldri koostises allutatud rolli ja seetõttu nimetatakse noorte platvormide keldrit mitte kristalseks, vaid voldituks. Seetõttu erineb noorte platvormide kelder settekatte keldrist ainult suure nihkega. Seoses sellega, olenevalt noorte platvormide keldri lõpliku voltimise vanusest, jagatakse kõik platvormid või nende osad epi-kaledoonia, epi-hertüünia ja epi-kimmeri osadeks.

Noorte platvormide settekate koosneb juura või kriidiajastu-kvaternaari ladestustest. Niisiis algab Epi-Hercynia platvormidel kate Ülem-Perianist ja Epi-Kaledoonia platvormidel Ülem-Devonist. Tänu sellele, et noored platvormid sisse rohkem settekattega kaetud kui muistsed, kirjanduses nimetatakse neid sageli plaatideks.

Seega iseloomustavad noori platvorme järgmised omadused:

• 1) kolmekorruseline ehitis: vundament, vahekompleks ja settekate;
• 2) noorplatvormid paiknevad geosünklinaalsete vööde äärealadel ja muinasplatvormide ristumiskohas;
• 3) struktuuriplaani osaline pärand ja aluse voltimise tüüp settekattes;
• 4) nii katkendliku kui ka lineaarse voltimise tüübi olemasolu.

Territooriumi aluseks olevad tektoonilised struktuurid	pinnavorm	Mineraalid	Ühenduse järeldus
Koola poolsaar	Koola poolsaare reljeef koosneb nõgudest, terrassidest, mägedest ja platoodest. Poolsaare mäeahelikud tõusevad üle 800 meetri üle merepinna. Koola poolsaare tasandikud on hõivatud soode ja arvukate järvedega.	Mineraaliliikide mitmekesisuse poolest pole Koola poolsaarel maailmas analooge. Selle territooriumilt on avastatud umbes 1000 mineraali – peaaegu 1/3 kõigist Maal teadaolevatest mineraalidest. Umbes 150 mineraali ei leidu kusagil mujal. Apatiidi-nefeliini maakide (Hibiini), raua, nikli, plaatinametallide, haruldaste muldmetallide, liitiumi, titaani, berülliumi, ehitus- ja ehete ning dekoratiivkivide (amazoniit, ametüst, krüsoliit, granaat, jaspis, ioliit jne) maardlad, keraamilised pegmatiidid, vilgukivid (muskoviit, flogopiit ja vermikuliit on maailma suurimad varud)
Uurali mäed	Uuralid on piirkond, kus piirnevad erinevad pinnavormid. Uurali mäed on madalad. Vaid üksikud tipud ulatuvad 1500 m kõrgusele Uurali kõrgeim tipp on Narodnaja mägi (1895 m). Mäed koosnevad mitmest üksteisega paralleelsest ahelast. Ahelikud on eraldatud piki ja risti süvenditega, mida mööda voolavad jõed. Lisaks on need tugevasti kahjustatud. Seal on palju suhteliselt tasaseid pindu. Kuid kuigi Uurali mäed pole kõrged, on nad siiski mäed. Suurimad linnad Uuralid asuvad kas tasastel aladel või kuni 400 m kõrgusel merepinnast.	Uuralid on erinevate mineraalide aardel. NSV Liidus välja töötatud 55 kõige olulisema mineraali tüübist on Uuralites esindatud 48. Uuralite idapoolsetes piirkondades on vasepüriidimaakide maardlad (Gaiskoje, Sibayskoje, Degtjarskoje maardlad, Kirovgradskaja ja Krasnouralskaja rühmad). maardlad), skarnmagnetiit (Goroblagodatskoje, Võsokogorskoje, Magnitogorskoje maardlad), titaanmagnetiit (Kachkanarskoje, Pervouralskoje), oksiidnikli maagid (Orsko-Khalilovskoe maardlate rühm) ja kromimaagid (peamiselt Kempirsai massiivi roheliste kivide maardlad), Uurali vöö, söemaardlad (Tšeljabinski söebassein), kulla (Kochkarskoe, Berezovskoe) ja plaatina (Isovskie) platserid ja esmased maardlad. Siin asuvad suurimad boksiidi (Põhja-Uurali boksiidi sisaldav piirkond) ja asbesti (Bazhenovskoje) maardlad. Uuralite läänenõlval ja Uuralites leidub kivisöe (Petšora söebassein, Kizeli söebassein), nafta ja gaasi (Volga-Uurali nafta- ja gaasipiirkond, Orenburgi gaasikondensaadiväli), kaaliumisoolade (Verkhnekamski vesikond) maardlaid. . Uuralid on eriti kuulsad oma "kalliskivide" - vääris-, poolvääriskivide ja dekoratiivkivide (smaragd, ametüst, akvamariin, jaspis, rodoniit, malahhiit jne) poolest. Mägede sügavused sisaldavad üle kahesaja erineva mineraali. Uurali malahhiidist ja jaspisest valmistati nii Peterburi Ermitaaži kausid kui ka Lunastajavere kiriku siseviimistlus ja altar.