Reklaam portaalis

Maa sisemine struktuur. Maakoore peamised struktuurivööndid ja nende areng Kõige iidseim maakoor tekkis gravitatsioonilise segunemise käigus

Maakoore pindala, mis on tektoonilisest plaadist oluliselt väiksem, stabiilne või tervikuna liikuv ja mida piiravad katkestused... Geograafia sõnaraamat

volditud ala- maakoore osa, mille sees on volditud kivimikihid. Haridus enamikus S. piirkonnas. on geosünklinaalsetes vööndites maakoore liikuvate tsoonide loomulik arenguetapp (vt Geosünklinaalne vöö). Tõttu... ...

GEOFÜÜSILINE ANOMAALIA- maakoore või Maa pinna osa, mis erineb oluliselt kõrguselt. või alla. füüsikaliste omaduste väärtused nullid (gravitatsioonilised, magnetilised, elektrilised, elastsed vibratsioonid, lõpp-, tuumakiirgus) võrreldes taustväärtustega ja loomulikult... ... Suur entsüklopeediline polütehniline sõnaraamat

Maagi piirkond- maakoore osa, millel on ühte või mitut sarnast geneetilist tüüpi maagimaardlaid (vt maagimaardlad), mis on piiratud suurte tektooniliste struktuuridega (antiklinooria, sünklinoorium, mediaanmassiivid, kilbid, sünekliisid... Suur Nõukogude entsüklopeedia

GEOKEEMILINE ANOMAALIA- maakoore (või maapinna) lõik, mis on oluliselt kõrgem. kontsentratsioonid k.l. chem. elemendid või nende ühendid võrreldes taustväärtustega ja looduslikult paiknevad mineraalide (maagi... ...

GEOKEEMILINE PROVINTS- maakoore osa kõrgemal. või alla. sisu k.l. chem. elemendid sepikojas tõud (võrreldes Clarkiga). Geokeemiliste uuringute planeerimisel ja läbiviimisel arvestatakse geokeemilise leiukoha iseloomu. otsib... Loodusteadus. entsüklopeediline sõnaraamat

AUTOCHTON- - üle selle tõugatud tektoonilise katte all olev maakoore osa - allohton... Paleomagnetoloogia, petromagnetoloogia ja geoloogia. Sõnastik-teatmik.

SP 151.13330.2012: Tuumaelektrijaamade asukoha määramise, projekteerimise ja ehitamise tehnilised uuringud. I osa. Tehnilised uuringud projekteerimiseelse dokumentatsiooni väljatöötamiseks (punkti valik ja tuumaelektrijaama asukoha valik)- Terminoloogia SP 151.13330.2012: Tuumaelektrijaamade asukoha määramise, projekteerimise ja ehitamise tehnilised uuringud. I osa. Tehnilised uuringud projekteerimiseelse dokumentatsiooni väljatöötamiseks (punkti valik ja tuumaelektrijaama asukoha valik): 3.48 MSK 64: 12… … Normatiivse ja tehnilise dokumentatsiooni terminite sõnastik-teatmik

Viga- Sellel terminil on muid tähendusi, vt Gap. San Andreas Fault California, USA ... Wikipedia

Maavärinad- Teaduses tähistab nimi Maa kõiki maakoore värinaid, olenemata nende intensiivsusest, olemusest, kestusest ja tagajärgedest, mis on põhjustatud maa sisikonda peidetud sisemistest põhjustest. Hostelis on nimi Z. reserveeritud ainult neile... Entsüklopeediline sõnaraamat F.A. Brockhaus ja I.A. Efron

mandriosa- (mandriosa), suur maakoore mass, millest suurem osa ulatub maismaa kujul üle Maailma ookeani taseme ja selle perifeerne osa on ookeanipinnast allpool. Mandrite maakoort iseloomustab “graniidi” kihi olemasolu ja vrd... ... Geograafiline entsüklopeedia

Maakoor moodustab tahke Maa ülemise kesta ja katab planeedi peaaegu pideva kihiga, muutes selle paksuse 0-lt mõnel pool ookeani keskseljandike ja ookeanimurde piirkondades 70–75 km-ni kõrgete mäestruktuuride all (Khain, Lomise, 1995). ). Maakoore paksus mandritel, mis on määratud pikisuunaliste seismiliste lainete liikumiskiiruse suurenemisega kuni 8-8,2 km/s ( Mohorovici piir, või Moho piir), ulatub 30-75 km-ni ja ookeanisüvendites 5-15 km-ni. Esimest tüüpi maakoor oli nimetatud ookeaniline,teiseks- kontinentaalne.

Ookeani koorik hõivab 56% maapinnast ja on väikese paksusega 5–6 km. Selle struktuur koosneb kolmest kihist (Khain ja Lomise, 1995).

Esiteks, või setteline, kiht, mille paksus ei ületa 1 km, asub ookeanide keskosas ja ulatub nende äärealadel 10–15 km paksuseks. Ookeani keskaheliku aksiaalvööndites puudub see täielikult. Kihi koostises on savised, räni- ja karbonaatsed süvamere pelaagilised setted (joon. 6.1). Karbonaatsete setted ei jaotu sügavamale kui karbonaadi kogunemise kriitiline sügavus. Mandrile lähemal paistab maalt kantud klastilise materjali segu; need on nn hemipelaagilised setted. Pikisuunaliste seismiliste lainete levimiskiirus on siin 2–5 km/s. Selle kihi setete vanus ei ületa 180 miljonit aastat.

Teine kiht selle põhiosas (2A) koosneb see haruldaste ja õhukeste pelaagiliste vahekihtidega basaltidest

Riis. 6.1. Ookeanide litosfääri läbilõige võrreldes ofioliitallohtoonide keskmise läbilõikega. Allpool on toodud mudel lõigu peamiste üksuste moodustamiseks ookeanis leviv tsoonis (Khain ja Lomise, 1995). Legend: 1-

pelaagilised setted; 2 – pursanud basaltid; 3 – paralleeltammide kompleks (doleriidid); 4 – ülemised (mittekihilised) gabro ja gabro-doleriidid; 5, 6 – kihiline kompleks (kumulaadid): 5 – gabroidid, 6 – ultrabasiidid; 7 – tektoniseeritud peridotiidid; 8 – basaalne metamorfne aureool; 9 – basaltmagma muutus I–IV – kristalliseerumistingimuste järjestikune muutumine kambris kaugusega levimise teljest

ikaalsed sademed; basaltidel on sageli iseloomulik padja (ristlõikes) eraldatus (padjalaavat), kuid esineb ka massiivseid basalte katteid. Teise kihi (2B) alumises osas tekivad paralleelsed doleriiditammid. 2. kihi kogupaksus on 1,5–2 km ja pikisuunaliste seismiliste lainete kiirus 4,5–5,5 km/s.

Kolmas kiht Ookeaniline maakoor koosneb põhilise ja alluva ülialuselise koostisega holokristallilistest tardkivimitest. Selle ülaosas on tavaliselt välja arendatud gabro tüüpi kivimid ja alumine osa koosneb "ribakompleksist", mis koosneb vahelduvatest gabrodest ja ultraramafiitidest. 3. kihi paksus on 5 km. Pikilainete kiirus selles kihis ulatub 6–7,5 km/s.

Arvatakse, et 2. ja 3. kihi kivimid tekkisid samaaegselt 1. kihi kivimitega.

Ookeaniline maakoor või õigemini ookeani tüüpi maakoor ei piirdu oma levikuga ookeanipõhjaga, vaid on arenenud ka ääremere süvamerebasseinides, nagu Jaapani meri, Lõuna-Ohhotski (Kurili) vesikond. Okhotski mere, Filipiinide, Kariibi mere ja paljude teiste kohta

mered. Lisaks on tõsine põhjust kahtlustada, et mandrite sügavates lohkudes ning madalates sise- ja ääremeredes, nagu Barents, kus settekatte paksus on 10–12 km või rohkem, on selle all ookeanilist tüüpi maakoor. ; Sellest annavad tunnistust seismiliste lainete pikisuunalised kiirused suurusjärgus 6,5 km/s.

Eespool öeldi, et tänapäevaste ookeanide (ja marginaalsete merede) maakoore vanus ei ületa 180 miljonit aastat. Mandrite kurrutatud vööde seest leiame aga ka palju iidsemat, kuni vara-eelkambriumini välja ookeani tüüpi maakoort, mida esindab nn. ofioliidi kompleksid(või lihtsalt ofioliitid). See termin kuulub saksa geoloogile G. Steinmannile ja pakkus selle välja 20. sajandi alguses. tähistada kivimite iseloomulikku "kolmkõla", mida tavaliselt leidub koos volditud süsteemide keskvööndites, nimelt serpentiniseeritud ultramafilised kivimid (analoogne kihiga 3), gabro (analoogne kihiga 2B), basaltid (analoog kihiga 2A) ja radiolariidid (analoogne). kihile 1). Selle kivimi parageneesi olemust on pikka aega valesti tõlgendatud; eriti peeti gabrosid ja hüperbasiite pealetükkivateks ja nooremateks kui basaltid ja radiolariidid. Alles 60ndatel, kui saadi esimene usaldusväärne teave ookeani maakoore koostise kohta, sai selgeks, et ofioliidid on geoloogilise mineviku ookeanikoor. See avastus oli Maa liikuvate vööde tekketingimuste õigeks mõistmiseks äärmiselt oluline.

Ookeanide maakoore struktuurid

Pideva leviku piirkonnad ookeaniline maakoor väljendub Maa reljeefis ookeanilinedepressioonid. Ookeanibasseinides eristatakse kahte suurimat elementi: ookeaniplatvormid Ja ookeanilised orogeensed vööd. Ookeani platvormid(või tha-lassokratonid) on põhjatopograafias ulatuslikud, sügavad tasased või künklikud tasandikud. TO ookeanilised orogeensed vööd Nende hulka kuuluvad ookeani keskahelikud, mille kõrgus ümbritsevast tasandikust on kuni 3 km (mõnes kohas tõusevad need saartena üle ookeani taseme). Mööda seljandiku telge on sageli jälgitav lõhede vöönd - kitsad 12-45 km laiused grabenid 3-5 km sügavusel, mis näitab maakoore laienduse domineerimist neil aladel. Neid iseloomustab kõrge seismilisus, järsult suurenenud soojusvoog ja ülemise vahevöö madal tihedus. Geofüüsikalised ja geoloogilised andmed näitavad, et settekatte paksus väheneb, kui see läheneb seljandike aksiaalsetele tsoonidele, ja ookeaniline maakoor kogeb märgatavat tõusu.

Maakoore järgmine suurem element on üleminekutsoon mandri ja ookeani vahel. See on maapinna maksimaalse dissektsiooni ala, kus neid on saarekaared, mida iseloomustab kõrge seismilisus ja kaasaegne andesiit- ja andesiit-basaltlik vulkanism, süvamerekraavid ja ääremere süvamere lohud. Maavärinate allikad moodustavad siin seismofokaalse tsooni (Benioff-Zavaritsky tsoon), mis sukeldub mandrite alla. Üleminekutsoon on kõige

avaldub selgelt Vaikse ookeani lääneosas. Seda iseloomustab maakoore vahepealne ehitustüüp.

Mandriline maakoor(Khain, Lomise, 1995) on jaotunud mitte ainult mandrite endi, st maismaa piires, välja arvatud kõige sügavamad lohud, vaid ka mandri servade šelfitsoonides ja ookeanibasseinides-mikromandrites üksikutes piirkondades. Mandri maakoore kogu arengupindala on aga väiksem kui ookeanilise maakoore oma, moodustades 41% maapinnast. Mandri maakoore keskmine paksus on 35-40 km; see väheneb mandrite servade suunas ja mikromandrite sees ning suureneb mägistruktuuride all 70-75 km-ni.

Kokkuvõttes, mandriline maakoor, nagu ookeaniline, on kolmekihilise struktuuriga, kuid kihtide, eriti kahe alumise, koostis erineb oluliselt ookeanilises maakoores täheldatust.

1. settekiht, mida tavaliselt nimetatakse settekatteks. Selle paksus varieerub nullist kilpidel ja platvormide vundamentide väiksematel tõusul ja volditud konstruktsioonide teljesuunalistel aladel kuni 10 ja isegi 20 km platvormi süvendites, mäevööde eesmistes ja mägedevahelistes lohkudes. Tõsi, nendes lohkudes setete aluseks olev maakoor ja tavaliselt nn konsolideeritud, võib olla juba oma olemuselt lähemal ookeanilisele kui mandrile. Settekihi koostisse kuuluvad mitmesugused peamiselt mandri- või madalamerelised settekivimid, harvem batüüaalsed (taas sügavates lohkudes) ja ka kaugemad settekivimid.

mitte kõikjal, põhiliste tardkivimite katted ja künnised moodustavad püünisvälju. Pikilainete kiirus settekihis on 2,0-5,0 km/s, karbonaatsete kivimite maksimumiga. Settekatte kivimite vanusevahemik on kuni 1,7 miljardit aastat, s.o suurusjärgu võrra kõrgem kui tänapäevaste ookeanide settekiht.

2. Ülemine kiht konsolideeritud kooriku ulatub päevapinnale kilpidel ja platvormide massiividel ning volditud konstruktsioonide teljesuunalistes tsoonides; see avastati 12 km sügavuselt Koola kaevust ja palju väiksema sügavusega kaevudest Volga-Uurali piirkonnas Venemaa laamadel, USA keskkontinendi plaadil ja Balti kilbil Rootsis. Lõuna-India kullakaevandus läbis selle kihi kuni 3,2 km, Lõuna-Aafrikas - kuni 3,8 km. Seetõttu on selle kihi, vähemalt selle ülemise osa koostis üldiselt hästi teada, selle koostises on põhiroll erinevatel kristallkiledel, gneissidel, amfiboliididel ja graniididel ning seetõttu nimetatakse seda sageli ka graniitgneissiks. Pikilainete kiirus selles on 6,0-6,5 km/s. Rifea-paleosoikumi või isegi mesosoikumi vanusega noorte platvormide vundamendis ja osaliselt noorte kurdstruktuuride sisevööndites koosneb sama kiht vähem tugevalt moondunud (amfiboliidi asemel rohekasfaatsia) kivimitest ja sisaldab vähem graniite. ; sellepärast seda siin sageli kutsutaksegi graniit-metamorfne kiht, ja tüüpilised pikisuunalised kiirused selles on suurusjärgus 5,5-6,0 km/s. Selle maakoorekihi paksus ulatub platvormidel 15-20 km ja mägirajatiste korral 25-30 km-ni.

3. Konsolideeritud koore alumine kiht. Esialgu eeldati, et konsolideeritud maakoore kahe kihi vahel on selge seismiline piir, mis nimetati selle avastaja, saksa geofüüsiku järgi Conradi piiriks. Äsja mainitud kaevude puurimine on seadnud kahtluse alla sellise selge piiri olemasolu; mõnikord tuvastab seismilisus maakoores mitte ühe, vaid kaks (K 1 ja K 2) piiri, mis andis aluse eristada maakoore alumises osas kahte kihti (joon. 6.2). Alumist maakoort moodustavate kivimite koostis, nagu märgitud, ei ole piisavalt teada, kuna selleni pole kaevud jõudnud ja see on pinnal fragmentaarselt paljandunud. Põhineb

Riis. 6.2. Mandrilise maakoore struktuur ja paksus (Khain, Lomise, 1995). A - Peamised sektsioonide tüübid seismiliste andmete järgi: I-II - iidsed platvormid (I - kilbid, II

Syneclises), III - riiulid, IV - noored orogeenid. K 1 , K 2 -Conrad pinnad, M-Mohorovicic pind, kiirused on näidatud pikisuunalistele lainetele; B - mandri maakoore paksuse jaotuse histogramm; B - üldistatud tugevusprofiil

Üldistel kaalutlustel jõudis V. V. Belousov järeldusele, et alumises maakoores peaksid domineerima ühelt poolt kõrgema moondeastmega kivimid ja teiselt poolt põhilisema koostisega kivimid kui ülemises maakoores. Sellepärast nimetas ta seda ajukoore kihti gra-nullite-mafiline. Belousovi oletus leiab üldiselt kinnitust, kuigi paljandid näitavad, et alumise maakoore koostises ei osale mitte ainult aluselised, vaid ka happelised granuliidid. Praegu eristab enamik geofüüsikuid ülemist ja alumist maakoort teisel alusel – nende suurepäraste reoloogiliste omaduste järgi: ülemine maakoor on kõva ja rabe, alumine koor on plastiline. Alumises maakoores on pikilainete kiirus 6,4-7,7 km/s; kuulumine selle kihi alumiste kihtide koorikusse või vahevöösse kiirustega üle 7,0 km/s on sageli vastuoluline.

Maakoore kahe äärmusliku tüübi – ookeanilise ja mandrilise – vahel on üleminekutüübid. Üks nendest - subokeaaniline maakoor - arenenud piki mandri nõlvadel ja jalamil ning võib-olla mõne mitte väga sügava ja laia ääre- ja sisemere basseinide põhja all. Subokeaaniline maakoor on mandriline maakoor, mis on hõrenenud 15-20 km pikkuseks ja mille läbivad põhiliste tardkivimite tammid ja künnised.

koor See paljastati süvamere puurimisel Mehhiko lahe sissepääsu juures ja paljastati Punase mere rannikul. Teist tüüpi üleminekuajukoor on subkontinentaalne- moodustub juhul, kui ookeaniline maakoor ensimaatilistes vulkaanilistes kaartes muutub mandriliseks, kuid ei ole veel saavutanud täielikku küpsust, millel on vähendatud, alla 25 km paksune ja madalam konsolideerumisaste, mis kajastub madalamas seismiliste lainete kiirused - maakoore alumises osas mitte rohkem kui 5,0-5,5 km/s.

Mõned teadlased nimetavad eritüüpidena veel kahte ookeanikoore tüüpi, millest oli juba eespool juttu; see on esiteks ookeani sisetõusude ookeaniline maakoor, mis on paksenenud 25-30 km-ni (Island jne) ja teiseks ookeani tüüpi maakoor, mis on "peale ehitatud" paksu, kuni 15-20 km kaugusel. km, settekate (Kaspia bassein jne).

Mohorovici pind ja ülemise mana koostistii. Maakoore ja vahevöö piiri, mida tavaliselt seismiliselt üsna selgelt väljendatakse pikisuunaliste lainekiiruste hüppega 7,5–7,7–7,9–8,2 km/s, tuntakse Mohorovici pinnana (või lihtsalt Moho ja isegi M), mida nimetatakse Horvaatia geofüüsik, kes selle rajas. Ookeanides vastab see piir üleminekule 3. kihi triibulisest kompleksist, kus domineerivad gabroidid, pidevatele serpentiniseerunud peridotiitidele (harzburgiidid, lherzoliidid), harvemini duniitidele, põhjapinnale väljaulatuvates kohtades ja kivimites. Sao Paulo Atlandi ookeanis Brasiilia ranniku lähedal ja o. Zabargad Punases meres, kerkib maapinnast kõrgemale

mere raev. Ookeani vahevöö tippe võib maismaal kohati jälgida ofioliidikomplekside põhja osana. Nende paksus Omaanis ulatub 8 km-ni ja Paapua Uus-Guineas võib-olla isegi 12 km-ni. Need koosnevad peridotiitidest, peamiselt harzburgiitidest (Khain ja Lomise, 1995).

Torudest pärit laavade ja kimberliitide inklusioonide uurimine näitab, et mandrite all koosneb ülemine vahevöö peamiselt peridotiididest, nii siin kui ka ookeanide all ülemises osas on need spinellperidotiidid ja allpool granaadid. Kuid mandri vahevöös esineb samadel andmetel lisaks peridotiitidele vähesel määral ka eklogiite, st sügavalt moondunud põhikivimeid. Eklogiidid võivad olla ookeanilise maakoore moondunud säilmed, mis on tõmmatud vahevöösse selle maakoore allasurumise (subduktsiooni) käigus.

Vahevöö ülemine osa on sekundaarselt kahanenud mitmete komponentide poolest: ränidioksiid, leelised, uraan, toorium, haruldased muldmetallid ja muud ebajärjekindlad elemendid, mis on tingitud maakoore basaltsete kivimite sulamisest sellest. See "kurnatud" ("kurnatud") vahevöö ulatub mandrite alla sügavamale (hõlmades kogu või peaaegu kogu selle litosfääriosa) kui ookeanide all, andes teed sügavamale "kurnamata" vahevööle. Mantli keskmine esmane koostis peaks olema lähedane spinell-lhersoliidile või peridotiidi ja basaldi hüpoteetilisele segule vahekorras 3:1, mille on nimetanud Austraalia teadlane A.E. Ringwood. püroliit.

Umbes 400 km sügavusel algab seismiliste lainete kiiruse kiire tõus; siit kuni 670 km

kustutatud Golitsõni kiht, nime saanud vene seismoloogi B.B. Golitsõn. Seda eristatakse ka keskmise mantlina või mesosfäär -üleminekutsoon ülemise ja alumise vahevöö vahel. Golitsyni kihi elastsete vibratsioonide kiiruse suurenemine on seletatav vahevöö materjali tiheduse suurenemisega ligikaudu 10% võrra, mis on tingitud mõne mineraali liigi üleminekust teistele, aatomite tihedama pakkimisega: oliviin spinelliks. , pürokseen granaadiks.

Alumine mantel(Hain, Lomise, 1995) algab umbes 670 km sügavuselt. Alumine vahevöö peaks koosnema peamiselt perovskiidist (MgSiO 3) ja magneesiumwustiidist (Fe, Mg)O – keskmise vahevöö mineraalide edasise muutumise saadused. Maa tuum oma välimises osas on seismoloogia järgi vedel ja sisemine osa taas tahke. Konvektsioon välissüdamikus tekitab Maa peamise magnetvälja. Tuuma koostist aktsepteerib valdav enamus geofüüsikuid rauana. Kuid jällegi on eksperimentaalsete andmete kohaselt vaja lubada nikli, aga ka väävli või hapniku või räni segu, et selgitada tuuma tiheduse vähenemist võrreldes puhta raua puhul määratuga.

Seismilise tomograafia andmetel südamiku pind on ebaühtlane ja moodustab kuni 5-6 km amplituudiga eendeid ja lohke. Vahevöö ja südamiku piiril eristatakse üleminekukihti indeksiga D (koorik on tähistatud indeksiga A, ülemine vahevöö - B, keskmine - C, alumine - D, koore ülemine osa alumine vahevöö - D"). Kihi D" paksus ulatub kohati 300 km-ni.

Litosfäär ja astenosfäär. Erinevalt maakoorest ja vahevööst, mida eristavad geoloogilised andmed (materjali koostise järgi) ja seismoloogilised andmed (seismiliste lainete kiiruste hüpe Mohorovici piiril), on litosfäär ja astenosfäär puhtalt füüsikalised või pigem reoloogilised mõisted. Astenosfääri tuvastamise esialgne alus on nõrgenenud plastikust kest. jäigema ja haprama litosfääri aluseks oli vajadus selgitada maakoore isostaatilise tasakaalu fakti, mis avastati mäestruktuuride jalamil gravitatsiooni mõõtmisel. Esialgu eeldati, et sellised ehitised, eriti nii uhked nagu Himaalaja, tekitavad liigse gravitatsiooni. Kui aga 19. sajandi keskel. tehti vastavad mõõtmised, selgus, et sellist külgetõmmet ei täheldatud. Järelikult on isegi suured ebatasasused maapinna reljeefis kuidagi kompenseeritud, tasakaalustatud sügavusel nii, et maapinna tasemel ei esine olulisi kõrvalekaldeid gravitatsiooni keskmistest väärtustest. Seega jõudsid teadlased järeldusele, et maakoorel on üldine tendents tasakaalustada vahevöö arvelt; seda nähtust nimetatakse isostaasia(Hain, Lomise, 1995) .

Isostaasi rakendamiseks on kaks võimalust. Esimene on see, et mägedel on vahevöösse sukeldatud juured, st isostaasi tagavad maakoore paksuse kõikumised ja viimase alumisel pinnal on maapinna reljeefile vastandlik reljeef; see on inglise astronoomi J. Airy hüpotees

(joonis 6.3). Piirkondlikus mastaabis on see enamasti põhjendatud, kuna mäestruktuuridel on tegelikult paksem maakoor ja maakoore maksimaalne paksus on täheldatav neist kõige kõrgemal (Himaalaja, Andid, Hindu Kush, Tien Shan jne). Kuid võimalik on ka teine ​​isostaasi rakendamise mehhanism: suurenenud reljeefiga alad peaksid koosnema vähem tihedatest kivimitest ja madalama reljeefiga alad peaksid koosnema tihedamatest kivimitest; See on teise inglise teadlase J. hüpotees. Pratt. Sel juhul võib maakoore põhi olla isegi horisontaalne. Mandrite ja ookeanide tasakaal saavutatakse mõlema mehhanismi koosmõjul – ookeanide all olev maakoor on nii palju õhem kui ka märgatavalt tihedam kui mandrite all.

Suurem osa Maa pinnast on isostaatilise tasakaalu lähedases olekus. Suurimad kõrvalekalded isostaasist – isostaatilised anomaaliad – on leitud saarekaaredes ja nendega seotud süvamere kaevikutes.

Et isostaatilise tasakaalu soov oleks efektiivne, st lisakoormusel maakoor vajuks ja koormuse eemaldamisel tõuseks, on vaja, et maakoore all oleks piisavalt plastiline kiht, mis oleks võimeline voolab kõrgendatud geostaatilise rõhuga piirkondadest madala rõhuga piirkondadesse. Just sellele kihile, mis algselt tuvastati hüpoteetiliselt, pakkus Ameerika geoloog J. Burrell nime. astenosfäär, mis tähendab "nõrk kest". See oletus leidis kinnitust alles palju hiljem, 60ndatel, kui seismiline

Riis. 6.3. Maakoore isostaatilise tasakaalu skeemid:

A - autor J. Erie b - autor J. Pratt (Khain, Koronovski, 1995)

palgid (B. Gutenberg) avastasid maakoore all mingil sügavusel seismiliste lainete kiiruse vähenemise või suurenemise puudumise tsooni, mis on loomulik koos rõhu suurenemisega. Seejärel ilmus teine ​​​​astenosfääri rajamise meetod - magnetotellurilise sondeerimise meetod, mille puhul astenosfäär avaldub vähendatud elektritakistuse tsoonina. Lisaks on seismoloogid tuvastanud veel ühe astenosfääri tunnuse – seismiliste lainete suurenenud sumbumise.

Astenosfäär mängib juhtivat rolli ka litosfääri liikumistes. Astenosfääri aine vool kannab mööda litosfääri plaate ja põhjustab nende horisontaalset liikumist. Astenosfääri pinna tõus toob kaasa litosfääri tõusu ja äärmisel juhul katkemise selle järjepidevuses, eraldumise ja vajumise tekke. Viimane toob kaasa ka astenosfääri väljavoolu.

Seega kahest kestast, mis moodustavad tektonosfääri: astenosfäär on aktiivne element ja litosfäär on suhteliselt passiivne element. Nende koostoime määrab maakoore tektoonilise ja magmaatilise "elu".

Ookeani keskaheliku aksiaalsetes vööndites, eriti Vaikse ookeani idarannikul, asub astenosfääri tipp vaid 3-4 km sügavusel, s.t litosfäär on piiratud ainult maakoore ülemise osaga. Liikudes ookeanide äärealade poole, suureneb litosfääri paksus tänu

alumine maakoor ja peamiselt ülemine vahevöö ning võib ulatuda 80–100 km kaugusele. Mandrite keskosades, eriti iidsete platvormide, näiteks Ida-Euroopa või Siberi, kilpide all mõõdetakse litosfääri paksuseks juba 150–200 km või rohkem (Lõuna-Aafrikas 350 km); mõnede ideede kohaselt võib see ulatuda 400 km-ni, st siin peaks kogu Golitsyni kihi kohal olev ülemine vahevöö olema osa litosfäärist.

Raskus astenosfääri tuvastamisel rohkem kui 150–200 km sügavusel on tekitanud mõnedes uurijates kahtlusi selle olemasolu suhtes selliste alade all ja viinud nad alternatiivsele ideele, et astenosfääri kui pidevat kesta, st geosfääri ei eksisteeri. , kuid seal on rida lahtiühendatud "asteenolense"" Me ei saa nõustuda selle järeldusega, mis võib olla geodünaamika jaoks oluline, kuna just need alad näitavad kõrget isostaatilist tasakaalu, kuna need hõlmavad ülaltoodud näiteid kaasaegse ja iidse jäätumise aladest - Gröönimaa jne.

Põhjus, miks astenosfääri pole kõikjal lihtne tuvastada, on ilmselgelt selle viskoossuse muutus külgsuunas.

Mandri maakoore peamised struktuurielemendid

Mandritel eristatakse kahte maakoore struktuurielementi: platvormid ja liikuvad vööd (Historical Geology, 1985).

Definitsioon:platvorm- isomeetrilise kuju ja kahekorruselise struktuuriga mandrilise maakoore stabiilne jäik osa (joonis 6.4). Alumine (esimene) konstruktsiooniline korrus – kristalne vundament, mida esindavad tugevalt nihkunud moondunud kivimid, millesse tungivad sissetungid. Ülemine (teine) konstruktsioonikorrus lamab õrnalt settekate, nõrgalt nihestunud ja metamorfseerumata. Nimetatakse väljapääsud alumise konstruktsioonikorruse päevapinnale kilp. Settekattega kaetud vundamendi alasid nimetatakse pliit. Plaadi settekatte paksus on paar kilomeetrit.

Näide: Ida-Euroopa platvormil on kaks kilpi (Ukraina ja Baltikumi) ja Venemaa plaat.

Platvormi teise korruse konstruktsioonid (korpus) On negatiivseid (läbipainded, sünekliisid) ja positiivsed (antekliinid). Sünekliisidel on taldriku kuju ja antekliisidel on tagurpidi taldriku kuju. Setete paksus on sünekliisil alati suurem ja antekliisil väiksem. Nende konstruktsioonide läbimõõduga mõõtmed võivad ulatuda sadade või mõne tuhande kilomeetrini ning kihtide langemine tiibadele on tavaliselt mõni meeter 1 km kohta. Nendel struktuuridel on kaks määratlust.

Definitsioon: sünekliis on geoloogiline struktuur, mille kihtide langemine on suunatud perifeeriast keskmesse. Antekliis on geoloogiline struktuur, mille kihtide langemine on suunatud tsentrist perifeeriasse.

Definitsioon: sünekliis - geoloogiline struktuur, mille südamikus tekivad nooremad setted ja piki servi

Riis. 6.4. Platvormi struktuuriskeem. 1 - volditud vundament; 2 - platvormi korpus; 3 viga (ajalooline geoloogia, 1985)

- iidsem. Antekliis on geoloogiline struktuur, mille südamikus tekivad iidsemad setted ja servades - nooremad.

Definitsioon: süvend on piklik (piklik) geoloogiline keha, mis on ristlõikes nõgusa kujuga.

Näide: Ida-Euroopa platvormi Venemaa plaadil paistavad silma antekliinid(Valgevene, Voronež, Volga-Uural jne), sünekliinid(Moskva, Kaspia jm) ja lohud (Uljanovsk-Saratov, Transnistria-Must meri jne).

Seal on katte alumiste horisontide struktuur - av-lakogeen.

Definitsioon: aulakogeen - kitsas, piklik süvend, mis ulatub üle platvormi. Aulakogeenid asuvad ülemise struktuurse põranda (katte) alumises osas ja võivad ulatuda kuni sadade kilomeetrite pikkuseni ja kümnete kilomeetriteni. Aulakogeenid moodustuvad horisontaalse pikenemise tingimustes. Neisse kogunevad paksud setete kihid, mis on murduvad ja sarnanevad koostiselt miogeosünkliinide moodustistega. Sektsiooni alumises osas on basaltid.

Näide: Pachelma (Ryazan-Saratov) aulakogeen, Dnepri-Donetsi aulakogeen Vene plaadist.

Platvormide arendamise ajalugu. Arengu ajalugu võib jagada kolme etappi. Esiteks– geosünklinaalne, millel toimub alumise (esimese) konstruktsioonielemendi (vundamendi) moodustumine. Teiseks- aulakogeenne, millel toimub olenevalt kliimast kogunemine

punase värvusega, halli värvusega või süsinikku sisaldavad setted av-lakogeenides. Kolmandaks– plaat, millel toimub suurel alal settimine ja moodustub ülemine (teine) struktuurne põrand (plaat).

Sademete kogunemise protsess toimub tavaliselt tsükliliselt. Esimesena koguneb transgressiivne merendus terrigeensed moodustamine, siis - karbonaat moodustamine (maksimaalne transgressioon, tabel 6.1). Kuivades kliimatingimustes taandarengu ajal soolakandja punaseõieline moodustumine ja niiske kliima tingimustes - paralüütiline kivisütt kandvad moodustamine. Settimistsükli lõpus tekivad setted kontinentaalne koosseisud. Iga hetk võib etapp katkeda lõksu moodustumise tõttu.

Tabel 6.1. Plaadi akumuleerumise järjestus

moodustised ja nende omadused.

Tabeli lõpp 6.1.

Sest liigutatavad rihmad (volditud alad) iseloomulik:

    nende kontuuride lineaarsus;

    kogunenud setete tohutu paksus (kuni 15-25 km);

    järjepidevus nende lademete koostis ja paksus mööda streiki volditud ala ja äkilisi muudatusi;

    omapärase olemasolu koosseisud- kivimikompleksid, mis tekkisid nende piirkondade teatud arenguetappidel ( kiltkivi, flysch, spilito-keratofüüriline, melass ja muud koosseisud);

    intensiivne effusiivne ja pealetükkiv magmatism (eriti iseloomulikud on suured graniidist intrusioonid-batoliidid);

    tugev piirkondlik metamorfism;

7) tugev voltimine, vigade rohkus, sh

tõukejõud, mis näitavad kompressiooni domineerimist. Volditud alad (vööd) tekivad geosünklinaalsete alade (vööde) asemel.

Definitsioon: geosünkliin(Joonis 6.5) - maakoore liikuv piirkond, kuhu algul kogunesid paksud setted ja vulkanogeensed kihid, seejärel purustati need keerulisteks voltideks, millega kaasnes rikete teke, sissetungide sisseviimine ja moonde. Geosünkliini väljatöötamisel on kaks etappi.

Esimene aste(tegelikult geosünklinaalne) mida iseloomustab vajumise ülekaal. Kõrge sademete hulk geosünkliinis – see on maakoore venitamise tulemus ja selle läbipaine. IN esimene pool esimeneetapid Tavaliselt kuhjuvad liivased-savised ja savised setted (moonde tulemusena moodustuvad seejärel mustad savised kiltkivid, mis vabanevad kiltkivi teke) ja lubjakivid. Subduktsiooniga võivad kaasneda rebendid, mille kaudu mafiline magma tõuseb ja purskab allveelaeva tingimustes. Pärast metamorfismi tekkinud kivimid koos kaasnevate subvulkaaniliste moodustistega annavad spiliit-keratofüüriline moodustamine. Sellega samal ajal tekivad tavaliselt ränikivimid ja jaspis.

ookeaniline

Riis. 6.5. Geosünkroniseerimisstruktuuri skeem

linali skemaatilisel ristlõikel läbi Sunda kaare Indoneesias (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991). Legend: 1 – setted ja settekivimid; 2 - vulkaan-

nic tõud; 3 – aluskorruse konti-moondekivimid

Määratud koosseisud koguneda samaaegselt, Aga erinevates valdkondades. Kogunemine spilito-keratophyric moodustumine toimub tavaliselt geosünkliini siseosas - in eugeosünkliinid. Sest eugeo-sünkliinid Iseloomustab paksude, tavaliselt põhikoostisega vulkanogeensete kihtide teke ning gabro-, diabaasi- ja ülialuseliste kivimite intrusioonide sissetoomine. Geosünkliini ääreosas, piki selle piiri platvormiga, asuvad tavaliselt miogeosünkliinid. Siia kogunevad peamiselt terrigeensed ja karbonaatsed kihid; Vulkaanilisi kivimeid pole ja sissetungid pole tüüpilised.

Esimese etapi esimesel poolel Suurem osa geosünkliinist on meri märkimisväärsegasügavused. Selle tõestuseks on setete peenteralisus ja faunaleide (peamiselt nekton ja plankton) haruldus.

TO esimese etapi keskel erineva vajumiskiiruse tõttu tekivad alad geosünkliini erinevatesse osadesse suhteline tõus(intrageoantic-linali) Ja suhteline põlvnemine(intrageosünkliinid). Sel ajal võib esineda plagiograniitide väikeste sissetungide sissetungi.

sisse esimese etapi teine ​​pool Sisemiste tõusude ilmnemise tulemusena muutub meri geosünkliinis madalamaks. nüüd see saarestik, eraldatud väinadega. Madala tõttu liigub meri külgnevatel platvormidel. Paekivid, paksud liivased-savilised rütmiliselt ehitatud kihistused kogunevad geosünkliinis, moodustades flysch eest -216

matsioon; tekib vahepealse koostisega laavade väljavalamine, mis moodustavad porfüüriline moodustamine.

TO esimese etapi lõpp intrageosünkliinid kaovad, intrageoantikliinid ühinevad üheks keskseks tõusuks. See on üldine inversioon; ta sobib voltimise põhifaas geosünkliinis. Voltimisega kaasneb tavaliselt suurte sünorogeensete (samaaegselt voltimisega) graniidist sissetungimine. Kivid purustatakse voltidesse, mida sageli komplitseerivad tõukejõud. Kõik see põhjustab piirkondlikku metamorfismi. Intrageosünkliinide asemel tekivad sünklinorium- keerukalt ehitatud sünklinaalset tüüpi struktuurid ja intrageoantikliinide asemel - antiklinoria. Geosünkliin "sulgub", muutudes volditud alaks.

Geosünkliini ülesehituses ja arengus on väga oluline roll sügavad vead - pikaealised rebendid, mis lõikavad läbi kogu maakoore ja lähevad ülemisse vahevöösse. Sügavad rikked määravad geosünkliinide kontuurid, nende magmatismi ja geosünkliini jagunemise struktuur-fatsiaalvöönditeks, mis erinevad setete koostise, paksuse, magmatismi ja struktuuride olemuse poolest. Geosünkliini sees nad mõnikord eristavad keskmised massiivid, piiratud sügavate vigadega. Need on iidsema voltimise plokid, mis koosnevad kividest alates vundamendist, millele geosünkliin tekkis. Setete koostise ja paksuse poolest on keskmassiivid sarnased platvormidega, kuid neid eristab tugev magmatism ja kivimite voltumine, peamiselt piki massiivi servi.

Geosünkliini arendamise teine ​​etapp helistas orogeenne ja seda iseloomustab tõusude ülekaal. Sedimentatsioon toimub piiratud aladel piki tsentraalse tõusu perifeeria - sisse marginaalsed läbipainded, tekivad piki geosünkliini ja platvormi piiri ning kattuvad osaliselt platvormiga, samuti mägedevahelistes lohkudes, mis mõnikord tekivad kesktõusu sees. Setteallikaks on pidevalt tõusva kesktõusu hävimine. Esimene poolaegteine ​​etapp sellel tõusul on ilmselt künklik pinnamood; selle hävimisel kogunevad mere- ja mõnikord laguunisetted, mis tekivad madalam melass moodustamine. Olenevalt kliimatingimustest võib see nii olla kivisütt kandev paralik või soolane paksus. Samal ajal toimub tavaliselt suurte graniidist intrusioonide - batoliitide - sissetoomine.

Etapi teises pooles tsentraalse tõusu tõusukiirus suureneb järsult, millega kaasneb selle lõhenemine ja üksikute sektsioonide kokkuvarisemine. Seda nähtust seletatakse sellega, et voltimise, metamorfismi ja sissetungide sissetoomise tulemusena muutub volditud piirkond (pole enam geosünkliin!) jäigaks ja reageerib jätkuvale tõusule lõhedega. Meri lahkub sellest piirkonnast. Toona mägise riigi keskse kerkimise hävimise tulemusena kuhjuvad mandri jämedad klastikihid, mis moodustavad ülemine melass moodustamine. Tõusu kaarekujulise osa lõhenemisega kaasneb maapealne vulkanism; tavaliselt on need happelise koostisega laavad, mis koos

subvulkaanilised moodustised annavad porfüür moodustamine. Sellega on seotud lõhe aluselised ja väikesed happelised sissetungid. Seega suureneb geosünkliini arengu tulemusena mandrilise maakoore paksus.

Teise etapi lõpuks hävitatakse geosünkliini kohale tekkinud volditud mägiala, territoorium tasandub järk-järgult ja muutub platvormiks. Geosünkliin muutub setete kogunemisalast hävingualaks, liikuvast territooriumist istuv, jäigaks, tasaseks territooriumiks. Seetõttu on liigutuste ulatus platvormil väike. Tavaliselt katab meri, isegi madal, siin suuri alasid. Sellel territooriumil ei toimu enam nii tugevat vajumist kui varem, mistõttu on setete paksus palju väiksem (keskmiselt 2-3 km). Vajumine katkeb korduvalt, mistõttu täheldatakse sagedasi settimise katkestusi; siis võivad tekkida ilmastikutingimused. Voltimisega kaasnevad energeetilised tõusud puuduvad. Seetõttu ei ole platvormil äsja moodustunud õhukesed, tavaliselt madalaveelised setted moondunud ja asuvad horisontaalselt või kergelt kaldu. Tardkivimid on haruldased ja neid esindavad tavaliselt basaltse laama maapealsed väljavalamised.

Lisaks geosünklinaalsele mudelile on olemas litosfääri laamatektoonika mudel.

Laamtektoonika mudel

Laamtektoonika(Structural Geology and Plate Tectonics, 1991) on mudel, mis loodi selleks, et selgitada Maa väliskesta deformatsioonide ja seismilisuse täheldatud jaotusmustrit. See põhineb ulatuslikel geofüüsikalistel andmetel, mis on kogutud 1950. ja 1960. aastatel. Laamtektoonika teoreetilised alused põhinevad kahel eeldusel.

    Maa välimine kiht, nn litosfäär, asub otse kihil nimega actenosfäär, mis on vähem vastupidav kui litosfäär.

    Litosfäär jaguneb hulgaks jäikadeks segmentideks ehk plaatideks (joonis 6.6), mis liiguvad üksteise suhtes pidevalt ja mille pindala on samuti pidevas muutumises. Enamik intensiivse energiavahetusega tektoonseid protsesse toimib plaatide vahelistel piiridel.

Kuigi litosfääri paksust ei saa suure täpsusega mõõta, nõustuvad teadlased, et plaatide sees varieerub see ookeanide all 70–80 km kuni maksimaalselt üle 200 km mõne mandriosa all, keskmiselt umbes 100 km. Litosfääri aluseks olev astenosfäär ulatub umbes 700 km sügavusele (maksimaalne sügavus sügava fookusega maavärinate allikate levikuks). Selle tugevus suureneb sügavusega ja mõned seismoloogid usuvad, et selle alumine piir on

Riis. 6.6. Maa litosfääri plaadid ja nende aktiivsed piirid. Topeltjooned tähistavad lahknevaid piire (leviteljed); hammastega jooned - koonduvad terad P.PIT

üksikud read - teisendusvead (libisemisvead); mandri maakoore alad, mis on aktiivsete rikete all, on täpilised (Struktuurigeoloogia ja laamtektoonika, 1991)

Tsa asub 400 km sügavusel ja langeb kokku füüsikaliste parameetrite kerge muutusega.

Plaatide vahelised piirid jagunevad kolme tüüpi:

    lahknev;

    koonduv;

    teisendada (nihketega piki lööki).

Laamade lahknevatel piiridel, mida esindavad peamiselt lõhed, tekib uus litosfääri moodustumine, mis toob kaasa ookeanipõhja leviku (levitamise). Laamade koonduvatel piiridel sukeldub litosfäär astenosfääri, st neeldub. Transformatsiooni piiridel libisevad kaks litosfääri plaati üksteise suhtes ja neil ei teki ega hävine litosfääri aine .

Kõik litosfääri plaadid liiguvad üksteise suhtes pidevalt. Eeldatakse, et kõigi plaatide kogupindala jääb märkimisväärse aja jooksul muutumatuks. Plaatide servadest piisaval kaugusel on horisontaalsed deformatsioonid nende sees ebaolulised, mis võimaldab plaate lugeda jäigaks. Kuna nihked mööda teisendusvigu toimuvad nende löögi ajal, peaks plaadi liikumine olema paralleelne kaasaegsete teisendusvigadega. Kuna see kõik toimub kera pinnal, siis vastavalt Euleri teoreemile kirjeldab iga plaadi osa trajektoori, mis on võrdne pöörlemisega Maa kerapinnal. Iga plaadipaari suhtelise liikumise jaoks igal ajahetkel saab määrata pöörlemistelje või -pooluse. Sellest poolusest eemaldudes (kuni nurka

kaugus 90°), levimiskiirused loomulikult suurenevad, kuid mis tahes antud plaadipaari nurkkiirus nende pöörlemispooluse suhtes on konstantne. Märkigem ka seda, et geomeetriliselt on pöörlemispoolused iga plaadipaari puhul ainulaadsed ega ole kuidagi seotud Maa kui planeedi pöörlemispoolusega.

Laamtektoonika on maakoore protsesside tõhus mudel, kuna sobib hästi teadaolevate vaatlusandmetega, annab elegantseid seletusi varem mitteseotud nähtustele ja avab võimalusi ennustamiseks.

Wilsoni tsükkel(Struktuurigeoloogia ja plaattektoonika, 1991). 1966. aastal avaldas Toronto ülikooli professor Wilson artikli, milles ta väitis, et mandrite triivimine ei toimunud mitte ainult pärast Pangea varajast mesosoikumi lagunemist, vaid ka Pangea-eelsel ajal. Nüüd nimetatakse ookeanide avanemise ja sulgemise tsüklit külgnevate mandri servade suhtes Wilsoni tsükkel.

Joonisel fig. Joonis 6.7 annab skemaatilise selgituse Wilsoni tsükli põhikontseptsioonist litosfääriplaatide evolutsiooni ideede raames.

Riis. 6,7, kuid esindab Wilsoni tsükli algus– mandri lagunemise ja akretsiooniplaadi marginaali moodustumise algstaadiumis. Teadaolevalt karm

Riis. 6.7. Ookeani arengu Wilsoni tsükli skeem litosfääri plaatide evolutsiooni raames (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991)

litosfäär katab astenosfääri nõrgema, osaliselt sulanud tsooni - nn madala kiirusega kihti (joonis 6.7, b) . Mandrite eraldumise jätkudes kujunevad välja lõheorg (joon. 6.7, 6) ja väike ookean (joon. 6.7, c). Need on Wilsoni tsükli varajase ookeani avanemise etapid.. Aafrika lõhe ja Punane meri on sobivad näited. Eraldatud mandrite triivi jätkudes, millega kaasneb uue litosfääri sümmeetriline kogunemine plaatide servadele, kogunevad mandri-ookeani piirile mandri erosiooni tõttu šelfi setted. Täielikult moodustunud ookean(joon. 6.7, d) mille plaadi piiril on mediaanhari ja arenenud mandrilava nn. Atlandi tüüpi ookean.

Ookeaniliste kaevikute vaatluste, nende seoste seismilisusega ja kaevikute ümber esinevate ookeaniliste magnetiliste anomaaliate mustrite põhjal on teada, et ookeaniline litosfäär tükeldatakse ja allutatakse mesosfääriks. Joonisel fig. 6,7, d näidatud ookean koos pliidiga, millel on lihtsad litosfääri akretsiooni- ja neeldumispiirid, – see on ookeanide sulgemise esialgne etapp V Wilsoni tsükkel. Litosfääri tükeldamine mandriserva läheduses viib viimase muutumiseni Andide tüüpi orogeeniks neelamisplaadi piiril toimuvate tektooniliste ja vulkaaniliste protsesside tulemusena. Kui see tükeldamine toimub märkimisväärsel kaugusel mandri servast ookeani poole, siis moodustub Jaapani saarte sarnane saarekaar. Ookeani neelduminelitosfäär toob kaasa plaatide geomeetria muutumise ja lõpuks

lõpeb kuni akretsiooniplaadi marginaali täielik kadumine(Joon. 6.7, f). Selle aja jooksul võib vastaspoolne mandrilava laieneda, muutudes Atlandi tüüpi poolookeaniks. Kui ookean kahaneb, tõmbub vastupidine mandripiir lõpuks plaatide neeldumisrežiimi ja osaleb arengus Andide tüüpi akretsiooniorogeen. See on kahe kontinendi kokkupõrke varajane staadium (kokkupõrkeid) . Järgmisel etapil mandri litosfääri ujuvuse tõttu plaadi neeldumine peatub. Litosfääriplaat murdub allpool kasvava Himaalaja tüüpi orogeeni all ja liigub edasi viimane orogeenne staadiumWilsoni tsükkelküpse mägivööga, mis esindab äsja ühinenud mandrite vahelist õmblust. Antipood Andide tüüpi akretsiooniorogeen on Himaalaja tüüpi põrkeorogeen.

Litosfäär. Maakoor. 4,5 miljardit aastat tagasi oli Maa pall, mis koosnes ainult gaasidest. Järk-järgult vajusid raskemetallid nagu raud ja nikkel keskele ja muutusid tihedamaks. Kerged kivimid ja mineraalid hõljusid pinnale, jahtusid ja tahkusid.

Maa sisemine struktuur.

Maa keha on tavaks jagada kolm põhiosad - litosfäär(maakoor), mantel Ja tuum.

Tuum on Maa keskpunkt , mille keskmine raadius on umbes 3500 km (16,2% Maa mahust). Arvatakse, et see koosneb rauast, mis on segatud räni ja nikliga. Südamiku välimine osa on sulas olekus (5000 ° C), sisemine osa on ilmselt tahke (alustuum). Aine liikumine tuumas loob Maale magnetvälja, mis kaitseb planeeti kosmilise kiirguse eest.

Tuum asendatakse mantel , mis ulatub ligi 3000 km (83% Maa mahust). Arvatakse, et see on kõva, kuid samal ajal plastiline ja kuum. Mantel koosneb kolm kihti: Golitsyni kiht, Guttenbergi kiht ja substraat. Mantli ülemine osa, nn magma , sisaldab vähendatud viskoossuse, tiheduse ja kõvadusega kihti – astenosfääri, millel on tasakaalustatud maapinna lõigud. Vahevöö ja südamiku vahelist piiri nimetatakse Guttenbergi kihiks.

Litosfäär

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

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

Ühend maakoor: hapnik (49%), räni (26%), alumiinium (7%), raud (5%), kaltsium (4%); levinumad mineraalid on päevakivi ja kvarts. Piiri maakoore ja vahevöö vahel nimetatakse Moho pind .

Eristama kontinentaalne Ja ookeaniline maapõue. Ookeaniline erineb kontinentaalsest (mandriosast) graniidikihi puudumine ja oluliselt vähem võimas (5–10 km). Paksus kontinentaalne tasandikel on maakoor 35-45 km, mägedes 70-80 km. Mandrite ja ookeanide piiril saarte aladel on maakoore paksus 15-30 km, graniidikiht näpistab välja.

Kihtide asukoht mandrilises maakoores näitab selle kujunemise erinevad ajad . Basaldikiht on vanim, sellest noorem graniidikiht ja kõige noorem ülemine settekiht, mis areneb ka tänapäeval. Iga maakoore kiht tekkis pika geoloogilise aja jooksul.

Litosfääri plaadid

Maakoor on pidevas liikumises. Esimene hüpotees selle kohta mandrite triiv(s.o maakoore horisontaalne liikumine), mis esitati kahekümnenda sajandi alguses A. Wegener. Selle alusel loodud plaadi teooria . Selle teooria kohaselt ei ole litosfäär monoliit, vaid koosneb seitsmest suurest ja mitmest väiksemast plaadist, mis “hõljuvad” astenosfääril. Litosfääri plaatide vahelisi piirialasid nimetatakse seismilised vööd - need on planeedi kõige rahutumad piirkonnad.

Maakoor jaguneb stabiilseks ja liikuvaks alaks.

Maakoore stabiilsed alad - platvormid- moodustuvad liikuvuse kaotanud geosünkliinide kohas. Platvorm koosneb kristallilisest keldrist ja settekihist. Olenevalt vundamendi vanusest eristatakse iidseid (eelkambriumi) ja noori (paleosoikum, mesosoikum) platvorme. Kõigi kontinentide põhjas asuvad iidsed platvormid.

Maapinna liikuvaid, tugevalt tükeldatud alasid nimetatakse geosünkliinideks ( volditud alad ). Nende arengus on kaks etappi : esimeses etapis kogeb maakoor vajumist, settekivimid kogunevad ja muutuvad. Siis hakkab maakoor kerkima ja kivid purustatakse voltideks. Maal oli mitu intensiivset mägede ehitamise ajastut: Baikali, Kaledoonia, Hertsüünia, Mesosoikum, Kainosoikum. Vastavalt sellele eristatakse erinevaid voltimisalasid.

Maa evolutsiooni iseloomulik tunnus on mateeria eristumine, mille väljenduseks on meie planeedi kestastruktuur. Litosfäär, hüdrosfäär, atmosfäär, biosfäär moodustavad Maa peamised kestad, mis erinevad keemilise koostise, paksuse ja aine oleku poolest.

Maa sisemine struktuur

Maa keemiline koostis(joonis 1) sarnaneb teiste maapealsete planeetide, nagu Veenuse või Marsi, koostisega.

Üldiselt domineerivad sellised elemendid nagu raud, hapnik, räni, magneesium ja nikkel. Valguselementide sisaldus on madal. Maa aine keskmine tihedus on 5,5 g/cm 3 .

Maa siseehituse kohta on väga vähe usaldusväärseid andmeid. Vaatame joonist fig. 2. See kujutab Maa sisemist ehitust. Maa koosneb maakoorest, vahevööst ja tuumast.

Riis. 1. Maa keemiline koostis

Riis. 2. Maa siseehitus

Tuum

Tuum(joon. 3) asub Maa keskmes, selle raadius on umbes 3,5 tuhat km. Südamiku temperatuur ulatub 10 000 K-ni, s.t on kõrgem kui Päikese väliskihtide temperatuur ja selle tihedus on 13 g/cm 3 (vrd: vesi - 1 g/cm 3). Arvatakse, et südamik koosneb raua ja niklisulamitest.

Maa välissüdamik on paksusem kui sisemine tuum (raadius 2200 km) ja see on vedelas (sulas) olekus. Sisemine südamik on allutatud tohutule survele. Seda moodustavad ained on tahkes olekus.

Mantel

Mantel- Maa geosfäär, mis ümbritseb tuuma ja moodustab 83% meie planeedi mahust (vt joonis 3). Selle alumine piir asub 2900 km sügavusel. Mantel on jagatud vähem tihedaks ja plastiliseks ülemiseks osaks (800-900 km), millest see moodustub magma(kreeka keelest tõlgituna tähendab "paks salv"; see on maa sisemuse sula aine - keemiliste ühendite ja elementide, sealhulgas gaaside segu spetsiaalses poolvedelas olekus); ja kristalne alumine, umbes 2000 km paksune.

Riis. 3. Maa ehitus: tuum, vahevöö ja maakoor

Maakoor

maakoor - litosfääri väliskest (vt joon. 3). Selle tihedus on ligikaudu kaks korda väiksem kui Maa keskmine tihedus – 3 g/cm 3 .

Eraldab maakoore vahevööst Mohorovici piir(mida sageli nimetatakse Moho piiriks), mida iseloomustab seismiliste lainete kiiruste järsk tõus. Selle paigaldas 1909. aastal Horvaatia teadlane Andrei Mohorovitš (1857- 1936).

Kuna vahevöö ülemises osas toimuvad protsessid mõjutavad aine liikumist maapõues, on need ühendatud üldnimetuse alla litosfäär(kivikest). Litosfääri paksus jääb vahemikku 50–200 km.

Allpool asub litosfäär astenosfäär- vähem kõva ja vähem viskoosne, kuid rohkem plastist kest, mille temperatuur on 1200 ° C. See võib ületada Moho piiri, tungides maapõue. Astenosfäär on vulkanismi allikas. See sisaldab sula magma taskuid, mis tungib maapõue või valgub välja maapinnale.

Maakoore koostis ja struktuur

Võrreldes vahevöö ja südamikuga on maakoor väga õhuke, kõva ja rabe kiht. See koosneb kergemast ainest, mis sisaldab praegu umbes 90 looduslikku keemilist elementi. Need elemendid ei ole maakoores võrdselt esindatud. Seitse elementi – hapnik, alumiinium, raud, kaltsium, naatrium, kaalium ja magneesium – moodustavad 98% maakoore massist (vt joonis 5).

Omapärased keemiliste elementide kombinatsioonid moodustavad erinevaid kivimeid ja mineraale. Vanimad neist on vähemalt 4,5 miljardit aastat vanad.

Riis. 4. Maakoore ehitus

Riis. 5. Maakoore koostis

Mineraal on oma koostiselt ja omadustelt suhteliselt homogeenne looduskeha, mis on tekkinud nii litosfääri sügavustes kui ka pinnal. Mineraalideks on näiteks teemant, kvarts, kips, talk jne (Erinevate mineraalide füüsikaliste omaduste tunnused leiate lisast 2.) Maa mineraalide koostis on näidatud joonisel fig. 6.

Riis. 6. Maa üldine mineraalne koostis

Kivid koosnevad mineraalidest. Need võivad koosneda ühest või mitmest mineraalist.

Settekivimid - savi, lubjakivi, kriit, liivakivi jne - tekkisid veekeskkonnas ja maismaal olevate ainete sadenemisel. Need asuvad kihtidena. Geoloogid nimetavad neid Maa ajaloo lehekülgedeks, kuna nad saavad teada meie planeedil iidsetel aegadel eksisteerinud looduslikest tingimustest.

Settekivimitest eristatakse organogeenseid ja anoorganogeenseid (klastilisi ja kemogeenseid).

Orgaaniline Kivimid tekivad loomade ja taimede jäänuste kogunemise tulemusena.

Klassilised kivimid tekivad varem tekkinud kivimite hävimisproduktide ilmastikumõjude, vee, jää või tuule poolt hävitamise tagajärjel (tabel 1).

Tabel 1. Klastilised kivimid sõltuvalt kildude suurusest

Tõu nimi

Pummer coni suurus (osakesed)

Üle 50 cm

5 mm - 1 cm

1 mm - 5 mm

Liiv ja liivakivid

0,005 mm - 1 mm

Vähem kui 0,005 mm

Kemogeenne Kivimid tekivad neis lahustunud ainete sadestumise tulemusena merede ja järvede vetest.

Maakoore paksuses tekib magma tardkivimid(joon. 7), näiteks graniit ja basalt.

Sette- ja tardkivimid läbivad rõhu ja kõrge temperatuuri mõjul suurtesse sügavustesse sukeldumisel olulisi muutusi, muutudes moondekivimid. Näiteks lubjakivi muutub marmoriks, kvartsliivakivi kvartsiidiks.

Maakoore struktuur jaguneb kolmeks kihiks: setteline, graniit ja basalt.

Settekiht(vt joon. 8) on moodustunud peamiselt settekivimitest. Siin on ülekaalus savid ja kildad, rohkelt on esindatud liivased, karbonaatsed ja vulkaanilised kivimid. Settekihis on selliste ladestused mineraal, nagu kivisüsi, gaas, nafta. Kõik need on orgaanilise päritoluga. Näiteks kivisüsi on iidsete aegade taimede muundumise saadus. Settekihi paksus on väga erinev - täielikust puudumisest mõnel maismaal kuni 20-25 km sügavustes lohkudes.

Riis. 7. Kivimite liigitus päritolu järgi

"Graniidi" kiht koosneb moonde- ja tardkivimitest, mis on oma omadustelt sarnased graniidiga. Kõige levinumad on siin gneissid, graniidid, kristallkiled jne. Graniidikihti ei leidu kõikjal, kuid mandritel, kus see on hästi väljendunud, võib selle maksimaalne paksus ulatuda mitmekümne kilomeetrini.

"Basalt" kiht moodustuvad basaltide lähedal asuvatest kivimitest. Need on moondunud tardkivimid, mis on tihedamad kui graniidikihi kivimid.

Maakoore paksus ja vertikaalne struktuur on erinevad. Maakoort on mitut tüüpi (joonis 8). Lihtsaima klassifikatsiooni järgi eristatakse ookeanilist ja mandrilist maakoort.

Mandri- ja ookeanikoore paksus on erinev. Seega täheldatakse mägisüsteemides maakoore maksimaalset paksust. See on umbes 70 km. Tasandiku all on maakoore paksus 30-40 km ja ookeanide all kõige õhem - vaid 5-10 km.

Riis. 8. Maakoore tüübid: 1 - vesi; 2- settekiht; 3 – settekivimite ja basaltide vahekiht; 4 - basaltid ja kristalsed ülialuselised kivimid; 5 – graniit-metamorfne kiht; 6 – granuliit-mafiline kiht; 7 - tavaline mantel; 8 - dekompresseeritud mantel

Mandrilise ja ookeanilise maakoore erinevus kivimite koostises avaldub selles, et ookeanilises maakoores puudub graniidikiht. Ja ookeanilise maakoore basaldikiht on väga ainulaadne. Kivimi koostise poolest erineb ta sarnasest mandrilise maakoore kihist.

Maa ja ookeani vaheline piir (nullmärk) ei registreeri mandrilise maakoore üleminekut ookeanilisele. Mandri maakoore asendumine ookeanilise maakoorega toimub ookeanis ligikaudu 2450 m sügavusel.

Riis. 9. Mandri- ja ookeanilise maakoore struktuur

Samuti on maakoore üleminekutüüpe - subokeaaniline ja subkontinentaalne.

Subokeaaniline maakoor asub mandri nõlvadel ja jalamil, võib kohata ääre- ja Vahemeres. See esindab mandrilist maakoort paksusega kuni 15-20 km.

Subkontinentaalne maakoor paiknevad näiteks vulkaaniliste saarekaaredel.

Materjalide põhjal seismiline sondeerimine - seismiliste lainete läbimise kiirus - saame andmeid maakoore süvastruktuuri kohta. Nii tõi Koola supersügav kaev, mis võimaldas esmakordselt näha kivimiproove enam kui 12 km sügavuselt, palju ootamatut. Eeldati, et 7 km sügavuselt peaks algama basaldikiht. Tegelikkuses seda ei avastatud ja kivimite seas domineerisid gneissid.

Maakoore temperatuuri muutus sügavusega. Maakoore pinnakihi temperatuur on päikesesoojuse poolt määratud. See heliomeetriline kiht(kreeka keelest helio - päike), kogevad hooajalisi temperatuurikõikumisi. Selle keskmine paksus on umbes 30 m.

Allpool on veelgi õhem kiht, mille iseloomulikuks tunnuseks on vaatluskoha aasta keskmisele temperatuurile vastav püsiv temperatuur. Selle kihi sügavus suureneb kontinentaalses kliimas.

Veelgi sügavamal maapõues on geotermiline kiht, mille temperatuuri määrab Maa sisesoojus ja see tõuseb sügavusega.

Temperatuuri tõus tuleneb peamiselt kivimit moodustavate radioaktiivsete elementide, peamiselt raadiumi ja uraani lagunemisest.

Kivimite temperatuuri tõusu suurust sügavusega nimetatakse geotermiline gradient. See varieerub üsna laias vahemikus – 0,1–0,01 °C/m – ja sõltub kivimite koostisest, nende esinemistingimustest ja mitmetest muudest teguritest. Ookeanide all tõuseb temperatuur sügavusega kiiremini kui mandritel. Keskmiselt läheb iga 100 m sügavusega soojemaks 3 °C.

Geotermilise gradiendi pöördväärtust nimetatakse geotermiline etapp. Seda mõõdetakse m/°C.

Maakoore soojus on oluline energiaallikas.

Moodustub maakoore osa, mis ulatub geoloogilistele uuringutele ligipääsetavatesse sügavustesse maa sooled. Maa sisemus nõuab erilist kaitset ja mõistlikku kasutamist.

Koosneb paljudest üksteise peale kuhjatud kihtidest. Kõige paremini tunneme aga maakoort ja litosfääri. See pole üllatav – me ei ela ju ainult nendest, vaid ammutame sügavustest ka suurema osa meile kättesaadavatest loodusvaradest. Kuid Maa ülemised kestad säilitavad endiselt miljoneid aastaid meie planeedi ja kogu päikesesüsteemi ajalugu.

Need kaks mõistet ilmuvad ajakirjanduses ja kirjanduses nii sageli, et on jõudnud tänapäeva inimese igapäevasõnavarasse. Mõlemaid sõnu kasutatakse Maa või mõne muu planeedi pinna viitamiseks – mõistete vahel on siiski erinevus, mis põhineb kahel põhimõttelisel lähenemisel: keemiline ja mehaaniline.

Keemiline aspekt – maakoor

Kui jagada Maa kihtideks keemilise koostise erinevuste põhjal, on planeedi pealmine kiht maakoor. See on suhteliselt õhuke kest, mis lõpeb 5–130 kilomeetri sügavusel merepinnast – ookeaniline maakoor on õhem ja mandriline maakoor mägistel aladel kõige paksem. Kuigi 75% maakoore massist koosneb ainult ränist ja hapnikust (ei ole puhas, seotud erinevatesse ainetesse), on sellel Maa kõigist kihtidest suurim keemiline mitmekesisus.

Oma osa mängib ka mineraalide rikkus – mitmesugused ained ja segud, mis on loodud planeedi miljardite aastate jooksul. Maakoor ei sisalda mitte ainult geoloogiliste protsesside käigus tekkinud "natiivseid" mineraale, vaid ka tohutut orgaanilist pärandit, nagu nafta ja kivisüsi, aga ka tulnukaid.

Füüsiline aspekt – litosfäär

Lähtudes Maa füüsikalistest omadustest, nagu kõvadus või elastsus, saame veidi teistsuguse pildi - planeedi sisemust ümbritseb litosfäär (kreeka keelest lithos, "kivine, kõva" ja "sphaira" kera ). See on palju paksem kui maakoor: litosfäär ulatub kuni 280 kilomeetri sügavusele ja katab isegi vahevöö ülemise tahke osa!

Selle kesta omadused vastavad täielikult nimele - see on peale sisemise tuuma ainuke Maa tahke kiht. Tugevus on aga suhteline – Maa litosfäär on Päikesesüsteemis üks liikuvamaid, mistõttu on planeet rohkem kui korra oma välimust muutnud. Kuid märkimisväärne kokkusurumine, kõverus ja muud elastsed muutused nõuavad tuhandeid aastaid, kui mitte rohkem.

  • Huvitav fakt on see, et planeedil ei pruugi olla pinnakoort. Niisiis, pind on selle karastatud mantel; Päikesele kõige lähemal asuv planeet kaotas arvukate kokkupõrgete tagajärjel kaua aega tagasi oma maakoore.

Kokkuvõtteks võib öelda, et maakoor on litosfääri ülemine, keemiliselt mitmekesine osa, Maa kõva kest. Algselt oli neil peaaegu sama koostis. Kuid kui sügavust mõjutasid ainult selle all olev astenosfäär ja kõrged temperatuurid, osalesid mineraalide moodustumisel pinnal aktiivselt hüdrosfäär, atmosfäär, meteoriidijäänused ja elusorganismid.

Litosfääri plaadid

Teine omadus, mis eristab Maad teistest planeetidest, on sellel asuvate eri tüüpi maastike mitmekesisus. Uskumatult olulist rolli mängis muidugi ka vesi, millest räägime veidi hiljem. Kuid isegi meie planeedi planeedi maastiku põhivormid erinevad samast Kuust. Meie satelliidi mered ja mäed on meteoriitide pommitamisel tekkinud augud. Ja Maal tekkisid need sadade ja tuhandete miljonite aastate pikkuse litosfääriplaatide liikumise tulemusena.

Tõenäoliselt olete plaatidest juba kuulnud – need on tohutud stabiilsed litosfääri killud, mis triivivad mööda vedelat astenosfääri, nagu jõel purunenud jää. Siiski on litosfääri ja jää vahel kaks peamist erinevust:

  • Plaatide vahelised vahed on väikesed ja sulguvad nendest väljapurskuva sulaaine tõttu kiiresti ning plaadid ise kokkupõrgetes ei hävine.
  • Erinevalt veest ei toimu vahevöös pidevat voolu, mis võiks määrata mandrite liikumisele püsiva suuna.

Seega on litosfääri plaatide triivi edasiviivaks jõuks vahevöö põhiosa astenosfääri konvektsioon - kuumad voolud tõusevad maa tuumast maapinnale, kui külmad tagasi langevad. Arvestades, et mandrid on erineva suurusega ja nende alumise külje topograafia peegeldab ülemise poole ebatasasusi, liiguvad need ka ebaühtlaselt ja ebaühtlaselt.

Peamised plaadid

Miljardeid aastaid kestnud litosfääriplaatide liikumise jooksul ühinesid need korduvalt superkontinentideks, misjärel eraldusid uuesti. Lähiajal, 200–300 miljoni aasta pärast, on oodata ka Pangea Ultima nimelise superkontinendi teket. Soovitame vaadata artikli lõpus olevat videot – see näitab selgelt, kuidas litosfääri plaadid on viimase mitmesaja miljoni aasta jooksul rännanud. Lisaks määrab mandrite liikumise tugevuse ja aktiivsuse Maa sisemine kuumenemine – mida kõrgem see on, seda rohkem planeet paisub ning seda kiiremini ja vabamalt liiguvad litosfääri plaadid. Kuid Maa ajaloo algusest peale on selle temperatuur ja raadius järk-järgult vähenenud.

  • Huvitav fakt on see, et plaatide triivimine ja geoloogiline aktiivsus ei pea tingimata olema planeedi sisemise isekuumenemise toiteallikaks. Näiteks Jupiteri satelliidil on palju aktiivseid vulkaane. Kuid selleks ei anna energiat satelliidi tuum, vaid gravitatsiooniline hõõrdumine c, mille tõttu Io sisemus kuumeneb.

Litosfääri plaatide piirid on väga meelevaldsed - mõned litosfääri osad vajuvad teiste alla ja mõned, nagu Vaikse ookeani plaat, on täielikult vee all peidus. Geoloogid loevad täna kaheksa peamist plaati, mis katavad 90 protsenti kogu Maa pindalast:

  • austraallane
  • Antarktika
  • Aafrika
  • euraasia
  • Hindustan
  • Vaikne ookean
  • Põhja-ameeriklane
  • Lõuna-Ameerika

Selline jaotus tekkis hiljuti - näiteks Euraasia laam koosnes 350 miljonit aastat tagasi eraldi osadest, mille ühinemise käigus tekkisid Uurali mäed, mis on üks vanimaid Maal. Teadlased jätkavad rikete ja ookeanipõhja uurimist tänapäevani, avastavad uusi plaate ja selgitavad välja vanade plaatide piire.

Geoloogiline tegevus

Litosfääri plaadid liiguvad väga aeglaselt - nad hiilivad üksteisest üle kiirusega 1–6 cm/aastas ja eemalduvad maksimaalselt 10–18 cm/a. Kuid just mandrite omavaheline koostoime tekitab Maa pinnal märgatava geoloogilise aktiivsuse – litosfääriplaatide kokkupuutevööndites toimuvad alati vulkaanipursked, maavärinad ja mägede teke.

Siiski on erandeid – nn kuumad kohad, mis võivad eksisteerida ka sügaval litosfääri plaatidel. Neis murduvad sulanud astenosfääri ainevoolud ülespoole, sulatades litosfääri, mis põhjustab vulkaanilise aktiivsuse suurenemist ja regulaarseid maavärinaid. Enamasti juhtub see nende kohtade läheduses, kus üks litosfääriplaat hiilib teisele - plaadi alumine, surutud osa vajub Maa vahevöösse, suurendades seeläbi magma rõhku ülemisele plaadile. Nüüd aga kalduvad teadlased uskuma, et litosfääri "uppunud" osad sulavad, suurendades rõhku vahevöö sügavustes ja tekitades seeläbi ülesvoolu. See võib seletada mõne kuuma punkti anomaalset kaugust tektooniliste rikete vahel.

  • Huvitav fakt on see, et kilpvulkaanid, mida iseloomustab nende lame kuju, tekivad sageli kuumades kohtades. Nad purskavad mitu korda, kasvades voolava laava tõttu. See on ka tüüpiline tulnukate vulkaani formaat. Kuulsaim neist asub planeedi kõrgeimal kohal Marsil – selle kõrgus ulatub 27 kilomeetrini!

Maa ookeaniline ja mandriline maakoor

Laamide vastastikmõju tulemusena moodustub ka kaks erinevat tüüpi maakoort – ookeaniline ja mandriline. Kuna ookeanid on reeglina erinevate litosfääriplaatide liitumiskohad, siis nende maakoor on pidevas muutumises – puruneb või neeldub teistesse laamadesse. Rikete kohas tekib otsekontakt vahevööga, kust tõuseb kuum magma. Vee mõjul jahtudes tekitab see õhukese basaltide kihi, mis on peamine vulkaaniline kivim. Seega uueneb ookeaniline maakoor täielikult iga 100 miljoni aasta järel – vanimad alad, mis asuvad Vaikses ookeanis, ulatuvad maksimaalselt 156–160 miljoni aastani.

Tähtis! Ookeanikoor ei ole kogu vee all olev maakoor, vaid ainult selle noored osad mandrite ristumiskohas. Osa mandri maakoorest on vee all, stabiilsete litosfääriplaatide vööndis.

Ookeanilise maakoore vanus (punane vastab noorele maakoorele, sinine vanale maakoorele).