Ģeosinklināles

Vikipēdijas lapa
Jump to navigation Jump to search
Ģeosinklināles attīstības stadijas. 1) šaura jūra pie platformas, 2) sedimentācijas etaps, 3) oroģenētiskais etaps

Ģeosinklināles ir dziļas garenas ieplakas starp kontinentālajām platformām, un to garums daudzkārt pārsniedz platumu. Tās var būt pat vairākas kopā un izveidot ģeosinklināļu joslas. Tektoniskie procesi ģeosinklinālēs noris ar lielu amplitūdu un ātrumu. Gandrīz visas kalnu sistēmas ar to spēcīgo krokojumu un dziļajām lūzuma zonām atrodas senajās ģeosinklinālēs. Ģeosinklināļu nogulumi veidojas divu vai vairāku plātņu horizontālas kustības rezultātā. Tajos parasti ir atrodami seklu jūru organismi, jūras viļņu rievas un žūšanas plaisas. Bieži vien nogulumi tiek sanesti arī dziļās jūras piekrastes iedobēs, kuras piepildās līdz pat jūras virsmai. Tāpēc lielo kroku slāņos dažviet ir sastopami arī dziļjūras nogulumi ar attiecīgas faunas piejaukumu.

Ģeosinklināļu attīstības stadijas[labot šo sadaļu | labot pirmkodu]

Pēc agrākās koncepcijas pieņemts, ka sākuma stadijā ir jūras ģeosinklināles ar 1000 km garumu un 200-300 km platumu, un tajās nogulsnējas vairākus kilometrus biezi nogulumi, galvenokārt hemogēnie iežikaļķakmens, krama nogulumi un no tuvākām apkaimēm sanestais drupu materiāls, kā arī vulkānisko lavu materiāls. Šādi nogulumi var veidoties miljoniem gadu. Nākamajā stadijā oroģenētiskā etapā noris jau ģeosinklināļu sistēmu celšanās. To platības samazinās, jūras atkāpjas, bet ģeosinklināļu nogulumi tiek lēni deformēti. Tie saspiežas, izveidojot krokas un lūzumus. Šie procesi rada reģionālo metamorfismu ar batolīta intrūzijām. Pieņemts, ka ģeosinklināļu tālākajā veidošanās procesā bez horizontālajām kustībām ir arī vertikālas kustības, kuras rodas no plātņu lēnajām kustībām. Ja viena plātne nogrimst (subdukcijas zona) zem otras, tad noris spēcīgas zemestrīces un vulkānisms. Tur, kur saduras kontinentālās litosfēras plātnes, ģeosinklināļu platības samazinās - viena daļa iegrimst mantijā, bet otra virzās uz tuvāko plātni un veidojas milzīgas kalnu grēdas (Andi, Kaukāzs u.c.). Pēc tam seko erozijas process, kas parasti kompensē izostāzisko pacelšanos. Beidzot ir tik daudz erodēto iežu materiāla, ka nenoris reģionālā pacelšanās, un kalnu masīvs ir stipri noerodēts. Uzvirzošā plātne vai okeāna ūdeņu pacelšanās seno kroku kalnu masīvu var reducēt līdz tik zemam hipsometriskam līmenim, ka jūra var uzplūst un uzgulsnēt jaunus nogulumus.[1]

Mūsdienās kalnu veidošanos skaidro plātņu tektonikas teorija.

Atsauces[labot šo sadaļu | labot pirmkodu]

  1. K.Bambergs, Ģeoloģija un hidroģeoloģija, Rīga, izdevniecība "Zinātne", 1993.g., 32-33 lpp. "