Estructura tectónica del territorio de Bielorrusia; su reflejo en el relieve moderno. Características generales de la estructura tectónica del territorio de Bielorrusia. Dentro de cuyos límites se encuentra la estructura tectónica

Al realizar la zonificación tectónica de cualquier territorio, los científicos se guían simultáneamente por varios criterios, los más importantes de los cuales son invariablemente:

1) profundidad del basamento cristalino,

2) espesor de la cubierta sedimentaria.

En el sistema de zonificación tectónica del territorio de Bielorrusia, se distinguen estructuras de los órdenes I, II, III y otros órdenes (inferiores).

Las estructuras tectónicas de primer orden dentro de Bielorrusia son la placa rusa, la placa de Azov-Podolsk y el escudo ucraniano.

I. plato ruso se encuentra en la base de la mayor parte del territorio del país y consta de anticlinales, sineclisas, depresiones, horsts, grabens y sillas de montar individuales.

Anticlisis bielorrusa Ocupa las regiones occidental y central de Bielorrusia. Su parte más elevada forma Macizo central de Bielorrusia.

en los pasillos cornisa babovnyansky Las rocas cristalinas se encuentran directamente debajo del Plioceno, estratos antropogénicos. Los bloques relativamente elevados del basamento cristalino corresponden a Cornisas enterradas de Vileika, Masuria y Bobruisk. La cornisa enterrada de Vileyka y el macizo central de Bielorrusia están separados Yo Volozhin graben.

La parte occidental de Bielorrusia está ocupada por la parte inclinada. Anticlisé de Voronezh . Las estructuras del anticlise de Voronezh incluyen Surazhsky y Gromyatsky enterraron repisas, separando Graben Klintsovsky.

Silla de montar Zhlobin Divide los anticlinales de Bielorrusia y Voronezh y tiene una estructura asimétrica: su vertiente norte es bastante suave y su vertiente sur es un sistema de fallas escalonadas.

El anticlise bielorruso en el norte limita con la sineclise báltica; en el este colinda con la depresión de Orsha.

Sineclizar – (del griego syn – juntos y enklisis – inclinación) – una suave desviación extensa (de hasta varios cientos de kilómetros de diámetro) de las capas de la corteza terrestre dentro de las plataformas, que tienen contornos redondeados predominantemente irregulares; la inclinación de las capas de las alas se mide en fracciones de grado.

Dentro Sineclisa báltica los cimientos se hunden hasta una profundidad de 500 m. Su lado oriental está limitado por poderosas fallas con una amplitud de hasta 300 m. Una estructura particular de la sineclisa báltica es Neman graben.

depresión de orsha Es de tamaño enorme y se caracteriza por un importante hundimiento de la superficie de cimentación en dirección noreste desde -800 m hasta -1700 m, la depresión tiene bordes bastante pronunciados y un fondo plano. En la parte central de esta estructura tectónica se encuentra Horst central de Orsha con una amplitud de 200-300 m, que separa Comederos de Vitebsk y Mogilev.

Canal – un tipo de pliegues sinclinales suavemente inclinados que tienen forma de cuenco.

En la parte suroeste de Bielorrusia hay Depresión de Podlassko-Brest , cubriendo parcialmente el territorio de la vecina Polonia. Dentro de sus límites, la superficie del sótano desciende de este a oeste desde – 650 ma – 8 km. Desde el norte y el sur, la depresión está limitada por fallas con una amplitud de hasta 300 m. En el este de la depresión de Podlassko-Brest hay braquiosinclinales individuales ("braquio" - corto, desproporcionado) con una amplitud de aproximadamente 50- 80 m, su diámetro no supera los 5 km.

Sillín polesie separa la depresión de Podlassko-Brest de la depresión de Pripyat. La superficie del sótano dentro de la colina de Polesie se caracteriza por alturas absolutas de – 20 a – 500 m. Desde la colina de Polesie en dirección a la depresión de Pripyat (aproximadamente 80 km) se extiende una gran elevación del sótano – Mikoshevichi – cornisa Zhitkovichi . Su ancho es de unos 10 km. Desde el sur, esta cornisa está limitada por un sistema de fallas con una amplitud de 1 a 3 km. Dentro de la protuberancia Mikashevichi-Zhitkovichi, se encuentran rocas cristalinas a una profundidad de 10 a 30 m y están cubiertas por depósitos antropogénicos neógenos. Esta estructura está dividida por un sistema de poderosas fallas en tres hortes:

1) Zhitkovichsky,

2) Mikoshevichsky,

3) Ozernitsky.

Comedero de Pripyat Se extiende de oeste a este por unos 300 km y de norte a sur, por 140-150 km. Los límites de la vaguada de Pripyat son un sistema de fallas escalonadas con una amplitud de 2 a 4 km. La depresión de Pripyat se caracteriza por una tectónica de bloques plegables extremadamente compleja. Aquí se distinguen escalones tectónicos, horsts y grabens que, como la propia depresión en su conjunto, se formaron como resultado de movimientos de bloques en líneas de falla. En la parte norte de la vaguada hay Rechitsky – Shatilkova Y Bloque Malodushinsko-Krasnoslobodskaya. El bloque Rechitsa-Shatilkovsky tiene una longitud de unos 240 km y una anchura de unos 10-25 km.

narovlia horst Se extiende por 150 km y tiene una anchura de aproximadamente 6 km. Las elevaciones absolutas del basamento dentro de esta estructura tectónica oscilan entre –1,8 y –4,0 km.

En la sección de la cubierta de la plataforma de la depresión de Pripyat hay enormes depósitos (de hasta 4 km) de potasio y sales gemas, lo que determina cierta especificidad de los procesos tectónicos y la formación del relieve.

Sillín Bragin-Loev separa la depresión de Pripyat de la depresión de Dnieper-Donets. ella es educada Cornisa enterrada de Braginsky Y Silla Loevskaya. Dentro de la cornisa enterrada de Braginsky (de 45 a 50 km de longitud), la base desciende de sur a norte hasta una profundidad de 300 a 1500 m, esta estructura está limitada por fallas con una amplitud de hasta 3 km. Las fallas también limitan la silla de Loev, que se extiende entre 50 y 60 km con un ancho de 30 a 40 km. En su parte axial la superficie de cimentación se encuentra a una profundidad de 1500 m.

Canal Dnieper-Donets entra en el territorio de Bielorrusia con su borde occidental. Su estructura interna es generalmente similar a la estructura de la depresión de Pripyat. Los límites de la vaguada del Dnieper-Donets son fallas de dirección sublatitudinal.

La parte más septentrional de Bielorrusia pertenece a Col letón , separando la sineclisa báltica y la depresión de Orsha. En la parte central de la silla de montar, las rocas cristalinas se encuentran a una altura de aproximadamente -700 m, en el este alcanzan una profundidad de aproximadamente -1400 m, y en el lado del anticlisel bielorruso se elevan a -500 m.

Silla de montar Velizh se refiere a estructuras Sineclisa de Moscú y se caracteriza por la profundidad del basamento cristalino de – 1300 ma – 1400 m.

II. Placa de Azov-Podolsk Ocupa el extremo suroeste de Bielorrusia. Las estructuras tectónicas particulares de esta placa son el horst de Lukovsko-Ratnovsky y el monoclinal de Volyn.

monoclinal- tipo de aparición de capas de roca con la misma pendiente en una dirección.

El horst de Lukovsko-Ratnovsky se extiende en dirección latitudinal a lo largo de 350 a 400 km y tiene una anchura de aproximadamente 13 a 40 km. Esta estructura tectónica tiene una estructura de bloques y está limitada por fallas con amplitudes que van desde 100 (en el este) hasta 1000 m (en el oeste).

Monoclinal de Volyn caracterizado por un hundimiento gradual y estable de los cimientos hacia el suroeste de 0 a 3 km. En el contexto del hundimiento monoclinal se destacan varias depresiones y elevaciones con alturas absolutas de 1,0 a – 1,6 km.

III. escudo ucraniano Ocupa el extremo sur del territorio de Bielorrusia. Cerca del pueblo de Glushkovichi, en el distrito de Lelchitsy, afloran a la superficie rocas cristalinas del basamento. Destaca como estructura privada del Escudo Ucraniano. Ovruch graben-sinclinal, que está limitado por fallas profundas y se extiende por 110 km con un ancho de 5 a 20 km (6,7,10,15,20,21,22,23,24,25,28,32,39,43,51 ,65,70 ,89,101,105,109,115).

Características de la estructura tectónica. Los territorios de diferentes países difieren en su historia de formación y estructura geológica. Bielorrusia se encuentra dentro de la parte occidental de la Placa de Europa del Este, una de las nueve plataformas antiguas más grandes de la Tierra. Bielorrusia se caracteriza por una corteza de tipo continental, cuyo espesor oscila entre 43 y 57 km. La plataforma tiene una estructura de dos niveles: una cubierta de plataforma sedimentaria se encuentra sobre una base cristalina. La presencia de una base cristalina sólida de gran espesor determina la estabilidad de la corteza terrestre. Bielorrusia se caracteriza por movimientos verticales lentos, cuya amplitud no supera los 2 cm por año.

En el proceso de desarrollo geológico, la base cristalina y la cubierta de la plataforma se formaron bajo la influencia de movimientos tectónicos. Las diferentes direcciones de estos últimos condujeron a la formación de grietas - fallas tectónicas . Penetran el basamento cristalino y la cubierta de plataforma de todas las estructuras tectónicas.

El territorio de Bielorrusia se caracteriza por un profundo basamento cristalino. La mayor parte de nuestro país se encuentra dentro plato ruso- la estructura tectónica más grande de la Plataforma de Europa del Este. Las regiones del sur pertenecen a Plato Volyn-Azov Y escudo ucraniano(atlas, pág. 9). El basamento cristalino se formó hace más de 1.650 millones de años. Está compuesto por rocas ígneas y metamórficas arrugadas en pliegues: granitos, gneises, cuarcitas. Las fallas tectónicas rompen los cimientos en bloques.

Encima hay una cubierta de plataforma, compuesta principalmente por rocas sedimentarias de época posterior: arcillas, arenas, calizas, cretas. Se encuentran en posición horizontal o están ligeramente plegados por movimientos posteriores de la corteza terrestre. La estructura de la cubierta se asemeja a una torta en capas.

Cronología geológica. La edad absoluta de la Tierra es de aproximadamente 4.600 millones de años. Está determinada por la presencia de elementos radiactivos y sus productos de desintegración en las rocas, así como por restos de plantas y animales.

Las etapas de la historia geológica difieren en duración. Están asociados con cambios globales en el clima, el mundo orgánico y la formación de ciertas rocas y minerales. La secuencia de las principales etapas de la historia geológica de la Tierra se refleja en tabla geocronológica, o escala (Fig. 15). Se basa en la evolución de la vida orgánica en la Tierra. El tiempo geológico se divide en 5 grandes segmentos llamados geológico eras . Cada era tiene su propia etapa en el desarrollo de la corteza terrestre, que dura varias decenas o cientos de millones de años. Los nombres de las eras reflejan la naturaleza de la vida en la Tierra en ese momento: Arcaica (traducida del griego como "la más antigua"), Proterozoica (era de la vida temprana), Paleozoica (vida antigua), Mesozoica (vida media) y Cenozoica. (nueva vida).

Durante las eras Arcaica y Proterozoica (casi el 90% de toda la historia geológica de la Tierra), se formaron los cimientos de antiguas plataformas. Al final del Proterozoico comenzó a formarse una cubierta de plataforma. La acumulación de rocas en la cubierta sedimentaria y el mundo orgánico difieren a lo largo de las eras, por lo que estos últimos se dividen en periodos geologicos dura decenas de millones de años.

En la historia geológica de la Tierra, varios grandes ciclos de formación de montañas, los llamados plegable : Baikal, Caledonia, Hercínico, Mesozoico, Alpino. Durante estos períodos, la colisión de placas litosféricas dio lugar a la formación de sistemas montañosos. La formación de estructuras tectónicas en Bielorrusia está asociada con las épocas de formación de montañas.

Estructuras tectónicas. El basamento cristalino representa un antiguo sistema montañoso Arcaico-Proterozoico. Bajo la influencia de movimientos tectónicos posteriores, algunas partes se elevaron y otras se hundieron, por lo que los cimientos en Bielorrusia se encuentran a diferentes profundidades. No muy lejos del pueblo de Glushkovichi, distrito de Lelchitsy, sale a la superficie y dentro de la depresión de Pripyat desciende a una profundidad de 6 km. Grandes secciones del basamento cristalino, que, por regla general, están separadas por fallas tectónicas y tienen diferentes espesores de capa sedimentaria, se denominan estructuras tectónicas .

Las estructuras tectónicas más grandes de Bielorrusia son la Placa Rusa, la Placa Volyn-Azov y el Escudo Ucraniano. Dentro de la placa rusa se distinguen estructuras tectónicas más pequeñas (Fig. 16). Dependiendo de la profundidad de la cimentación, se dividen en positivo negativo Y transicional .

Las estructuras tectónicas positivas incluyen anteclisas y escudos. Dentro de sus límites, el basamento cristalino se acerca a la superficie. El mayor de ellos es Anteclisa bielorrusa. Ocupa la parte noroeste y central del país y se extiende latitudinalmente por 350 km. La cubierta de la plataforma dentro de sus límites no suele superar los 500 m, y en su parte más elevada, el Macizo Central de Bielorrusia, tiene un espesor de sólo 80-100 m.

Un pequeño territorio en el este de Bielorrusia está ocupado por las vertientes occidentales. Anteclisa de Vorónezh. La superficie del basamento cristalino en su parte más elevada se encuentra a una profundidad de 400 m. En el extremo sur, el escudo ucraniano entra en el territorio de Bielorrusia. Sólo dentro de sus límites las rocas del basamento cristalino llegan a la superficie.

También son visibles estructuras positivas más pequeñas. Entre ellos Cornisa Mikashevichi-Zhitkovichi, en cuyo interior la base cristalina sale a la superficie y se extrae la piedra de construcción.

Se presentan estructuras tectónicas negativas en Bielorrusia. depresiones Y deflexiones. Se caracterizan por una base profunda y diferentes tiempos de formación. El mayor de ellos es depresión de orsha. Se formó durante la época de construcción de la montaña Baikal en el noreste de la república. El basamento cristalino dentro de la depresión de Orsha se encuentra a una profundidad de 800 a 1800 m.

Depresión de Brest tiene un rumbo latitudinal y ocupa la parte suroeste de Bielorrusia. Su parte occidental se encuentra en Polonia. La depresión se formó a principios del Paleozoico durante el plegamiento de Caledonia. La superficie de cimentación dentro de sus límites se encuentra a una profundidad de 700-1700 m.

Ubicado en el sureste de Bielorrusia Comedero de Pripyat. Se trata de la estructura tectónica más joven formada en el Devónico, durante el plegamiento herciniano. La vaguada de Pripyat está dividida en etapas por numerosas fallas latitudinales. En algunos lugares, el basamento cristalino desciende hasta una profundidad de 6 km. El gran espesor de sedimentos en la cubierta propició la formación de minerales de origen sedimentario: potasio y sales gemelas, lignito, petróleo, yeso, etc.

En el mapa tectónico de Bielorrusia también se destacan estructuras tectónicas de transición: sillas de montar. Los más grandes entre ellos son Letón, Zhlobin, Polesskaya Y Braginsko-Loevskaya. Suelen separar dos estructuras tectónicas positivas y dos negativas. Debido a esto, la base cristalina dentro de ellos se encuentra con mayor frecuencia a profundidades de 500 a 1000 m, y ellos mismos se asemejan en estructura a una silla de montar. (Determine qué estructuras tectónicas positivas y negativas comparten Zhlobin, Letonia, Polesie y Bragin.Silla Loevskaya.)

Bibliografía

1. Geografía grado 10/Libro de texto para instituciones de educación secundaria general de grado 10 con ruso como idioma de instrucción/Autores: M. N. Brilevski- “De los autores”, “Introducción”, § 1-32; G. S. Smolyakov- § 33-63 / Minsk "Asveta del Pueblo" 2012

• un positivo: Anteclise bielorruso, anteclise de Voronezh, cornisa Mikashevichi-Zhitkovichi;
• segundo) negativo: Depresión de Orsha, depresión de Brest, depresión de Pripyat;
• c) transitorio: Sillas de montar letonas, Zhlobin, Polesie, Bragin-Loev.

3. Utilizando el texto del libro de texto (§ 7-10) y mapas del atlas (págs. 8-9), complete la tabla.

Estructuras tectónicas de Bielorrusia.

4. Indique la respuesta correcta

La glaciación más poderosa en el territorio de Bielorrusia fue:

• Sozhskoye;
• Berezinskoe;
• Dneprovskoe;
• Pozerskoye.

5. Indique la respuesta correcta

Sobre la formación de la elevada parte central de Bielorrusia en su máxima expresión. influenciado por la glaciación.

• Sozhskoye;
• Berezinskoe;
• Dneprovskoe;
• Pozerskoye.

6. Analizar los mapas de glaciaciones cuaternarias de Bielorrusia (pág. 57 de la Guía de estudio, Fig. 26 y 27) y el mapa geomorfológico del atlas (pág. 11). Determine cómo se expresan los límites de los glaciares en el relieve y cómo se relacionan con la posición de los lagos. Sacar conclusiones sobre la influencia de la glaciación cuaternaria

a) en el relieve: las glaciaciones formaron formas de relieve tanto positivas y acumulativas (llanuras, colinas) como negativas (baches y cuencas termokarst);

b) a la red hidrográfica: se ha formado una densa red hidrográfica, que difiere en su edad según el momento de salida de la última glaciación;

c) sobre el suelo y la cubierta vegetal: Las rocas de origen glaciar que destruyen el suelo están muy extendidas, los suelos son cantos rodados y la vegetación es joven.

7. Utilizando la fig. 29, 30 (§ 10 del libro de texto) y mapas del atlas (pág. 6, 27), complete la tabla

Los minerales son la materia prima básica de la industria bielorrusa

Concluya qué recursos minerales tiene Bielorrusia:

• a) siempre que: sales de potasio, materias primas de construcción;
• b) insuficientemente proporcionado: petróleo, gas natural;
• c) no asegurado: carbón, minerales.

8. Indique las respuestas correctas y responda las preguntas.

La mayor cantidad de radiación total se distingue por:

• Bobruisk;
• Pólatsk;
• Pinsk.

¿Por qué? La cantidad de masa total depende de la latitud de la zona; Pinsk es la ciudad más al sur.

Se observa la menor cantidad de precipitación:

• en Novogrudok;
• en Verjnedvinsk;
• en Lida.

¿Por qué? Posición más occidental y terreno elevado.

9. Analiza la figura. 41.42 (§ 13 del libro de texto) y mapas climáticos del atlas (p. 1 2-1 5). Responde a las preguntas

¿En qué se diferencian los indicadores de temperatura según la temporada en Vítebsk y Brest? En Vitebsk, la temperatura en todas las estaciones del año es más baja que en Brest.

¿Qué explica esto? Cambios de latitud y cambios de clima continental.

¿En qué se diferencian las cantidades y la distribución de las precipitaciones según la estación del año en Vítebsk y Brest? Máx. Las precipitaciones en ambas ciudades ocurren durante los períodos cálidos del día, pero Vítebsk se caracteriza por mayores cantidades de precipitación, especialmente en julio y los meses de otoño.

¿Qué explica esto? Explicado por el terreno: Vitebsk está situado en una colina.

10. En el mapa climático de Bielorrusia, las isotermas de julio están dibujadas de oeste a este y las isotermas de enero de noroeste a sureste. Explica las razones de este fenómeno.

La distribución de las temperaturas de enero depende de la atmósfera y las temperaturas de verano dependen del flujo de radiación solar.

12. Indique las respuestas correctas.

Los siguientes ríos pertenecen a la cuenca del Mar Negro:

• Vilia;
• Prípiat;
• Shara.

Los siguientes ríos pertenecen a la cuenca del Mar Báltico:

• Zelvianka;
• Berezina occidental;
• Nemán;
• Dniéper.

13. Describe un lago (tu elección) según el plano propuesto.

• Posición geográfica: El lago Lukovskoye se encuentra en el distrito de Chashniksky, en la frontera entre las regiones de Vitebsk y Minsk.
• Origen de la cuenca del lago: glacial
• Profundidad máxima: 11,5
• Cuadrado: 37,7 kilómetros 2
• Uso económico: suministro de agua a Novolukoml, toma de agua para refrigeración de la central nuclear de Lukomskaya

14. Compare los datos de los apéndices 3 y 4 con el libro de texto y responda la pregunta.

Entre los lagos de mayor superficie (Apéndice 3), no hay ninguno que tenga mayor profundidad (Apéndice 4). ¿Qué explica esto?

Colocación del territorio en la Plataforma de Europa del Este. Bielorrusia se encuentra dentro de la parte occidental de la Plataforma de Europa del Este. Esta última es una de las plataformas antiguas más grandes de la Tierra. El territorio de Bielorrusia se caracteriza por una corteza de tipo continental, cuyo espesor oscila entre 43 y 57 km. Como saben, la plataforma suele tener una estructura de dos niveles: sobre una base cristalina se encuentra una cubierta sedimentaria. La presencia de una base cristalina sólida determina la estabilidad de la corteza terrestre. Las plataformas se caracterizan únicamente por vibraciones lentas, en ellas prácticamente no ocurren procesos sísmicos.

Las zonas de la plataforma donde la base cristalina queda cubierta por una cubierta de plataforma se denominan losas, y las zonas donde sale a la superficie se denominan escudos. El territorio de Bielorrusia se caracteriza por un basamento cristalino bastante profundo. La mayor parte se encuentra dentro de la Placa Rusa, la estructura tectónica más grande de la Plataforma de Europa del Este. Las regiones más al sur pertenecen a la placa Volyn-Azov y al escudo ucraniano.

Dado que Bielorrusia está situada sobre una plataforma antigua, su base cristalina es muy antigua. Los geólogos creen que se formó hace más de 1.650 millones de años. La base está formada principalmente por rocas ígneas y metamórficas: granitos, gneises, cuarcitas. Están fuertemente arrugados en pliegues e impregnados de magma congelado. Las fallas tectónicas dividen los cimientos en bloques separados.

Encima hay una cubierta de plataforma, compuesta principalmente por rocas sedimentarias de época posterior: arcillas, arenas, calizas, cretas. Se encuentran horizontalmente o están ligeramente aplastados en suaves pliegues por los movimientos posteriores de la corteza terrestre.

Entre las rocas sedimentarias se encuentran minerales como lignito, petróleo, sales de roca y potasio, fosforitas, creta, etc.

Cronología geológica. La edad absoluta de la Tierra es de aproximadamente 4.600 millones de años. Está determinada por la presencia de elementos radiactivos y sus productos de desintegración en las rocas, así como por restos de plantas y animales fósiles.

A lo largo del desarrollo geológico de la Tierra, se produjo la formación de plataformas antiguas y jóvenes y áreas plegadas del globo. Está claro que durante un período tan largo el desarrollo del territorio se desarrolló de manera diferente. Por tanto, en la historia geológica de la Tierra se pueden distinguir etapas de diferente duración, que están asociadas a cambios globales en el clima, el mundo orgánico y la formación de determinadas rocas y minerales. La secuencia de las principales etapas de la historia geológica de la Tierra se refleja en la tabla o escala geocronológica. Se basa en la evolución de la vida orgánica en la Tierra. El tiempo geológico se divide en 5 grandes segmentos, que se denominan eras. Cada era se caracteriza por su propia etapa en el desarrollo de la corteza terrestre y del mundo orgánico, que dura varias decenas o cientos de millones de años. En este momento, se creó un determinado grupo de rocas. Los nombres de las eras reflejan la naturaleza de la vida en ese momento, por ejemplo, Proterozoico, la era de la vida temprana, Cenozoico, la era de la nueva vida.

Durante las eras Arcaica y Proterozoica, se formaron los cimientos de antiguas plataformas, que incluían todo el territorio de Bielorrusia. Se trata de un período muy largo que abarca casi el 90% de toda la historia geológica de la Tierra. A partir del final de la era Proterozoica, comenzó a formarse una cubierta de plataforma. La acumulación de rocas en la capa sedimentaria, al igual que en el mundo orgánico, varió significativamente incluso a lo largo de las eras. Por tanto, estos últimos se dividen en períodos geológicos, cuya duración es de decenas de millones de años.

En la historia geológica de la Tierra, se distinguen varios grandes ciclos de formación de montañas, los llamados pliegues: Baikal, Caledonian, Hercinian, Cimmerian, Alpine. Durante estos períodos, la colisión de placas litosféricas dio lugar a la formación de sistemas montañosos. Y aunque estos últimos están ausentes en el territorio de la antigua plataforma, las épocas de construcción de montañas tuvieron una influencia significativa en la formación de estructuras tectónicas en el territorio de Bielorrusia.

Estructuras tectónicas. El basamento cristalino es un antiguo sistema montañoso formado durante las eras Arcaica y Proterozoica. Luego, bajo la influencia de movimientos tectónicos posteriores, algunas de sus secciones se elevaron y otras se hundieron. Esto ha llevado al hecho de que la base cristalina en el territorio de Bielorrusia se encuentra a diferentes profundidades. No muy lejos del pueblo de Glushkovichi, distrito de Lelchitsy, sale a la superficie y dentro de la depresión de Pripyat desciende a una profundidad de 6 km. Grandes secciones del basamento cristalino, que están separadas por fallas tectónicas y se caracterizan por diferentes espesores de cubierta sedimentaria, se denominan estructuras tectónicas.

Las estructuras tectónicas más grandes en el territorio de Bielorrusia son la placa rusa, la placa Volyn-Azov y el escudo ucraniano. Dentro de la placa rusa se distinguen estructuras tectónicas más pequeñas. Dependiendo de la profundidad de la base, se dividen en positivos, negativos y de transición.

Las estructuras tectónicas positivas incluyen anteclises y escudos. Dentro de sus límites, el basamento cristalino se acerca a la superficie. La estructura tectónica positiva más grande en el territorio de Bielorrusia es la anteclisa bielorrusa. Ocupa la parte noroeste y central del territorio de la república y se extiende latitudinalmente por 350 km. La capa de sedimentos de la cubierta de la plataforma dentro de sus límites no suele superar los 500 m, y en su parte más elevada, el macizo central de Bielorrusia, tiene un espesor de sólo 80-100 m. La anteclisa bielorrusa ocupa una gran superficie y se caracteriza por una estructura compleja.

El este de Bielorrusia está ocupado por las laderas occidentales de otra estructura tectónica positiva de la Plataforma de Europa del Este: la anteclisa de Voronezh. La superficie del basamento cristalino en su parte más elevada se sitúa a una profundidad de unos 400 m.

En el extremo sur, el Escudo Ucraniano entra en el territorio de Bielorrusia. Sólo dentro de esta estructura positiva las rocas del basamento cristalino llegan a la superficie.

También son visibles estructuras positivas más pequeñas. El más interesante de ellos es la cornisa Mikashevichi-Zhitkovichi, dentro de la cual las rocas del basamento cristalino se acercan mucho a la superficie, gracias a lo cual se extrae piedra de construcción.

Las estructuras tectónicas negativas en Bielorrusia están representadas por depresiones y depresiones. Se caracterizan no sólo por la aparición profunda de la base cristalina, sino también por diferentes momentos de formación. La más antigua de ellas es la depresión de Orsha. Se formó durante la activación de movimientos tectónicos durante la era de la construcción de la montaña Baikal. La depresión de Orsha ocupa la parte noreste de la república. El basamento cristalino dentro de sus límites se encuentra a profundidades de 800 a 1800 m.

Otra estructura negativa, la depresión de Brest, ocupa la parte suroeste de Bielorrusia. Su parte occidental se encuentra en Polonia. La depresión se formó a principios del Paleozoico. La superficie de cimentación dentro de sus límites suele estar situada a una profundidad de 1600 a 1900 m.

Finalmente, la depresión de Pripyat se encuentra en el sureste de Bielorrusia. Es la estructura tectónica más joven, formada en el Devónico, que corresponde al plegamiento hercínico.

Esta estructura tiene la estructura más compleja. Está dividido en etapas por numerosas fallas latitudinales y se caracteriza por la aparición más profunda de una base cristalina. En las partes más profundas desciende hasta los 6 km. Una gran capa de sedimentos de la cubierta de la plataforma dio lugar a una variedad de minerales: sales de roca y potasio, carbón, petróleo, etc.

En el mapa tectónico de Bielorrusia, también se destacan las estructuras tectónicas de transición: las sillas de montar. Los más grandes son Letonia, Zhlobin, Polesskaya y Braginsko-Loevskaya. Suelen separar dos estructuras tectónicas positivas y dos negativas. Debido a esto, la base cristalina dentro de ellos se encuentra con mayor frecuencia a profundidades de 500 a 1000 m, y ellos mismos se parecen a una silla de montar en su estructura. Por lo tanto, la silla de Zhlobin separa estructuras positivas (las anteclisas de Bielorrusia y Voronezh, así como las negativas), la depresión de Pripyat y la depresión de Orsha.

Movimientos tectónicos. En el proceso de desarrollo geológico del territorio de Bielorrusia, tanto la base cristalina como la cubierta de la plataforma se formaron bajo la influencia de movimientos tectónicos. Las diferentes direcciones de los movimientos tectónicos condujeron a la formación de grietas, que se denominaron fallas tectónicas. Penetran el basamento cristalino y la cubierta de plataforma de todas las estructuras tectónicas. Especialmente hay muchos de ellos dentro de la depresión de Pripyat. Los movimientos tectónicos en el territorio de Bielorrusia continúan hasta el día de hoy. Pueden provocar terremotos.

El territorio de Bielorrusia está alejado de las zonas plegadas, por lo que allí sólo se pueden registrar terremotos débiles como eco de los movimientos tectónicos que se producen en los cinturones sísmicos. Así, en 1977, un terremoto en los Cárpatos provocó temblores subterráneos de magnitud 3-4 en Minsk y otras zonas pobladas de Bielorrusia. También pueden ocurrir terremotos débiles de hasta magnitud 6, causados ​​por el desplazamiento de bloques de la corteza terrestre a lo largo de un sistema de fallas. El terremoto de Ostrovets de 1909 tuvo este carácter.

Además, las estaciones sísmicas registraron débiles temblores en la zona de Soligorsk provocados por el colapso de minas agotadas.

El territorio de Bielorrusia se caracteriza actualmente únicamente por un lento hundimiento de la corteza terrestre, cuya amplitud no suele superar los 2 cm por año. La excepción son las pequeñas zonas del centro de Bielorrusia, donde se registran movimientos verticales modernos positivos, pero no superan 1 cm.

Entorno tectónico de Bielorrusia. Todavía no existe un punto de vista único sobre la estructura de los cimientos de la Plataforma de Europa del Este. Con la acumulación de materiales geológicos y geofísicos reales y los cambios en las opiniones sobre la historia precámbrica del desarrollo de la Tierra, también cambiaron las ideas sobre la estructura de los cimientos de la Plataforma de Europa del Este, lo que se puede ver claramente al considerar los mapas de la fundación de la Plataforma de Europa del Este en tres ediciones del Mapa Tectónico Internacional de Europa, Mapa de los continentes de la Tectónica Precámbrica y otros, así como numerosas publicaciones sobre este tema.

Actualmente, el esquema más popular para la estructura de la base de la Plataforma de Europa del Este es el de S.V. Bogdanova, quien identificó tres segmentos más grandes en el sótano de la Plataforma de Europa del Este: Fennoscandio, Sármata y Volga-Ural, separados por zonas de sutura ( ver figura 3.6). En su opinión, estos últimos fueron heredados por los principales aulacógenos de Riphean-Vendiano temprano (Volyn-Orsha-Kresttsovsky, Rusia Central, Pachelma). Los segmentos Volga-Ural y Sármata están compuestos principalmente por corteza Arcaica, el segmento Fennoscandio está compuesto principalmente por el complejo Proterozoico Inferior.

Existe un punto de vista en gran medida alternativo sobre la estructura de los cimientos de la Plataforma de Europa del Este. Después de analizar la distribución espacial de los complejos estructurales y materiales del Precámbrico Temprano de la Plataforma de Europa del Este, N.V. Aksamentova llegó a la conclusión de que uno de los rasgos más característicos de la estructura del basamento cristalino de la Plataforma de Europa del Este es la orientación sumergida. de los principales elementos estructurales y su disposición generalmente simétrica: los complejos de granulita y gneis-anfibolita más antiguos predominan en la región geoestructural occidental del Báltico, Bielorrusia y Ucrania occidental y en la región oriental del Volga-Ural. Están separados por el supercinturón de granito y piedra verde del Arcaico tardío-Proterozoico temprano más joven de Carelia-Kursk-Krivoy Rog. Dentro de sus límites, se desarrollan las secciones más completas y gruesas de depósitos del Arcaico Superior y del Proterozoico Inferior, mientras que en las áreas vecinas al oeste y al este, los complejos de edad sincrónica están completamente ausentes o están distribuidos en un área limitada.

La principal diferencia entre la región geoestructural occidental y la oriental es que en la primera de ellas el basamento al final del Proterozoico temprano-tardío sufrió un procesamiento significativo y, por lo tanto, la mayoría de las cifras de edad isotópica se encuentran en el nivel 1900- 1700 millones de años, obtenidos para rocas independientemente de su composición y edad real.

Todavía es controvertido si el mecanismo de la tectónica de placas ya estaba activo a principios del Proterozoico. En este sentido, se obtuvieron datos muy convincentes del perfil sísmico de BABEL (“Baltic and Bothien echoes from the Lithosphere” - The Babel Project (1992). El perfil se trazó a lo largo de las costas suecas y finlandesas a lo largo del Golfo de Botnia y el Báltico. Mar y cruza la zona de sutura entre dos subsegmentos del segmento fennoscandio: el más antiguo Arcaico Mar Blanco-Carelia y el más joven, principalmente Proterozoico temprano Báltico-Bielorruso.

En el borde noroeste del segmento sármata, basándose en materiales de perforación y otros datos geológicos y geofísicos, se identifica el cinturón volcánico-plutónico Osnitsa-Mikashevichi, que se extiende en una franja de 100 a 150 km de ancho con un rumbo noreste desde la esquina noroeste de el escudo ucraniano y la línea Teisseira-Tornquist a través de la parte sur de Bielorrusia y más allá de sus fronteras hasta las regiones rusas de Bryansk, Smolensk y Kaluga, con una longitud total de más de 650 km. Está limitado por fallas profundas: Stokhodsko-Mogilevsky en el noroeste y Perzhansko-Surazhsky en el sureste. La mayor parte del cinturón está cubierto por depósitos de Riphean y Lower Vendian de la depresión de Volyn-Orsha.

El cinturón Osnitsa-Mikashevichi es un elemento tectónico único en la base de la Plataforma de Europa del Este. El cinturón está compuesto por los complejos ígneos más jóvenes, diferentes en composición y condiciones de formación, que no han sufrido un metamorfismo regional significativo. El cinturón se superpone discordantemente a complejos polimetamórficos más antiguos del basamento Arcaico-Proterozoico temprano. Dentro del cinturón, se distinguen formaciones, cuyo cambio sucesivo de metagabrodiabasa con una edad de 2100-2000 millones de años a gabrodolerita subalcalina (1700 millones de años) refleja una historia larga (alrededor de 400 millones de años) y de múltiples etapas. del desarrollo del cinturón. N.V. Aksamentova considera que el cinturón es una estructura intracontinental formada como resultado de la colisión de bloques continentales.

S. V. Bogdanova y sus colegas atribuyen este cinturón a la estructura límite: el cinturón volcánico-plutónico continental marginal, que surgió en el borde del continente arcaico sármata como resultado de la subducción de la corteza oceánica. Es poco probable que un cinturón volcánico-plutónico de tal rango pudiera haber surgido sin la participación del proceso de subducción de la corteza oceánica bajo la región marginal del vasto continente sármata. Hace 1.850 millones de años, la corteza continental de Fennoscandia ya se había formado y la subducción fue reemplazada por la colisión de los segmentos continentales de Sarmatia y Fennoscandia, cuya conexión final en un basamento común se produjo hace unos 1.700 millones de años.

En el cruce de estos segmentos, se formó la zona central de Bielorrusia (Smolevichi-Drogichinskaya, según I.V. Naidenkov), ubicada entre las fallas Stokhod-Mogilev y Korelichi. Esta zona representa el segmento bielorruso de la zona de sutura fennoscandio-sármata más extensa: más de 600 km (hasta la zona de Teisseira-Tornquist). La zona central de Bielorrusia tiene una estructura muy compleja: consta de una serie de bloques en forma de cuña de complejos metamórficos e ígneos de diferentes edades, rotos por fallas de diferente orientación. A lo largo del borde occidental de la zona se extiende una estrecha franja de la llamada serie Rudmyansk (rocas de facies de granulita: gneis anfibolita, calcifiros, esquistos cristalinos, piroxenolitos, mármoles, etc.), luego - rocas de la serie Okolovo (gneis -complejo de esquisto). Según características geológicas, petrológicas y geoquímicas, las rocas de ambas secuencias pertenecen a la asociación isla-arco. Entre las formaciones ígneas, las más notables son las rocas del complejo Rusinovsky (diabasas, metadiabases, metagabrodiabases, gabroides, hornblenditas), que en términos de características geoquímicas se acercan a las asociaciones de ofiolitas del fondo del océano. En la superficie de Moho, la zona central de Bielorrusia se caracteriza generalmente por un levantamiento linealmente alargado en dirección noreste, que se encuentra en el centro de la zona correspondiente al macizo de granulita de Minsk a profundidades de unos 48 km, y en los extremos suroeste y noreste. - a profundidades de 50 a 55 km.

La formación de la sustancia y estructura de la corteza terrestre se desarrolló de manera desigual a lo largo de la zona: en algunas áreas, las rocas en la zona de convergencia sufrieron deformaciones como flexión de capas, en otras, bajo la influencia de presiones horizontales, se agrietaron y colapsaron. , se formaron fallas, a lo largo de las cuales, como resultado de procesos de magmatismo, se introdujeron en la corteza superior rocas de diferentes tipos de composición, en el tercero, las deformaciones se manifestaron en forma de empujes. Toda esta diversidad en la imagen del estado de tensión-deformación de la corteza terrestre en la zona central de Bielorrusia dio motivos para proponer un modelo geológico para la formación de esta zona como una sutura, a lo largo de la cual se produjo la subducción de la corteza oceánica bajo el Sármata. continente, y luego la colisión de Fennoscandia y Sarmatia. Es posible que a lo largo de la zona de subducción del Devónico tardío se haya formado un suave desprendimiento transcortal, que en la parte sur de la paleorift de Pripyat cruza la superficie de Moho y se sumerge en el manto superior.

Así, según los conceptos tectónicos modernos, en el territorio de Bielorrusia en el Precámbrico se produjo un evento geológico único: la colisión de tres grandes placas de geosegmentos: la sármata, la fennoscandina y la Volga-Ural, que ahora forman el cratón de Europa del Este. La zona de colisión está claramente expresada por la zona de sutura de Bielorrusia central y el macizo de granulita de Vitebsk. El estudio en profundidad de este fenómeno tectónico comenzó prácticamente en los años 90 del siglo pasado, cuando se llevaron a cabo complejos estudios geológicos y geofísicos a lo largo del perfil Varena-Nesvizh-Vystupovichi en el marco del proyecto internacional EUROBRIDGE.

Hasta la fecha, basándose en una interpretación exhaustiva de los datos geofísicos, la imagen tectónica de la corteza terrestre en el territorio de Bielorrusia se puede representar mediante el geobloque lituano-bielorruso, limitado al norte y al sur por los cinturones de falla sublatitudinales de Polotsk-Kurzeme. y fallas de Pripyat-Brest, respectivamente. La parte central de este geobloque está representada por la zona de sutura central de Bielorrusia de ataque nororiental y el macizo de Vitebsk de ataque sumergido. Hay datos geofísicos que dan motivos para suponer que durante la formación de tal arquitectura del basamento cristalino de Bielorrusia a lo largo de los lineamientos Polotsk-Kurzem y Pripyat-Brest, se produjo un desplazamiento horizontal del bloque lituano-bielorruso en el Proterozoico tardío.

El análisis del panorama tectónico y geofísico del territorio de Bielorrusia muestra que, debido a las condiciones mencionadas anteriormente para la formación de la corteza terrestre, la estructura y geodinámica de la formación de la litosfera en la región de Bielorrusia tiene un carácter específico y anómalo. en relación con áreas adyacentes del cratón de Europa del Este.

La ubicación de la zona de unión de los tres segmentos más grandes de la corteza terrestre del cratón de Europa del Este (fennoscandiano, sármata y Volga-Ural) ubicada en el territorio de Bielorrusia es un requisito previo favorable para la formación de centros de control y concentración de minerales. zonas. Y sobre todo en la zona de unión de Fennoscandia y Sarmatia.

Tectónica de fallas. Las características del desarrollo tectónico del territorio de Bielorrusia determinaron el patrón de fallas en los cimientos y en la cubierta de la plataforma. Consideremos las principales fallas profundas de la corteza consolidada de Bielorrusia.

En el Diccionario Geológico (1973, págs. 175-176), las fallas profundas se definen como “zonas de articulación móvil de grandes bloques de la corteza terrestre y la parte subyacente del manto superior, con una longitud de hasta muchos cientos y miles de kilómetros con una anchura que a veces alcanza varias decenas de kilómetros. La duración del desarrollo y la existencia de fallas profundas es muy significativa y se mide en períodos y eras... En la superficie, las zonas de fallas profundas aparecen como un engrosamiento de fallas subparalelas que forman sistemas complejos: cinturones de fallas profundas. En ocasiones los cabalgamientos se producen en zonas de fallas profundas y aparecen napas y estructuras escamosas. El magmatismo juega un papel particularmente importante en el desarrollo de fallas profundas. Los más característicos son los cinturones de rocas básicas y ultrabásicas y serpentinitas que se desarrollan a lo largo de ellos. Las intrusiones granitoides y las erupciones volcánicas suelen estar asociadas con fallas profundas. Las fallas profundas de las plataformas antiguas generalmente pertenecen al tipo cerrado (ciegos) y perturban solo la base, manifestándose en la cubierta de la plataforma como una intensificación de las dislocaciones plegadas de la plataforma (ejes, placanticlinas, flexiones). Las fallas profundas de las plataformas activadas se manifiestan en la formación de aulacógenos, grabens y sistemas de rift”.

Muchos investigadores dividen las fallas profundas en aquellas que penetran en el manto superior y en fallas de la corteza terrestre, que se atenúan dentro de la corteza terrestre. En función de la profundidad de su penetración, se distinguen las fallas ultraprofundas que se originan en la capa D del manto, es decir. a una profundidad de 400 a 700 km; fallas de profundidad media que cruzan la astenosfera y alcanzan profundidades de 100 a 300 km; Fallas profundas subcortales (a través de la corteza) que penetran en el manto superior y pueden alcanzar el techo de la astenosfera. Las fallas de la corteza terrestre se dividen en dos tipos: corteza superior: aquellas fallas que se desarrollan solo en la cubierta sedimentaria y la capa metamórfica de granito; Fallas corticales profundas que penetran hasta el fondo de la corteza terrestre.

Según la cinemática, las fallas profundas se dividen en fallas normales profundas, fallas inversas, fallas de cabalgamiento y fallas de cabalgamiento.

Entendiendo las fallas como cuerpos geológicos, se consideran zonas de metamorfismo de dislocaciones y como zonas de cambios geoquímicos en las concentraciones de minerales o colocación de cuerpos magmáticos.

Las fallas profundas tienen tres propiedades principales: gran longitud, profundidad significativa, duración y desarrollo multifásico, a menudo con un cambio en el signo del movimiento a lo largo de la falla. Además, como regla general, las fallas profundas separan grandes bloques (bloques) de la corteza, que difieren significativamente en la historia y el modo de movimiento.

Muchas fallas aparecen de manera bastante confiable en los campos geofísicos. Las grietas importantes y la interrupción de la continuidad del “cuerpo de falla” durante la actividad tectónica conducen a la descompresión de la sustancia de la zona de falla y a la dispersión de los minerales formadores de imanes. Por lo tanto, a menudo se observan franjas de gravedad negativa y anomalías magnéticas de naturaleza lineal sobre la falla. La posible manifestación de actividad intrusiva en zonas cercanas a la falla provoca una franja de gravedad positiva o negativa, estrecha, linealmente alargada, y anomalías magnéticas a lo largo de los lados de la falla. En ausencia de cuerpos intrusivos cercanos a la placa, la zona de falla se expresa por fuertes pasos de gravedad y anomalías magnéticas en franjas. Las cadenas de cuerpos magmáticos crean un sistema de anomalías magnéticas y gravitacionales localizadas linealmente consistentes a lo largo del rumbo de la falla.

El alto contenido de fracturas y agua del "cuerpo de falla" proporciona condiciones favorables para una alta conductividad de la corriente eléctrica: por encima de tales fallas se observan anomalías de conductividad en franjas asociadas con una disminución en la resistividad eléctrica de las rocas en el "cuerpo de falla".

En un campo de ondas sísmicas, las fallas se manifiestan por una violación de la correlación de las ondas de las interfaces sísmicas entre los medios, la aparición de ondas difractadas, pérdida de reflexiones, un cambio en las fases de los ejes en fase en el tiempo, una anormalidad aguda. Se produce una atenuación de las ondas refractadas y surgen fenómenos de interferencia complejos. Las manifestaciones de fallas en una sección sísmica se caracterizan por un cambio lateral en las velocidades de las ondas sísmicas, un cambio en el patrón de las áreas reflectantes (su número y ángulos de inclinación), un fuerte desplazamiento vertical o incluso la desaparición de las interfaces sísmicas y, sobre todo, , el límite de Moho, la aparición de capas con características sísmicas anómalas, etc.

Basado principalmente en datos geofísicos del territorio de Bielorrusia, se compiló un mapa de fallas en la litosfera consolidada del territorio de Bielorrusia (Fig. 3.10), que tienen direcciones, rango, profundidad, tamaño, cinemática, etc.

Como puede verse en la Fig. 3.10, en el territorio de Bielorrusia hay varios sistemas de fallas en la corteza consolidada, que difieren no solo en la orientación espacial, sino también en el momento de la formación y la duración del desarrollo. La distribución predominante en el sótano de Bielorrusia son fallas de rumbos sumergidos, noreste, noroeste y sublatitudinales.

Fallas sumergidas

El diagrama de ubicación de las fallas en la litosfera de Bielorrusia muestra claramente que las fallas en esta dirección encajan en dos sistemas desconectados: el norte-noreste y el norte-noroeste, que se manifiestan respectivamente en los segmentos fennoscandio y sármata del cratón de Europa del Este. En la estrecha franja entre estos dos megabloques, que corresponde a la zona de sutura central de Bielorrusia, la mayoría de las fallas también tienen rumbos sumergidos, pero aún son más similares al rumbo de las estructuras en el segmento fennoscandiano.

Las fallas en dirección norte-noroeste se identifican principalmente en el bloque de granulita de Vitebsk en el noreste de Bielorrusia.

fallas del noreste

Las fallas en esta dirección se pueden dividir en dos grupos: el plan noreste real y el plan sublatitudinal noreste.

El primer grupo son las fallas, que se desarrollaron principalmente en la zona central de Bielorrusia y surgieron durante la formación de esta zona de sutura en el Proterozoico temprano.

Este grupo de fallas ocupa principalmente una posición cortante en relación con las estructuras de las áreas de granulita y está estrechamente relacionado con la formación de la zona de sutura de Bielorrusia central en la unión de los segmentos de la corteza fennoscandina y sármata.

El segundo grupo son las fallas del rumbo sublatitudinal nororiental. Se desarrollan principalmente en el sur y sureste de Bielorrusia y están asociados principalmente con el cinturón magmático de Osnitsa-Mikashevichi.

Las fallas del golpe del noroeste en el territorio de Bielorrusia se agrupan en varias zonas. Cada una de estas zonas es un sistema de fallas discontinuas poco espaciadas del tipo falla-deslizamiento, que se extienden desde unas pocas decenas de kilómetros hasta 150-180 km. El ancho de las zonas varía desde unos pocos kilómetros hasta 50-70 km con una longitud total de hasta 500 km o más.

La más extensa es la falla de Berestovets, que se extiende desde la vertiente norte del escudo ucraniano en dirección a Stolin-Ivatsevichi-Volkovysk-Grodno y más allá de las fronteras de Bielorrusia hasta la laguna de Curlandia. Desde el sureste a través de las regiones centrales de Bielorrusia en dirección noroeste se puede rastrear la zona de falla de Oshmyany.

Fallas sublatitudinales

están ampliamente representados en el territorio de Bielorrusia, aunque con distintos grados de expresión en los campos geofísicos. Según las características geológicas y geofísicas, casi todas las perturbaciones sublatitudinales se pueden combinar en tres grandes zonas: Polotsk-Kurzeme, Central y Pripyat-Brest. La primera y la última de estas zonas aíslan un bloque de homogeneidad geofísica en el centro de Bielorrusia (megabloque tectónico bielorruso-lituano). La estructura de los campos gravitacionales y magnéticos difiere marcadamente de las regiones del norte y del sur.

El cinturón de fallas de Polotsk-Kurzeme está limitado por fallas marginales extendidas: en el norte, por la falla de Liepaja-Lokhnovsky, y en el sur, por la falla de Neman-Polotsk. Dentro de los límites previstos, el cinturón de falla se extiende en dirección latitudinal desde la costa del Mar Báltico casi 800 km al este con una anchura de 120-180 km. El cinturón de Polotsk-Kurzeme puede considerarse como una estructura de extensión que se formó simultáneamente con todo el sistema de estructuras de rift de Riphean de la Plataforma de Europa del Este, que se establecieron en el área de la unión de los Fennoscandios, Sármatas y Volga. -Segmentos Urales de la corteza terrestre. En este sistema, el cinturón Polotsk-Kurzeme es una continuación en la dirección occidental de los grabens de las ramas sublatitudinales Moscú-Gzhatsk y Tver de los grabens del sistema paleorift.

En el centro de Bielorrusia se puede rastrear un sistema central latitudinal de fallas estrechamente espaciadas. Está previsto abarcar desde las regiones del norte de Polonia y más allá a través de Grodno-Novogrudok-Smilovichi hasta las fallas de Krichevsky y Krichevsky del Sur en el este de Bielorrusia. El sistema central está fijado en una franja de unos 30 a 50 km de ancho mediante una serie de raras disyunciones intermitentes con una longitud relativamente corta. En el oeste, en el norte de Polonia, este sistema está controlado por los macizos de rapakivi, las gabroanortositas, el macizo subalcalino de Elk y los cuerpos de carbonatita, que son característicos de las zonas de rejuvenecimiento. Al cruzar las estructuras del basamento, las fallas de este sistema se rompen y desplazan complejos del basamento precámbrico de diferentes edades. Esto indica procesos de activación que ocurrieron a lo largo de esta zona, pero dentro de una banda mucho más amplia.

El sistema de fallas sublatitudinales de Pripyat-Brest tiene una larga vida y está activo durante muchas etapas de la historia geológica. Se extiende a lo largo de la vertiente norte del escudo ucraniano y se considera dentro de los límites de las fallas marginales norte y sur del graben de Pripyat, la zona de falla Lyakhovichi en el norte y las fallas latitudinales que forman el horst Ratnovsky en el sur. La falla latitudinal de Polesie, ubicada al sur del graben de Pripyat, debería incluirse en el mismo sistema.

Como puede verse, la litosfera consolidada de Bielorrusia está fragmentada por numerosas fallas de diferentes edades y de muy diferentes longitudes, direcciones, profundidades de penetración, listricidad, amplitudes horizontales y verticales, cinemáticas, etc. Al mismo tiempo, analizando toda esta variedad de fallas, es posible delinear su cierto ordenamiento según jerarquía, dirección y otras características. Registran geobloques con cambios bruscos en la heterogeneidad lateral de las capas de la corteza terrestre y de toda la litosfera consolidada. Las zonas de fallas y fallas más grandes generalmente coinciden con los límites de los distintos tipos geofísicos de la corteza terrestre en Bielorrusia (Fig. 3.5). Esto indica que los bloques identificados de la litosfera continental de Bielorrusia tienen sus propios tipos de corteza y litosfera consolidada y muestran su clara gran discreción fractal. Un análisis más detallado puede mostrar una fractalidad más fraccionada de estos bloques de la corteza terrestre.

Arroz. 3.10.

según datos geofísicos

1 - fallas profundas del manto que delimitan bloques de la corteza terrestre con diferentes tipos geofísicos; 2 - fallas profundas del manto; 3 - fallas profundas intrabloque de la corteza terrestre; 4 - fallas locales en el desvanecimiento; 5 - fallas marginales profundas de la vaguada de Pripyat; 6 - nombres de las principales averías; 7 - tipos geofísicos de la corteza terrestre; 8 - nombre de las fallas: 1-Vladimir-Volynsky, 2-Lutsky, 3-Braginsky, 4-Beshenkovichsky, 5-Volozhinsky, 6-Ivenetsky, 7-Skidelsky, 8-Schuchinsky, 9-Pruzhansky, 10-Kozlovshchinsky, 11 -Kossovsky, 12-Dyatlovsky, 13-Ostrovetsky, 14-Borisovsky, 15-Zaslavlsky, 16-Begomlsky, 17-Yachnensky, 18-Kokhanovsky, 19-Smolensky, 20-Gorynsky, 21-Nagornovsky, 22-Simanovysky, 23-Krichevsky , 24 -Sur-Krichevsky, 25-Krasnoslobodsky, 26-Noroeste, 27-Central, 28-Teterevsky, 29-Loevsky, 30-Berestovetsky, 31-Oshmyansky, 32-Naliboksky, 33-Dobryansky, 34-Zhlobinsky, 35 -Lepelsky, 36-Lyakhovichsky, 37-Orekhovsky, 38-Vitebsky, 39-Bogushevsky, 40-Svislochsky, 41-Polessky, 42-Lyubashevsko-Rudensky.

El esquema fue elaborado por R.G. Garetsky, G.I. Karataev, I.V. Dankevich, Yu.V. Belov, basado en materiales de I.K. Pashkevich, R.A. Apirubite, I.V. Dankevich, G.I. Emelyanov, G.I. Karataev, tipificación de la corteza terrestre, según la interpretación de Yu.N. Stadnik de los estudios TT y ZST, basándose en la interpretación de fuerzas gravitacionales anómalas y campos magnéticos según criterios bien conocidos, utilizando fuentes literarias de diferentes años y, en primer lugar, el “Mapa tectónico de Bielorrusia y territorios adyacentes” en una escala de 1:1000000, editado por R.G. Garetsky (1974), y “ Mapa geológico del basamento cristalino de Bielorrusia y territorios adyacentes” escala 1:1000000 N.V. Aksamentova e I.V. Naidenkova (1990). Editor R.G.Garetsky.

corteza terrestre profunda