Земна корастановить найвищу оболонку твердої Землі і одягає планету майже суцільним шаром, змінюючи свою потужність від 0 на деяких ділянках серединно-океанічних хребтів і океанських розломів до 70-75 км під високими гірськими спорудами (Хаїн, Ломізе, 1995). Потужність кори на континентах, що визначається за зростанням швидкості проходження поздовжніх сейсмічних хвиль до 8-8,2 км/с ( кордон Мохоровичича, або кордон Мохо), сягає 30-75 км, а океанічних западинах 5-15 км. Перший тип земної корибув названий океанічним,другий- континентальним.

Океанська коразаймає 56% земної поверхні і має невелику потужність – 5–6 км. У її будові виділяється три шари (Хаїн, Ломізе, 1995).

Перший, або осадовий,шар потужністю трохи більше 1 км зустрічається у центральній частині океанів і сягає потужності 10–15 км з їхньої периферії. Він повністю відсутній у осьових зонах серединно-океанічних хребтів. До складу шару входять глинисті, крем'янисті та карбонатні глибоководні пелагічні опади (рис. 6.1). Карбонатні опади поширені не глибше критичної глибини накопичення карбонатів. Ближче до континенту утворюється домішка уламкового матеріалу, знесеного з суші; це звані геміпелагічні опади. Швидкість розповсюдження поздовжніх сейсмічних хвиль тут становить 2-5 км/с. Вік опадів цього шару не перевищує 180 млн. років.

Другий шару своїй основній верхній частині (2А) складений базальтами з рідкісними та тонкими прошарками пелаги-

Рис. 6.1. Розріз літосфери океанів у порівнянні із усередненим розрізом офіолітових аллохтонів. Внизу – модель формування основних одиниць розрізу у зоні океанського спрединга (Хаїн, Ломізе, 1995). Умовні позначення: 1 –

пелагічні опади; 2 - базальти, що вилилися; 3 – комплекс паралельних дайок (долерити); 4 – верхні (не розшаровані) габроїди та габро-долерити; 5, 6 – розшарований комплекс (кумуляти): 5 – габроїди, 6 – ультрабазити; 7 - тектонізовані перидотити; 8 – базальний метаморфічний ореол; 9 – базальтова магма зміна I–IV – послідовна зміна умов кристалізації у вогнищі у міру віддалення від осі спредингу

опадів; базальти нерідко мають характерну подушкову (у поперечному перерізі) окремість (піллоу-лави), але зустрічаються і покриви масивних базальтів. У нижній частині другого шару (2В) розвинені паралельні дайки долеритів. Загальна потужність 2-го шару 1,5-2 км, а швидкість поздовжніх сейсмічних хвиль 4,5-5,5 км/с.

Третій шарокеанської кори складається з повнокристалічних магматичних порід основного та підлеглого ультраосновного складу. У його верхній частині зазвичай розвинені породи типу габро, а нижню частину становить «смужковий комплекс», що складається з чергування габро та ульт-рамафітів. Потужність 3 шару 5 км. Швидкість поздовжніх хвиль у цьому шарі досягає 6-7,5 км/с.

Вважається, що породи 2-го та 3-го шарів утворилися одночасно з породами 1-го шару.

Океанська кора, вірніше кора океанського типу, не обмежується у своєму поширенні ложем океанів, а розвинена також у глибоководних улоговинах окраїнних морів, таких як Японське море, Південно-Охотська (Курильська) улоговина Охотського моря, Філіппінське, Карибське та багато інших

моря. Крім того, є серйозні підстави підозрювати, що в глибоких западинах континентів і мілководних внутрішніх і окраїнних морів типу Баренцева, де потужність чохла становить 10-12 км і більше, він підстилається корою океанського типу; Про це свідчать швидкості поздовжніх сейсмічних хвиль близько 6,5 км/с.

Вище говорилося, що вік кори сучасних океанів (і окраїнних морів) не перевищує 180 млн. років. Проте в межах складчастих поясів континентів ми знаходимо і набагато давнішу, аж до ранньодокембрійської, кору океанського типу, представлену так званими офіолітовими комплексами(або просто офіолітами). Термін цей належить німецькому геологу Г. Штейнманну і запропоновано їм ще на початку XX ст. для позначення характерної «тріади» порід, які зазвичай зустрічаються разом у центральних зонах складчастих систем, а саме серпентинізованих ультрамафітів (аналог шару 3), габро (аналог шару 2В), базальтів (аналог шару 2А) та радіоляритів (аналог шару 1). Сутність цього парагенезу порід довго інтерпретувалася помилково, зокрема, габро та гіпербазити вважалися інтрузивними та молодшими, ніж базальти та радіолярити. Тільки в 60-ті роки, коли були отримані перші достовірні відомості про склад океанської кори, стало очевидним, що офіоліти - це океанська кора геологічного минулого. Це відкриття мало кардинальне значення для правильного розуміння умов зародження рухомих поясів Землі.

Структури земної кори океанів

Області суцільного розповсюдження земної кори океанічного типувиражені у рельєфі Землі океанічнізападинами. У межах океанічних западин виділяються два найбільші елементи: океанічні платформиі океанічні орогенні пояси. Океанічні платформи(або та-лассократони) в рельєфі дна мають вигляд великих абісальних плоских або горбистих рівнин. До океанічним орогенним поясамвідносяться серединно-океанічні хребти, що мають висоту над навколишньою рівниною до 3 км (місцями піднімаються як островів над рівнем океану). Уздовж осі хребта часто простежується зона рифтів - вузьких грабенів шириною 12-45 км при глибині до 3-5 км, що вказують на панування цих ділянках розтягування земної кори. Їх характерні висока сейсмічність, різко підвищений тепловий потік, низька щільність верхньої мантії. Геофізичні та геологічні дані свідчать про те, що потужність осадового покриву зменшується з наближенням до осьових зон хребтів, а океанічна кора відчуває помітне підняття.

Наступний великий елемент земної кори - перехідна зонаміж континентом та океаном. Це область максимального розчленування земної поверхні, де знаходяться острівні дуги, що відрізняються високою сейсмічності та сучасним андезитовим та андезито-базальтовим вулканізмом, глибоководні жолоби та глибоководні западини окраїнних морів. Вогнища землетрусів утворюють тут сейсмофокальну зону (зону Беньофа-Заварицького), що занурюється під континенти. Перехідна зона найбільш

яскраво виявлена ​​у західній частині Тихого океану. Для неї характерний проміжний тип будови земної кори.

Континентальна кора(Хаїн, Ломізе, 1995) поширена у межах власне континентів, т. е. суші, за можливим виключенням найбільш глибоких западин, а й у межах шельфових зон континентальних околиць та окремих ділянок всередині океанських басейнів-мікроконтинентів. Проте загальна площа розвитку континентальної кори менша, ніж океанської, і становить 41% земної поверхні. Середня потужність континентальної кори – 35-40 км; вона зменшується до околиць континентів та в межах мікроконтинентів та зростає під гірськими спорудами до 70-75 км.

Загалом, континентальна кора, Так само як і океанська, має тришарову будову, але склад шарів, особливо двох нижніх, істотно відрізняється від спостерігаються в океанській корі.

1. Осадовий шар,зазвичай називається осадовим чохлом. Його потужність змінюється від нуля на щитах і менших підняттях фундаменту платформ та осьових зон складчастих споруд до 10 і навіть 20 км у западинах платформ, передових та міжгірських прогинах гірських поясів. Щоправда, у цих западинах кора, що підстилає опади і зазвичай називається консолідованої,може бути ближче за своїм характером до океанської, ніж до континентальної. До складу осадового шару входять різні осадові породи переважно континентального або мілководного морського, рідше батіального (знову-таки в межах глибоких западин) походження, а також далеко

не повсюдно, покриви і сили основних магматичних порід, що утворюють трапові поля. Швидкість поздовжніх хвиль в осадовому шарі становить 2,0-5,0 км/с із максимумом для карбонатних порід. Віковий діапазон порід осадового чохла – до 1,7 млрд років, тобто на порядок вищий, ніж осадового шару сучасних океанів.

2. Верхній шар консолідованої коривиступає на денну поверхню на щитах та масивах платформ та в осьових зонах складчастих споруд; він розкритий на глибину 12 км у Кольській свердловині і на значно меншу глибину у свердловинах у Волго-Уральській області на Російській плиті, на плиті Мідконтиненту США та на Балтійському щиті у Швеції. Золотовидобувна шахта в Південній Індії пройшла цим шаром до 3,2 км, в Південній Африці-до 3,8 км. Тому склад цього шару, принаймні його верхньої частини, загалом добре відомий-головну роль у його додаванні грають різні кристалічні сланці, гнейси, амфіболіти та граніти, у зв'язку з чим він нерідко називається граніто-гнейсовим. Швидкість поздовжніх хвиль у ньому становить 6,0-6,5 км/с. У фундаменті молодих платформ, що має рифейсько-палеозойський або навіть мезозойський вік, а частково і у внутрішніх зонах молодих складчастих споруд цей же шар складений менш сильнометамор-фізованими (зеленосланцева фація замість амфіболітової) породами і містить менше гранітів; тому тут його часто називають гранітно-метаморфічним шаром,а типові швидкості поздовжньої волі у ньому порядку 5,5-6,0 км/с. Потужність даного шару кори сягає 15-20 км на платформах та 25-30 км у гірських спорудах.

3. Нижній шар консолідованої кори.Спочатку передбачалося, що між двома шарами консолідованої кори існує чітка сейсмічна межа, що отримала на ім'я її першовідкривача-німецького геофізика-назву кордону Конрада. Буріння щойно згадуваних свердловин поставило під сумнів існування такої чіткої межі; іноді замість неї сейсміка виявляє в корі не одну, а дві (К1 і К2) межі, що дало підставу виділити в нижній корі два шари (рис. 6.2). Склад порід, що становлять нижню кору, як зазначалося, недостатньо відомий, оскільки свердловинами вона досягнута, але в поверхні оголюється фрагментарно. Виходячи з

Рис. 6.2. Будова та потужність континентальної кори (Хаїн, Ломізе, 1995). А - Основні типи розрізу за сейсмічними даними: I-II - стародавні платформи (I - щити, II

Синеклізи), III – шельфи, IV – молоді орогени. K 1 , К 2-поверхні Конрада, М-поверхня Мохоровичіча, швидкості вказані для поздовжніх хвиль; Б – гістограма розподілу потужностей континентальної кори; В - профіль узагальненої міцності

загальних міркувань, У. У. Білоусов дійшов висновку, що у нижній корі повинні переважати, з одного боку, породи, що є більш високому щаблі метаморфізму і, з іншого боку, породи більш основного складу, ніж у верхній корі. Тому він назвав цей шар кори гра-нуліт-базитовим.Припущення Белоусова загалом підтверджується, хоча оголення показують, що у додаванні нижньої кори беруть участь як основні, а й кислі гранулити. В даний час більшість геофізиків розрізняють верхню і нижню кору за іншою ознакою-за їх відмінними реологічними властивостями: верхня кора жорстка і тендітна, нижня-пластична. Швидкість поздовжніх хвиль у нижній корі 64-77 км / с; приналежність до кори чи мантії низів цього шару зі швидкостями понад 7,0 км/с часто спірна.

Між двома крайніми типами земної кори – океанським та континентальним – існують перехідні типи. Один з них - субокеанська кора -розвинений уздовж континентальних схилів і підніжжів і, можливо, підстилає дно улоговин деяких не дуже глибоких і широких окраїнних і внутрішніх морів. Субокеанська кора є потоненою до 15-20 км і пронизаною дайками та силлами основних магматичних порід континентальну.

кору. Вона розкрита свердловиною глибоководного буріння біля входу в Мексиканську затоку і оголена узбережжя Червоного моря. Інший тип перехідної кори - субконтинентальний-утворюється в тому випадку, коли океанська кора в енсиматичних вулканічних дугах перетворюється на континентальну, але ще не досягає повної «зрілості», володіючи зниженою, менше 25 км, потужністю і нижчим ступенем консолідованості, що відображається в знижених швидкостях сейсмічних хвиль - трохи більше 5,0-5,5 км/с низах кори.

Деякі дослідники виділяють як особливі типи ще два різновиди океанської кори, про які вже йшлося вище; це, по-перше, потовщена до 25-30 км океанська кора внутрішніх піднятий океану (Ісландія та ін.) і, по-друге, кора океанського типу, «надбудована» потужним, до 15-20 км, осадовим чохлом (Прикаспійська западина і ін).

Поверхня Мохоровичича та склад верхньої манції.Кордон між корою та мантією, зазвичай сейсмічно досить чітко виражена стрибком швидкостей поздовжніх хвиль від 7,5-7,7 до 7,9-8,2 км/с, відома як поверхня Мохоровичича (або просто Мохо і навіть М), на ім'я встановив її хорватського геофізика. В океанах ця межа відповідає переходу від полосчастого комплексу 3-го шару з переважанням габроїдів до суцільних серпентинізованих перидотитів (гарцбургітів, лерцолітів), рідше дунітам, місцями виступаючим на поверхню дна, а в скелях Сан-Паулу та на о. Забаргад у Червоному морі, що височіє над поверхне-

ністю океану. Верхи океанської мантії можна спостерігати місцями суші у складі низів офіолітових комплексів. Їхня потужність в Омані досягає 8 км, а в Папуа-Новій Гвінеї, можливо, навіть 12 км. Складені вони перидотитами, переважно гарцбургитами (Хаїн, Ломізе, 1995).

Вивчення включень у лавах і кімберлітах із трубок показує, що і під континентами верхня мантія в основному складена перидотитами, причому як тут, так і під океанами у верхній частині це шпинелеві перидотити, а нижче-гранатові. Але в континентальній мантії, за тими ж даними, крім перидотитів у підпорядкованій кількості присутні еклогіти, тобто глибокометаморфізовані основні породи. Еклогіти можуть являти собою метаморфізовані релікти океанської кори, затягнуті в мантію в процесі підсуву цієї кори (субдукції).

Верхня частина мантії вдруге збіднена рядом компонентів: кремнеземом, лугами, ураном, торієм, рідкісними землями та іншими некогерентними елементами завдяки виплавленню базальтових порід земної кори. Ця «виснажена» («деплетована») мантія простягається під континентами на більшу глибину (охоплюючи всю або майже всю її літосферну частину), ніж під океанами, змінюючись глибше «невичерпною» мантією. Середній первинний склад мантії повинен бути близьким до шпинелевого лерцоліту або гіпотетичної суміші перидотиту і базальту в пропорції 3:1, названої австралійським ученим А. Е. Рінг-вудом піролітом.

На глибині близько 400 км. починається швидке зростання швидкості сейсмічних хвиль; звідси до 670 км про-

стирається шар Голіцина,названий в честь російського сейсмолога Б.Б. Голіцина. Його виділяють ще як середню мантію, або мезосфери -перехідної зони між верхньою та нижньою мантією. Зростання швидкостей пружних коливань у шарі Голіцина пояснюється збільшенням щільності речовини мантії приблизно на 10% у зв'язку з переходом одних мінеральних видів до інших, з більш щільною упаковкою атомів: олівіна в шпинель, піроксену в гранат.

Нижня мантія(Хаїн, Ломізе, 1995) починається з глибини близько 670 км. Нижня мантія має бути складена в основному перовскітом (МgSiO 3) і магнезіовюсти-том (Fе, Мg)O - продуктами подальшої зміни мінералів, що складають середню мантію. Ядро Землі у своїй зовнішній частині, за даними сейсмології, є рідким, а внутрішнє – знову твердим. Конвекція у зовнішньому ядрі генерує головне магнітне поле Землі. Склад ядра переважною більшістю геофізиків приймається залізним. Але знову ж таки за експериментальними даними доводиться допустити деяку домішку нікелю, а також сірки, або кисню, або кремнію, щоб пояснити знижену щільність ядра в порівнянні з певною для чистого заліза.

За даними сейсмотомографії, поверхня ядрає нерівною і утворює виступи та западини з амплітудою до 5-6 км. На межі мантії та ядра виділяють перехідний шар з індексом D" (кора позначається індексом А, верхня мантія-В, середню-С, нижню - D, верхню частину нижньої мантії D"). Потужність шару D місцями досягає 300 км.

Літосфера та астеносфера.На відміну від кори та мантії, що виділяються за геологічними даними (за речовинним складом) і даними сейсмології (по стрибку швидкостей сейсмічних хвиль на кордоні Мохоровичича), літосфера та астеносфера-поняття чисто фізичні, вірніше реологічні. Вихідною основою виділення астеносфери- ослабленої, пластичної оболонки. що підстилає більш жорстку і тендітну літосферу, була необхідність пояснення факту ізостатичної врівноваженості кори, виявленого при вимірюваннях сили тяжіння біля підніжжя гірських споруд. Спочатку очікувалося, що такі споруди, особливо такі грандіозні, як Гімалаї, повинні створювати надмірне тяжіння. Проте коли у середині ХІХ ст. були проведені відповідні виміри, виявилося, що такого тяжіння немає. Отже, навіть великі нерівності рельєфу земної поверхні чимось компенсовані, врівноважені глибині у тому, щоб у рівні земної поверхні не виявлялося значних відхилень від середніх значень сили тяжкості. Таким чином, дослідники дійшли висновку, що є загальне прагнення земної кори до врівноваженості за рахунок мантії; явище це отримало назву ізо-стазії(Хаїн, Ломізе, 1995) .

Існують два способи здійснення ізостазії. Перший полягає в тому, що гори мають коріння, занурене в мантію, тобто ізостазія забезпечується варіаціями потужності земної кори і нижня поверхня останньої має рельєф, зворотний рельєф земної поверхні; це гіпотеза англійського астронома Дж. Ері

(Рис. 6.3). У регіональному масштабі вона зазвичай виправдовується, оскільки гірські споруди справді мають більш товстої корою і максимальна товщина кори спостерігається в найвищих їх (Гімалаї, Анди, Гінду-куш, Тянь-Шань та інших.). Але можливий і інший механізм реалізації ізостазії: ділянки підвищеного рельєфу повинні бути складені менш щільними породами, а ділянки зниженого більш щільними; це гіпотеза іншого англійського вченого Дж. Пратті. В цьому випадку підошва земної кори може бути навіть горизонтальною. Врівноваженість континентів і океанів досягається комбінацією обох механізмів-кора під океанами і набагато тонше, і значно щільніше, ніж під континентами.

Більшість поверхні Землі перебуває у стані, близькому до ізостатичного рівноваги. Найбільші відхилення від ізостазії-ізостатичні аномалії-виявляють острівні дуги та пов'язані з ними глибоководні жолоби.

Для того, щоб прагнення до ізостатичної рівноваги було ефективним, тобто під додатковим навантаженням відбувалося б занурення кори, а при знятті навантаження - її підйом, треба, щоб під корою існував досить пластичний шар, здатний до перетікання з областей підвищеного геостатичного тиску в області зниженого тиску. Саме для цього шару, спочатку виділеного гіпотетично, американський геолог Дж. Баррелл і запропонував у 1916 р. назву астеносфера,що означає «слабка оболонка». Це припущення було підтверджено лише набагато пізніше, у 60-ті роки, коли сейсмоло-

Рис. 6.3. Схеми ізостатичної рівноваги земної кори:

а -за Дж. Ері, б -по Дж. Пратту (Хаїн, Короновський, 1995)

логами (Б. Гутенберг) було виявлено існування на певній глибині під корою зони зниження або відсутності підвищення, природного зі збільшенням тиску, швидкості сейсмічних хвиль. Надалі з'явився інший спосіб встановлення астеносфери-метод магнитотел-лурического зондування, у якому астеносфера поводиться як зона зниження електричного опору. Крім того, сейсмологи виявили ще одну ознаку астеносфери – підвищені згасання сейсмічних хвиль.

Астеносфері належить також провідна роль рухах літосфери. Течія астеносферної речовини захоплює у себе літосферні пластини-плити і викликає їх горизонтальні переміщення. Підйом поверхні астеносфери призводить до підйому літосфери, а в граничному випадку - до розриву її суцільності, утворення розсуву та опускання. До останнього веде також відтік астеносфери.

Таким чином, з двох оболонок, що становлять тектоносферу: астеносфера є активним, а літосфера - відносно пасивним елементом. Їхньою взаємодією визначається тектонічна та магматична «життя» земної кори.

В осьових зонах серединно-океанських хребтів, особливо Східно-Тихоокеанському піднятті, покрівля астеносфери перебуває в глибині всього 3-4 км, т. е. літосфера обмежується лише верхньою частиною кори. У міру руху до периферії океанів товщина літосфери зростає за рахунок

низів кори, а переважно верхів мантії і може досягати 80-100 км. У центральних частинах континентів, особливо під щитами стародавніх платформ, як-от Східноєвропейська чи Сибірська, потужність літосфери вимірюється вже 150-200 км і більше (у Південній Африці 350 км); за деякими уявленнями, вона може досягати 400 км, тобто тут вся верхня мантія вище за шар Голіцина повинна входити до складу літосфери.

Труднощі виявлення астеносфери на глибинах більше 150-200 км породили у деяких дослідників сумніви в її існуванні під такими областями і призвели їх до альтернативного уявлення, що астеносфери як суцільної оболонки, тобто саме геосфери, не існує, а є серія роз'єднаних «астенолінз» ». З цим висновком, який міг би мати важливе значення для геодинаміки, не можна погодитися, оскільки саме зазначені області демонструють високий ступінь ізостатичної врівноваженості, адже до них належать наведені вище приклади областей сучасного та стародавнього заледеніння – Гренландія та ін.

Причина того, що астеносферу не скрізь легко виявити, полягає, очевидно, у зміні її в'язкості та латералі.

Основні структурні елементи земної кори континентів

На континентах виділяються два структурні елементи земної кори: платформи та рухливі пояси (Історична геологія, 1985).

Визначення:платформа– стабільна жорстка ділянка земної кори континентів, що має ізометричну форму та двоповерхову будову (рис. 6.4). Нижній (перший) структурний поверх кристалічний фундамент, представлений сильно дислокованими метаморфізованими породами, прорваними інтрузіями Верхній (другий) структурний поверх – порожнистий залягаючий осадовий чохол, слабодислокований та неметаморфізований. Виходи на денну поверхню нижнього структурного поверху називаються щитом. Ділянки фундаменту, перекриті осадовим чохлом, називаються плитою. Потужність осадового чохла плити становить перші кілометри.

Приклад: на Східно-Європейській платформі виділяються два щити (Український та Балтійський) та Російська плита

Структури другого поверху платформи (чохла)бувають негативні (прогини, синеклізи) та позитивні (ан-теклізи). Синеклізи мають форму блюдця, а антекліз – перевернутого блюдця. Потужність відкладень завжди більша на синеклізі, а на антеклізі – менша. Розміри цих структур у діаметрі можуть досягати сотень або перших тисяч кілометрів, а падіння шарів на крилах зазвичай – перші метри на 1 км. Існують два визначення цих структур.

Визначення:синекліз – геологічна структура, падіння шарів якої спрямоване від периферії до центру. Антекліз - геологічна структура, падіння шарів якої спрямоване від центру до периферії.

Визначення:синекліза – геологічна структура, в ядрі якої виходять молодші відкладення, а з обох боків

Рис. 6.4. Схема будови платформи. 1 – складчастий фундамент; 2 – платформний чохол; 3 розломи (Історична геологія, 1985)

- Стародавніші. Антеклізу - геологічна структура, в ядрі якої виходять більш давні відкладення, а по краях - молодші.

Визначення:прогин – витягнуте (подовжене) геологічне тіло, що має у поперечному перерізі увігнуту форму.

Приклад:На російській плиті Східно-Європейської платформи виділяються антеклізи(Білоруська, Воронезька, Волго-Уральська та ін.), синеклізи(Московська, Прикаспійська та ін.) та прогини (Ульяновсько-Саратовський, Придністровсько-Причорноморський та ін.).

Існує структура нижніх горизонтів чохла – ав-лакоген.

Визначення:авлакоген - вузька витягнута западина, що простягається через платформу. Авлакогени розташовуються в нижній частині верхнього структурного поверху (чохла) і можуть досягати завдовжки до сотень кілометрів, завширшки – десятки кілометрів. Авлакогени формуються за умов горизонтального розтягування. У них накопичуються потужні товщі опадів, які можуть бути зім'яті в складки та близькі за складом до формацій міогеосинкліналів. У нижній частині розрізу є базальти.

Приклад:Пачелмський (Рязано-Саратовський) авлако-ген, Дніпрово-Донецький авлакоген Російської плити.

Історія розвитку платформ.В історії розвитку можна виділити три етапи. Перший– геосинклінальний, у якому відбувається формування нижнього (першого) структурного елемента (фундаменту). Другий- авлакогенний, де залежно від клімату відбувається накопичення

червоноцвітих, сіркоцвітних чи вугленосних опадів в ав-лакогенах. Третій– плитний, на якому осадконакопичення відбувається на значній площі та формується верхній (другий) структурний поверх (плита).

Процес накопичення опадів, зазвичай, відбувається циклічно. Спочатку накопичується трансгресивнаморська теригеннаформація, потім – карбонатнаформація (максимум трансгресії, табл. 6.1). При регресії в умовах аридного клімату формується солоносна червоноцвіт-наформація, а в умовах гумідного клімату – паралічна вугленоснаформація. Наприкінці циклу осадконакопичення формуються опади континентальноїформації. У будь-який момент етап може перерватися формуванням трапової формації.

Таблиця 6.1. Послідовність накопичення плитних

формацій та його характеристика.

Закінчення таблиці 6.1.

Для рухомих поясів (складчастих областей)характерні:

лінійність їх контурів;

величезна потужність відкладень, що накопичилися (до 15-25 км);

витриманістьскладу та потужності цих відкладень по простяганнюскладчастої області та різкі зміни хрест її простягання;

наявність своєрідних формацій-комплексів порід, що утворилися на певних стадіях розвитку цих районів ( азпідна, флішева, спилота-кератофірова, моласовата інші формації);

інтенсивний ефузивний та інтрузивний магматизм (особливо характерні великі гранітні інтрузії-батоліти);

сильний регіональний метаморфізм;

7) сильна складчастість, велика кількість розломів, у тому числі

надвигів, що вказують на панування стиску. Складчасті області (пояси) виникають дома геосинклінальних областей (поясів).

Визначення: геосинкліналь(рис. 6.5) - рухома область земної кори, в якій спочатку накопичувалися потужні осадові та вулканогенні товщі, потім відбувалося їхнє зминання у складні складки, що супроводжується утворенням розломів, впровадженням інтрузій та метаморфізмом. У розвитку геосинкліналі розрізняють дві стадії.

Перша стадія(власне геосинклінальна)характеризується переважанням опускання. Велика потужність опадіву геосинкліналі - це результат розтягування земної корита її прогинання. В першу половину першоїстадіїзазвичай накопичуються піщано-глинисті і глинисті опади (в результаті метаморфізму вони потім утворюють чорні глинисті сланці, що виділяються в аспіднуформацію) та вапняки. Прогинання може супроводжуватися розривами, якими піднімається магма основного складу і виливається в підводних умовах. Породи, що виникли після метаморфізму разом з сувулканическими утвореннями, що супроводжують, дають спиліт-кератофіровуформацію. Одночасно з нею зазвичай утворюються крем'янисті породи, яшми.

океанічна

Рис. 6.5. Схема будови геосинк-

линяли на схематичному розрізі через Зондську дугу в Індонезії (Структурна геологія та тектоніка плит, 1991). Умовні позначення: 1 – опади та осадові породи; 2 - вулка-

нічні породи; 3 - фундамент конти-метаморфічні породи

Вказані формації накопичуються одночасно, але на різних площах. Нагромадження споліто-кератофіровийформації зазвичай відбувається у внутрішній частині геосинкліналі - в евгеосинкліналі. Для евгео-синкліналіхарактерні формування потужних вулканогенних товщ, зазвичай основного складу, і інтрузії габро, діабазів і ультраосновних порід. У крайовій частині геосинкліналі, на її кордоні з платформою, зазвичай розташовуються міогеосинкліналі.Тут накопичуються головним чином теригенні та карбонатні товщі; вулканічні породи відсутні, інтрузії не типові.

У першу половину першої стадіїБільшість геосинкліналі є море зі значнимиглибинами. Доказом є тонка зернистість опадів і рідкість знахідок фауни (переважно нектону і планктону).

До середині першої стадіївнаслідок різних швидкостей опускання у різних частинах геосинкліналі утворюються ділянки відносного підняття(інтрагеоантік-ліналі) та відносного опускання(інтрагеосинкліна-лі). У цей час може відбуватися використання невеликих інтрузій плагіогранітів.

Во другу половину першої стадіїв результаті появи внутрішніх піднятий море в геосинкліналі меліє. Тепер це архіпелаг, розділений протоки. Море через обмілення настає на суміжні платформи. У геосинкліналі накопичуються вапняки, потужні піщано-глинисті ритмічно побудовані товщі, що утворюють флішевуфор-216

мацію; відбувається вилив лав середнього складу, що складають порфірітовуформацію.

До кінцю першої стадіїінтрагеосинкліналі зникають, інтрагеоантикліналі зливаються в одне центральне підняття. Це – загальна інверсія; вона відповідає головній фазі складчастостів геосинкліналі. Складчастість зазвичай супроводжується використанням великих синорогенних (одночасних зі складчастістю) гранітних інтрузій. Відбувається зминання порід у складки, що часто ускладнюється насувами. Усе це викликає регіональний метаморфізм. На місці інтрагеосинкліналів виникають синклінорії- складно побудовані структури синклінального типу, а на місці інтрагеоантикліналей - антиклінорії. Геосинкліналь «закривається», перетворюючись на складчасту область.

У будові та розвитку геосинкліналі дуже важлива роль належить глибинним розломам -довго живуть розриви, які розсікають всю земну кору і йдуть у верхню мантію. Глибинні розломи визначають контури геосинкліналей, їх магматизм, поділ геосинкліналі на структурно-фаціальні зони, що відрізняються складом опадів, їх потужністю, магматизмом та характером структур. Усередині геосинкліналі іноді виділяють серединні масиви,обмежені глибинними розломами. Це блоки давнішої складчастості, складені породами тієї основи, на якій заклалася геосинкліналь. За складом опадів та їх потужності серединні масиви близькі до платформ, але їх відрізняють сильний магматизм і складчастість порід, переважно по краях масиву.

Друга стадія розвитку геосинкліналіназивається орогеннийі характеризується переважанням піднятий. Осадокопичення відбувається на обмежених площах по периферії центрального підняття - в крайових прогинах,геосинкліналі, що виникають по кордону, і платформи і частково накладаються на платформу, а також у міжгірських прогинах, що утворюються іноді всередині центрального підняття. Джерело опадів - руйнування центрального підняття, що постійно піднімається. У першу половинудругий стадіїце підняття, мабуть, має горбистий рельєф; при його руйнуванні накопичуються морські, іноді лагунні опади, що утворюють нижню моласовуформацію. Залежно від кліматичних умов це може бути вугленосні паралічніабо солоноснітовщі. У цей час зазвичай відбувається використання великих гранітних інтрузій - батолітів.

У другій половині стадіїрізко зростає швидкість здіймання центрального підняття, що супроводжується його розколами та обваленням окремих ділянок. Це пояснюється тим, що внаслідок складчастості, метаморфізму, впровадження інтрузій складчаста область (вже не геосинкліналь!) ​​стає жорсткою і на підняття, що продовжується, реагує розколами. Море покидає цю територію. В результаті руйнування центрального підняття, яке в цей час являло собою гірську країну, накопичуються континентальні грубоуламкові товщі, що утворюють верхню моласовуформацію. Розколювання склепіння підняття супроводжується наземним вулканізмом; зазвичай це лави кислого складу, які разом з

субвулканічними утвореннями дають порфіровуформацію. З нею бувають пов'язані тріщинні лужні та малі кислі інтрузії. Таким чином, у результаті розвитку геосинкліналі зростає потужність континентальної кори.

До кінця другої стадії складчаста гірська область, що виникла на місці геосинкліналі, руйнується, територія поступово вирівнюється і стає платформою. Геосинкліналь з області накопичення опадів перетворюється на область руйнування, з рухомої території - на малорухливу жорстку вирівняну територію. Тому амплітуди рухів на платформі невеликі. Зазвичай море, навіть дрібне, тут покриває великі площі. Ця територія вже не відчуває такого сильного прогинання, як раніше, тому і потужність опадів значно менша (в середньому 2-3 км). Опускання неодноразово переривається, тому спостерігаються часті перерви в осадконакопінні; тоді можуть утворюватися кори вивітрювання. Не відбувається і енергійних піднять, що супроводжуються складчастістю. Тому новостворені малопотужні, зазвичай мілководні опади на платформі не метамор-фізовані і залягають горизонтально або слабо похило. Вивержені породи рідкісні і представлені зазвичай наземними виливами лав базальтового складу.

Окрім геосинклінальної моделі існує модель тектоніки літосферних плит.

Модель тектоніки літосферних плит

Тектоніка плит(Структурна геологія та тектоніка плит, 1991) – модель, яка створена з метою пояснення спостерігається картини розподілу деформацій та сейсмічності у зовнішній оболонці Землі. Вона ґрунтується на великих геофізичних даних, отриманих у 1950-ті та 1960-ті роки. Теоретичні основи тектоніки плит базуються на двох передумовах.

Зовнішня оболонка Землі, звана літосферою,безпосередньо залягає на шарі, званому астеносферою,яка є менш міцною, ніж літосфера.

Літосфера розбита на низку жорстких сегментів, або плит (рис. 6.6), які постійно рухаються відносно один одного та площа поверхні яких також безперервно змінюється. Більшість тектонічних процесів з інтенсивним обміном енергією діє межах між плитами.

Хоча потужність літосфери не можна виміряти з великою точністю, дослідники згодні, що всередині плит вона змінюється від 70-80 км під океанами до максимальної величини понад 200 км під деякими частинами континентів при середньому значенні близько 100 км. Астеносфера, що підстилає літосферу, поширюється вниз до глибини близько 700 км (гранична глибина поширення вогнищ глибокофокусних землетрусів). Її міцність зростає з глибиною, і деякі сейсмологи вважають, що її нижня гра-

Рис. 6.6. Літосферні плити Землі та їх активні межі. Подвійними лініями показані дивергентні межі (осі спредин-га); лініями з зубцями - конвергентні гп'янини П.ПІТ

одинарними лініями – трансформні розломи (зрушення); крапом покриті ділянки континентальної кори, що зазнають активного розломоутворення (Структурна геологія та тектоніка плит, 1991)

ця розташована на глибині 400 км і збігається з невеликою зміною фізичних параметрів.

Межі між плитамиділяться на три типи:

дивергентні;

конвергентні;

трансформні (зі зміщеннями з простягання).

На дивергентних межах плит, представлених переважно рифтами, відбувається новоутворення літосфери, що призводить до розсування океанічного дна (спредінгу). На конвергентних межах плит літосфера занурюється в астеносферу, тобто поглинається. На трансформних межах дві літосферні плити ковзають відносно одна одну, і речовина літосфери на них не створюється і не руйнується. .

Усі літосферні плити безперервно переміщуються відносно одна одну. Передбачається, що загальна площа всіх плит залишається постійною протягом значного періоду часу. При достатньому віддаленні від околиць плит горизонтальні деформації всередині них незначні, що дозволяє вважати плити жорсткими. Оскільки зміщення по трансформним розломам відбуваються вздовж їхнього простягання, рух плит має бути паралельним сучасним трансформним розломам. Оскільки все це відбувається на поверхні сфери, то відповідно до теорії Ейлера, кожна ділянка плити описує траєкторію, еквівалентну обертанню на сферичній поверхні Землі. Для відносного переміщення кожної пари плит будь-якої миті часу можна визначити вісь, або полюс обертання. У міру віддалення від цього полюса (аж до кута-

го відстані в 90°) швидкості спредінга, природно, зростають, але кутова швидкість для будь-якої даної пари плит щодо їх полюса обертання постійна. Зазначимо також, що в геометричному відношенні полюси обертання єдині для будь-якої пари плит і не пов'язані з полюсом обертання Землі як планети.

Тектоніка плит є ефективною моделлю процесів, що відбуваються в корі, так як вона добре узгоджується з відомими даними спостережень, дає витончене пояснення раніше незв'язаним явищам і відкриває можливості для прогнозу.

Цикл Вілсона(Структурна геологія та тектоніка плит, 1991). У 1966 р. професор Вілсон з Університету Торонто опублікував статтю, в якій він доводив, що континентальний дрейф відбувався не лише після ранньо-мезозойського розколу Пангеї, а й у допангейські часи. Цикл розкриття та закриття океанів щодо суміжних континентальних околиць називається тепер циклом Вілсона.

На рис. 6.7 наведено схематичне пояснення основної концепції циклу Вілсона у рамках уявлень про еволюцію літосферних плит.

Рис. 6.7, а представляє початок циклу Вілсона– початкову стадію розколу континенту та формування акреційної околиці плити.Відомо, що жорстка

Рис. 6.7. Схема циклу Уілсона розвитку океанів у рамках еволюції літосферних плит (Структурна геологія та тектоніка плит, 1991)

літосфера покриває слабкішу, частково розплавлену зону астеносфери – так званий шар низьких швидкостей (рис 6.7, б) . При продовженні поділу континентів розвиваються рифтова долина (рис. 6.7, 6) та невеликий океан (рис. 6.7, в). Це – стадії раннього розкриття океану у циклі Вілсона. Слушними прикладами служать Африканський рифт і Червоне море. З продовженням дрейфу роз'єднаних континентів, що супроводжується симетричною акрецією нової літосфери на околицях плит, межі континенту з океаном з допомогою розмиву континенту накопичуються шельфові опади. Повністю сформований океан(рис. 6.7, г) із серединним хребтом на межі плит та розвиненим континентальним шельфом називається океаном атлантичного типу.

Зі спостережень океанічних жолобів, їх зв'язку з сейсмічності та реконструкцією на малюнку океанічних магнітних аномалій навколо жолобів відомо, що океанічна літосфера розчленовується і занурюється в мезосферу. На рис. 6.7, дпоказаний океан із плитою, що має прості околиці прирощення та поглинання літосфери, – це початкова стадія закриття океанув циклі Вілсона. Розчленування літосфери по сусідству з континентальною окраїною веде до перетворення останньої на ороген андського типу в результаті тектонічних і вулканічних процесів, що відбуваються на межі плит, що поглинає. Якщо це розчленовування відбувається значному відстані від континентальної околиці убік океану, то утворюється острівна дуга типу Японських островів. Поглинання океанічноїлітосферипризводить до зміни геометрії плит і в кінці

кінців до повного зникнення аккреціопної околиці плити(Рис. 6.7, е). Протягом цього часу протилежний континентальний шельф може продовжувати розростатися, перетворюючись на півокеан атлантичного типу. У міру скорочення океану протилежна континентальна околиця зрештою залучається до режиму поглинання плити та бере участь у розвитку акреційного орогену андського типу. Це рання стадія зіткнення двох континентів (колізії) . На наступній стадії завдяки плавучості континентальної літосфери поглинання плити припиняється. Літосферна пластина відривається внизу, під орогеном гімалайського типу, що росте, і настає завершальна орогенная стадіяциклу Вілсонаіз зрілим гірським поясом, що являє собою шов між континентами, що знову з'єдналися. Антиподом акреційного орогену андського типує колізійний ороген гімалайського типу.

Земна кора - тонка верхня оболонка Землі, яка має товщину на континентах 40-50 км, під океанами -5-10 км і становить близько 1% маси Землі.

Вісім елементів – кисень, кремній, водень, алюміній, залізо, магній, кальцій, натрій – утворюють 99,5% земної кори.

На континентах кора тришарова: осадові породи покривають гранітні, а гранітні залягають на базальтові. Під океанами кора «океанічного», двошарового типу; осадові породи залягають просто на базальтах, гранітного шару немає. Розрізняють також перехідний тип земної кори (островно-дугові зони на околицях океанів та деякі ділянки на материках, наприклад).

Найбільшу товщину земна кора має у гірських районах (під Гімалаями - понад 75 км), середню - у районах платформ (під Західно-Сибірською низиною - 35-40, у межах Російської платформи - 30-35), а найменшу - у центральних районах океанів (5-7 км).

Переважна частина земної поверхні - це рівнини континентів і океанічного дна. ). Схили поступово вирівнюються та переходять в абісальні рівнини (глибини 3,7-6,0 км). Найбільші глибини (9-11 км) мають океанічні жолоби, переважна більшість яких розташована на північній та західній околицях.

Земна кора формувалася поступово: спочатку було сформовано базальтовий шар, потім — гранітний, осадовий шар продовжує формуватися й у час.

Глибинні товщі літосфери, які досліджують геофізичними методами, мають досить складну і недостатньо вивчену будову, як і мантія і ядро ​​Землі. Але вже відомо, що з глибиною густота порід зростає, і якщо на поверхні вона становить у середньому 2,3-2,7 г/см3, то на глибині близько 400 км - 3,5 г/см3, а на глибині 2900 км ( межа мантії та зовнішнього ядра) - 5,6 г/см3. У центрі ядра, де тиск сягає 3,5 тис. т/см2, вона збільшується до 13-17 г/см3. Встановлено також характер зростання глибинної температури Землі. На глибині 100 км вона становить приблизно 1300 К, на глибині близько 3000 км -4800 К, а центрі земного ядра - 6900 До.

Переважна частина речовини Землі знаходиться у твердому стані, але на межі земної кори та верхньої мантії (глибини 100-150 км) залягає товща пом'якшених, тістоподібних гірських порід. Ця товща (100-150 км) називається астеносферою. Геофізики вважають, що в розрідженому стані можуть бути й інші ділянки Землі (за рахунок розущільнення, активного радіорозпаду порід тощо), зокрема зона зовнішнього ядра. Внутрішнє ядро ​​знаходиться у металевій фазі, але щодо його речовинного складу єдиної думки на сьогодні немає.

Студенти, аспіранти, молоді вчені, які використовують базу знань у своєму навчанні та роботі, будуть вам дуже вдячні.

HTML-версії роботи поки що немає.
Завантажити архів роботи можна перейшовши за посиланням, яке знаходиться нижче.

Внутрішня будова Землі

Характеристика оболонок Землі. Тектоніка літосферних плит та формування великих форм рельєфу. Горизонтальна будова літосфери. Типи земної кори. Рух речовини мантії по мантійним каналам надрах Землі. Напрямок та переміщення літосферних плит.

презентація , доданий 12.01.2011

Речовий склад та будова земної кори

Описова характеристика етапів формування земної кори та вивчення її мінералогічного та петрографічного складів. Особливості будови гірських порід та природа руху земної кори. Складкоутворення, розриви та зіткнення континентальних плит.

курсова робота , доданий 30.08.2013

Теорія літосферних плит

презентація , доданий 11.10.2016

Структурні елементи Земної кори

Розташування складчастих областей Земної кори. Будова платформи, пасивної та активної континентальної околиці. Структура антиклізи та синеклізи, авлакогени. Гірсько-складчасті області або геосинклінальні пояси. Структурні елементи океану.

презентація , додано 19.10.2014

Тектонічні рухи земної кори

Класифікація основних видів тектонічних деформацій земної кори: рифтогенез (спредінг), субдукція, обдукція, зіткнення континентальних плит та трансформні розломи. Визначення швидкості та напряму руху літосферних плит геомагнітним полем землі.

курсова робота , доданий 19.06.2011

Речовий склад земної кори

Основні типи земної кори та її складові. Упорядкування швидкісних колонок для основних структурних елементів материків. Визначення тектонічних структур земної кори. Опис синекліз, антекліз та авлакоген. Мінеральний склад кори та гірських порід.

курсова робота , доданий 23.01.2014

Загальна характеристика тектонічної будови літосферних плит Республіки Татарстан

Коротка історія вивчення тектоніки Республіки Татарстан. загальні характеристикипідіймання, розривів, деформації літосферних плит. Опис сучасних рухів земної кори та зумовлюють їх процесів. Особливості спостереження за осередками землетрусів.

курсова робота , доданий 14.01.2016

Мезозойська ера

Тріасовий, юрський та крейдовий періоди мезозойської ери. Органічний світ цих періодів. Структура земної кори та палеогеографія на початку ери. Історія геологічного розвитку геосинклінальних поясів та давніх платформ (Східно-Європейської та Сибірської).

реферат, доданий 28.05.2010

Мікроконтиненти. Опис типів розломів земної кори

Походження та розвиток мікроконтинентів, підіймання земної кори особливого типу. Відмінність кори океанів від кори материків. Розсувна теорія утворення океанів. Пізньосинклінальна стадія розвитку. Типи розломів земної кори, класифікація глибинних розломів.

контрольна робота , доданий 15.12.2009

Внутрішня будова та неоднорідності Землі

Загальна картина внутрішньої будови Землі. склад речовини земного ядра. Блоки земної кори. Літосфера та астеносфера. Будова фундаменту Східноєвропейської платформи. коротка характеристикаглибинної будови території Білорусі та суміжних областей.

контрольна робота , доданий 28.07.2013

Найбільшими структурними елементами земної кори є континентиі океани,що характеризуються різною її будовою. Ці структурні елементи виділяються за геологічними та геофізичними ознаками. Не все простір, зайняте водами океану, є єдиною структурою океанічного типу. Великі шельфові області, наприклад, у Північному Льодовитому океані, мають континентальну кору. Відмінності між цими двома найбільшими структурними елементами не обмежуються типом земної кори, а простежуються і глибше, у верхню мантію, яка під континентами побудована інакше, ніж під океанами. Ці відмінності охоплюють всю літосферу, схильну до тектоносферних процесів, тобто. простежуються до глибин приблизно 750 км.

На континентах виділяються два основних типи структур земної кори: спокійні стійкі – платформиі рухливі - геосинкліналі. За площею поширення ці структури цілком сумірні. Відмінність спостерігається у швидкості накопичення та у величині градієнта зміни потужностей: платформи характеризуються плавною поступовою зміною потужностей, а геосинкліналі – різкою та швидкою. На платформах магматичні та інтрузивні породи трапляються рідко, у геосинкліналях вони численні. У геосинкліналях підстилаючими є флішеві формації опадів. Це ритмічно багатошарові глибоководні теригенні відкладення, що формуються при швидкому зануренні геосинклінальної структури. Наприкінці розвитку геосинклінальні області зазнають складкоутворення та перетворюються на гірські споруди. Надалі ці гірські споруди проходять стадію руйнування та поступового переходу в платформні утворення з глибоко дислокованим нижнім поверхом відкладень гірських порід та порожнистими шарами у верхньому поверсі.

Таким чином, геосинклінальна стадія розвитку земної кори - це рання стадія, далі геосинкліналі відмирають і перетворюються на орогенні гірські споруди і в подальшому в платформи. Цикл завершується. Усе це стадії єдиного процесу розвитку земної кори.

Платформи- основні структури континентів, ізометричної форми, що займають центральні області, що характеризуються вирівняним рельєфом та спокійними тектонічними процесами. Площа давніх платформ на материках наближається до 40% і для них характерні незграбні обриси з протяжними прямолінійними межами - наслідком крайових швів (глибинних розломів), гірських систем, лінійно витягнутих прогинів. Складчасті області та системи або насунуті на платформи, або межують з ними через передові прогини, на які у свою чергу насунуті складчасті орогени (гірські ланцюги). Кордони стародавніх платформ різко незгодно перетинають їхні внутрішні структури, що свідчить про їх вторинний характер внаслідок розколу суперматерика Пангеї, що виник наприкінці раннього протерозою.

Наприклад, Східноєвропейська платформа, виділена в межах від Уралу до Ірландії; від Кавказу, Чорного моря, Альп до північних меж Європи.

Розрізняють стародавні та молоді платформи.

Стародавні платформивиникли дома докембрійської геосинклінальної області. Східно-Європейська, Сибірська, Африканська, Індійська, Австралійська, Бразильська, Північно-Американська та ін. платформи утворені в пізньому археї – ранньому протерозої, представлені докембрійським кристалічним фундаментом та осадовим чохлом. Їхня відмінна риса - двоповерховість будівлі.

Нижній поверх,або фундаментскладений складчастими, глибоко метаморфізованими товщинами порід зім'ятими в складки, прорваними гранітними інтрузивами, з широким розвитком гнейсових і граніто-гнейсових куполів - специфічною формою метаморфогенної складчастості (рис. 7.3). Фундамент платформ формувався протягом тривалого часу в археї та ранньому протерозої та згодом зазнав дуже сильного розмиву та денудації, внаслідок яких розкрилися породи, що залягали раніше на великій глибині.

Рис. 7.3. Принциповий розріз платформи

1 – породи фундаменту; породи осадового чохла: 2 – піски, піщаник, гравеліти, конгломерати; 3 - глини та карбонати; 4 – ефузиви; 5 – розломи; 6 - вали

Верхній поверх платформпредставлений чохлом,або покривом, що залягають із різкою кутовою незгодою на фундаменті неметаморфізованих відкладень - морських, континентальних і вулканогенних. Поверхня між чохлом та фундаментом відображає основну структурну незгоду в межах платформ. Будова платформного чохла виявляється складною і на багатьох платформах на ранніх стадіях його утворення виникають грабени, грабеноподібні прогини. авлакогени(Авлос - борозна, рів; ген - народжений, тобто народжені ровом). Авлакогени найчастіше формувалися в пізньому протерозої (ріфеї) і утворювали в тілі фундаменту протяжні системи. Потужність континентальних і рідше морських відкладень в авлакогенах досягає 5-7 км, а глибокі розломи, що обмежували авлакогени, сприяли прояву лужного, основного та ультраосновного магматизму, а також специфічного для платформ трапового (порід основного складу) магматизмами і континентами. Дуже важливе значення має лужно-ультраосновна (кімберлітова)формація, що містить алмази у продуктах трубок вибуху (Сибірська платформа, Південна Африка). Цей нижній структурний ярус платформного чохла, що відповідає авлакогенному етапу розвитку, змінюється суцільним чохлом платформних відкладень. На початковому етапі розвитку платформи мали тенденцію повільного занурення з накопиченням карбонатно-теригенних товщ, а пізніший етап розвитку відзначається накопиченням теригенних вугленосних товщ. У пізньому етапі розвитку платформ у них утворювались глибокі западини, заповнені теригенними або карбонатно-теригенними відкладеннями (Прикаспійська, Вілюйська).

Платформенний чохол у процесі формування неодноразово зазнавав розбудови структурного плану, присвяченої меж геотектонічних циклів: байкальського, каледонського, герцинського, альпійського.Ділянки платформ, що зазнавали максимальних занурень, як правило, примикають до тієї прикордонної з платформою рухомої області або системи, яка в цей час активно розвивалася ( перикратонні,тобто. на краю кратону, або платформи).

Серед найбільших структурних елементів платформ виділяються щити та плити.

Щит – це виступповерхні кристалічного фундаменту платформи ( (Немає осадового чохла)), який протягом усього платформного етапу розвитку відчував тенденцію до підняття. Прикладами щитів можна вказати: Українську, Балтійську.

Плитувважають або частиною платформи, що володіє тенденцією до прогинання, або самостійною молодою платформою, що розвивається (Російська, Скіфська, Західно-Сибірська). У межах плит розрізняються дрібніші структурні елементи. Це синеклізи (Московська, Балтійська, Прикаспійська) - великі плоскі западини, під якими фундамент прогнутий, і антеклізи (Білоруська, Воронезька) - пологі склепіння з піднятим фундаментом та відносно витонченим чохлом.

Молоді платформисформувалися або на байкальському, каледонському або герцинському фундаменті, відрізняються більшою дислокованістю чохла, меншим ступенем метаморфізму порід фундаменту та значною успадкованістю структур чохла від структур фундаменту. Ці платформи мають триярусну будову: фундамент із метаморфізованих порід геосинклінального комплексу перекритий товщею з продуктів денудації геосинклінальної області та слабометаморфізованим комплексом осадових порід.

Кільцеві структури. Місце кільцевих структур у механізмі геолого-тектонічних процесів поки що точно не визначено. Найбільшими планетарними кільцевими структурами (морфоструктурами) є западина моря, Антарктида, Австралія та інших. Виділення подібних структур вважатимуться умовним. Більш ретельне вивчення кільцевих структур дозволило виявити у багатьох їх елементи спіралеподібних, вихрових структур).

Однак можна виділити структури ендогенного, екзогенного та космогенного генези.

Ендогенні кільцеві структуриметаморфічного та магматичного та тектоногенного (зводи, виступи, западини, антеклізи, синеклізи) походження мають розміри діаметра від одиниць кілометрів до сотень та тисяч кілометрів (рис. 7.4).

Рис. 7.4. Кільцеві структури на північ від Нью-Йорка

Великі кільцеві структури зумовлені процесами, що у глибинах мантії. Більш дрібні структури обумовлені діапіровими процесами магматичних порід, що піднімаються до поверхні Землі і проривають і піднімають верхній осадовий комплекс. Кільцеві структури обумовлюються і вулканічними процесами(конуси вулканів, вулканічні острови), і процесами діапіризму пластичних гірських порід типу солей і глин, щільність яких менша, ніж щільність порід, що вміщають.

ЕкзогенніКільцеві структури в літосфері утворюються внаслідок впливу вивітрювання, вилуговування, це карстові вирви, провали.

Космогенні (метеоритні)кільцеві структури – астроблеми. Ці структури виникають внаслідок ударів метеоритів. Метеорити діаметром близько 10 кілометрів падають на Землю з періодичністю один раз на 100 млн років, менш великі значно частіше Кратер структури має чашоподібну форму з центральним підняттям та валом з викинутих порід. Метеорні кільцеві структури можуть мати діаметр від десятків метрів до сотень метрів і кілометрів. Наприклад: Прибалхасько-Ілійська (700 км); Юкотан (200км.), глибина – понад 1км: Арізона (1,2км), глибина понад 185м; Південна Африка (335км), від астероїда діаметром близько 10км.

У геологічному будові Білорусі можна назвати кільцеві структури тектономагматичного походження (Оршанська западина, Білоруський масив), діапірові сольові структури Прип'ятського прогину, вулканічні древні канали типу кімберлітових трубок(на Жлобинській сідловині, Північній частині Білоруського масиву), астроблема в районі Плещениць діаметром 150 метрів.

Кільцеві структури характеризуються аномаліями геофізичних полів: сейсмічного, гравітаційного, магнітного.

Рифтовіструктури континентів (рис. 7.5, 7.6) невеликої ширини до 150 -200 км виражені протяжними літосферними підняттями склепіння яких ускладнені грабенами просідання: Рейнський (300 км), Байкальський (2500 км), Дніпровсько-Донецький (4 000 км), 4 (6 000 км) та ін.

Рис. 7.5. Розріз Прип'ятського континентального рифту

Континентальні рифтові системи складаються з ланцюжка негативних структур (прогинів, рифтів) ранжованого часу закладання та розвитку, розділених підняттями літосфери (сідловинами). Рифтові структури континентів можуть бути між іншими структурами (антеклізами, щитами), перетинати платформи і продовжуватися інших платформах. Будова континентальних і океанічних рифтових структур подібна, вони мають симетричну будову щодо осі (рис. 7.5, 7.6), відмінність полягає у протяжності, ступені розкриття та наявності деяких особливих рис (трансформних розломів, виступів-містків між ланками).

Знайдено найдавнішу ділянку земної кори

7.6. Профільні розрізи континентальних рифтових систем

1-фундамент; 2-хемогенно-біогенні осадові відкладення; 3-хемогенно-біогенно-вулканогенна формація; 4- теригенні відкладення; 5, 6-розломи

Частиною (ланкою) Дніпровсько-Донецької континентальної рифтової структури є Прип'ятський прогин. Верхньою ланкою вважається Подлясько-Брестська западина, можливо, вона має генетичний зв'язок з аналогічними структурами Західної Європи. Нижньою ланками структури є Дніпровсько-Донецька западина, потім аналогічні структури Карпінська та Мангишлакська та далі структури середньої Азії (загальна довжина від Варшави до Гіссарського хребта). Всі ланки рифтової структури континентів обмежені листричними розломами, мають ієрархічне підпорядкування за віком виникнення, мають потужну осадову товщу перспективну на вміст вуглеводневих покладів.

Дата публікації: 2015-01-04; Прочитано: 4384 | Порушення авторського права сторінки

studopedia.org - Студопедія. Орг - 2014-2018 рік. (0.003 с) ...

Територія Росії розташована на двох стародавніх платформах. У деяких місцях фундамент платформ (багатометрова товща граніту) виходить прямо на поверхню, ним можна ходити. Такі місця мають назву щити. Щити займають невеликі ділянки платформ. Найчастіше фундамент прихований під товщею молодших верств земної кори. Ці частини платформ називаються плитами. Молода платформа - теж стійка ділянка земної кори, але її фундамент молодший (сформувався в палеозойський час). Як вважають геологи, колись дві літосферні плити зі стародавніми платформами зіткнулися і міцно «склеилися» між собою.

Знайдено найдавнішу ділянку земної кори

Місце їх «склейки» – Уральські гори, а між Уральськими горами та Сибірською платформою сформувалася ще одна молода платформа. Вона вся вкрита товстим шаром осадових порід. Її поверхня – плоска рівнина. За ті мільйони років, поки формується осадовий чохол платформ, магма у різних місцях через тріщини фундаменту проникає у товщу земної кори. На території Сибірської платформи вона утворила трапи – лавові покрови або озера застиглої лави. Як утворюються трапи, добре показано в мультимедійному підручнику при наближенні Сибірської платформи. На Східноєвропейській платформі трапи не утворилися, але зустрічаються інтрузії - масиви магми, що не прорвалися до поверхні і застигли в товщі земної кори. На геологічних розрізах і картах вони позначаються червоним, як і фундамент. Іноді руйнування гірських порід зверху призводить до того, що інтрузії, що остигли і розкристалізувалися, виходять на поверхню.

платформами

платформи

платформа

Земна кора в межах сучасної Росії формувалася протягом тривалого часу внаслідок різноманітних геологічних процесів. Тому її частини різняться: по-перше, за будовою, складом та заляганням гірських порід, по-друге, за віком та історії розвитку.

За особливостями будівлі виділяються рухливі та стійкі ділянки земної кори. На рухомих ділянках розташовуються гірські споруди. Вони складені зім'ятими складки гірськими породами, розділеними розколами деякі блоки. Ці блоки рухаються у різних напрямах із різною швидкістю. В результаті цих рухів утворюються гірські хребти і западини, що розділяють їх. Інтенсивні рухи земної кори часто супроводжуються землетрусами.

Більшість території Росії займають стійкі ділянки земної кори - платформи: Східно-Європейська, Західно-Сибірська та Сибірська. Платформи мають двоярусну будову. Нижня їх частина – фундамент. Це залишки гірських систем, що руйнувалися, існували раніше на місці сучасних платформ. Тому він складається зі зім'ятих у складки гірських порід. Поверх фундаменту залягають пухкі осадові породи (осадовий чохол). Вони утворилися при руйнуванні гір та повільних опусканнях фундаменту, коли він заливався водами морів. У деяких частинах платформ осадовий чохол відсутній. Такі ділянки платформи називаються щитами.

Гірські породи складчастих поясів і платформ мають різний вік, оскільки вони формувалися протягом багато часу.

Вся геологічна історія Землі ділиться на 5 великих часових відрізків – ер. Назва кожної ери дана відповідно до характерного для неї типу життя: архейська (давнє життя), протерозойська (раннє життя), палеозойська (давнє життя), мезозойська (середнє життя), кайнозойська ( нове життя). Тривалість ер сильно відрізняється. У свою чергу, ери поділяються на менші відрізки часу – періоди. Назви періодів найчастіше походять або від назви тих місцевостей, де вперше були детально вивчені гірські породи, що сформувалися в цей період, або від назви самих порід.

Вік та час утворення окремих гірських порід можна визначати по-різному. Якщо початкове залягання порід не порушено наступними геологічними процесами, то шари, які лежать вище, молодші за ті, що розташовані внизу. Допомагають визначити вік порід та викопні залишки рослин та тварин. Чим складніше влаштовані організми, тим молодші. Обидва ці способи дозволяють оцінити відносний вік гірських порід.

Абсолютний вік гірських порід навчилися визначати лише у XX ст. І тому оцінюють процес розпаду радіоактивних елементів, які у гірських породах. Процес розпаду відбувається з постійною швидкістю і залежить від зовнішніх умов. Тому за співвідношенням вмісту в гірській породі радіоактивного елемента та продуктів його розпаду можна встановити абсолютний вік гірської породи у мільярдах та мільйонах років.

Найдавніші складчасті області формувалися на території Росії в археї та протерозої (2600-500 млн років тому). Вони складені породами допалеозойського віку. Саме вони утворюють нижній структурний ярус платформ – їхній складчастий фундамент.

На території Росії знаходяться дві стародавні платформи – Східно-Європейська та Сибірська. Обидві вони мають двоярусну будову: складчастий фундамент із кристалічних та магматичних порід архейсько-протерозойського віку та палеозойсько-кайнозойський осадовий чохол. Осадові породи чохла залягають спокійно, зазвичай, субгоризонтально. Осадконакопичення переривалася в періоди піднять і змінювалося процесами зносу.

Східноєвропейська платформаобмежена Сході Уральськими складчастими спорудами, Півдні - молодий Скіфської плитою, що примикає до складчастим спорудам Кавказу, північ від триває під водами Баренцева моря, але в заході простягається далеко межі Росії. У її межах є два щити, один з яких – Балтійський – заходить на територію Кольського півостроваі Карелії, другий - українець - повністю знаходиться за межами Росії. Решта простору платформи: займає Російська плита.

Неглибоке залягання фундаменту притаманно Воронезької антеклізи (перші сотні метрів) та деяких позитивних структур Волго-Уральського склепіння. У синеклізах (Московська, Печорська, Балтійська) фундамент опущено на 2-4 км. Найбільша глибина залягання фундаменту й у Прикаспійської синеклізи (15-20 км).

Східно-Сибірська платформа- велика геологічна область на північному сході Євразійської плити, що займає середню частину Північної Азії. Це один з великих, відносно стійких найдавніших блоків континентальної кори Землі, що належать до стародавніх (дорифейських) платформ. Її фундамент утворився в археї, згодом він неодноразово покривався морями, в яких сформувався чохол. На платформі відбулося кілька етапів внутрішньоплитного магматизму, найбільшим із яких є утворення сибірських трапів на межі пермі та тріасу. До та після впровадження трапів були спорадичні спалахи кімберлітового магматизму, які сформували великі родовища алмазів.

Сибірська платформа обмежена зонами глибинних розломів — крайовими швами, добре вираженими гравітаційними сходами, і має полігональні обриси. Сучасні межі платформи оформилися в мезозої та кайнозої та добре виражені у рельєфі. Західний кордон платформи збігається з долиною річки Єнісей, північна - з південною околицею гір Бирранга, східна - з низов'ями річки Лєна (Приверхоянський крайовий прогин), на південному сході - з південним краєм хребта Джугджур; на півдні кордон проходить вздовж розломів по південній околиці Станового та Яблонового хребтів; потім, огинаючи з півночі за складною системою розломів Забайкалля і Прибайкалля, спускається до південного краю озера Байкал; південно-західний кордон платформи тягнеться вздовж Головного східно-Саянського розлому.

На платформі виділяється ранньодокембрійський, переважно архейський, фундамент і платформний чохол (рифей-антропоген). Серед основних структурних елементів платформи виділяються: Алданський щит та Лено-Єнісейська плита, в межах якої фундамент оголюється на Анабарському масиві, Оленекському та Шарижалгайському підняттях. Західна частина плити займає Тунгуська, а східну - Вілюйська синекліза. На півдні знаходиться Ангаро-Ленський прогин, відокремлений від Нюйської западини Пеледуйським підняттям.

1. В археї та на початку протерозою утворилася більша частина фундаменту Східно-сибірської платформи.
2. Наприкінці протерозою (Венд) і на початку палеозою платформа періодично покривалася мілководним морем, у результаті чого утворився потужний осадовий чохол.
3. Наприкінці палеозою закрився Палеоуральський океан, консолідувалась кора західно-Сибірської рівнини, і вона разом із Східно-Сибірською та Східно-Європейською платформою утворили єдиний континент.
4. У девоні спалах кімберлітового магматизму.
5. На межі пермі і тріасу стався найпотужніший спалах трапового магматизму.
6. У мезозої деякі частини платформи покриті епіконтинетальними морями.
7. На межі крейди та палеогену на платформі стався рифтогенез та новий спалах магматизму, у тому числі карбонатитового та кімберлітового.

Фундамент платформи складений породами архею, протерозою та рифеєю. Поверхня кристалічного фундаменту Сибірської платформи як і, як і Російської, дуже нерівна; в одних частинах фундамент виходить на денну поверхню або занурений на незначну глибину, в інших – він перекритий потужною товщею осадових порід. Поверхня фундаменту складається із системи антекліз та синекліз. Найбільші підняття фундаменту - Анабарскін масив, Алданський щит, Єнісейський мегантиклінорій, Туруханське підняття та складчаста система Станового хребта. Найбільші занурення - Тунгуська (5-6 км), Вілюйська (5-8 км), Хатанзька синеклізи і Ангаро-Ленський прогин, закладені в різний час: Тунгуська - в нижньому палеозої, Хатанзька - в середньому палеозої, Вілюйська - в мезозий. Потужність та повнота розрізу осадового комплексу в окремих частинах платформи коливається у більших межах. Найбільш характерні платформні структури - пологі та куполоподібні складки північно-західного напрямку, порушені розривними дислокаціями альпійського циклу.
Сибірська платформа в початкові фази герцинського циклу - верхній девон та карбон - на північній околиці була зайнята морем. До кінця кам'яновугільного періоду море відступило, залишивши великі заболочені простори, в яких відбувалося накопичення пермських піщано-глинистих вугленосних відкладень Тунгуського басейну та озера.
Останні фази герцинського складкообразования виявилися потужними трапповими виливами на площі 1,5 млрд. км2. Вторгнення інтрузій та виливання ефузівів тривали у тріасі і, можливо, на початку юри. У складі трапової формації беруть участь товщі туфів, а також андезити, порфірити, базальти. Переважають ефузив основного, ультраосновного та лужного складу. У різних частинах платформи є кімберліти, присвячені трубкам вибуху. Потужність трапової формації сильно коливається. На ділянках платформи, що затоплювалися в карбоні та пермі морем, відклалися потужні товщі осадових порід – вапняки, мергелі, доломіти, глини, глинисті сланці, піщані відкладення.
До докембрійських структур приурочені золоторудні родовища, пов'язані з гранітоїдними інтрузіями (Єнісейський, Ленський, Анабарський райони), родовище мусковита (Мамсько-Вітімське), метаморфічні родовища залізних руд (Ангара-Ілімський район). З трапповими виливами пов'язані також родовища мідно-нікелевих руд (Норільськ) та оптичного ісландського шпату.
Геотектонічне будова платформ загалом визначає основні риси сучасного рельєфу поверхні Російської рівнини, Західно-Сибірської низовини та Середньо-Сибірського плоскогір'я. Антеклізи зумовлюють позитивні форми рельєфу, синеклізи відповідають мало горби низини і рівнини. Однак іноді зустрічається і невідповідність форм сучасного рельєфу, положення річкових долин та тектонічних структур. Наприклад, Поліська низовина розташовується дома Білоруського підняття, підняття Путорана - дома синклінальної структури платформної основи та інших. Байкальська складчастість відбулася пізньому протерозое - нижньому кембрії. Створені нею структури частково увійшли до складу фундаменту платформ, консолідувавши давніші блоки, а також примикають до околиць стародавніх платформ. Вони оконтурюють з півночі, заходу та півдня Сибірську платформу (Таймиро-Північноземельська, Байкало-Вітімська та Єнісейсько-Східно-Саянська області). На північно-східній околиці Східноєвропейської платформи знаходиться Тімано-Печорсько-Баренцевоморська область. Мабуть, у цей час утворився і Іртиш-Надимський блок, що займає центральне положення в межах Західно-Сибірської рівнини. Області байкальської складчастості Є.Є. Мілановський (1983, 1987) відносить до метаплатформних областей.

У фанерозої поряд з стародавніми платформами і метаплатформенними областями, що примикають до них, існують так звані рухомі пояси, три з яких заходять на територію Росії: Урало-Монгольський, Тихоокеанський і Середземноморський. У своєму розвитку рухливі пояси проходять два головні етапи: геосинклінальний та постгеосинклінальний, або епігеосинклінальний складчастий пояс, зміна яких у різних поясах і навіть у різних областяхєдиного пояса відбувалася разночасно і затяглася остаточно фанерозою.

Про особливості першого етапу вже йшлося при характеристиці геосинкліналей. Тектонічний режим другого етапу значно поступається за своєю геосинклінальною активністю, але разом з тим перевершує тектонічний режим стародавніх платформ.

Палеозойський Урало-Монгольський пояс розташований між стародавніми Східно-Європейською та Сибірською платформами та утворює південне обрамлення останньої. Прогинання в межах цього пояса почалися ще в пізньому протерозої, а в нижньому палеозої тут виявилася каледонська складчастість. Основні фази складчастості припадають на кінець кембрію – початок ордовика (салаїрська), середній – верхній ордовик, кінець силуру – початок девону. В результаті каледонської складчастості були створені гірські споруди в Західному Саяні, Кузнецкому Алатау, Салаїрі, у східних районах Алтаю, Туві, на значній частині Забайкалля, у південних районах Західного Сибіру, що примикають у західній частині Казахського дрібносопочника, де також завершальною була каледонська складчастість. На всіх цих територіях нижньопалеозойські відкладення інтенсивно зім'яті в складки та метаморфізовані. Крізь їх покрив нерідко проглядає докембрійський цоколь.

У верхньому палеозої (пізньому девоні – ранньому карбоні та пізньому карбоні – пермі) проявилася герцинська(варіська) складчастість. Вона була завершальною на величезному просторі Західного Сибіру, ​​консолідувавши існували раніше блоки, в Уральсько-Новоземельській області, в західних районах Алтаю, в Томь-Коливанській зоні. Виявилася вона також у Монголо-Охотській зоні.

Так до кінця палеозою в межах Урало-Монгольського рухомого поясу сформувалася внутрішньоконтинентальна зона складчастості, що спаяла дві стародавні платформи в єдину велику структуру, жорсткий блок, який став ядром літосферної літосферної плити. Відбулося також збільшення площі платформ за рахунок виникнення складчастих споруд на їх південних околицях.

Надалі (у мезозої) у межах Урало-Монгольського пояса сформувалися молоді епіпалеозойські плити (квазікратони), зокрема Західно-Сибірська, майже повністю розташована біля Росії.

Етапи формування земної кори Росії

Вони приурочені до областей, що випробували в мезо-кайноз загальне занурення.

Зазвичай плити формуються над тими областями рухомих поясів, у структурному плані яких значної ролі грають блоки стародавньої консолідації – серединні масиви. Молоді плити який завжди суворо " вписуються " в контури рухомого пояса. Вони можуть накладатися і на сусідні з рухомим поясом ділянки стародавніх платформ (метаплатформні області), як це має місце на східній околиці Західно-Сибірської плити. Чохол молодих платформ складений осадовими товщами мезо-кайнозойського віку. Потужність чохла коливається від кількох сотень метрів – кілометра в окраїнних частинах до 8-12 км у найбільш глибоко опущеній північній частині Західно-Сибірської плити.

Тихоокеанський рухомий поясзаймає окраїнне становище між стародавньою Сибірською платформою та океанічною літосферною плитою Тихого океану. До нього відносяться складчасті споруди Північного Сходу та Далекого Сходу.

Одні ділянки цього пояса завершили період геосинклінального розвитку ще в докембрії або палеозої та утворюють серединні масиви, найбільшими з яких є Колимський та Буреїнський (своєрідні "мікроплатформи", що мають щит та плиту); інші випробували складчастість у мезозої, треті - у кайнозойський час.

Верхоянсько-Чукотська складчаста область створена кіммерійською складчастістю (пізньокіммерійською, або колимською, кінець юри - середина крейди). Вздовж південно-східної околиці цієї області простягається Охотсько-Чукотський вулканогенний пояс, який у південній частині Далекого Сходу переходить у Приморський вулканогенний пояс, що відокремлює мезозоїди цього регіону від тихоокеанської складчастості. Тут проявилися ранньо- і пізньокіммерійська складчастості, що створили мезозойські структури Приамур'я і центральної частини Сихоте-Аліня, і ларами шукав (кінець крейди - початок палеогену), що завершилася формуванням споруд в Сихоте-Аліні. Ларамійською складчастістю створено і Корякську область.

Гірські споруди Сахаліну і Камчатки виникли внаслідок тихоокеанської складчастості, що виявилася в олігоцені і в основному в неоген-четвертинний час, тобто. знаходяться на орогенному етапі розвитку. Це - наймолодші складчасті та вулканічні гори Росії. Курильські острови ще завершили геосинклінального розвитку; це сучасні острівні дуги з розташованим поруч із глибоководним жолобом, що чітко фіксують зону субдукції Тихоокеанської літосферної плити. Великі площі тут займає океанічна кора. Власне для острівних дуг характерна рання стадія формування материкової земної кори.

Про тектонічну активність, що триває, особливо по східній околиці цього поясу, свідчить інтенсивна вулканічна діяльність, велика амплітуда четвертинних піднять і висока сейсмічність регіону.

Середземноморський геосинклінальний пояс- один з головних рухомих поясів Землі, що розвивалися протягом пізнього докембрію та фанерозою. Пояс простягається в загальному широтному напрямку від Атлантичного до Тихому океануохоплюючи Центральну та Південну Європу, Північно-Західну Африку (Магріб), Середземномор'я, Кавказ, Передню Азію, Памір, Тибет, Гімалаї, Індокитайський півострів, Індонезію та зливаючись тут із Тихоокеанським геосинклінальним поясом (західною гілкою).

Закладання пояса, судячи з віку найдавніших офіолітів, належить до пізнього протерозою (рифею); більшість дослідників вважає, що воно відбулося в результаті деструкції суперконтиненту, який об'єднував на початку рифею майбутні Лавразію та Гондвану, а саме Східноєвропейську, Африкано-Аравійську, Індостанську, Китайсько-Корейську та Південно-Китайську (Янцзи) стародавні платформи. У Середній та Центральній Азії Середземноморський геосинклінальний пояс майже стикається з Урало-Охотським, а в районі Британських островів – з Північноатлантичним поясом. Перший етап розвитку пояса належить до пізнього рифею-венду - раннього кембрію (у Європі він називається кадомським, східніше - байкальським, салаирским). Етап завершився складчастістю, метаморфізмом (в основному зеленосланцевої фації) та гранітоутворенням помірного масштабу. Виникла в результаті континентальна кора не відрізнялася стійкістю, зберігшись від подальшої деструкції в межах Нубії, Аравії та Передньої Азії та в окремих масивах на інших ділянках пояса (північ Арморіканського масиву у Франції, Північно-Кавказький масив та ін). Нове розширення з утворенням океанічної кори (Палеотетіс) відбулося у кембрії – ордовику.

Поки незрозуміло, чи був частково успадкований цей басейн від рифейсько-вендського, чи був цілком новоствореним. На початку девону розвиток північної периферії басейну в Європі від Південної Великої Британії до Польщі завершився новою епохою діастрофізму; ця каледонська складчаста зона наростила Східноєвропейську платформу та прикордонний із Північно-Атлантичним поясом масив Мідленда Великобританії. В Азії каледонська складчаста зона, геосинклінальний розвиток якої почався ще у венді - ранньому кембрії, охоплює хребет Циляньшань та північний схил хребта Циньлін та примикає з півдня до Китайсько-Корейської платформи. У девоні зона активних занурень зміщується на південь, межі Центральної Європи, Іберійського півострова, Магріба, Північного Кавказу, Північного Паміру, Куньлуня, Центрального Ціньліна. Починаючи з середини раннього карбону вона залучається до складчасто-надвігові деформації (перші їх фази відносяться ще до 2-ї половини девону), що створили герцинські споруди (див. Герцинська складчастість). У результаті західна частина пояса зазнала повної регенерації континентальної кори та осушення; тут Лавразія зімкнулась із Гондваною в єдиний суперконтинент – Пангею.

На сході, в Азії, в пізньому палеозої відбулося лише нове зміщення області максимальних занурень на південь, на південний схил Великого Кавказу, Центральний Афганістан, Памір і Тибет, а також Індокитайський півострів і частково Індонезію. Розвиток цієї зони - Мезотетису завершилося складчастістю, гранітизацією та гороутворенням наприкінці тріасу та на початку юри; відповідна епоха відома на заході як ранньокіммерійська, на сході як індосинійська. Наприкінці тріасу - початку Юри Євразія знову повністю відокремилася від Гондвани, розкрився новий глибоководний басейн з океанічною корою - власне Тетіс, або Неотетіс, що тягнеться на заході до Центральної Америки. Його осьова зона зміщена ще далі на південь порівняно з Палео- і Мезотетісом, на сході в область байкальської консолідації. Перші деформації цього поясу відносяться до кінця юри – середини крейди (пізньокіммерійська, австрійська епохи); Основні деформації - до кінця еоцену - до кінця міоцену, основне гороутворення - з кінця міоцену. У цих процесів виник Альпійсько-Гімалайський складчастий гірський пояс, що простягся від Піренеїв і Гібралтару до Індонезії. Активне гороутворення, сейсмічна діяльність, а в Середземномор'ї та Індонезії та вулканізм продовжуються в цьому поясі та в сучасну епоху. Передові та міжгірські прогини відрізняються багатою нафтогазоносністю, у гірських спорудах відомі родовища руд чорних та кольорових металів. Одночасно з гороутворенням в Альпійсько-Гімалайському поясі йшло формування глибоководних западин Середземномор'я та Індонезії з корою океанічного типу.

Природа Росії

Підручник з географії для 8 класу

§ 6. Геологічна будова території Росії

• Яку будову має літосфера?
• Які явища відбуваються на межі плит?
• Як розміщуються на Землі сейсмічні пояси?

Будова земної кори. Найбільші риси рельєфу країни визначаються особливостями геологічної будови та тектонічних структур. Територія Росії, як і всієї Євразії, сформувалася внаслідок поступового зближення та зіткнення окремих великих літосферних плит та їх уламків.

Будова літосферних плит неоднорідна. У межах є відносно стійкі ділянки - платформи і рухливі складчасті пояса.

Найдавніша земна кора утворилася при гравітаційному перемішуванні

Від будови літосферних плит залежить розміщення найбільших форм рельєфу суші – рівнин та гір. Рівнини розташовані на платформах.

Тектонічні структури та час їх утворення показані на тектонічних картах, без яких неможливо пояснити закономірності розміщення основних форм рельєфу.

У рухомих складчастих поясах утворилися гори. Ці пояси виникали у час у крайових частинах літосферних плит за її зіткненні друг з одним. Іноді складчасті пояси перебувають у внутрішніх частинах літосферної плити. Такий, наприклад, Уральський хребет. Це говорить про те, що колись тут проходила межа двох плит, які пізніше перетворилися на єдину, більшу плиту.

Геологічна історія Землі починається від часу утворення земної кори. Найдавніші гірські породи свідчать про те, що вік літосфери понад 3,5 млрд. років.

Проміжок часу, що відповідає найтривалішому (тривалому) етапу розвитку земної кори та органічного світу, прийнято називати геологічною ерою. Вся історія Землі поділена на п'ять ер: архейську (найдавнішу), протерозойську (еру раннього життя), палеозойську (еру стародавнього життя), мезозойську (еру середнього життя), кайнозойську (еру нового життя). Ери поділяються на геологічні періоди. Назви періодів найчастіше походять від місцевостей, де вперше було знайдено відповідні відкладення.

Геологічне літочислення, або геохронологія, - розділ геології, що займається вивченням віку, тривалості та послідовності формування гірських порід, що становлять земну кору.

Науки, що вивчають земну кору

Різноманітність сучасного рельєфу - результат тривалого геологічного розвитку та впливу сучасних рельєфоутворюючих факторів, включаючи діяльність людини. Геологія займається вивченням будови та розвитку Землі. Сучасна геологія ділиться ряд галузей: історична геологія вивчає закономірності будови земної кори протягом геологічного часу; геотектоніка - це вчення про будову земної кори та формування тектонічних структур (складки, тріщини, зрушення, скидання тощо). Палеонтологія - наука про вимерлих (копалин) організми та про розвиток органічного світу Землі. Мінералогія та петрографія вивчають мінерали та інші природні хімічні сполуки. Якщо залягання гірських порід не порушено зминанням, складками, розривами, то кожен шар молодший від того, на якому він залягає, а найвищий шар утворився пізніше за всіх.

Крім того, визначати відносний вік гірських порід можна за залишками вимерлих організмів.

Визначати абсолютний вік гірських порід досить точно навчилися лише XX в. Для цього використовують процес розпаду радіоактивних елементів, які у породі.

Геохронологічна таблицямістить відомості про послідовну зміну ер та періодів у розвитку Землі та їх тривалості. Іноді у таблиці вказують найважливіші геологічні події, етапи розвитку життя, а також найбільш типові для даного періоду корисні копалини тощо.

Таблиця побудована від найдавніших етапів розвитку Землі до сучасного, тому вивчати її треба знизу нагору. За допомогою геохронологічної таблиці можна отримати відомості про тривалість та геологічні події в різні ери та періоди розвитку Землі.

Геологічні картимістять докладну інформацію у тому, які гірські породи трапляються у тих чи інших районах земної кулі, які з корисними копалинами залягають у тому надрах тощо.

Рис. 15. Геологічне літочислення. Історія розвитку Землі

Геологічна карта дозволить вам отримати уявлення про поширення гірських порід різного віку на території Росії. Зверніть увагу, що найдавніші породи виходять на поверхню в Карелії та Забайкаллі.

В курсі географії материків та океанів ви вже познайомилися з картою будови земної поверхні, тобто з тектонічною картою. Вивчаючи тектонічну карту Росії, ви зможете отримати докладну інформацію про розміщення та вік різних тектонічних структур у межах нашої країни.

Рис. 16. Тектонічні структури світу

Зіставте геологічну і тектонічну карти і визначте, яких тектонічним структурам присвячені виходи найдавніших порід.

Аналіз тектонічної карти Росії дозволяє зробити такі висновки.

Області з рівнинним рельєфом приурочені до платформ - стійких ділянок земної кори, де складкоутворювальні процеси вже давно закінчилися. Найбільш древні з платформ – Східно-Європейська та Сибірська. На підставі платформ лежить жорсткий фундамент, складений магматичними та сильно метаморфізованими породами докембрійського віку (гранітами, гнейсами, кварцитами, кристалічними сланцями). Фундамент зазвичай покритий чохлом горизонтально залягають осадових порід, і лише на Сибірській платформі (Середнесибірське плоскогір'я) значні площі зайняті вулканічними породами - сибірськими трапами.

По карті (рис. 16) визначте, у межах яких літосферних плит розташована територія Росії.

Виходи фундаменту, складеного кристалічними породами, на поверхню називають щитами. У нашій країні відомі Балтійський щит на Російській платформі та Алданський щит на Сибірській платформі.

Зіставте тектонічну та фізико-географічну карти та визначте, які форми рельєфу характерні для щитів.

Рис. 17. Будова платформи

Гірські області відрізняються складнішою геологічною будовою. Гори утворюються у найбільш рухливих ділянках земної кори, де внаслідок тектонічних процесів гірські породи змінюються на складки, розбиваються розломами та скиданнями. Ці тектонічні структури виникли у різний час – в епохи палеозойської, мезозойської та кайнозойської складчастості. Наймолодші гори нашої країни розташовані на Далекому Сході, а саме на Курильських островах та Камчатці. Вони входять до складу великого вулканічного Тихоокеанського пояса, або Тихоокеанського вогняного кільця, як його називають. Вони відрізняються значною сейсмічності, частими сильними землетрусами, наявністю діючих вулканів.

Рис. 18. Будова складчастої області

Інформація геологічних і тектонічних карт необхідна як геологам і географам, а й будівельникам, і навіть представникам інших професій.

Таблиця 2. Основні діючі вулкани Росії

Для успішної роботи з цими досить складними картами треба насамперед уважно вивчити їхні легенди.

Запитання та завдання

1. Які науки займаються вивченням історії розвитку Землі?
2. Яку інформацію можна отримати із геохронологічної таблиці?
3. Що зображено на тектонічній карті?
4. За допомогою геохронологічної таблиці складіть розповідь про формування основних форм поверхні нашої країни.
5. Визначте по геохронологічної таблиці, яку еру і період ми живемо; які геологічні події зараз відбуваються; які корисні копалини утворюються.

Введение…………………………………………………………………………..2

1. Будова Землі ……………………………………………………………….3

2. Склад земної кори…………………………………………………………...5

3.1. Стан Землі …………………………………………………………....7

3.2.Стан земної кори……………………………………………………...8

Список використаної літератури………………………….…………………10

Вступ

Земна кора – зовнішня тверда оболонка Землі (геосфера). Нижче кори знаходиться мантія, яка відрізняється складом та фізичними властивостями – вона більш щільна, містить переважно тугоплавкі елементи. Поділяє кору і мантію межа Мохоровичича, або скорочено Мохо, де відбувається різке збільшення швидкостей сейсмічних хвиль. З зовнішньої сторони більшість кори покрита гидросферой, а менша перебуває під впливом атмосфери.

Кора є на більшості планет земної групи, Місяці та багатьох супутниках планет-гігантів. Найчастіше вона складається з базальтів. Земля унікальна тим, що має кору двох типів: континентальну та океанічну.

1. Будова Землі

Більшість поверхні Землі (до 71%) займає Світовий океан. Середня глибина Світового океану - 3900 м. Існування осадових порід, вік яких перевищує 3,5 млрд. років, є доказом існування Землі великих водойм вже у далеку пору. На сучасних континентах найпоширеніші рівнини, переважно низовинні, а гори - особливо високі - займають незначну частину поверхні планети, як і і глибоководні западини на дні океанів. Форма Землі, як відомо близька до кулястої, при більш детальних вимірах виявляється дуже складною, навіть якщо описати її рівною поверхнею океану (не спотвореною припливами, вітрами, течіями) та умовним продовженням цієї поверхні під континенти. Нерівності підтримуються нерівномірним розподілом маси надрах Землі.

Одна з особливостей Землі – її магнітне поле, завдяки якому ми можемо користуватися компасом. Магнітний полюс Землі, якого притягується північний кінець стрілки компаса, не збігається з Північним географічним полюсом. Під дією сонячного вітру магнітне поле Землі спотворюється і набуває "шлейфу" у напрямку від Сонця, який простягається на сотні тисяч кілометрів.

Про внутрішню будову Землі, перш за все, судять за особливостями проходження крізь різні шари Землі механічних коливань, що виникають під час землетрусів або вибухів. Цінні відомості дають також вимірювання величини теплового потоку, що виходить з надр, результати визначень загальної маси, моменту інерції та полярного стиснення нашої планети. Маса Землі знайдена з експериментальних вимірівфізичної постійної тяжіння та прискорення сили тяжіння. Для маси Землі отримано значення 5967 1024 кг. На основі цілого комплексу наукових досліджень було побудовано модель внутрішньої будови Землі.

Тверда оболонка Землі – літосфера. Її можна порівняти зі шкаралупою, що охоплює всю поверхню Землі. Але ця "шкаралупа" хіба що потріскалася на частини і складається з кількох великих літосферних плит, що повільно переміщуються одна щодо іншої. За їх межами концентрується переважна кількість землетрусів. Верхній шарлітосфери - це земна кора, мінерали якої складаються переважно з оксидів кремнію та алюмінію, оксидів заліза та лужних металів. Земна кора має нерівномірну товщину: 35-65 км на континентах та 6-8 км під дном океану. Верхній шар земної кори складається з осадових порід, нижній із базальтів. Між ними є шар гранітів, характерний лише для континентальної кори. Під корою розташована так звана мантія, що має інший хімічний склад та велику щільність. Кордон між корою та мантією називається поверхнею Мохоровича. У ній стрибкоподібно збільшується швидкість розповсюдження сейсмічних хвиль. На глибині 120-250 км під материками та 60-400 км під океанами залягає шар мантії, званий астеносферою. Тут речовина знаходиться в близькому до плавлення стані, його в'язкість сильно знижена. Всі літосферні плити як би плавають у напіврідкій астеносфері, як крижини у воді. Товстіші ділянки земної кори, а також ділянки, що складаються з менш щільних порід, піднімаються по відношенню до інших ділянок кори. У той же час додаткове навантаження на ділянку кори, наприклад, внаслідок накопичення товстого шару материкових льодів, як це відбувається в Антарктиді, призводить до поступового занурення ділянки. Таке явище називається ізостатичним вирівнюванням. Нижче астеносфери, починаючи з глибини близько 410 км. "упаковка" атомів у кристалах мінералів ущільнена під впливом великого тиску. Різкий перехід виявлено сейсмічними методами досліджень на глибині близько 2920 км. Тут починається земне ядро, чи, точніше кажучи, зовнішнє ядро, оскільки у його центрі є ще одне - внутрішнє ядро, радіус якого 1250 км. Зовнішнє ядро, очевидно, знаходиться в рідкому стані, оскільки поперечні хвилі, що не розповсюджуються в рідині, через нього не проходять. Із існуванням рідкого зовнішнього ядра пов'язують походження магнітного поля Землі. Внутрішнє ядро, мабуть, тверде. У нижній межі мантії тиск сягає 130 ДПа, температура там не вище 5000 К. У центрі Землі температура, можливо, піднімається вище 10 000 К.

2. Склад земного кору

Земна кора складається з декількох шарів, товщина та будова яких різні в межах океанів та материків. У зв'язку з цим виділяють океанічний, материковий та проміжний типи земної кори, які будуть описані далі.

За складом у земній корі виділяють зазвичай три шари – осадовий, гранітний та базальтовий.

Осадовий шар складений осадовими гірськими породами, що є продуктом руйнування та перевідкладення матеріалу нижніх шарів. Цей шар хоч і покриває всю поверхню Землі, але подекуди настільки тонкий, що практично можна говорити про його уривчастість. У той же час, іноді він досягає потужності в кілька кілометрів.

Гранітний шар складений переважно магматичними породами, що утворилися внаслідок застигання розплавленої магми, серед яких переважають різниці, багаті кремнеземом (кислі породи). Цей шар, що досягає на материках потужності 15-20 км, під океанами сильно скорочується і навіть може бути зовсім відсутнім.

Базальтовий шар також складається магматичною речовиною, але більш бідним кремнеземом (основними породами) і велику питому вагу. Цей шар розвинений на основі земної кори у всіх галузях земної кулі.

Материковий тип земної кори характеризується присутністю всіх трьох шарів і є значно потужнішим, ніж океанічний.

Земна кора є основним об'єктом вивчення геології. Земна кора складається з дуже різноманітних гірських порід, що складаються з не менш різноманітних мінералів. При вивченні гірської породи насамперед досліджують її хімічний та мінералогічний склад. Проте цього замало повного пізнання гірської породи. Одинаковий хімічний та мінералогічний склад можуть мати породи різного походження, а отже, і різних умов залягання та розповсюдження.

Під структурою породи розуміють розміри, склад та форму складових її мінеральних частинок та характер їх зв'язку один з одним. Розрізняють різні типи структур залежно від того, складена гірська порода з кристалів або аморфної речовини, яка величина кристалів (цілі кристали або уламки їх входять до складу породи), який ступінь окатанності уламків, зовсім не пов'язані один з одним, що утворюють породу мінеральні зерна або вони спаяні будь-яким цементуючим речовиною, безпосередньо зрослися друг з одним, проросли одне одного тощо.

Під текстурою розуміють взаєморозташування компонентів, що складають породу, або спосіб заповнення ними простору, займаного гірською породою. Прикладом текстур можуть бути: шарувата, коли порода складається з шарів, що чергуються. різного складуі структури, сланцювата, коли порода легко розпадається на тонкі плитки, масивна, пориста, суцільна, пухирчаста і т.д.

Під формою залягання гірських порід розуміється форма тіл, що утворюються ними у земній корі. Для одних порід – це пласти, тобто. порівняно тонкі тіла, обмежені паралельними поверхнями; для інших – жили, штоки тощо.

У основу класифікації гірських порід кладеться їхній генезис, тобто. Метод походження. Виділяють три великі групи порід: магматичні, або вивержені, осадові та метаморфічні.

Магматичні породи утворюються у процесі застигання силікатних розплавів, що у надрах земної кори під великим тиском. Ці розплави одержали назву магми (від грецького слова «мазь»). В одних випадках магма впроваджується в товщу порід, що лежать вище, і застигає на більшій або меншій глибині, в інших - вона застигає, вилившись на поверхню Землі у вигляді лави.

Осадові породи утворюються в результаті руйнування на поверхні Землі раніше існуючих порід і подальшого відкладення та накопичення продуктів цієї руйнації.

Метаморфічні породи є результатом метаморфізму, тобто. перетворення раніше існуючих магматичних та осадових гірських порід під впливом різкого підвищення температури, підвищення чи зміни характеру тиску (зміни всебічного тиску на орієнтоване), а також під впливом інших факторів.

3.1. Стан Землі

Стан землі характеризується температурою, вологістю, фізичною структурою та хімічним складом. Діяльність людини та функціонування рослинного та тваринного світу можуть покращувати та погіршувати показники стану землі. Основними процесами на землю є: безповоротне вилучення з сільськогосподарської діяльності; тимчасове вилучення; механічна дія; добавка хімічних та органічних елементів; залучення до сільськогосподарської діяльності додаткових територій (осушення, зрошення, вирубування лісу, рекультивація); нагрівання; самовідновлення.