Основні елементи земної кори
Матеріал з Вікіпедії — вільної енциклопедії.
У Вікіпедії є статті про інші значення цього терміна: Кора.
Земна́ кора́ — зовнішній шар земної кулі, одна зі структурних оболонок планети, як ядро, мантія. Земна кора є твердим утворенням товщиною 5—40 км, що становить 0,1—0,5 % радіуса Землі. Від мантії Землі відокремлена поверхнею Мохоровичича. Фактично земна кора ніби плаває на поверхні магми, і тому на планеті спостерігаються її деформації та рухи. В основі сучасних уявлень про структуру лежать геофізичні дані про швидкість поширення пружних (переважно поперечних) хвиль.
Типи земної кори[ред. | ред. код]
Схематичний профіль перехідної зони «континент-океан»
Земна кора відрізняється під материками та океанами за складом та потужністю. Розрізняють материкову та океанічну земну кору, що різняться за складом, будовою, потужністю й іншими характеристиками. У залежності від густини порід, що її складають, у корі виділяють три шари: «базальтовий», «гранітний» та осадовий.
Потужність континентальної кори в залежності від тектонічних умов становить від 25-45 км (на платформах) до 60-80 км (в областях гороутворення). У континентальній корі розрізняють осадовий (до 20-25 км), «гранітний» або «гранітно-метаморфічний» (в середньому 15 км, густина порід 2,6-2,7 т/м³) і «базальтовий» (20-35 км, густина порід 2,7-3,0 т/м³) шари. Назви «гранітного» і «базальтового» шарів умовні і історично пов’язані з виділенням межі Конрада, яка їх розділяє. Обидва ці шари іноді об’єднують в поняття консолідованої кори.
Основна відмінності океанічної кори від континентальної — відсутність «гранітного» шару, істотно менша потужність (2-10 км), більш молодий вік (юра, крейда, кайнозой), велика латеральна однорідність. Океанічна кора складається з трьох шарів. Перший шар, або осадовий, має потужність до 1-2 км. Другий шар — вулканічний, або акустичний підмурівок, має в середньому потужність 1-2 км (за іншими даними, 1,2-1,8 км). Детальні дослідження дозволили розділити його на три горизонти (2А, 2В і 2С). Третій шар океанічної кори — «базальтовий» потужністю 4-8 км (інші дані — від 2 до 5 км).
Вік[ред. | ред. код]
Материкова земна кора є послідовним нашаруванням осадових гірських порід різного віку. Нижні горизонти таких нашарувань є найстаршими. Часто вони можуть бути метаморфізованими, тобто такими, які пройшли певну термічну обробку в земних надрах. Вік гірських порід визначають застосовуючи спеціальні методи. Цим займається наука геохронологія. Великою кількістю радіологічних досліджень доведено, що вік найстарших гірських порід земної кори за торієм-232 є не більшим ніж 3,5 мільярда років. Тому прийнято вважати, що вік найстарших гірських порід земної кори не перевищує 3,5 млрд років — а вік нашої планети — приблизно 5 млрд. років.
Протягом перших 2 млрд років, можливо, сформувалося від 50 % до 70-80 % всієї сучасної континентальної кори, в наступні 2 млрд років — щонайбільше 40 %, і лише близько 10 % — за останні 500 млн років, тобто у фанерозої. Переломний момент в розвитку земної кори мав місце у пізньому докембрії, коли в умовах існування великих плит вже зрілої континентальної кори стали можливі великомасштабні горизонтальні переміщення, що супроводжувалися субдукцією та обдукцією новоутвореної літосфери. З цього часу утворення і розвиток земної кори відбувається в геодинамічній обстановці, зумовленій механізмом тектоніки плит.
Рухи[ред. | ред. код]
Земна кора, як і гідросфера, є рухомою системою. Глибинними розломами земна кора розділена на блоки. В результаті взаємодії двох сил — тяжіння Землі до Місяця і відцентрової внаслідок обертання Місяця навколо Землі, виникають добові вертикальні рухи земної кори а також припливи і відпливи води в океанах і морях. Подібно такі рухи відбуваються за рахунок обертання Землі разом з Місяцем довкола Сонця. Встановлено, що такі плавні рухи земної кори відбуваються двічі протягом доби і досягають амплітуди декількох десятків сантиметрів. Напрямки цих рухів не є постійними, вони періодично змінюються. У масштабі мільйонів років вони викликали затоплення морем величезних територій і навпаки — виникнення та ріст гірських масивів. Унаслідок такого піднімання земної кори ростуть молоді гори, наприклад структури альпійської гірської системи, до якої належать і Крим, і Карпати. Геофізичними дослідженнями встановлено, що зараз поверхня Карпат піднімається зі швидкістю 0,1 — 10 мм за рік.
Коливальні рухи земної кори[ред. | ред. код]
Повільні плавні безперервні вертикальні переміщення мас гірських порід; одна з форм тектонічних рухів. Причину їх вбачають у глибинних процесах, що відбуваються в мантії Землі, деякі вчені — у космогенних процесах. Коливальні рухи земної кори впливають на зміни рівня Світового океану, що є однією з причин трансгресій та регресій моря, на склад, шаруватість і потужність осадів, на інтенсивність процесів денудації тощо.
Радіальні рухи земної кори[ред. | ред. код]
Рухи земної кори, паралельні радіусу Землі. Протікають повільно або швидко, при землетрусах — стрибкоподібно. Нерідко називаються коливальними рухами земної кори.
Основні тектонічні елементи земної кори[ред. | ред. код]
Найбільш древні і тектонічно малорухливі обширні області материків — древні платформи (кратони), утворені фундаментом з метаморфічних порід докембрійської, в основі архейської і ранньопротерозойської доби, які виступають на поверхню в межах щитів, і платформних чохлів. Євразія поділяється на такі платформи: Східноєвропейська, Сибірська, Китайсько-Корейська, Південнокитайська, Індостанська, Аравійська. На других материках — по одній платформі більш великих розмірів. Інший основний тип тектонічних областей материків і перехідних зон — широкі і досить протяжні рухомі пояси, що виникли 1,6-1 млрд років тому і які протягом пізнього протерозою і фанерозою пройшли складну історію тектонічного розвитку.
Головні типи сучасних тектонічних областей ложа океанів — їх рухомі зони — так звані серединно-океанічні рифтові пояси і розташовані між ними і околицями материків більш стабільні області — океанічні плити.
| Глибина[3] км | Шари | Щільність г/см³ | |
|---|---|---|---|
| 0-60 | Літосфера | — | |
| 0-35(75) | Земна кора | 2,2-2,9 | |
| 35-60 | … Верхня мантія Землі | 3,4-4,4 | |
| 35-2890 | Мантія | 3,4-5,6 | |
| 70—150(400) | … Астеносфера | — | |
| 2890-5100 | Зовнішнє ядро | 9,9-12,2 | |
| 5100-6378 | Внутрішнє ядро | 12,8-13,1 |
Хімічний склад[ред. | ред. код]
Більшість (99,79 %) маси кори припадає усього на 9 елементів, масові частки яких представлені в наступній таблиці[4]:
Оскільки кисень і кремній є найбільш поширеними елементами, їх сполуки — силікати, є основними породооутворюючими породами земної кори.
Див. також[ред. | ред. код]
- Континентальна земна кора
- Океанічна земна кора
- Перехідні зони «континент-океан»
Примітки[ред. | ред. код]
Джерела[ред. | ред. код]
- Дослідження гравітаційного поля, топографії океану та рухів земної кори в регіоні Антарктики: монографія / О. М. Марченко, К. Р. Третяк, А. Я. Кульчицький та ін. ; за заг. ред. О. М. Марченка, К. Р. Третяка ; М-во освіти і науки, молоді та спорту України, Нац. ун-т «Львів. політехніка». — Л. : Вид-во Львів. політехніки, 2012. — 308 c. : іл., 6 окр. арк. іл. — Бібліогр.: с. 294—304 (221 назва). — ISBN 978-617-607-206-5
- Мала гірнича енциклопедія : у 3 т. / за ред. В. С. Білецького. — : Східний видавничий дім, 2004—2013.
- Третяк П. Р. Лісівнича історія. Навчальний посібник. — Львів, 2002.
Источник
Земна́я кора́ — внешняя твёрдая оболочка (кора) Земли, верхняя часть литосферы[1]. С внешней стороны большая часть коры покрыта гидросферой, а меньшая находится под воздействием атмосферы.
Описание[править | править код]
Земная кора схожа по структуре с корой большинства планет земной группы, за исключением Меркурия. Кроме того, кора схожего типа есть на Луне и многих спутниках планет-гигантов. При этом Земля уникальна тем, что обладает корой двух типов: континентальной и океанической. Для земной коры характерны постоянные движения: горизонтальные и колебательные.
Большей частью кора состоит из базальтов. Масса земной коры оценивается в 2,8⋅1019 тонн (из них 21 % — океаническая кора и 79 % — континентальная). Кора составляет лишь 0,473 % общей массы Земли.
Ниже коры находится мантия, которая отличается составом и физическими свойствами — она более плотная, содержит в основном тугоплавкие элементы. Разделяет кору и мантию граница Мохоровичича, на которой происходит резкое увеличение скоростей сейсмических волн.
Океаническая кора[править | править код]
Океаническая кора состоит главным образом из базальтов. Согласно теории тектоники плит, она непрерывно образуется в срединно-океанических хребтах, расходится от них и поглощается в мантию в зонах субдукции. Поэтому океаническая кора относительно молодая, и самые древние её участки датируются поздней юрой.
Толщина океанической коры практически не меняется со временем, поскольку в основном она определяется количеством расплава, выделившегося из материала мантии в зонах срединно-океанических хребтов. До некоторой степени влияние оказывает толщина осадочного слоя на дне океанов. В разных географических областях толщина океанической коры колеблется в пределах 5—10 километров (9—12 километров вместе с водой)[1].
В рамках стратификации Земли по механическим свойствам, океаническая кора относится к океанической литосфере. Толщина океанической литосферы, в отличие от коры, зависит в основном от её возраста. В зонах срединно-океанических хребтов астеносфера подходит очень близко к поверхности, и литосферный слой практически полностью отсутствует. По мере удаления от зон срединно-океанических хребтов толщина литосферы сначала растёт пропорционально её возрасту, затем скорость роста снижается. В зонах субдукции толщина океанической литосферы достигает наибольших значений, составляя 130—140 километров.
Континентальная кора[править | править код]
Континентальная (материковая) кора имеет трёхслойное строение. Верхний слой представлен прерывистым покровом осадочных пород, который развит широко, но редко имеет большую мощность. Большая часть коры сложена под верхней корой — слоем, состоящим главным образом из гранитов и гнейсов, обладающих низкой плотностью и древней историей. Исследования показывают, что большая часть этих пород образовались очень давно, около 3 миллиардов лет назад. Ниже находится нижняя кора, состоящая из метаморфических пород — гранулитов и им подобных.
Состав континентальной коры[править | править код]
Земную кору составляет сравнительно небольшое число элементов. Около половины массы земной коры приходится на кислород, более 25 % — на кремний. Всего 18 элементов: O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg, H, Ti, C, Cl, P, S, N, Mn, F, Ba — составляют 99,8 % массы земной коры (см. таблицу ниже).
Распространённость элементов[2][3]
| Элемент | Порядковый номер | Содержание, % массы | Молярная масса | Содержание, % кол-во в-ва |
|---|---|---|---|---|
| Кислород | 8 | 49,13 | 16 | 53,52 |
| Кремний | 14 | 26,0 | 28,1 | 16,13 |
| Алюминий | 13 | 7,45 | 27 | 4,81 |
| Железо | 26 | 4,2 | 55,8 | 1,31 |
| Кальций | 20 | 3,25 | 40,1 | 1,41 |
| Натрий | 11 | 2,4 | 23 | 1,82 |
| Калий | 19 | 2,35 | 39,1 | 1,05 |
| Магний | 12 | 2,35 | 34,3 | 1,19 |
| Водород | 1 | 1,00 | 1 | 17,43 |
| Титан | 22 | 0,61 | 47,9 | 0,222 |
| Углерод | 6 | 0,35 | 12 | 0,508 |
| Хлор | 17 | 0,2 | 35,5 | 0,098 |
| Фосфор | 15 | 0,125 | 31,0 | 0,070 |
| Сера | 16 | 0,1 | 32,1 | 0,054 |
| Марганец | 25 | 0,1 | 54,9 | 0,032 |
| Фтор | 9 | 0,08 | 19,0 | 0,073 |
| Барий | 56 | 0,05 | 137,3 | 0,006 |
| Азот | 7 | 0,04 | 14,0 | 0,050 |
| Остальные | — | ~0,2 | — | — |
Определение состава верхней континентальной коры стало одной из первых задач, которую взялась решать молодая наука геохимия. Собственно из попыток решения этой задачи и появилась геохимия. Эта задача весьма сложна, поскольку земная кора состоит из множества пород разнообразного состава. Даже в пределах одного геологического тела состав пород может сильно варьировать. В разных районах могут быть распространены совершенно разные типы пород. В свете всего этого и возникла задача определения общего, среднего состава той части земной коры, что выходит на поверхность на континентах. С другой стороны, сразу же возник вопрос о содержательности этого термина.
Первая оценка состава верхней земной коры была сделана Франком Кларком. Кларк был сотрудником геологической службы США и занимался химическим анализом горных пород. После многих лет аналитических работ, он обобщил результаты анализов и рассчитал средний состав пород. Он предположил, что многие тысячи образцов, по сути, случайно отобранных, отражают средний состав земной коры (см. Кларки элементов). Эта работа Кларка вызвала фурор в научном сообществе. Она подверглась жёсткой критике, так как многие исследователи сравнивали такой способ с получением «средней температуры по больнице, включая морг». Другие исследователи считали, что этот метод подходит для такого разнородного объекта, каким является земная кора. Полученный Кларком состав земной коры был близок к граниту.
Следующую попытку определить средний состав земной коры предпринял Виктор Гольдшмидт. Он сделал предположение, что ледник, двигающийся по континентальной коре, соскребает все выходящие на поверхность породы, смешивает их. В результате породы, отлагающиеся в результате ледниковой эрозии, отражают состав средней континентальной коры. Гольдшмидт проанализировал состав ленточных глин, отлагавшихся в Балтийском море во время последнего оледенения. Их состав оказался удивительно близок к среднему составу, полученному Кларком. Совпадение оценок, полученных столь разными методами, стало сильным подтверждением геохимических методов.
Впоследствии определением состава континентальной коры занимались многие исследователи. Широкое научное признание получили оценки Виноградова, Ведеполя, Ронова и Ярошевского.
Некоторые новые попытки определения состава континентальной коры строятся на разделении её на части, сформированные в различных геодинамических обстановках.
Граница между верхней и нижней корой[править | править код]
Для изучения строения земной коры применяются косвенные геохимические и геофизические методы, но непосредственные данные можно получить в результате глубинного бурения. При проведении научного глубинного бурения часто ставится вопрос о природе границы между верхней (гранитной) и нижней (базальтовой) континентальной корой. Для изучения этого вопроса в СССР была пробурена Саатлинская скважина. В районе бурения наблюдалась гравитационная аномалия, которую связывали с выступом фундамента. Но бурение показало, что под скважиной находится интрузивный массив. При бурении Кольской сверхглубокой скважины граница Конрада также не была достигнута.
В 2005 году в печати обсуждалась возможность проникновения к границе Мохоровичича и в верхнюю мантию с помощью самопогружающихся вольфрамовых капсул, обогреваемых теплом распадающихся радионуклидов[4].
Примечания[править | править код]
- ↑ 1 2 Земная кора / Люстих Е. Н. // Большая советская энциклопедия : [в 30 т.] / гл. ред. А. М. Прохоров. — 3-е изд. — М. : Советская энциклопедия, 1969—1978.
- ↑ Химия цемента и вяжущих веществ: Учеб. пособие / Н. А. Андреева; СПбГСУ. — СПб., 2011. — 67 с.
- ↑ Определитель минералов / Т. Б. Здорик; — М., 1978. — 325 с.
- ↑ M.I. Ozhovan, F.G.F. Gibb, P.P. Poluektov, E.P. Emets. Probing of the interior layers of the Earth with self-sinking capsules. Atomic Energy, 99, No. 2, 556—562. doi:10.1007/s10512-005-0246-y
Ссылки[править | править код]
- Содержание химических элементов в земной коре
Источник
План:
1. Основні структурні елементи земної кори і літосфери.
2. Структури ложа Світового океану.
3. Геосинкліналі.
4. Континентальні платформи.
5. Характерні особливості глибинних розломів і кільцевих
структур.
6. Поняття про тектонічні цикли та епохи складчастості й
горотворення.
7. Основні погляди на еволюцію земної кори й літосфери.
1.
«Основні структурні елементи земної кори і літосфери»
Основними структурними елементами земної кори та літосфери є континенти й океанічні западини. Межею між ними є підніжжя конт инентального схилу (та його частина де на дні океанів виклинюється континентальна кора). Інколи нею можуть бути глибинні розломи – зона Беньофа (Західна частина Тихого океану).
Континенти й океанічні западини прийнято вважати тектонічними структурами ПЕРШОГО РАНГУ (порядку), оскільки вони є глибинними (охоплюють не лише земну кору, але й верхню мантію). Розмежовують їх глибинні розломи. Відповідно до розміру, в межах континентів і океанів виділяються також дрібніші структури – другого, третього та вищих рангів.
Крім поділу за структурним принципом, є поділ літосфери й за геологічним принципом на окремі плити, які називаються літосферними. Підставою для виділення літосферних плит та їх меж є розподіл розмежування землетрусів. Нині в структурі Землі виділяють 7 основних (великих) плит: Північноамериканську, Південноамериканську, Євразійську, Африканську, Індійсько-Австралійську, Антарктичну і Тихоокеанську. Крім цих плит існує ще й 14 малих: 1) Аравійська, 2) Філіппінська, 3) Кокосова, 4) Карибська, 5) Наска, 6) Південно-Сандвічева, 7) Індокитайська, 8) Егейська, 9) Анатолійська, 10) Хуан-де-Фука (Тихоокеанське узбережжя Північної Америки), 11) Рівера (Тихоокеанське узбережжя Центральної Америки), 12) Китайська, 13) Охотське, 14) Іранська.
Всі великі плити, за винятком Тихоокеанської, охоплюють як континентальні, так і океанічні ділянки. Літосферні плити, розташовуючись на пластичній поверхні астеносфери, постійно перебувають у русі, ніби «плавають» з різною швидкістю. При цьому відбувається: 1) розсування плит у рифтових зонах серединно-океанічних хребтів, 2) зближення на периферії океанів, 3) зсув вздовж розломів у серединно-океанічних хребтах.
Більша частина плит у межах континентів і океанів відповідає стійким блокам кори і літосфери – ПЛАТФОРМАМ (континентальним і океанічним). Океанічні платформи (малорухомі асейсмічні області ложа океану) частіше називають океанічними плитами, або ТАЛАСОКРАТОНАМИ (гр. «море і сила»). Платформи характеризуються переважно плоским, вирівняним рельєфом, витриманою потужністю та одноманітною будовою земної кори і літосфери.
Крім платформ, на планеті існує 3 типи рухомих поясів: серединно-океанічні, геосинклінальні та орогенні (гірські).
1) СЕРЕДИННО-ОКЕАНІЧНІ рухомі пояси приурочені до рифтових зон і є фактичними межами між літосферними плитами. В рельєфі вони виражені хребтами.
2) ГЕОСИНКЛІНАЛЬНІ рухомі пояси розташовуються у перехідних зонах між океанами й материками (окраїнно–континентальні) та між континентальними плитами (міжконтинентальні – Середземноморський (між Африканською та Євразійською))
3) ОРОГЕННІ рухомі пояси, в залежності від місця виникнення, бувають епігеосинклінальні (гр. «епі» – після) – утворилися на місці геосинкліналей (найбільш яскравим прикладом епігеосинлянального поясу є Гімалайський, що розташовується між Євразійською та Індо-Австралійською плитами) і епіплатформні – на місці платформ.
Таким чином, розглянуті вище: 1) серединно-океанічні хребти, 2) океанічні плити (платформи), 3) континентальні платформи, 4) епіплатформні орогенні пояси, 5) епігеосинклінальні орогенні пояси та 6) геосинклінальні рухому пояси є, по відношення до континентів і океанів, структурними елементами ДРУГОГО РАНГУ (порядку).
2.
«Структури ложа Світового океану»
В будові ложа Світового океану виділяються 2 головні елементи: СЕРЕДИННО-ОКЕАНІЧНІ рухомі пояси (виражені хребтами) і ОКЕАНІЧНІ ПЛИТИ (платформи).
Серединно-океанічні хребтизаймають близько 1/3 площі океанічного дна, простягаються більш як на 60 000 км, мають ширину від 500 до 2 000 км і висоту над абісальними рівнинами до 3-4 км. Осьові зони хребтів виражені рифтами (англ. «rift» – розрив, розлом), які являють собою вузькі (25-50 км) долини з крутими бортами і характеризуються підвищеною тектонічною активністю.
Поперечно хребти перетинають трансформні та магістральні розломи.
Трансформні(лат. «transformo» – перетворені) – по них відбуваються горизонтальні зміщення осьових рифтів хребтів іноді на сотні кілметрів.
Магістральні (лат. «magistralis» – головні) – перетинають не лише хребти, а й суміжні плити та продовжуються у межах континентів. У місцях їх перетину з серединно-океанічними хребтами часто утворюються вулканічні споруди, які виступають над поверхнею океану (Ісландія, о. Пасхи, Азорські о-ви, о. Св. Єлени, о. Вознесіння, о-ви Трістан-да-Кун’я).
Океанічні плити займають основну територію океанічного ложа і морфологічно виражені абісальними (гр. «безодня» – понад 2000м) рівнинами, ускладненими окремими улоговинами та підняттями. Вони простягаються від підніжжя материкового схилу до серединно-океанічних хребтів.
В межах океанічних плит виділяються:
1) гайоти – плоско вершинні підняття;
2) лінійні вулканічні архіпелаги – Гавайські о-ви. Канарські о-ви та ін.;
3) ізометричні овальні підняття – Бермудські о-ви, о-ви Крозе, о-ви Зеленого Мису та інші споруди вулканічного походження;
4) мікроконтиненти – підводні плато, або острови з континентальною земною корою (Фолклендські о-ви, Сейшельські о-ви, Нова Зеландія та ін.).
Крім серединно-океанічних хребтів і океанічних плит в структурі Світового океану виділяються ПІДВОДНІ ОКРАЇНИ МАТЕРИКІВ, які займають близько 25% його загальної площі. За будовою та історією розвитку підводні окраїни поділяються на два типи: пасивні й активні.
– Пасивні (асейсмічні) характерні для більшої частини Атлантичного, Індійського та Північного Льодовитого океанів. В їх поперечному профілі розрізняють три головні морфологічні елементи: 1) плоский шельф (до глибини 200-500 м); 2) крутий континентальний схил (до глибини 2.5-3.5 км); 3) пологе континентальне підніжжя (до глибини 4.0-4.5 км). Товщина континентальної земної кори поступово зменшується від шельфу (понад 30 км) до континентального підніжжя (15-20 км).
Різновидом пасивних окраїн є трансформні – позначаються трансформними розломами, що заходять у їх межі і мають вузький шельф, крутий континентальний схил (співпадає з розломом) та слабко виражене підніжжя.
– Активні підводні окраїни характерні для Тихого океану і окремих ділянок Атлантичного (Карибське море, Південно-Оркнейські о-ви) та Індійського (Бангладеш, Малакка, Ява) океанів. Вони складаються з окраїнних морів, які мають океанічну або субокеанічну земну кору (Охотське, Японське, Східнокитайське), острівних дуг з континентальною і субконтинентальною земною корою і глибоководних жолобів.
Різновидом активних окраїн є їх Андський тип. Для нього характерний безпосередній контакт глибоководних жолобів (Чилійського, Перуанського) з континентами.
3.
«Геосинкліналі»
Геосинкліналі – це витягнуті ділянки земної кори, що характеризуються тривалими й інтенсивними підняттями та опусканнями, процесами горотворення і вулканізму.
Найвищою таксономічною одиницею в класифікації геосинклінальних структур є рухомі геосинклінальні пояси. Це пояси глобального масштабу. Вони виникають на межах літосферних плит – океанічної й континентальної або двох континентальних, переважно, на корі океанічного типу. Час виникнення геосинклінальних поясів на Землі датується пізнім протерозоєм – 1350-1000 млн. років тому.
Тривалий час вони є місцями концентрації інтенсивної вулканічної діяльності та активного нагромадження осадів. В процесі свого розвитку геосинклінальні пояси перетворюються на складчасті гірські споруди з потужною корою континентального типу. Їх довжина досягає десятків тисяч кілометрів, а ширина – до 2-3 тисяч кілометрів.
Зараз на планеті є 2 основні типи геосинклінальних поясів, які активно розвиваються: окраїнно-континентальний та міжконтинентальний.
1) Окраїнно-континентальний – характерний для західної частини Тихого океану (Західно-Тихоокеанський пояс), де має місце система окраїнних морів, острівних дуг та глибоководних жолобів. Є думки, що скоріше за все раніше (у палеозої та мезозої) подібну будову мала і східна частина Тихого океану.
2) Міжконтинентальний – типовим прикладом такого поясу є Середземноморський. Він обмежується з півночі Східно-Європейською і Китайсько-Корейською платформами, а з півдня – Африкано-Аравійською та Індостанською.
Поряд з названими, на нашій планеті є ще 3 геосинклінальні пояси (Північно-Атлантичний, Урало-Монгольський та Арктичний), які завершили свій розвиток наприкінці палеозою – на початку мезозою. Всі п’ять зазначених поясів прийнято називати «великими».
Крім великих поясів, на Землі мають місце і 2 «малі»– Внутрішньоафриканський і Бразильський. Вони відрізняються від великих поясів не тільки розмірами, а й історією розвитку – еволюція їх тривала лише на протязі протерозою.
Більш дрібними складовими геосинклінальних поясів є геосинклінальні області. Вони мають довжину понад 1000 км, розділяються зонами поперечних розломів та відрізняються особливостями будови й розвитку. Так, Урало-Монгольський пояс включає наступні області: Уральську, Тянь-Шанську, Центрально-Казахстанську, Алтає-Саянську і Монголо-Охотську.
В межах областей виділяються геосинклінальні системи – лінійні структури довжиною понад 1000 км і часто (Урал, Аппалачі) до 3000 км, а шириною від 200 до 500-600 км, інколи й більше. Геосинклінальні системи можуть розташовуватись між платформою і серединним масивом або між двома серединними масивами чи займати весь простір між двома платформами (у цьому випадку поняття область і система збігається; наприклад, Урал, Кордильєри).
Слід також відзначити, що геосинклінальні системи в межах області можуть мати як однаковий, так і різний час формування. Так, у межах Альпійсько-Гімалайської області розташовані системи Карпат, Альп, Великого Кавказу та ін., які сформувалися приблизно в один час (у кайнозої), а в межах Алтає-Саянської області виділяються геосинклінальні системи, еволюція яких завершилася в різні часи: Західний Саян сформувався у ранньому палеозої, Східний Саян – у пізньому протерозої.
В межах геосинклінальних систем виділяються дрібніші елементи: міогеосинкліналі та евгеосинкліналі:
міогеосинкліналі («несправжні геосинкліналі») – це зовнішні зони, які прилягають до платформ. Вони закладаються на корі континентального типу і характеризуються нагромадженням уламкових та карбонатних товщ;
евгеосинкліналі («справжні геосинкліналі») – внутрішні зони, розміщені з боку океанів.
Структурами такого ж рангу, як і геосинклінальні системи є серединні масиви. Це, переважно, уламки тієї платформи, за рахунок дроблення якої виникла дана геосинклінальна область. Фундамент серединних масивів має ранньодокембрійський вік. Їх форма переважно кутасто-ізометрична, а ширина становить від кількох сотень до понад 1000 км. Серединні масиви (Індосинійський, Богемський) є аналогами мікроконтинентів, які відомі в сучасних океанах.
Етапи розвитку геосинклінальних поясів:
Геосинклінальні пояси, області і системи проходять 2 основні етапи розвитку: геосинклінальний і ерогенний.
ГЕОСИНКЛІНАЛЬНИЙ (власнегеосинклінальний) етап охоплює 3 стадії:
1.- догеосинклінальна – формуються вулканічні дуги (Японські Алеутські о-ви), утворюються обмежені ділянки кори океанічного типу, яка посідає міжконтинентальне або окраїнно-континентальне положення;
2.- ранньогеосинклінальна – відбувається стискання геосинклінальної системи по периферії, а з часом і загальне стискання;
3.- пізньогеосинклінальна – відбувається ускладнення внутрішньої структури геосинклінального поясу (області, системи) шляхом перешарування порід, занурення однієї літосферної плити під іншу, заповнення окраїнних морів осадами, формування флішу, інтрузії та ін..
ОРОГЕННИЙ етап розвитку геосинкліналей включає 2 стадії:
1.- ранньоорогенну – переважає низовинна територія з континентальною корою, для якої характерні невисокі темпи піднять і слабка розчленованість;
2.- пізньоорогенну – швидкий ріст гірських систем внаслідок складчасто-насувних деформацій, сильний вулканізм, магматизм гранітного типу і регіональний метаморфізм.
Орогенний етап завершує геосинклінальний розвиток території, на місці геосинкліналі виникає складчаста гірська країна з земною корою континентального типу. Орогенні пояси, які виникли на місці геосинкліналей, називають епігеосинклінальними (гр. – після) ерогенними поясами.
Після завершення ерогенного етапу настає період згладжування гірського рельєфу.
4.
«Континентальні платформи»
Платформи (фр. – плоска і форма) – великі, відносно стабільні ділянки земної кори, які мають двоярусну будову. Їх нижній ярус (фундамент) складається з давніх кристалічних порід (базальтів, гранітів та ін.), а верхній – осадовий чохол – являє собою нагромадження вулканічних та осадових (пісків, глин, мергелів, пісковиків та ін.) порід різної потужності.
Платформи поділяються за віком фундаменту на давні та молоді.
ДАВНІ платформи мають фундамент, що сформувався в архей-протерозойський час. Вони займають майже 40% площі сучасних материків. Таких платформ на Землі 11: 1) Північно-Американська, 2) Південно-Американська, 3) Східно-Європейська, 4) Сибірська, 5) Африкано-Аравійська, 6) Індостанська, 7) Австралійська, 8) Антарктична, 9) Китайсько-Корейська, 10) Таримська та 11) Південно-Китайська.
В межах давніх платформ виділяється ряд структурних елементів, найбільшими серед яких є щити і плити.
Щити – ділянки платформи, де фундамент виступає на поверхню (Балтійський, Український, Алданський, Канадський та ін.).
Плити – ділянки платформ, де фундамент перекритий осадовими відкладами (чохлом) (наприклад, Руська, Волино-Подільська плита та ін.). Слід відзначити, що раніше терміном «плита» називали молоді платформи.
У межах плит виділяються структурні елементи меншого розміру: антеклізи, синеклізи та авлакогени.
Антеклізи (Воронезька, Смоленсько-Московська, Білоруська та ін.) – великі пологі підняття, в межах яких потужність осадового покриву відносно незначна, а в окремих випадках фундамент виступає на поверхню у вигляді невеликих кристалічних масивів.
Синеклізи (Українська, Московська) – ділянки з опущеним (понад 3000 м) заляганням фундаменту, який перекритий потужним осадовим чохлом.
В основі синекліз, дані буріння дозволяють виявити поховані структури – Авлакогени. Вони являють собою великі лінійно витягнуті грабеноподібні западини у фундаменті платформ, відокремлені від сусідніх територій розломами. Потужність осадів в межах авлакогенів може досягати 17 км (ДДЗ). Авлакогени в сучасному рельєфі майже невиражені і є похованими структурами.
МОЛОДІ платформи сформувалися на пізньопротерозойському, палеозойському і, навіть, мезозойському фундаменті. За віком фундаменту вони бувають епібайкальські (займають проміжне становище між молодими та давніми платформами), епікаледонські, епігерцинські та епімезозойські. Фундамент таких платформ менш кристалічний, ніж у давніх, породи його менш метаморфізовані, містять менше гранітів і відрізняються від осадового чохла переважно інтенсивною дислокованістю. Такими платформами є: Скіфська, Західносибірська, Катазіатська, Туранська, Патагонська. Західно-Європейська, Патагонська, Приатлантична, Примексиканська.
Слід відзначити також, що на платформах є ділянки активізації, на яких відбувались орогенні процеси. Такий орогенез одержав назву епіплатформенного («епі» гр. – над). При епіплатформенному орогенезі, завдяки різноспрямованим тектонічним рухам, гірський рельєф створюється за короткий геологічний час. Найчастіше формуються брилові (рідше – складчасто-брилові) гори – Тянь-Шань, Алтай, Саяни, Судети, Аппалачі, Гарц та ін.
Часто з епіплатформенним орогенезом пов’язане виникнення континентальних рифтів (розломів). Це великі структури, в межах яких відбувається розтягування континентальної земної кори, що супроводжується вулканічною та сейсмічною діяльністю. Вони, як правило, лінійно витягнуті і мають велику довжину (сотні й тисячі км). Континентальні рифти за шириною бувають: 1) вузькі – 5-20 км (Мертве море); 2) середньої ширини (їх більшість) – 30-70 км (Байкал) і 3) широкі – 200-400 км (Червоне море).
В сучасному рельєфі рифти являють собою чітко виражені тектонічні зниження, оточені крайовими хребтами, а найбільші з них приурочені до осьових частин великих склепінчастих піднять (Схіноафриканський з рифтом Червоного моря, Байкальський, Верхньорейнський).
Утворення рифтів майже завжди супроводжується магматичною діяльністю і відбувається протягом 3-х стадій:
1) земна кора починає розтягуватись (не більше кількох сотень метрів), що призводить до виникнення неглибоких западин;
2)відбувається зародження та ускладнення осьової зони рифта, розтяг досягає 30-40 км, а кора тоншає в 1.5 рази;
3) розтяг досягає 80-100 км, кора тоншає у 2-3 рази, глибина рифта становить 4-5 км, утворюються розриви й тріщини через які на поверхню виходить магма.
На останній стадії розвитку континентальних рифтів континентальна земна кора перетворюється на океанічну.
5.
«Характерні особливості глибинних розломів і кільцевих структур»
Глибинні розломи (термін введено у 1945 році академіком А.В. Пейве) є зонами рухомого зчленування великих блоків земної кори і верхньої мантії. Вони формуються протягом тривалого часу, мають довжиною сотні й тисячі км, а ширину – десятки км
До розломів приурочені інтенсивні тектонічні, магматичні та метаморфічні процеси.
Засновником вчення про глибинні розломи вважають американського геолога У.Хоббса, який ще у 1911 році висунув ідею про існування ЛІНЕАМЕНТІВ(прямолінійних структурних поясів). На його думку, саме розломи визначають обриси континентів, г