Порівняно стійкі ділянки земної кори

Вік гірських порід, особливо осадових, можна встановити також за рештками живих організмів, знайдених у їхніх шарах. Це можливо завдяки тому, що протягом конкретних проміжків геологічного часу були поширені певні, притаманні їм види живих організмів.

Беручи до уваги розвиток органічного світу, геологічний етап розвитку Землі підрозділяють на геологічні ери, а їх, у свою чергу, на більш дрібні проміжки часу — періоди та епохи. Назви ер відображають розвиток життя на Землі. Так, палеозойська ера означає еру давнього життя, а кайнозойська — сучасного. У палеозої панували морські безхребетні, риби, земноводні й спорові рослини, у мезозої — плазуни та голонасінні рослини, а в кайнозої — ссавці й покритонасінні рослини.

Дві найдавніші й найтриваліші ери в геологічному етапі розвитку Землі, коли існували тільки найпростіші організми, називають архейською і протерозойською. їх відклади дуже змінені метаморфізмом і містять дуже мало викопних решток. Часто ці дві ери називають докембрієм. У свою чергу, гірські породи чи тектонічні структури, ЯКІ сформувалися давніше за кембрійський період палеозою, датують як докембрійські.

Така періодизація геологічного етапу розвитку Землі прийнята в усьому світі. її зображають у вигляді геохронологічної шкали, яка відображає послідовність етапів геологічної історії, розвитку органічного світу.

Отже, за рештками живих організмів у гірських породах, використовуючи геохронологічну шкалу, можна з’ясувати, коли утворились ці відклади (в яку еру, період). За викопними рештками встановлюють, які шари є давнішими, а які молодшими, тобто визначають відносний геологічний вік.

Земна кора неоднорідна за будовою і товщиною. Найпоширенішими є два типи земної кори: материковий і океанічний.

Материкова земна кора має загальну потужність близько 60—75 км у гірських районах, ЗО— 40 км — на рівнинах. Складається вона з трьох шарів: осадового (потужністю 20—25 км), гранітного (гранітно-гнейсового) і базальтового.

Загальна потужність океанічної земної кори в середньому становить 5—7 км. Вона складена двома основними шарами. Зверху залягає малопотужний (у середньому близько 1 км) шар пухких морських відкладів кременисто-карбонатного складу. Під ним розташований базальтовий шар. Гранітного шару між осадовим і базальтовим немає.

Таким чином, океанічна земна кора відрізняться від материкової за потужністю, будовою та віком (не більше як 160—180 млн років).

У 1912 р. німецький геофізик А. Вегенер сформулював гіпотезу дрейфу материків” її суть полягає у плаванні легких гранітних материків по щільнішому розігрітому базальтовому шарі.

Починаючи з 1960-х рр. історія формування материків розглядається з позицій нової теорії — тектоніки літосферних плит. Вона спирається на головну ідею А. Веґенера щодо горизонтальних рухів материків. Виникнення цієї теорії стало можливим у зв’язку з вивченням і з’ясуванням особливостей рельєфу й геологічної будови дна Світового океану і встановлення того факту, що системою розломів літосфера розділена горизонтально на величезні блоки — літосферні плити, які мають здатність переміщуватися, ковзаючи по астеносфері.

Основна активність внутрішніх (ендогенних) сил Землі проявляється на краях літосферних

плит, тобто місцях, де вони стикаються і взаємодіють одна з одною. Виділяють три типи взаємодій літосферних плит: перший — розсування (розходження) плит; другий — зустрічного руху; третій — трансформних розломів, уздовж яких плити зміщуються одна щодо одної, не зближуючись і не віддаляючись.

Перший тип взаємодій має конструктивний характер. У місцях розсування двох літосферних плит, як правило, утворюються серединні океанічні хребти.

Їхнє утворення пов’язано з тим, що там із надр Землі надходить магма (розплавлена рідка або тістоподібна маса, насичена водяною парою й газами, під дією яких піднімається вгору). Вона нарощує краї літосферних плит. Поступово магма розсуває літосферні плити, розширюючи дно океану і збільшуючи площу земної кори океанічного типу. Тріщину в центральній частині серединного океанічного хребта, куди підходять потоки магми, називають рифтом. Мантійні потоки б’ють в підніжжя континенту і поступово розколюють його на частини. Ці частини з часом віддаляються і зароджується новий океан з серединно-океанічним хребтом на місці колишнього материкового рифтового розлому.

Отже, перший тип взаємодій літосферних плит характеризується їх розсуванням, що супроводжується розривними тектонічними рухами, землетрусами, активним вулканізмом.

Одна й та сама літосферна плита може з одного боку нарощуватись у зоні серединного океанічного хребта, а з другого — занурюватись під іншу плиту. У місцях зустрічного руху літосферних плит виникає другий тип взаємодій. Він характеризується процесами підсування однієї плити під край іншої, насуванням верхньої на нижню, або стиканням і стискуванням у місцях контакту.

У випадку, коли відбувається другий тип взаємодій між літосферними плитами, розвиваються острівні дуги з глибоководними жолобами.

Якщо край літосферної плити з океанічною земною корою підсувається під континентальну (навпаки бути не може, оскільки океанічна завжди важча), то на дні океану утворюється океанічний жолоб, а край материкової плити зминається в складки з вираженим вулканічним пасмом (Андійський тип).

При стисканні і підсуванні материкових країв літосферних плит відбувається зминання в складки верхніх шарів обох плит, утворюються гірські хребти з глибокими крайовими прогинами.

Із порівняння різних типів взаємодій літосферних плит можна зробити висновок, що саме при зустрічному русі (стиканні, насуванні, підсуванні) відбувається формування суходолу (материків та островів), гірських країн’, а також утворення земної кори материкового типу.

Підсування однієї плити під іншу призводить до того, що в результаті тертя виникають розриви шарів, які спричиняють землетруси. Через тріщини в плиті, що насувається, надходить до поверхні магма. Інтенсивний вулканізм на межі плит призводить до викидання на поверхню легкоплавких хімічних елементів і сполук, які утворюються при частковому розплаві плити, що занурюється в астеносферу. Ці речовини, остигаючи, утворюють гранітний матеріал, який відрізняє земну кору материкового типу від океанічної. З остигаючої магми в океані формуються острівні дуги, а в горах — вулканічні хребти.

Переважна більшість гірських масивів виникає не внаслідок вулканізму, а в результаті зминання в складки гірських порід під впливом зустрічного руху літосферних плит. Такі рухи називають ще орогенічними.

У більшості випадків зминаються в складки гірські породи плити, що насувається зверху. Але процес горотворення може відбуватися й на зустрічній плиті, що занурюється. Це відбувається внаслідок того, що часто плита може мати надто товстий шар в’язких осадових відкладів, які не можуть бути затягнуті під край наповзаючої зверху плити. Ці відклади зминаються у складки, а при подальшому стискуванні зриваються з кристалічної основи, утворюючи скиби. Так, при стиканні

літосферних плит виникають тектонічні структури, які називають складчастими областями.

Крім розривних та орогенічних рухів існують ще вертикальні, повільні коливання земної кори.

Отже, земна кора зазнає як вертикальних, так і горизонтальних рухів. Зокрема, існування гірської країни зберігається завдяки тому, що продовжується процес підсування однієї плити під іншу. Унаслідок припинення або зміни напрямку руху двох літосферних плит із зустрічного на протилежний, гори поступово старіють, руйнуються, перетворюючись на рівнину чи морський басейн.

Найвищі частини гірських країн із потовщеною земною корою, що виникли 3,5—0,8 млрд років тому, поступово перетворилися на кристалічні щити давніх платформ.

Давні платформи є твердими, відносно стійкими ділянками земної кори з двоярусною будовою. Нижній ярус (фундамент) складений твердими кристалічними породами (гранітами, базальтами, кристалічними сланцями тощо), другий ярус утворюють осадові породи (пісок, глина, вапняк . та ін.).

Кристалічними щитами називають частини стійких ділянок земної кори, де давні тверді магматичні та метаморфічні породи виходять на поверхню. Для них характерними є переважно висхідні тектонічні рухи.

Однак більшу площу платформ займають ділянки з двоярусною будовою, в основі яких залягають тверді кристалізовані породи давніх зруйнованих гір, що зверху перекриті великою товщею осадових порід. Якщо потужність останніх дуже незначна (до 200 м), а кристалічний фундамент опуклий, таке утворення вважають масивом або тектонічним підняттям (антиклізою).

Для двох інших типів ділянок давніх платформ в минулому були характерними переважно

низхідні рухи (опускання). Це приводило до затоплення території морем і нагромадження у ньому осадових відкладів. Якщо на сьогодні в межах такої структури товща осадових порід становить до 2000 м, то її називають плитою. Ділянку платформи, де кристалічний фундамент вгнутий і розташований на великих глибинах (2000—7000 м), вважають тектонічною западиною.

Верхній ярус платформ утворений, як правило, відкладами морського походження. Адже, завдяки дії сили тяжіння, продукти вивітрювання гірських порід з піднятих ділянок суходолу переносяться і нагромаджуються в зниженнях (морських басейнах, озерах тощо). Про періоди, коли платформа в результаті повільних вертикальних коливань ставала дном моря чи знову суходолом, можемо судити, вивчивши вік і походження шарів порід, що утворюють верхній ярус платформ. Велика товща відкладів свідчить про існування у цей геологічний час морського басейну, а відсутність шарів окремих періодів — про режим суходолу, коли йшло не відкладення, а навпаки, змив і винесення продуктів вивітрювання.

Крім давніх платформ і складчастих областей, для земної кори характерними є тектонічні структури, які називають молодими платформами або плитами. Це відносно стійкі ділянки земної кори із зруйнованими горами, які існували 0,5— 0,2 млрд років тому, а зараз зверху перекриті горизонтальними шарами осадових порід.