Земна кораскладає саму верхню оболонку твердої Землі та одягає планету майже суцільним шаром, змінюючи свою потужність від 0 на деяких ділянках серединно-океанічних хребтів та 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), досягає 30-75 км, а в 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 з'являється домішка уламкового матеріалу, знесеного із суші; це звані геміпелагічні опади. Швидкість поширення поздовжніх сейсмічних хвиль тут становить 2-5 км/с. Вік опадів цього шару вбирається у 180 млн років.

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

Мал. 6.1. Розріз літосфери океанів порівняно 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 в осередку у міру віддалення від осі спредингу

очних 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 складає «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 осаду 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 околиць) не перевищує 180 млн років. Однак у 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 поширення земної кори океанічного типувиражені у рельєфі Землі океанічнимизападинами. 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 у вигляді 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 винятком найбільш глибоких западин, а й у межах шельфових зон континентальних околиць і окремих ділянок всередині океанських басейнів-мікроконтинентів. Проте Загальна площарозвитку континентальної кори менше, 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.

В загальному, континентальна кора, Так само як і океанська, має тришарову будову, але склад шарів, особливо двох нижніх, суттєво відрізняється від спостережуваних в океанській корі.

1. Осадовий шар,зазвичай називається осадовим чохлом. Його потужність змінюється від нуля на щитах і менших підняттях фундаменту платформ і осьових зон складчастих споруд до 10 і навіть 20 км у западинах платформ, передових і 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 з 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 та на значно меншу глибину у свердловинах у Волго-Уральській області на Російській плиті, на плиті Мідконтиненту США та на Балтійському щиті у Швеції. Золотодобувна 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 поздовжніх волі у ньому близько 5,5-6,0 км/с. Потужність цього шару кори досягає 15-20 км на платформах і 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 свердловин, що тільки-но згадувалися, поставило під сумнів існування такого чіткого кордону; 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

Мал. 6.2. Будова та потужність континентальної кори (Хаїн, Ломізе, 1995). А - Основні типи розрізу за сейсмічними даними: I-II - древні 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 нижньої корі повинні переважати, з одного боку, породи, що є більш високому щаблі метаморфізму і, з іншого боку, породи 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 гранулиты. 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 6,4-7,7 км/сек; 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 витонченою до 15-20 км і пронизаною дайками та силлами основних магматичних порід континентальну.

кору. Вона розкрита свердловиною глибоководного буріння біля входу в Мексиканську затоку та оголена на узбережжі 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 й 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 є 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 велику глибину (охоплюючи всю або майже всю її літосферну частину), ніж під океанами, змінюючись глибше "невичерпною" мантією. Середній первинний склад мантії має 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 так на 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: олівін в шпинель, піроксен в гранат.

Нижня мантія(Хаїн, Ломізе, 1995) починається з глибини близько 670 км. Нижня мантія повинна 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 речовим складом) і даними сейсмології (по стрибку швидкостей сейсмічних хвиль на кордоні Мохоровичіча), 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. Однак, коли в середині XIX ст. були зроблені відповідні виміри, виявилося, що такого тяжіння не спостерігається. 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 володіє рельєфом, зворотним рельєфу земної поверхні; це гіпотеза англійського астронома Дж. Ері

(Рис. 6.3). У регіональному масштабі вона зазвичай виправдовується, оскільки гірські споруди дійсно мають товстішу кору і максимальна товщина кори спостерігається у найвищих з них (Гімалаї, Анди, Гінду-куш, Тянь-Шань та ін.). 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. У цьому випадку підошва земної кори може бути горизонтальною. Врівноваженість континентів і океанів досягається комбінацією обох механізмів-кора під океанами і набагато тонше і помітно щільніше, ніж під континентами.

Більшість поверхні Землі перебуває у стані, близькому до ізостатичного рівноваги. Найбільші відхилення від ізостазії-ізостатичні аномалії-виявляють острівні дуги і 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-

Мал. 6.3. Схеми ізостатичної рівноваги земної кори:

а -за Дж. Ері, б -за 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 тек-тоносферу: 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 в основному 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.

Складність виявлення астеносфери на глибинах понад 150-200 км породила у деяких дослідників сумніви в її існуванні під такими областями і призвела 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 погодитись, 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 елементиземної кори континентів

На континентах виділяються два структурні елементи земної кори: платформи та рухомі 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 фундаментпредставлений 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 складає 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 антеклізи – 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:синеклізу – геологічна структура, падіння верств якої спрямоване від периферії до центру. Антеклізу – геологічна структура, падіння шарів якої спрямоване від центру до периферії.

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

Мал. 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, сіркоцвітих чи вугленосних опадів в ав-лакогенах. Третій- Плитний, на якому осадконакопичення відбувається на значній площі і 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 за умов аридного клімату формується солоносна червонокольороваформація, 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 їх 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, спиляно-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

насувів, що вказують на панування стискування. 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. У першу половину першоїстадіїзазвичай накопичуються піщано-глинисті та 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 субвулканічними утвореннями, що супроводжують, дають спіліт-кератофіровуформацію. Одночасно з нею зазвичай утворюються крем'янисті породи, яшми.

океанічна

Мал. 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

Зазначені формації накопичуються одночасно, але на різних площах. Накопичення спилотно-кератофіровийформації зазвичай відбувається у внутрішній частині геосинкліналі - в евгеосинкліналі. Для евгео-синкліналіхарактерні формування потужних вулканогенних товщ, зазвичай основного складу, та впровадження інтрузії габро, діабазів та 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.

У другу половину першої стадіївнаслідок появи внутрішніх піднятий море в геосинкліналі меліє. Тепер це архіпелагрозділені 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 ділянку.

У будові та розвитку геосинкліналі дуже важлива роль належить глибинним розломам -тривалим розривам, 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. Осадонакопичення відбувається на обмежених площах по периферії центрального підняття - в крайових прогинах,геосинкліналі і платформи, що виникають по кордону, і частково накладаються на платформу, а також у міжгірських прогинах, що утворюються іноді всередині центрального підняття. Джерело опадів - руйнація 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 триває, реагує розколами. Море покидає цю територію. Внаслідок 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 порфіруюформацію. 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, покриває тут великі площі. Ця територія вже не відчуває такого сильного прогинання, як раніше, тому і потужність опадів значно менша (у 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 новоутворені малопотужні, зазвичай мілководні опади на платформі не метамор-фізовані і залягають горизонтально або слабо похило. Вивержені породи рідкісні і представлені наземними виливами лав базальтового складу.

Крім 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 картини, що спостерігається, розподілу деформацій і 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 щодо один одного і площа поверхні яких також постійно змінюється. Більшість тектонічних процесів з інтенсивним обміном енергією діє межах між плитами.

Хоча потужність літосфери не можна виміряти з великою точністю, дослідники згодні в тому, 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 грані-

одинарними лініями – трансформні розломи (зрушення); крапом покриті ділянки континентальної кори, що піддаються активному розломоутворенню (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 (спредингу). На конвергентних межах плит літосфера занурюється в астеносферу, тобто поглинається. На трансформних кордонах дві літосферні плити ковзають щодо один одного, і речовина літосфери на них не створюється і не руйнується. .

Усі літосферні плити безперервно переміщуються щодо один одного. Передбачається, що загальна площа всіх плит залишається незмінною 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 теореми Ейлера кожна ділянка плити описує траєкторію, еквівалентну обертанню на сферичній поверхні Землі. Для відносного переміщення кожної пари плит у будь-який час можна визначити вісь, або полюс обертання. У міру віддалення від цього полюса (аж до кута-

го відстані в 90°) швидкості спредингу, 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, де він доводив, що континентальний дрейф відбувався як після ранне-мезозойского 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.

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

Мал. 6.7. Схема циклу Вілсона 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. Відповідними прикладами є 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 за малюнком 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 околицею 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 значною 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 розростатися, перетворюючись на напівокеан 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 зростаючим орогеном гімалайського типу, 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.

Типи кори. У різних регіонахспіввідношення між різними гірськими породами в земній корі по-різному, причому виявляється залежність складу кори від характеру рельєфу та внутрішньої будови території. Результати геофізичних досліджень і глибоко буріння дозволили виділити два основні і два перехідні типи земної кори. Основні типи маркують такі глобальні структурні елементи кори, як континенти та океани. Ці структури чудово виражені у рельєфі Землі, і їм властиві континентальний та океанічний типи кори.

1 - вода; 2 - осадовий шар; 3 - перешаровування осадових порід та базальтів;

Континентальна кора розвинена під континентами і, як говорилося, має різну потужність. У межах платформних областей, що відповідають континентальним рівнинам, це 35-40 км, у молодих гірських спорудах – 55-70 км. Максимальна потужність земної кори – 70-75 км – встановлена ​​під Гімалаями та Андами. У континентальній корі виділяються дві товщі: верхня – осадова та нижня – консолідована кора. У консолідованій корі присутні два різношвидкісні шари: верхній граніто-метаморфічний (за застарілими уявленнями, це гранітний шар), складений гранітами і гнейсами, і нижній гранулитово-базитовий (за застарілими уявленнями, це базальтовий шар). магматичними породами. Граніто-метаморфічний шар вивчений по кернах надглибоких свердловин; гранулитово-базитовий - за геофізичними даними та результатами драгування, що все ще робить його існування гіпотетичним.

У нижній частині верхнього шару виявляється зона ослаблених порід, за складом і сейсмічними характеристиками мало чим відрізняється від нього. Причина її виникнення – метаморфізм порід та їх розущільнення за рахунок втрати конституційної води. Цілком ймовірно, що породи гранулитово-базитового шару - це все ті ж породи, але ще більш метаморфізовані.

Океанська кора характерна Світового океану. Вона відрізняється від континентальної за потужністю та складом. Потужність її коливається від 5 до 12 км, становлячи середньому 6-7 км. Зверху вниз в океанській корі виділяються три шари: верхній шар пухких морських осадових порід до 1 км. потужністю; середній, представлений перешаровуванням базальтів, карбонатних і крем'янистих порід, потужністю 1-3 км; нижній, складений основними породами типу габро, часто зміненими метаморфізмом до амфіболітів, та ультраосновними амфіболітами, потужність 3,5-5 км. Перші два шари пройдені свердловинами, третій охарактеризований матеріалом драгування.

Субокеанська кора розвинена під глибоководними улоговинами окраїнних та внутрішніх морів (Чорне, Середземне, Охотське та ін.), а також виявлена ​​в деяких глибоких западинах на суші (центральна частина Прикаспійської западини). Потужність субокеанської кори 10-25 км, причому збільшена вона переважно за рахунок осадового шару, що залягає безпосередньо на нижньому шарі океанської кори.

Субконтинентальна кора характерна для острівних дуг (Алеутської, Курильської, Південно-Антильської та ін.) та околиць материків. За будовою вона близька до континентальної кори, але має меншу потужність – 20-30 км. Особливістю субконтинентальної кори є нечітка межа між шарами консолідованих порід.

Таким чином, різні типиземної кори чітко поділяють Землю на океанічні та континентальні блоки.Високе становище континентів пояснюється потужнішою і менш щільною земної корою, а занурене становище ложа океанів - корою тоншою, але щільнішою і важкої. Область шельфу підстилається континентальною корою та є підводним закінченням материків.

Структурні елементи кори

Окрім розподілу на такі планетарні структурні елементи як океани та континенти, земна кора (і літосфера) виявляє регіони сейсмічні (тектонічно активні) та асейсмічні (спокійні). Спокійними є внутрішні області континентів та ложа океанів – континентальні та океанічні платформи. Між платформами розташовуються вузькі сейсмічні зони, що маркуються вулканізмом, землетрусами, тектонічними зрушеннями – сайт. Ці зони відповідають серединно-океанічним хребтам та зчленуванням острівних дуг або окраїнних гірських хребтів та глибоководних жолобів на периферії океану.

В океанах розрізняють такі структурні елементи:

- серединно-океанічні хребти – рухомі пояси з осьовими рифтами типу грабенів;
- океанічні платформи - спокійні області абісальних улоговин з ускладнюючими їх підняттями.

На континентах основними структурними елементами є:

Гірські споруди (орогени: від грецького "орос" - гора.), які, подібно до серединно-океанічних хребтів, можуть виявляти тектонічну активність;
- платформи - переважно спокійні в тектонічному відношенні великі території з потужним чохлом осадових гірських порід.

Гірські споруди мають складну внутрішня будовата історію геологічного розвитку. Серед них виділяються орогени, складені молодими допалеогеновими морськими відкладеннями (Карпати, Кавказ, Памір), і давніші, сформовані з раннемезозойських, палеозойських та докембрійських порід, що зазнали складкоосвітніх рухів. Ці древні хребти були денудовані, нерідко вщент, а в новий часзазнали вторинне підняття. Це відроджені гори (Тянь-Шань, Алтай, Саяни, хребти Прибайкалля та Забайкалля).

Гірські споруди поділяються і облямовуються зниженими територіями - міжгірськими прогинами та западинами, які заповнені продуктами руйнування хребтів. Наприклад, Великий Кавказ облямований Західно-Кубанським, Східно-Кубанським та Терсько-Каспійським передовими прогинами, а від Малого Кавказу відокремлений Ріонською та Куринською міжгірськими западинами.

Але не всі давні гірські споруди були залучені до повторного гороутворення. Більша їх частина після вирівнювання повільно опускалася, була залита морем, і релікти гірських масивів нашарувалася товща морських опадів. Так сформувалися платформи. У геологічну будовуплатформ завжди присутні два структурно-тектонічні поверхи: нижній, складений метаморфізованими залишками колишніх гір, що є фундаментом, і верхній, представлений осадовими гірськими породами.

Платформи з докембрійським фундаментом вважаються давніми, а з палеозойським та раннемезозойським – молодими. Молоді платформи розташовуються між стародавніми або облямовують їх. Наприклад, між стародавніми Східно-Європейською та Сибірською знаходиться молода Західно-Сибірська платформа, а на південній та південно-східній околиці Східно-Європейської платформи починаються молоді Скіфська та Туранська платформи. У межах платформ виділяються великі структури антиклінального та синклінального профілю, іменовані антеклізами та синеклізами.

Отже, платформи - це древні денудовані орогени, які не торкнулися пізнішими (молодими) горотворчими рухами.

На противагу спокійним платформним регіонам Землі є тектонічно активні геосинклінальні області. Геосинклінальний процес можна порівняти з роботою величезного глибинного котла, де з ультраосновної та основної магми та матеріалу літосфери "вариться" нова легка континентальна кора, яка, спливаючи, нарощує континенти в околицях (Тихоокеанська) і споює їх у міжконтинентальних (Середземноморська). Цей процес завершується формуванням складчастих гірських споруд, у склепінній частині яких ще довгий час можуть працювати вулкани – сайт. Згодом зростання гір припиняється, вулканізм загасає, земна кора входить у новий цикл свого розвитку: починається вирівнювання гірничої споруди.

Таким чином, там, де зараз розташовуються гірські ланцюги, раніше були геосинкліналі. Великі структури антиклінального та синклінального профілю в геосинклінальних регіонах називаються антикліноріями та синкліноріями.

Континентальна кора має тришарову будову:

1) Осадовий шарутворений переважно осадовими гірськими породами. Тут переважають глини та глинисті сланці, широко представлені піщані, карбонатні та вулканогенні породи. В осадовому шарі зустрічаються поклади таких корисних копалин, як кам'яне вугілля, газ, нафту. Усі вони органічного походження.

2) "Гранітний" шарскладається з метаморфічних та магматичних порід, близьких за своїми властивостями до граніту. Найбільш поширені тут гнейси, граніти, кристалічні сланці та ін.

3) «Базальтовий» шарутворений гірськими породами, близькими до базальтів. Це метаморфізовані магматичні породи, більш щільні проти породами «гранітного» шару.

22. Будова та розвиток рухомих поясів.

Геосинкліналь – рухома зона високої активності, значної розчленованості, що характеризується на ранніх етапах свого розвитку переважанням інтенсивних занурень, а на заключних – інтенсивних підіймань, що супроводжуються значними складчасто – насувними деформаціями та магматизмом.

Рухомі геосинклінальні пояси є надзвичайно важливим структурним елементом земної кори. Вони зазвичай розташовуються в зоні переходу від континенту до океану і у своїй еволюції формують континентальну кору. У розвитку рухомих поясів, областей та систем виділяються два основні етапи: геосинклінальний та орогенний.

У першому їх відрізняються дві основні стадії: ранньогеосинклінальна та пізньогеосинклінальна.

Ранньогеосинклінальнастадія характеризується процесами розтягування, розширення океанського дна шляхом спредингу та одночасно - стискування у крайових зонах

Пізньогеосинклінальнастадія починається в момент ускладнення внутрішньої структури рухомого пояса, яке обумовлено процесами стиснення, що проявляються все сильніше у зв'язку з закриттям океанського басейну і зустрічним рухом літосферних плит.

Орогеннийетап змінює пізньогеосинклінальну стадію. Орогенный етап розвитку рухомих поясів у тому, що перед фронтом зростаючих піднять виникають передові прогини, у яких накопичуються потужні товщі тонкоуламкових порід з вугленосними і соленосными товщами - тонкі моласи.

23. Платформи та етапи їх розвитку.

Платформа, в геології - одна з головних глибинних структур земної кори, що характеризується малою інтенсивністю тектонічних рухів, магматичної діяльності та плоским рельєфом. Це найбільш стійкі та спокійні області континентів.

У будові платформ розрізняють два структурні поверхи:

1) Фундамент.Нижній поверх складений метаморфічними та магматичними породами, зім'ятими у складки, розбитими численними розломами.

2) Чохол.Верхній структурний поверх, складений порожнистого неметаморфізованими шаруватими товщами, що залягають, - осадовими, морськими і континентальними відкладеннями.

За віком, будовою та історії розвиткуконтинентальні платформи поділяються на дві групи:

1) Стародавні платформизаймають близько 40% площі континентів

2) Молоді платформизаймають значно меншу площу континентів (близько 5%) і розташовуються або на периферії стародавніх платформ, або між ними.

Стадії розвитку платформ.

1) Початкова. Стадія кратонізації, характеризується переважанням піднять і досить сильним заключним основним магматизмом.

2) Авлакогенна стадіяяка поступово випливає з попередньої. Поступово авлакогени (глибокий і вузький грабен у фундаменті древньої платформи, перекритий платформним чохлом. Є древній рифт, заповнений опадами.)переростають у западини, а потім у синеклізи. Синеклізи, розростаючись, покривають осадовим чохлом усю платформу, і настає її плитна стадія розвитку.

3) Плитна стадія.На стародавніх платформах охоплює весь фанерозою, але в молодих починається з юрського періоду мезозойської епохи.

4) Стадія активізації.Епіплатформні орогени ( гора, гірничоскладчаста споруда, що виникла на місці геосинкліналі)

Типи кори Землі: океанічна, материкова

Кора Землі (тверда оболонка Землі над мантією) і двох типів кори, має два типи будівлі: континентальний і океанічний. Поділ літосфери Землі на кору і верхню мантію - досить умовні, найчастіше використовуються терміни океанічна та континентальна літосфера.

Континентальна кора Землі

Континентальна кора Землі (материкова земна кора, земна кора материків) яка складається з осадового, гранітного та базальтового пластів. Земна кора континентів має середню товщину 35-45 км, максимальну – до 75 км (під гірськими масивами).

Будова континентальної кори "американською" дещо інше. У ній присутні шари магматичних, осадових та метаморфічних порід.

Континентальна кора має ще одну назву "Сіаль" - т.к. граніти та деякі інші породи містять кремній та алюміній - звідси походження терміну сіаль: силіцій та алюміній, SiAl.

Середня щільністькори материків - 2,6-2,7 г/см³.

Гнейс є (зазвичай пухкої шаруватої структури) метаморфічною гірською породою, складається з плагіоклазу, кварцу, калієвого польового шпату тощо.

Граніт - "кисла магматична інтрузивна гірська порода. Складається з кварцу, плагіоклазу, калієвого польового шпату та слюд" (стаття "Граніт", лінк - внизу сторінки). Граніти складаються із польових шпатів, квацу. Граніти на інших тілах сонячної системине виявлено.

Океанічна кора Землі

Наскільки відомо, гранітний шар у корі Землі на дні океанів не виявлений, осадовий шар кори лежить відразу на базатовому шарі. Океанічний тип кори також називається "сима", в породах переважають кремній та магнію - аналогічно сіалю, MgSi.

Товщина кори океанічного типу (потужність) – менше 10 кілометрів, зазвичай 3-7 кілометрів. Середня щільність підокеанської земної кори - близько 3,3 г/см³.

Вважається, що океанічна утворюється в серединно-океанічних хребтах і поглинається в зонах субдукції (чому не дуже зрозуміло) - як якийсь транспортер від лінії зростання в серединному океанічному хребті до континенту.

Відмінності кори континентального та океанічного типів, гіпотези

Усі відомості про будову земної кори ґрунтуються на непрямих геофізичних вимірах, крім окремих уколів поверхні свердловинами. Причому геофізичні дослідження - це, переважно, дослідження швидкості поширення поздовжніх пружних хвиль.

Можна стверджувати, що акустика (проходження сейсмічних хвиль) земної кори континентального типу відрізняється від акустики кори океанічного типу. А все інше – більш-менш правдоподібні гіпотези на непрямих даних.

"... за будовою та речовинним складом обидва головні типи літосфери кардинально відрізняються один від одного, і "базальтовий шар" геофізиків у них однаковий тільки за назвою, так само як і літосферна мантія. Розрізняються ці типи літосфери і за віком - якщо в межах континентальних сегментів встановлюється весь спектр геологічних подій починаючи приблизно з 4 млрд. років, то вік порід дна сучасних океанів вбирається у тріасового, а вік доведених найдавніших фрагментів океанічної літосфери (офіолітів у розумінні Пенроузской конференції) вбирається у 2 млрд. років (Kontinen, 1987; Scott et al., 1998).В межах сучасної Землі частку океанічної літосфери припадає ~60% твердої поверхні.У зв'язку з цим, природно, виникає питання - а чи завжди було таке співвідношення між цими двома типами літосфери або воно змінювалося в часі, і взагалі – чи завжди вони обидва існували?Відповіді на ці питання, очевидно, може дати як аналіз геологічних процесів на деструктивних межах літосферних плит, так і вивчення еволюції тектоно-магматичних процесів в історії Землі.
"Де зникає давня континентальна літосфера?", Є.В.Шарков

Що ж тоді це – літосферні плити?

http://earthquake.usgs.gov/learn/topics/plate_tectonics/
Earthquakes and Plate Tectonics:
"... a concept which has revolutionized thinking в the Earth"s sciences в the last 10 years. Theory of plate tectonics combines many of the ideas of continental drift (originally proposed in 1912 by Alfred Wegener in Germany) і sea-floor spreading (suggested originally by Harry Hess of Princeton University).

Додаткова інформація про структуру літосфери та джерела

The Earth's Crust
Кора Землі
Earthquake Hazards Program - USGS.
Програма небезпек землетрусів – Геологічна служба Сполучених Штатів.
На карті Земної куліпоказано:
Межі тектонічних плит;
товщина земної кори, за кілометри.
На карті чомусь не показані межі тектонічних плит на континентах; межі континентальних плит та океанічних плит - межі земної кори континентального та океанічного типів.

Будова та вік земної кори

Головними елементами рельєфу поверхні нашої планети є материки та океанічні западини. Цей поділ не є випадковим, він обумовлений глибокими відмінностями будови земної кори під материками та океанами. Тому земна кора поділяється на два основні типи: на материкову та океанічну кору.

Товщина земної кори варіює від 5 до 70 км, вона різко відрізняється під материками та океанічним дном. Найбільш потужна земна кора під гірськими областями материків - 50-70 км, під рівнинами її товщина зменшується до 30-40 км, а під океанічним дном складає всього 5-15 км.

Земна кора материків складається з трьох потужних шарів, що відрізняються своїм складом та щільністю. Верхній шарскладний порівняно нещільними осадовими породами, середній називається гранітним, а нижній - базальтовим. Назви «гранітний» і «базальтовий» походять через схожість цих шарів за складом та щільністю з гранітом та базальтом.

Земна кора під океанами відрізняється від материкової не лише своєю товщиною, а й відсутністю гранітного шару. Таким чином, під океанами присутні лише два шари - осадовий та базальтовий. На шельфі є гранітний шар, тут розвинена кора материкового типу. Зміна кори континентального типу на океанічний відбувається у зоні континентального схилу, де гранітний шар стоншується та обривається. Океанічна кора вивчена дуже погано проти земної корою материків.

Вік Землі зараз оцінюють приблизно в 4,2-6 млрд. років за астрономічними та радіометричними даними. Вік найдавніших порід материкової земної кори, вивчених людиною, налічує до 3,98 млрд. років (південно-західна частина Гренландії), а породи базальтового шару мають вік понад 4 млрд. років. Безперечно, що ці породи не є первинною речовиною Землі. Передісторія цих найдавніших порід тривала багато сотень мільйонів, а можливо, і мільярди років. Тому вік Землі приблизно оцінюють до 6 млрд років.

Будова та розвиток земної кори материків

Найбільші структури земної кори материків - геосинклінальні складчасті пояси та стародавні платформи. Вони сильно відрізняються один від одного за своєю будовою та історії геологічного розвитку.

Перш ніж перейти до опису будови та розвитку цих головних структур, необхідно розповісти про походження та сутність терміна «геосинкліналь». Цей термін походить від грецьких слів "гео" - Земля і "синкліно" - прогин. Його вперше вжив американський геолог Д. Дена більше 100 років тому, вивчаючи Аппалачські гори. Він встановив, що морські палеозойські відкладення, якими складені Аппалачі, мають у центральній частині гір максимальну потужність значно більшу, ніж на їх схилах. Цей факт Дена пояснив абсолютно правильно. У період опадонакопичення в палеозойську еру на місці Аппалачских гір розташовувалася западина, що прогиналася, яку він і назвав геосинкліналлю. У її центральній частині прогинання йшло інтенсивніше, ніж на крилах, про це свідчать великі потужності відкладень. Свої висновки Дена підтвердив малюнком, на якому зобразив геосинкліналь Аппалачів. Враховуючи, що накопичення опадів в палеозої відбувалося в морських умовах, він відклав вниз від горизонтальної лінії - передбачуваного рівня моря - всі виміряні потужності відкладень в центрі і на схилах Аппалачских гір. На малюнку вийшла ясно виражена велика западина дома сучасних Аппалачских гір.

На початку XX століття відомий французький вчений Еге. Ог довів, що геосинкліналі грали велику роль історії розвитку Землі. Він встановив, що складчасті гірські хребти утворилися дома геосинкліналей. Усі площі материків Е. Ог розділив на геосинкліналі та платформи; він розробив основи вчення про геосинкліналі. Великий внесок у це вчення зробили радянські вчені А. Д. Архангельський і М. С. Шатський, які встановили, що геосинклінальний процес відбувається у окремих прогинах, а й охоплює великі площі земної поверхні, названі ними геосинклінальними областями. Пізніше стали виділяти величезні геосинклінальні пояси, у яких розташовано кілька геосинклінальних областей. В наш час вчення про геосинклін переросло в обґрунтовану теорію геосинклінального розвитку земної кори, у створенні якої провідну роль відіграють радянські вчені.

Геосинклінальні складчасті пояси являють собою рухливі ділянки земної кори, геологічна історія яких характеризувалася інтенсивним осадонакопиченням, складноосвітніми процесами, що багаторазово виявлялися, і сильною вулканічною діяльністю. Тут накопичувалися потужні товщі осадових порід, формувалися магматичні породи, часто виявлялися землетруси. Геосинклінальні пояси займають великі ділянки материків, розташовуючись між стародавніми платформами або по краях у вигляді широких смуг. Геосинклінальні пояси виникли в протерозої, вони мають складну будову та тривалу історію розвитку. Виділяють 7 геосинклінальних поясів: Середземноморський, Тихоокеанський, Атлантичний, Урало-Монгольський, Арктичний, Бразильський та Внутрішньоафриканський.

Стародавні платформи - найбільш стійкі та малорухливі ділянки материків. На відміну від геосинклінальних поясів стародавні платформи зазнавали повільних коливальних рухів, у їх межах накопичувалися осадові породи зазвичай невеликої потужності, були відсутні складкоосвітні процеси, рідко виявлялися вулканізм і землетруси. Стародавні платформи утворюють у складі континентів ділянки, що є кістяками всіх материків. Це найдавніші частини материків, що сформувалися в археї та ранньому протерозої.

На сучасних материках виділяють від 10 до 16 давніх платформ. Найбільшими є Східно-Європейська, Сибірська, Північно-Американська, Південно-Американська, Африкано-Аравійська, Індостанська, Австралійська та Антарктична.