Будова та розвиток земної кори материків. Земна кора

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)

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 сягає 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 із максимумом для карбонатних порід. Віковий діапазон порід осадового чохла-до 1,7 млрд років, тобто на порядок вищий, ніж осадового шару сучасних океанів.

2. Верхній шар консолідованої коривиступає на денну поверхню на щитах та масивах платформ та в осьових зонах складчастих споруд; він розкритий на глибину 12 км у Кольській свердловині 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 елементи земної 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 спиліто-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. .

Усе літосферні плитибезперервно переміщаються 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.

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

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

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

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

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

Розрізняють стародавні та молоді платформи.

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

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

Мал. 7.3. Принциповий розріз платформи

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

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

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

Серед найбільших структурних елементівплатформ виділяються щити та плити.

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

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

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

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

Однак можна виділити структури ендогенного, екзогенного та космогенного генези.

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

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

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

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

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

У геологічну будовуБілорусі можна відзначити кільцеві структури тектономагматичного походження (Оршанська западина, Білоруський масив), діапірові сольові структури Прип'ятського прогину, вулканічні древні канали типу кімберлітових трубок (на Жлобінській сідловині, Північній частині Білоруського масиву), астроблема в районі Плеще0.

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

Рифтовіструктури континентів (рис. 7.5, 7.6) невеликої ширини до 150 -200 км. (6 000 км) та ін.

Мал. 7.5. Розріз Прип'ятського континентального рифту

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

Мал. 7.6. Профільні розрізи континентальних рифтових систем

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

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

Континенти

Континенти, чи материки, - це величезні масиви-плити порівняно потужної земної кори (товщина її 35-75 км), оточені Світовим океаном, кора під яким тонка. Геологічні континенти трохи більше їх географічних контурів, т.к. мають підводні продовження.

У будові континентів виділяються три типи структур: платформи (плоскі форми), орогени (гори, що народжуються) і підводні околиці.

Платформи

Платформи відрізняються пологохолмистим, низинним або платоподібним рельєфом. У них є щити та товстий багатошаровий чохол. Щити складені дуже міцними породами, вік яких від 1,5 до 4,0 млрд. років. Вони виникли за високих температур і тисків на великих глибинах.

Такі ж давні та міцні породи складають і решту платформ, але тут вони приховані під товстим плащем осадових відкладень. Цей плащ називається платформним чохлом. Його дійсно можна порівняти з чохлом для меблів, який зберігає його від пошкоджень. Частини платформ, вкриті таким чохлом, називаються плитами. Вони плоскі, наче шари осадових порід пропрасували праскою. Близько 1 млрд років тому почали накопичуватися шари чохла, і процес триває досі. Якби платформу можна було розрізати величезним ножем, ми побачили б, що вона схожа на листковий пиріг.

ЩИТИ мають округлу та опуклу форму. Вони виникли там, де платформа дуже довгий часповільно піднімалася. Міцні породи піддавалися руйнівної діїповітря, води, на них впливала зміна високих і низьких температур. В результаті вони розтріскувалися і розсипалися на дрібні шматочки, які неслися геть, у навколишні моря. Щити складені дуже давніми, сильно зміненими (метаморфічними) породами, що утворилися кілька мільярдів років на великих глибинах при високих температурах і тисках. висока температуразмушувала породи плавитись, що призводило до формування гранітних масивів.

Сторінки: 1

1. Освіта материків та океанів

Мільярд років тому Земля вже була покрита міцною оболонкою, в якій виділялися континентальні виступи та океанічні западини. Тоді площа океанів була приблизно в 2 рази більша за площу материків. Але кількість материків і океанів з того часу суттєво змінилася, змінилося і їхнє розташування. Приблизно 250 млн. років тому Землі був один материк – Пангея. Площа його становила приблизно стільки ж, скільки площа всіх сучасних материків та островів разом узятих. Цей суперконтинент омивався океаном, званим Панталассою і займав решту простору Землі.

Однак Пангея виявилася неміцною, недовговічною освітою. З часом течії мантії всередині планети змінили напрямок, і тепер, піднімаючись із глибин під Пангеєю і розтікаючись у різні боки, речовина мантії почала розтягувати материк, а не стискати його, як раніше. Приблизно 200 млн. років тому Пангея розкололася на 2 материки: Лавразію та Гондвану. Між ними з'явився океан Тетіс (нині це глибоководні частини Середземного, Чорного, Каспійського морів та мілководна Перська затока).

Течія мантії продовжувала покривати Лавразію і Гондвану мережею тріщин і розвалювати їх на безліч уламків, які не залишалися на певному місці, а поступово розходилися в різні боки. Їх рухали течії всередині мантії. Деякі дослідники вважають, що саме ці процеси стали причиною загибелі динозаврів, але це питання залишається поки відкритим. Поступово між осколками, що розходилися, – материками – простір заповнювався мантійною речовиною, яка піднімалася з надр Землі. Охолоджуючи, воно утворило дно майбутніх океанів. Згодом тут з'явилися три океани: Атлантичний, Тихий, Індійський. На думку багатьох вчених, Тихий океан- Це залишок древнього океану Панталаси.

Пізніше нові розломи охопили Гондвану та Лавразію. Від Гондвани спочатку відокремилася суша, що становить нині Австралію та Антарктиду. Вона почала дрейфувати на південний схід. Потім вона розкололася на дві нерівні частини. Менша – Австралія – прямувала північ, велика – Антарктида – на південь і зайняла місце усередині Південного полярного кола. Решта Гондвани розкололася на кілька плит, найбільші з них – Африканська та Південно-Американська. Ці плити розходяться зараз один від одного зі швидкістю 2 см на рік (див. Літосферні плити).

Розломи охопили і Лавразію. Вона розкололася на дві плити – Північно-Американську та Євразіатську, що становить більшу частину материка Євразія. Виникнення цього материка – найбільший катаклізм у житті нашої планети. На відміну від інших материків, в основі яких лежить по одному уламку древнього континенту, до складу Євразії входять 3 частини: Євразіатська (частина Лавразії), Аравійська (виступ Гондвани) і Індо-станська (частина Гондвани) літосферні плити. Наближаючись один до одного, вони майже знищили древній океан Тетіс. У формуванні зовнішності Євразії бере участь і Африка, літосферна плита якої хоч і повільно, але зближується з Євразіатською. Результатом цього зближення є гори: Піренеї, Альпи, Карпати, Судети та Рудні гори (див. Літосферні плити).

Зближення Євразіатської та Африканської літосферних плит відбувається досі, про це нагадує діяльність вулканів Везувій та Етна, які порушують спокій мешканців Європи.

Зближення Аравійської та Євразіатської літосферних плит призвело до дроблення та зминання у складки гірських порід, що попалися на шляху їхнього прямування. Це супроводжувалося найсильнішими вулканічними виверженнями. Внаслідок зближення цих літосферних плит виникло Вірменське нагір'я та Кавказ.

Зближення Євразіатської та Індостанської літосферних плит змусило здригнутися весь континент від Індійського океанудо Північного Льодовитого, при цьому сам Індостан, що спочатку відколовся від Африки, постраждав незначно. Підсумком цього зближення стало виникнення найвищого у світі нагір'я Тибет, оточеного ще вищими ланцюгами гір – Гімалаїв, Паміру, Каракоруму. Не дивно, що саме тут, у місці найсильнішого стиску земної кори Євразіатської літосферної плити, розташована найвища вершина Землі - Еверест (Джомолунгма), що здіймається на висоту 8848 м-коду.

«Хід» Індостанської літосферної плити міг би призвести до повного розколу Євразіатської плити, якби всередині її не існувало частин, здатних витримати натиск з півдня. Як гідний «захисник» виступив Східний Сибір, але землі, розташовані на південь від неї, змінювалися в складки, дробилися і пересувалися.

Отже, боротьба між континентами та океанами триває вже не одну сотню мільйонів років. Головними учасниками виступають континентальні літосферні плити. Кожен гірський хребет, острівна дуга, найглибша океанічна западина – результат цієї боротьби.

2. Будова материків та океанів

Материки та океани є найбільшими елементами в будові Земної кори. Говорячи про океани, слід пам'ятати будову кори межах ділянок, займаних океанами.

За складом земна кора континентальна та океанічна відрізняються. Це своє чергу накладає відбиток і особливості їх розвитку та будови.

Кордон між материком та океаном проводиться по підніжжю материкового схилу. Поверхня цього підніжжя є акумулятивною рівниною з великими пагорбами, які утворюються за рахунок підводних зсувів і конусів виносу.

У будові океанів виділяють ділянки за рівнем тектонічної рухливості, що виявляється у проявах сейсмічної активності. За цією ознакою виділяють:

· сейсмічно активні області (океанські рухомі пояси),

· Асейсмічні області (океанські улоговини).

Рухливі пояси в океанах представлені серединно-океанічними хребтами. Протяжність до 20000 км, ширина – до 1000 км, висота сягає 2–3 км від дна океанів. В осьової частини таких хребтів майже безперервно простежуються рифтові зони. Вони відзначаються високими значеннями теплового потоку. Серединно-океанічні хребти розглядаються як ділянки розтягування земної кори або зони спредінгу.

Друга група структурних елементів - океанські улоговини або таласократони. Це рівнинні, слабко погіршені ділянки морського дна. Потужність осадового покриву тут трохи більше 1000 м-коду.

Іншим великим елементомСтруктурою є перехідна зона між океаном і материком (континентом), частина геологів називають її рухомим геосинклінальним поясом. Це область максимального розчленовування земної поверхні. Сюди входять:

1-острівні дуги, 2 – глибоководні жолоби, 3 – глибоководні западини окраїнних морів.

Острівні дуги – це протяжні (до 3000 км) гірські споруди, утворені ланцюжком вулканічних споруд. сучасним проявомандезитобазальтового вулканізму Приклад острівних дуг – Курило-Камчатська гряда, Алеутські острови та ін. З боку океану острівні дуги змінюються глибоководними жолобами, які є глибоководними депресіями довжиною 1500–4000 км, глибиною 5–10 км. Ширина складає 5-20 км. Днища жолобів покриті опадами, що приносяться сюди мутьовими потоками. Схили ринв ступінчасті з різними кутаминахилу. Опадів на них не виявлено.

Кордон між острівною дугою та схилом ринви представляє зону концентрації вогнищ землетрусів і називається зоною Вадати-Заварицького-Беньофа.

Розглядаючи ознаки сучасних океанських околиць, геологи, спираючись на принцип актуалізму, проводять порівняльно-історичний аналіз подібних структур, що формувалися у давніші періоди. До таких ознак належать:

· Морський тип опадів з переважанням глибоководних відкладень,

· Лінійна форма структур і тіл осадових товщ,

· різка зміна потужностей та речовинного складу осадових та вулканічних товщ у хрест простягання складчастих структур,

· Висока сейсмічність,

· Специфічний набір осадових та магматичних формацій та наявність формацій – індикаторів.

З перерахованих ознак останній є одним з провідних. Тож визначимо, що таке геологічна формація. Насамперед – це речова категорія. В ієрархії речовини земної кори ви знаєте таку послідовність:

Геологічна формація - це наступна за гірською породою складніший рівень розвитку. Вона є закономірними асоціаціями гірських порід, пов'язаними єдністю речовинного складу і будови, яка обумовлена ​​спільністю їх походження або сонаходження. Геологічні формації виділяються у групах осадових, магматичних та метаморфічних порід.

Для формування стійких асоціацій осадових порід головними факторами є тектонічна обстановка та клімат. Приклади формацій та умови формування розглянемо під час аналізу розвитку структурних елементів материків.

На материках виділяють два типи областей.

I тип збігається з гірськими районами, в яких осадові відкладення зім'яті в складки та розбиті різними розломами. Осадові товщі прорвані магматичними породами та метаморфізовані.

II тип збігається з рівнинними ділянками, у яких відкладення залягають майже горизонтально.

Перший тип називають складчастою областю або складчастим поясом. Другий тип називають платформою. Це головні елементи материків.

Складчасті області утворюються дома геосинклінальних поясів чи геосинкліналей. Геосинкліналь - це рухлива протяжна область глибокого прогину земної кори. Для неї характерне накопичення потужних осадових товщ, тривалий вулканізм, різка зміна напряму тектонічних рухів з утворенням складчастих споруд.

Геосинкліналі поділяються на:

Континентальний тип земної кори океанічний. Тому до власне океанічного дна відносяться западини дна океанів, розташовані за материковим схилом. Ці величезні западини відрізняються від материків як будовою земної кори, а й своїми тектонічними структурами. Найбільш великі площі океанічного дна є глибоководними рівнинами, розташованими на глибинах 4-6 км і...

І западин з різкими перепадамивисот, що вимірюються сотнями метрів. Всі ці особливості будови осьової смуги серединних хребтів слід очевидно розуміти як прояв інтенсивної глибової тектоніки, причому осьові западини є грабенами, а по обидва боки від них серединний хребет розривами розбитий на підняті і опущені брили. Вся сукупність структурних особливостей, що...

Утворився первинний базальтовий шар Землі. Для архею було характерно утворення первинних великих водойм (морів і океанів), поява перших ознак життя у водному середовищі, утворення стародавнього рельєфу Землі, схожого на рельєф Місяця. В археї відбулося кілька епох складчастості. Утворився мілководний океан із безліччю вулканічних островів. Сформувалася атмосфера, що містить пари.

Вод у Південному Пасатному перебігу становить 22...28 °С, у Східно-Австралійському взимку з півночі на південь змінюється від 20 до 11 °С, влітку - від 26 до 15 °С. Циркумполярне Антарктичне, або протягом Західних вітрів, входить у Тихий океан на південь від Австралії та Нової Зеландії та рухається у субширотному напрямку до берегів Південної Америки, де основна його гілка відхиляється на північ і, проходячи вздовж узбережжя...