Будова земної кори континентів та дна океанів. Походження материків та океанів (7 клас)

1. Глибинна будова Землі

Географічна оболонка взаємодіє, з одного боку, із глибинною речовиною планети, з іншого - з верхніми шарами атмосфери. Глибинна будова Землі істотно впливає формування географічної оболонки. Терміном «будова Землі» зазвичай позначається її внутрішній, т. е. глибинний пристрій, починаючи від земної кори до центру планети.

Маса Землі – 5, 98 х 10 27 р.

Середня густина Землі - 5, 517 г/см 3 .

Склад Землі. Згідно з сучасними науковими уявленнями, Земля складається з наступних хімічних елементів: залізо – 34, 64 %, кисень – 29, 53 %, кремній – 15, 20 %, магній – 12, 70 %, нікель – 2, 39 %, сірка – 1 , 93%, хром - 0, 26%, марганець - 0, 22%, кобальт - 0, 13%, фосфор - 0, 10%, калій - 0, 07% та ін.

Найбільш достовірні дані про внутрішню будову Землі дають спостереження над сейсмічними хвилями, тобто коливальними рухами земної речовини, спричиненими землетрусами.

Різка зміна швидкості сейсмічних хвиль (яка фіксується на сейсмографах) на глибині в 70 км і 2900 км відображає стрибкоподібне збільшення щільності речовини на цих межах. Це дає підставу вичленувати у внутрішньому тілі Землі такі три оболонки (геосфери): до глибини 70 км – земна кора, від 70 км до 2 900 км – мантія, а від неї і до центру Землі – ядро. У ядрі виділяються зовнішнє ядро ​​та внутрішнє ядро.

Земля утворилася близько 5 млрд. років тому з деякої холодної газово-пилової туманності. Після того, як маса планети досягла сучасного значення (5,98 х 10 27 г), почалося її саморозігрівання. Основними джерелами тепла були: по-перше, гравітаційне стискування, по-друге, радіоактивний розпад. Внаслідок розвитку цих процесів температура всередині Землі стала підвищуватися, що призвело до плавлення металів. Так як в центрі Землі речовина була сильно стиснута, а з поверхні охолоджувалося випромінюванням, то плавлення відбувалося головним чином на невеликих глибинах. Таким чином утворився розплавлений шар, з якого силікатні матеріали, як найлегші, піднімалися нагору, даючи початок земній корі. На рівні плавлення залишалися метали. Оскільки їх щільність вище, ніж диференційованого глибинного речовини, всі вони поступово опускалися. Це спричинило формуванню металевого ядра.

ЯДРО на 85-90% складається із заліза. На глибині 2 900 км (кордон мантії та ядра) речовина знаходиться у надтвердому стані внаслідок величезного тиску (1 370 000 атм.). Вчені припускають, що зовнішнє ядро ​​розплавлено, а внутрішнє ядро ​​перебуває у твердому стані. Диференціація земної речовини та виділення ядра - це найпотужніший на Землі процес і головний перший внутрішній рушійний механізм розвитку нашої планети.

Роль ядра у формуванні магнітосфери Землі. Ядро сильно впливає на формування магнітосфери Землі, що захищає життя від згубного ультрафіолетового випромінювання. У електропровідному зовнішньому рідкому ядрі планети, що швидко обертається, відбуваються складні та інтенсивні рухи речовини, що призводять до збудження магнітного поля. Магнітне поле тягнеться у навколоземний простір на кілька земних радіусів. Взаємодіючи із сонячним вітром, геомагнітне поле створює магнітосферу Землі. Верхня межа магнітосфери перебуває в розквіті близько 90 тис. км. Освіта магнітосфери та ізоляція земної природи від плазми сонячної корони було першою та однією з найважливіших умов зародження життя, розвитку біосфери та становлення географічної оболонки.

МАНТІЯ складається переважно з Mg, O, FeO та SiO2, які утворюють магму. До складу магми входять вода, хлор, фтор та інші леткі речовини. У мантії безперервно протікає процес диференціації речовини. Речовини, полегшені видаленням металів, піднімаються у бік земної кори, а більш важкі опускаються. Подібні переміщення речовини в мантії визначаються терміном конвекційні струми.

Концепція астеносфери. Верхня частина мантії (не більше 100- 150 км) називається астеносферою. В астеносфері поєднання температури та тиску таке, що речовина знаходиться в розплавленому, рухомому стані. У астеносфері відбуваються як постійні конвекційні струми, а й горизонтальні астеносферні течії.

Швидкість горизонтальних астеносферних течій досягає лише кількох десятків сантиметрів на рік. Однак за геологічне час ці течії призвели до розколу літосфери на окремі брили і їх горизонтальному переміщенню, відомому як дрейф материків. В астеносфері знаходяться осередки вулканів та центри землетрусів. Вчені вважають, що над низхідними струмами утворюються геосинкліналі, а над висхідними - серединні океанічні хребти та рифтові зони.

2. Поняття про земну кору. Гіпотези, що пояснюють походження та розвиток земної кори

Земна кора – це комплекс поверхневих шарів твердого тіла Землі. У науковій географічній літературі немає єдиного уявлення про походження та шляхи розвитку земної кори.

Існує кілька гіпотез (теорій), що пояснюють механізм утворення та розвитку земної кори. Найбільш обґрунтованими гіпотезами є такі:

• 1. Теорія фіксізму (від латів. fixus - нерухомий, незмінний) стверджує, що материки завжди залишалися тих місцях, що вони займають нині. Ця теорія заперечує всяке рух материків і великих частин літосфери (Чарльз Дарвін, А. Уоллес та інших.).
• 2. Теорія мобілізму (від латів. mobilis - рухливий) доводить, що блоки літосфери перебувають у постійному русі. Ця концепція особливо утвердилася останніми роками у зв'язку з отриманням нових наукових даних щодо дна Світового океану.
• 3. Концепція зростання материків з допомогою дна океану вважає, що початкові материки утворилися як порівняно невеликих масивів, які тепер становлять древні материкові платформи. Згодом ці масиви розросталися за рахунок утворення гір на океанічному дні, що примикав до країв початкових ядер суші. Дослідження дна океанів, особливо у зоні серединно-океанічних хребтів, дало підстави сумніватися у правильності цієї концепції.
• 4. Теорія геосинкліналей стверджує, що збільшення розмірів суші відбувається шляхом утворення гір у геосинкліналях. Геосинклінальний процес, як один із основних у розвитку земної кори материків, покладено в основу багатьох сучасних наукових пояснень.
• 5. Ротаційна теорія будує своє пояснення на положенні про те, що оскільки фігура Землі не збігається з поверхнею математичного сфероїда і перебудовується у зв'язку з нерівномірним обертанням, то зональні смуги і меридіональні сектори на планеті, що обертається, неминуче тектонічно нерівнозначні. Вони з різною мірою активності реагують на тектонічні напруги, викликані внутрішньоземними процесами.

Океанська та материкова земна кора. Існує два основних типи земної кори: океанська та материкова. Виділяється також її перехідний тип.

Океанська земна кора. Потужність океанської земної кори у сучасну геологічну епоху коливається від 5 до 10 км. Вона складається з наступних трьох шарів:

• 1) верхній тонкий шар морських опадів (потужність трохи більше 1 км);
• 2) середній базальтовий шар (потужність від 10 до 25 км);
• 3) нижній шар габро (потужність близько 5 км).

Материкова (континентальна) земна кора. Материкова земна кора має складнішу будову і більшу потужність, ніж океанська. Її потужність загалом становить 35-45 км, а гірських країнах збільшується до 70 км. Вона складається з наступних трьох шарів:

• 1) нижній шар (базальтовий), складений базальтами (потужність близько 20 км);
• 2) середній шар (гранітний), утворений в основному гранітами та гнейсами; формує основну товщу материкової кори, під океани не поширюється;
• 3) верхній шар (осадовий) потужністю близько 3 км.

У деяких районах потужність опадів досягає 10 км: наприклад, у Прикаспійській низовині. В окремих районах Землі осадовий шар відсутній взагалі і на поверхню виходить шар граніту. Такі райони називають щитами (наприклад, Український щит, Балтійський щит).

На материках у результаті вивітрювання гірських порід утворюється геологічна формація, що отримала назву кори вивітрювання.

Гранітний шар базальтового відділений поверхнею Конрада. На цьому кордоні швидкість сейсмічних хвиль збільшується від 6,4 до 7,6 км/сек.

Кордон між земною корою та мантією (як на материках, так і на океанах) проходить поверхнею Мохоровичіча (лінія Мохо). Швидкість сейсмічних хвиль на ній стрибкоподібно збільшується до 8 км/год.

Крім двох основних типів земної кори (океанського та материкового) існують також ділянки змішаного (перехідного) типу.

На материкових мілинах або шельфах кора має потужність близько 25 км і загалом подібна до материкової кори. Однак у ній може випадати шар базальту. У Східній Азії в області острівних дуг (Курильські острови, Алеутські острови, Японські острови та ін) поширена земна кора перехідного типу. Нарешті, дуже складна і поки що мало вивчена земна кора серединних океанічних хребтів. Тут немає кордону Мохо, і речовина мантії за розломами піднімається в кору і навіть її поверхню.

Поняття "земна кора" слід відрізняти від поняття "літосфера". Поняття «літосфера» є ширшим, ніж «земна кора». У літосферу сучасна наука включає як земну кору, а й саму верхню мантію до астеносфери, т. е. до глибини приблизно 100 км.

Поняття про ізостазію. Вивчення розподілу сили тяжіння показало, що це частини земної кори - материки, гірські країни, рівнини - врівноважені верхньої мантії. Це врівноважене їхнє положення називається ізостазією (від латів. isoc - рівний, stasis - положення). Ізостатична рівновага досягається завдяки тому, що потужність земної кори обернено пропорційна її щільності. Тяжка океанічна кора тонша за легшу материкову.

Ізостазія - це навіть не рівновага, а прагнення до рівноваги, що безперервно порушується і знову відновлюється. Так, наприклад, Балтійський щит після стаювання материкових льодів плейстоценового заледеніння піднімається приблизно на 1 см на рік. Площа Фінляндії постійно збільшується за рахунок морського дна. Територія Нідерландів, навпаки, знижується. Нульова лінія рівноваги проходить в даний час дещо південніше 600 пн.ш. Сучасний Санкт-Петербург перебуває приблизно 1,5 м вище, ніж Санкт-Петербург часів Петра Першого. Як свідчать дані сучасних наукових досліджень про, навіть тяжкість великих міст виявляється достатньою для ізостатичного коливання території під ними. Тому земна кора у зонах великих міст дуже рухлива. Загалом же рельєф земної кори є дзеркальним відображенням поверхні Мохо (підошви земної кори): піднесеним ділянкам відповідають заглиблення в мантію, зниженим – більш високий рівень її верхньої межі. Так, під Паміром глибина поверхні Мохо становить 65 км, а в Прикаспійській низовині – близько 30 км.

Термічні властивості земної кори. Добові коливання температури грунтів поширюються на глибину 1,0 - 1,5 м, а річні коливання в помірних широтах у країнах з континентальним кліматом - до глибини 20-30 м. На тій глибині, де припиняється вплив річних коливань температури внаслідок нагрівання земної поверхні Сонцем , знаходиться шар постійної температури ґрунту. Він називається ізотермічним шаром. Нижче ізотермічного шару в глиб Землі температура підвищується. Але це підвищення температури викликається вже внутрішньою теплотою земних надр. У формуванні кліматів внутрішнє тепло мало бере участь. Однак воно є єдиною енергетичною основою всіх тектонічних процесів.

Число градусів, на яке підвищується температура на кожні 100 м глибини, називається геотермічним градієнтом.

Відстань у метрах, при опусканні на яку температура зростає на 10С, називається геотермічним ступенем. Величина геотермічного ступеня залежить від рельєфу, теплопровідності гірських порід, близькості вулканічних вогнищ, циркуляції підземних вод та ін. вона може досягати 100 м-коду.

3. Структурно-тектонічний принцип виділення материків. Поняття про материки та частини світу

Двом якісно різним типам земної кори - материковому та океанічному - відповідають два основні рівні планетарного рельєфу - поверхні материків та ложе океанів. Виділення материків у сучасній географії складає основі структурно-тектонічного принципу.

Структурно-тектонічний принцип виділення материків.

Принципово якісна відмінність материкової та океанічної кори, і навіть деякі істотні відмінності у будові верхньої мантії під материками і океанами зобов'язують виділяти континенти за видимому оточенню їх океанами, а, по структурно-тектонічному принципу.

Структурно-тектонічний принцип стверджує, що, по-перше, материк включає материкову мілину (шельф) і материковий схил; по-друге, в основі кожного материка знаходиться ядро ​​чи давня платформа; по-третє, кожна материкова брила ізостатично врівноважена у верхній мантії.

З погляду структурно-тектонічного принципу, материком називається ізостатично врівноважений масив континентальної земної кори, що має структурне ядро ​​у вигляді древньої платформи, до якого примикають молодші складчасті структури.

Усього Землі є шість материків: Євразія, Африка, Північна Америка, Південна Америка, Антарктида і Австралія. У складі кожного материка лежить одна якась платформа і лише в основі Євразії їх шість: Східноєвропейська, Сибірська, Китайська, Таримська (Західний Китай, пустеля Такла-Макан), Аравійська та Індостанська. Аравійська та Індостанська платформи є частиною стародавньої Гондвани, що приєдналася до Євразії. Таким чином, Євразія – гетерогенний аномальний материк.

Межі між материками цілком очевидні. Кордон між Північною Америкою та Південною Америкою проходить Панамським каналом. Кордон між Євразією та Африкою проводиться Суецьким каналом. Берінгова протока відокремлює Євразію від Північної Америки.

Два ряди материків. У сучасній географії виділяється такі два ряди материків:

• 1. Екваторіальний ряд материків (Африка, Австралія та Південна Америка).
• 2. Північний ряд материків (Євразія та Північна Америка).

Поза цими рядами залишається Антарктида - найпівденніший і найхолодніший континент.

Сучасне розташування материків відбиває тривалу історію розвитку материкової літосфери.

Південні материки (Африка, Південна Америка, Австралія та Антарктида) є частиною («уламками») єдиного в палеозої мегаконтиненту Гондвани. Північні материки на той час були об'єднані в інший мегаконтинент - Лавразію. Між Лавразією та Гондваною в палеозої та мезозої знаходилася система великих морських басейнів, що отримала назву океану Тетіс. Цей океан простягався від Північної Африки (через південну Європу, Кавказ, Передню Азію, Гімалаї до Індокитаю) до сучасної Індонезії. У неогені (близько 20 млн років тому) на місці цієї геосинкліналі виник альпійський складчастий пояс.

Відповідно до своїх великих розмірів суперконтинет Гондвана, за законом ізостазії, мав потужну (до 50 км) земну кору, яка була глибоко занурена в мантію. Під цим суперконтинентом в астеносфері особливо інтенсивними були конвекційні струми; розм'якшена речовина мантії рухалася дуже активно. Це призвело спочатку до утворення здуття в середині континенту, а потім до розколу його на окремі брили, які під дією тих конвекційних струмів стали горизонтально переміщатися. Відомо, що переміщення контуру на поверхні сфери завжди супроводжується його поворотом (Ейлер та ін.). Тому частини Гондвани як переміщалися, а й розгорталися в географічному просторі.

Перший розкол Гондвани стався на межі тріасу та юри (близько 190-195 млн. років тому); відокремилася Афро-Америка. Потім на межі юри і крейди (близько 135-140 млн років тому) Південна Америка відокремилася від Африки. На кордоні мезозою та кайнозою (близько 65-70 млн. років тому) Індостанська брила зіткнулася з Азією, а Антарктида відійшла від Австралії. У справжню геологічну епоху літосфера, на думку вчених, розбита на шість плит-блоків, які продовжують рухатися.

Розпадом Гондвани вдало пояснюються форма, геологічне подібність, і навіть історія рослинного покриву і тваринного світу південних материків. Історія розколу Лавразії так ретельно, як Гондвани, не вивчена.

Закономірності розташування материків. Сучасне розташування материків характеризується такими закономірностями:

• 1. Більшість суші розташовується в Північній півкулі. Північна півкуля є материковою, хоча тут на сушу припадає лише 39 %, але в океан близько 61%.
• 2. Північні континенти розташовані досить компактно. Південні материки розташовані дуже розкидано та роз'єднано.
• 3. Рельєф планети антисемітричний. Материки розташовані так, що кожному з них на протилежному боці Землі обов'язково відповідає океан. Найкраще це можна побачити на зіставленні арктичного океану і антарктичної суші. Якщо глобус встановити так, щоб на одному з полюсів був будь-який материк, то на іншому полюсі обов'язково буде океан. Є лише один незначний виняток: закінчення Південної Америки антиподально Південно-Східної Азії. Антиподальність, оскільки вона майже не має винятків, не може бути випадковим явищем. В основі цього явища лежить врівноваженість всіх ділянок поверхні Землі, що обертається.

Концепція частин світла. Крім геологічно обумовленого поділу суші на континенти, існує також ділення земної поверхні, що склалося в процесі культурно-історичного розвитку людства, на окремі частини світу. Усього налічується шість частин світу: Європа, Азія, Африка, Америка, Австралія з Океанією, Антарктида. На одному материку Євразії розташовується дві частини світу (Європа та Азія), а два материки західної півкулі (Північна Америка та Південна Америка) утворюють одну частину світу – Америку.

Кордон між Європою та Азією дуже умовна і проводиться по водороздільній лінії Уральського хребта, річці Урал, північній частині Каспійського моря та Кума-Маничській западині. По Уралу та Кавказу проходять лінії глибинних розломів, що відокремлюють Європу від Азії.

Площа материків та океанів. Площа суші обчислюється не більше сучасної берегової лінії. Площа поверхні земної кулі становить приблизно 510, 2 млн. км2. Близько 361,06 млн. км2 займає Світовий океан, що становить приблизно 70,8% загальної поверхні Землі. На сушу припадає приблизно 149, 02 млн. Км 2 , тобто. близько 29,2% поверхні нашої планети.

Площа сучасних материків характеризується такими величинами:

Євразія – 53, 45 км2, у тому числі Азія – 43, 45 млн. км2, Європа – 10, 0 млн. км2;

Африка – 30, 30 млн. км2;

Північна Америка – 24, 25 млн. км2;

Південна Америка – 18, 28 млн. км2;

Антарктида – 13, 97 млн. км2;

Австралія – 7, 70 млн. км2;

Австралія з Океанією - 8, 89 км2.

Сучасні океани мають площу:

Тихий океан – 179, 68 млн. км2;

Атлантичний океан – 93, 36 млн. км2;

Індійський океан – 74, 92 млн. км2;

Північний Льодовитий океан – 13, 10 млн. км2.

Між північними та південними материками (відповідно до різного їх походження та розвитку) є значна різниця в площі та характері поверхні. Основні географічні відмінності між північними та південними материками зводяться до наступного:

• 1. Незрівнянна за величиною коїться з іншими материками Євразія, яка зосереджує понад 30 % суші нашої планети.
• 2. У північних материків значний площею шельф. Особливо значний шельф у Північному Льодовитому океані та Атлантичному океанах, а також у Жовтому, Китайському та Беринговому морях Тихого океану. Південні материки, крім підводного продовження Австралії в Арафурському морі, майже позбавлені шельфу.
• 3. Більшість південних материків посідає древні платформи. У Північній Америці та Євразії стародавні платформи займають меншу частину загальної площі, а більшість припадає на території, утворені палеозойським та мезозойським гороутворенням. В Африці близько 96% її території припадає на платформні ділянки і лише 4% – на гори палеозойського та мезозойського віку. В Азії лише 27% території займають стародавні платформи та 77% - гори різного віку.
• 4. Берегова лінія південних материків, утворена переважно тектонічними розломами, щодо прямолінійна; півостровів та материкових островів мало. Для північних материків характерна виключно звивиста берегова лінія, велика кількість островів, півостровів, що часто далеко йдуть в океан. Із загальної площі на острови та півострова припадає в Європі близько 39 %, Північній Америці – 25 %, Азії – 24 %, Африці – 2,1 %, Південній Америці – 1,1 % та Австралії (без Океанії) – 1,1 % .
• 4. Вертикальне розчленовування суші

Кожен із основних планетарних рівнів - поверхні материків та океанічного ложа - розпадається на ряд другорядних рівнів. Формування як основних, так і другорядних рівнів відбувалося в процесі тривалого розвитку земної кори і продовжується в даний час. Зупинимося на сучасному розчленуванні материкової земної кори на висотні щаблі. Рахунок ступенів ведеться від рівня моря.

• 1. Депресії - ділянки суші, що лежать нижче за рівень моря. Найбільшою депресією на Землі є південна частина Прикаспійської низовини з мінімальною відміткою -28 м. Всередині Центральної Азії знаходиться надзвичайно суха Турфанська западина з глибиною близько -154 м. Найглибшою депресією на Землі є улоговина Мертвого моря; береги Мертвого моря лежать на 392 м нижче рівня моря. Депресії, зайняті водою, рівні яких лежать вище за рівень океану, називаються криптодепресіями. Типовими прикладами криптодепресій є озеро Байкал та Ладозьке озеро. Каспійське море і Мертве море є криптодепрессиями, т.к. рівень води в них не досягає рівня океану. Площа, зайнята депресіями (без криптодепресій), відносно невелика і становить близько 800 тис. км2.
• 2. Низини (низовинні рівнини) – ділянки суші, що лежать на висоті від 0 до 200 м над рівнем моря. Низини численні кожному материку (крім Африки) і займають більшу площу, ніж будь-яка інша щабель суші. Загальна площа всіх низовин рівнин земної кулі становить близько 48,2 млн. км2.
• 3. Височини і плато лежать на висоті від 200 до 500 м і різняться між собою переважаючими формами рельєфу: на височинах рельєф перетнутий, на плато - порівняно плоский. Височини над низинами піднімаються поступово, а плато - помітним уступом. Височини і плато різняться між собою та геологічною будовою. Площа, зайнята височинами та плато, становить близько 33 млн. км2.

Понад 500 м розташовуються гори. Вони можуть мати різне походження та вік. По висоті гори поділяються на низькі, середні та високі.

• 4. Низькі гори піднімаються не вище 1 000 м. Зазвичай низькі гори є або древні зруйновані гори, або передгір'я сучасних гірських систем. Низькогір'я займають близько 27 млн. км2.
• 5. Середні гори мають висоту від 1000 до 2000 м. Прикладами середньовисоких гір є: Урал, Карпати, Забайкалля, деякі хребти Східного Сибіру та багато інших гірських країн. Площа, зайнята середніми горами, становить близько 24 млн км 2 .
• 6. Високі (альпійські) гори піднімаються вище 2000 м. Термін «альпійські гори» часто застосовується по відношенню тільки до гор кайнозойського віку, що лежать на висоті понад 3000 м. На високі гори припадає близько 16 млн км2.

Нижче за рівень океану триває материкова низовина, затоплена водою, - шельф, або материкова мілину. Донедавна за тим самим умовним рахунком, як і щаблі суші, шельфом називали підводні рівнини з глибинами до 200 м. Тепер кордон шельфу проводять не формально обраної ізобаті, а лінією фактичного, геологічно обумовленого закінчення материкової поверхні і переходу до материкового схилу . Тому шельф продовжується в океані до різних глибин у кожному морі, що часто перевищують 200 м і досягають 700 і навіть 1500 м.

У зовнішнього краю щодо плоского шельфу відбувається різкий перелом поверхні до материкового схилу та материкового підніжжя. Шельф, схил та підніжжя разом утворюють підводну околицю материків. Вона продовжується в середньому до глибини 2450 м.

Материки, включаючи їх підводну околицю, займають близько 40 % Землі, тоді як площа суші становить близько 29,2 % загальноземної.

Кожен материк ізостатично врівноважений в астеносфері. Між площею материків, висотою їхнього рельєфу та глибиною занурення в мантію є пряма залежність. Чим більша площа континенту, тим більша його середня висота та потужність літосфери. Середня висота суші становить 870 м. Середня висота Азії – 950 м, Європи – 300 м, Австралії – 350 м.

Поняття про гіпсометричну (батиграфічну) криву. Узагальнений профіль земної поверхні є гіпсометричною кривою. Частину її, що відноситься до океану, називають батиграфічною кривою. Крива будується в такий спосіб. Розміри площ, що лежать на різних висотах і глибинах, знімаються з гіпсометричних і батиграфічних карт і відкладаються в системі координатних осей: по лінії ординат відкладаються від 0 до висоти, а вниз - глибини; по лінії абсцис – площі у мільйонах квадратних кілометрів.

5. Рельєф та будова дна Світового океану. Острови

Середня глибина Світового океану становить 3794 м.

Дно Світового океану складається з наступних чотирьох планетарних морфоскульптурних форм:

• 1) підводна околиця материків,
• 2) перехідні зони,
• 3) ложа океану,
• 4) серединно-океанічні хребти.

Підводна окраїна материків складається з шельфу, материкового схилу, материкового підніжжя. Вона опускається до глибини 2450 м. Земна кора тут має материковий тип. Загальна площа підводної околиці материків становить близько 81,5 млн км2.

Материковий схил занурюється в океан порівняно круто, ухили в середньому становлять близько 40, але іноді досягають 400.

Материкове підніжжя є прогином на межі материкової та океанічної земної кори. Морфологічно це акумулятивна рівнина, утворена опадами, знесеними з материкового схилу.

Серединно-океанічні хребти є єдиною і безперервною системою, що охоплює всі океани. Вони є величезні гірські споруди, що досягають завширшки 1-2 тис. км і піднімаються над океанічним ложем на 3-4 тис. км. Іноді серединно-океанічні хребти височіють над рівнем океану та утворюють численні острови (острів Ісландія, Азорські острови, Сейшельські острови та ін.). За грандіозністю вони значно перевершують гірські країни материків і можна порівняти з континентами. Наприклад, Серединно-Атлантичний хребет у кілька разів більший за найбільшу наземну гірську систему Кордильєр і Анд. Для всіх серединноокеанічних хребтів характерна підвищена тектонічна активність.

Система серединно-океанічних хребтів включає такі структури:

• - Серединно-Атлантичний хребет (протягується від Ісландії вздовж усього Атлантичного океану до острова Трістан-да-Кунья);
• - Серединно-індійський хребет (його вершини виражені Сейшельськими островами);
• - Східно-Тихоокеанське підняття (простірується на південь від півострова Каліфорнія).

За рельєфом та особливостями тектонічної активності серединно-океанічні хребти бувають: 1) рифтові та 2) нерифтові.

Рифтові хребти (наприклад, Серединно-Атлантичний) характеризуються наявністю «рифтової» долини - глибокої та вузької ущелини з крутими схилами (ущелина йде гребенем хребта вздовж його осі). Ширина рифтової долини становить 20-30 км, а глибина розлому може розташовуватися нижче за ложе океану до 7 400 м (впадина Романш). Рельєф рифтових хребтів складний, перетнутий. Для всіх хребтів цього характерні рифтові долини, вузькі гірські хребти, гігантські поперечні розломи, міжгірські западини, вулканічні конуси, підводні вулкани, острови. Усі рифтові хребти відзначаються великою сейсмічною активністю.

Нерифтові хребти (наприклад, Східно-Тихоокеанське підняття) характеризуються відсутністю «рифтової» долини і менш складний рельєф. Сейсмічна активність для нерифтових хребтів не є характерною. Проте їм властива загальна риса всіх серединно-океанічних хребтів – наявність грандіозних поперечних розломів.

Найбільш важливі геофізичні особливості серединно-океанічних хребтів зводяться до наступного:

• -Підвищена величина потоку тепла з надр Землі;
• -специфічна будова земної кори;
• -аномалії магнітного поля;
• -вулканізм;
• -Сейсмічна активність.

Розподіл опадів, що становлять верхній шар земної кори, в серединно-океанічних хребтах підпорядковується наступній закономірності: на самому хребті опади малопотужні або взагалі відсутні; у міру віддалення від гребеня зростає потужність опадів (до кількох кілометрів) та їх вік. Якщо у самій розщелині вік лав становить приблизно 13 тис. років, то 60 км - вже 8 млн. років. Гірські породи, що мають вік понад 160 млн років, на дні Світового океану не виявлено. Вказані факти свідчать про постійне оновлення серединно-океанічних хребтів.

Механізми утворення серединноокеанічних хребтів. Освіта серединно-океанічних хребтів пов'язані з верхньої магмою. Верхня магма – це величезна конвекційна система. Згідно з вченими, утворення серединно-океанічних хребтів викликає підйом внутрішньої речовини Землі. По рифтових долинах лава витікає назовні та утворює базальтовий шар. Приєднуючись до старої кори, нові порції лави викликають горизонтальне усунення блоків літосфери та розширення океанічного дна. Швидкість горизонтальних рухів у різних місцях Землі коливається від 1 до 12 см на рік: в Атлантичному океані – близько 4 см/рік; в Індійському океані – близько 6 см/рік, у Тихому океані – до 12 см/рік. Ці мізерні значення, помножені на мільйони років, дають величезні відстані: за 150 млн. років, що минули від часу розколу Південної Америки та Африки, ці материки розійшлися на 5 тис. км. Північна Америка відокремилася від Європи 80 млн років тому. А 40 млн. років тому Індостан зіткнувся з Азією і почалося утворення Гімалаїв.

В результаті розростання океанічного дна в зоні серединно-океанічних хребтів відбувається зовсім не збільшення земної речовини, але тільки її перетікання та перетворення. Базальтова кора, що наростає вздовж серединно-океанічних хребтів і розтікається від них горизонтально, протягом мільйонів років проходить тисячі кілометрів і в деяких краях континентів опускається знову в надра Землі, забираючи з собою океанічні опади. Цей процес і пояснює різний вік порід на гребені хребтів та інших частинах океанів. Цей процес викликає також дрейф материків.

Перехідні зони включають глибоководні жолоби, острівні дуги і улоговини окраїнних морів. У перехідних зонах складно поєднуються ділянки материкової та океанічної кори.

Глибоководні океанські жолоби знаходяться в чотирьох областях Землі:

• - у Тихому океані вздовж берегів Східної Азії та Океанії: Алеутський жолоб, Курило-Камчатський жолоб, Японський жолоб, Філіппінський жолоб, Маріанський жолоб (з максимальною для Землі глибиною 11 022 м), Західномеланезійський жолоб, Тонга;
• - в Індійському океані – Яванський жолоб;
• - в Атлантичному океані – Пуерто-Ріканський жолоб;
• - у Південному океані - Південний Сандвіч.

Ложе океанів, на яке припадає близько 73% загальної площі Світового океану, зайнято глибоководними (від 2450 до 6000 м) рівнинами. У цілому нині ці глибоководні рівнини відповідають океанічним платформам. Між рівнинами розташовуються серединно-океанічні хребти, а також височини та підняття іншого генези. Ці підняття поділяють ложе океанів на окремі улоговини. Наприклад, від Північно-Атлантичного хребта на захід розташовується Північно-Американська улоговина, а на схід - Західно-Європейська та Канарська улоговини. На дні океану є численні вулканічні конуси.

Острови. У процесі розвитку земної кори та її взаємодії зі Світовим океаном сформувалися великі та малі острови. Загальна кількість островів постійно змінюється. Одні острови з'являються, інші зникають. Утворюються і розмиваються, наприклад, дельтові острови, тануть крижані масиви, які приймалися раніше острова («землі»). Морські коси набувають острівного характеру і, навпаки, острови приєднуються до суші і перетворюються на півострова. Тому площа островів підраховується лише приблизно. Вона становить близько 9,9 млн. км2. Близько 79% всієї острівної суші посідає 28 великих острова. Найбільший острів – Гренландія (2,2 млн.км2).

Учисло 28 найбільших островів земної кулі входять такі:

• 1. Гренландія;
• 2. Нова Гвінея;
• 3. Калімантан (Борнео);
• 4. Мадагаскар;
• 5. Баффінова Земля;
• 6. Суматра;
• 7. Великобританія;
• 8. Хонсю;
• 9. Вікторія (Канадський Арктичний архіпелаг);
• 10. Земля Елсміра (Канадський Арктичний архіпелаг);
• 11. Сулавесі (Целебес);
• 12. Південний острів Нової Зеландії;
• 13. Ява;
• 14. Північний острів Нової Зеландії;
• 15. Ньюфаунленд;
• 16. Куба;
• 17. Люсон;
• 18. Ісландія;
• 19. Мінданао;
• 20. Нова Земля;
• 21. Гаїті;
• 22. Сахалін;
• 23. Ірландія;
• 24. Тасманія;
• 25. Банкс (Канадський Арктичний архіпелаг);
• 26. Шрі-Ланка;
• 27. Хоккайдо;
• 28. Девон.

Як великі, і дрібні острови розташовуються чи одиночно, чи групами. Групи островів називаються архіпелагами. Архіпелаги можуть бути компактними (наприклад, Земля Франца Йосипа, Шпіцберген, Великі Зондські острови) або витягнутими (наприклад, Японські, Філіппінські, Великі та Малі Антильські острови). Витягнуті архіпелаги іноді називають грядами (наприклад, Курильська гряда, Алеутська гряда). Архіпелаги невеликих островів, розкиданих просторами Тихого океану, об'єднують у такі три великі групи: Меланезія, Мікронезія (Каролінські острови, Маріанські острови, Маршаллові острови), Полінезія.

За походження всі острови можна згрупувати так:

I. Материкові острови:

• 1) платформні острови,
• 2) острови материкового схилу,
• 3) орогенічні острови,
• 4) острівні дуги,
• 5) прибережні острови: а) шхери, б) далматинські, в) фіордові, г) коси та стрілки, д) дельтові.

ІІ. Самостійні острови:

• 1) вулканічні острови, в т. ч. а) тріщинного виливу лави; б) центрального виливу лави - щитові та конічні;
• 2) коралові острови: а) берегові рифи; б) бар'єрні рифи; в) атоли.

Материкові острови генетично пов'язані з материками, але ці зв'язки мають різний характер, що позначається на природі та віці островів, на їх флорі та фауні.

Платформенні острови лежать на материковій мілини і геологічно є продовженням материка. Від основного масиву суші платформні острови відокремлені неглибокими протоками. Прикладами платформних островів є Британські острови, архіпелаг Шпіцберген, Земля Франца Йосипа, Північна Земля, Новосибірські острови, Канадський Арктичний архіпелаг.

Утворення проток і перетворення частини материків на острови відноситься до недавнього геологічного часу; тому природа острівної суші мало відрізняється від материкової.

Острови материкового схилу також є частинами континентів, але поділ їх стався раніше. Ці острови від прилеглих материків відокремлюються не пологим прогином, а глибоким тектонічним розломом. Причому протоки мають океанічний характер. Флора і фауна островів материкового схилу дуже відрізняється від материкової і має загалом острівний характер. Прикладами островів материкового схилу є: Мадагаскар, Гренландія та інших.

Орогенічні острови є продовження гірських складок континентів. Так, наприклад, Сахалін – одна зі складок Далекосхідної гірської країни, Нова Зеландія – продовження Уралу, Тасманія – Австралійських Альп, острови Середземного моря – гілки альпійських складок. Архіпелаг Нова Зеландія також має орогенічне походження.

Острівні дуги гірляндами оздоблюють Східну Азію, Америку та Антарктиду. Найбільший район острівних дуг знаходиться біля берегів Східної Азії: Алеутська гряда, Курильська гряда, Японська гряда, гряда Рюкю, Філіппінська гряда та ін. Другий район острівних дуг знаходиться біля берегів Америки: Великі Антильські острови, Малі Антильські острови. Третій район - острівна дуга, розташована між Південною Америкою та Антарктидою: архіпелаг Вогненна Земля, Фолклендські острови та ін У тектонічному відношенні всі острівні дуги приурочені до сучасних геосинкліналів.

Материкові прибережні острови мають різне походження і є різними типами берегової лінії.

Самостійні острови ніколи не були частинами материків і здебільшого утворилися незалежно від них. Найбільшу групу самостійних острів становлять вулканічні.

Вулканічні острови є в усіх океанах. Однак особливо їх багато у зонах серединно-океанічних хребтів. Розміри та особливості вулканічних островів визначаються характером виверження. Тріщинні виливи лави створюють великі острови, що за величиною не поступаються платформним. Найбільшим Землі островом вулканічного походження є Ісландія (103 тис. км2).

Головна маса вулканічних островів утворена виверженнями центрального типу. Звичайно, що ці острови не можуть бути дуже великими. Їхня площа залежить від характеру лави. Основна лава розтікається на великі відстані та утворює щитові вулкани (наприклад, Гавайські острови). Виверження кислої лави формує гострий конус невеликої площі.

Коралові острови є продуктами життєдіяльності коралових поліпів, діатомових водоростей, форамініфер та інших морських організмів. Коралові поліпи досить вимогливі до умов проживання. Вони можуть жити тільки в теплих водах із температурою не нижче 200С. Тому коралові будівлі поширені лише у тропічних широтах і виходять межі лише одному місці - у районі Бермудських островів, омиваних Гольфстрімом.

Залежно від розташування по відношенню до сучасної суші коралові острови поділяються на три групи:

• 1) берегові рифи,
• 2) бар'єрні рифи,
• 3) атоли.

Берегові рифи починаються безпосередньо біля берега материка або острова в смузі відливу і облямовують його у вигляді широкої тераси. Поблизу усть річок і біля мангрових заростей вони перериваються через знижену солоність води.

Бар'єрні рифи знаходяться на деякій відстані від суші, відокремлені від неї смугою води - лагуною. Найбільший нині риф - Великий Бар'єрний риф. Його довжина становить близько 2000 км; ширина лагуни коливається від 35 до 150 км при глибині 30-70 м. Берегові та бар'єрні рифи оздоблюють майже всі острови екваторіальних та тропічних вод Тихого океану.

Атоли розташовані серед океанів. Це – низькі острови у формі незамкнутого кільця. Діаметр атола коливається від 200 м до 60 км. Всередині атола знаходиться лагуна глибиною до 100 м. Така сама глибина і протока між лагуною та океаном. Зовнішній схил атола завжди крутий (від 9 до 450). Схили, звернені до лагуни, пологи; ними поселяються різноманітні організми.

Генетичний зв'язок трьох типів коралових будівель є ще невирішеною науковою проблемою. За теорією Чарльза Дарвіна, бар'єрні рифи та атоли утворюються з берегових рифів при поступовому зануренні островів. При цьому зростання коралів компенсує опускання своєї основи. На місці вершини острова з'являється лагуна, а береговий риф перетворюється на кільцевий атол.

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 решта 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 океану до 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.

Іншим великим елементом структури є перехідна зона між океаном та 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 із сучасним проявом андезитобазальтового 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 кутами нахилу. 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 перепадами висот, 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 побережжя.

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. Їхня відмінна риса - двоповерховість будови.

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, пісковик, 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 у пізньому протерозої (рифеї) і утворювали у тілі фундаменту протяжні системи. Потужність континентальних і рідше морських відкладень в авлакогенах досягає 5-7 км, а глибокі розломи, що обмежували авлакогени, сприяли прояву лужного, основного та ультраосновного магматизму, а також специфічного для платформ трапового (порід основного складу) магматизмами з континентами. Дуже важливе значення має лужно-ультраосновна (кімберлітова)формація, що містить алмази у продуктах трубок вибуху (Сибірська платформа, Південна Африка). Цей нижній структурний ярус платформного чохла, що відповідає авлакогенному етапу розвитку, змінюється суцільним чохлом платформних відкладень. На початковому етапі розвитку платформи мали тенденцію повільного занурення з накопиченням карбонатно-теригенних товщ, а пізніший етап розвитку відзначається накопиченням теригенних вугленосних товщ. У пізньому етапі розвитку платформ у них утворювалися глибокі западини, заповнені теригенними або карбонатно-теригенними відкладеннями (Прикаспійська, Вілюйська).

Платформенний чохол у процесі формування неодноразово переживав перебудову структурного плану, присвячену рубежам 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 елементів платформ виділяються щити та плити.

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

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

Молоді платформисформувалися або на байкальському, каледонському 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 із метаморфізованих порід геосинклінального комплексу перекритий товщею з продуктів денудації геосинклінальної області та слабометаморфізованим комплексом осадових порід.

Кільцеві структури. Місце кільцевих структур у механізмі геолого-тектонічних процесів поки що точно не визначено. Найбільшими планетарними кільцевими структурами (морфоструктурами) є западина 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 геологічній будові Білорусі можна відзначити кільцеві структури тектономагматичного походження (Оршанська западина, Білоруський масив), діапірові сольові структури Прип'ятського прогину, вулканічні древні канали типу кімберлітових трубок (на Жлобинській сідловині, Північній частині Білоруського масиву), астроблема.

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.

Земля складається з кількох оболонок: атмосфера, гідросфера, біосфера, літосфера.

Біосфера- Особлива оболонка землі, сфера життєдіяльності живих організмів. Вона включає нижню частину атмосфери, всю гідросферу і верхню частину літосфери. Літосфера – найбільш жорстка оболонка грунту:

Будова:

1. земна кора

2. мантія (Si, Ca, Mg, O, Fe)

3. зовнішнє ядро

4. внутрішнє ядро

центр землі – температура 5-6 тис о С

Склад ядра - Ni Fe; щільність ядра - 12,5 кг/см3;

Кімберліти- (Від назви м. Кімберлі в Південній Африці), магматична ультраосновна брекчієподібна гірська порода ефузійного вигляду, що виконує трубки вибуху. Складається в основному з олівіну, піроксенів, гранату піроп-альмандинового ряду, пікроїльменіту, флогопіту, рідше - циркону, апатиту та ін. буд.

Еклогіт- метаморфічна гірська порода що складається з піроксену з високим вмістом жадеїтового міналу (омфациту) та гранату гроссуляр-піроп-альмандинового складу, кварцу та рутила. За хімічним складом еклогіти ідентичні магматичним породам основного складу - габро та базальтам.

Будова земної кори

Товщина шару = 5-70 км; високогір'я -70 км, дно моря-5-20 км, у середньому 40-45 км. Шари: осадовий, гранітно-гнейсовий (в океанічній корі немає), гранітно-бозитовий (базальтовий)

Земна кора – це комплекс гірських порід, що залягають вище за межі Мохоровичича. Гірські породи є закономірними агрегатами мінералів. Останні складаються із різних хімічних елементів. Хімічний склад та внутрішня структура мінералів залежать від умов їх утворення та визначають властивості. У свою чергу, будова та мінеральний склад гірських порід вказують на походження останніх та дозволяють визначати породи у польових умовах.

Виділяють два типи земної кори - континентальну і океанічну, що різко відрізняються складом і будовою. Перша, легша, формує піднесені ділянки – континенти зі своїми підводними околицями, друга займає дно оеканиеских западин(2500-3000м). Континентальна кора складається з трьох шарів – осадового, граніто-гнейсового та гранулито-базитового, потужністю від 30-40 км на рівнинах до 70-75 км під молодими горами. Океанська кора потужністю до 6-7 км має тришарову будову. Під малопотужним шаром пухких опадів залягає другий океанський шар, що з базальтів, третій шар складений габро з підлеглими ультрабазитами. Континентальна кора збагачена кремнеземом та легкими елементами – Al, натрієм, калієм, С, порівняно з океанічною.

Континентальна (материкова) земна корахарактеризується великою потужністю – у середньому 40 км., місцями досягаючи 75 км. Вона складається із трьох «шарів». Зверху залягає осадовий шар, утворений осадовими породами різного складу, віку, генези та ступеня дислокованості. Потужність його змінюється від нуля (на щитах) до 25 км (у глибоких западинах, наприклад, Прикаспійської). Нижче залягає «гранітний» (гранітно-метаморфічний) шар, що складається головним чином із кислих порід, за складом близьких до граніту. Найбільша потужність гранітного шару відзначається під високими молодими горами, де вона досягає 30 км і більше. У межах рівнинних ділянок материків потужність гранітного шару зменшується до 15-20 км.
Під гранітним шаром залягає третій, «базальтовий», шар, що одержав свою назву також умовно: сейсмічні хвилі проходять через нього з такими ж швидкостями, з якими в експериментальних умовах вони проходять через базальти та близькі до них породи. Третій шар потужністю 10-30 км. складений сильно метаморфізованими породами переважно основного складу. Тому його ще називають гранулито-базитовим.

Кора океанічного типурізко відрізняється від континентальної. На більшій частині площі дна океану її потужність коливається від 5 до 10 км. Своєрідна і її будова: під осадовим шаром потужністю від кількох сотень метрів (у глибоководних улоговинах) до 15 км (поблизу континентів) залягає другий шар, складений подушечними лавами з тонкими прошарками осадових порід. Нижня частина другого шару складена своєрідним комплексом паралельних дайок базальтового складу. Третій шар океанічної кори потужністю 4-7 км. представлений кристалічними магматичними породами переважно основного складу (габро). Таким чином, найважливішою специфічною особливістю океанічної кори є її мала потужність та відсутність гранітного шару.

Реферат

Будова та походження материків

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 становить лише 5-15 км.

Земна кора материків складається з трьох потужних шарів, що відрізняються своїм складом та щільністю. Верхній шар складений 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 та «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 осадокопичення в палеозої відбувалося в морських умовах, він відклав униз від горизонтальної лінії - передбачуваного рівня моря - всі виміряні потужності відкладень у центрі та на схилах Аппалачських 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.

Геосинклінальні складчасті пояси

Геосинклінальні складчасті пояси ділять на великі та малі, що відрізняються своїми розмірами та історією розвитку. Малих поясів налічують два, вони розташовані в Африці (Внутрішньоафриканський) та у Південній Америці (Бразильський). Їхній геосинклінальний розвиток продовжувався протягом всієї протерозойської ери. Великі пояси розпочали свій геосинклінальний розвиток пізніше - з пізнього протерозою. Три з них - Урало-Монгольський, Атлантичний та Арктичний - завершили свій геосинклінальний розвиток ще наприкінці палеозойської ери, а всередині Середземноморського та Тихоокеанського поясів досі збереглися великі території, де геосинклінальні процеси продовжуються. Кожен геосинклінальний пояс має свої специфічні особливості будови та геологічного розвитку, але є і загальні закономірності у їх будові та розвитку.

Найбільш великими частинами геосинклінальних поясів є геосинклінальні складчасті області, всередині яких виділяють дрібніші структури - геосинклінальні прогини та геоантиклінальні підняття (геоантикліналі). Прогини є основними елементами кожної геосинклінальної області - ділянками інтенсивного прогинання, осадонакопичення та вулканізму. У межах геосинклінальної області можуть бути два, три та більше таких прогинів. Геосинклінальні прогини відокремлені один від одного піднятими ділянками - геоантикліналями, де в основному йшли процеси розмиву. Декілька геосинклінальних прогинів та розташованих між ними геоантиклінальних піднять утворюють геосинклінальну систему.

Прикладом може бути великий Середземноморський пояс, що протягнувся через всю східну півкулю від західного узбережжя Європи та північного заходу Африки до островів Індонезії включно. Усередині цього поясу виділяють кілька геосинклінальних складчастих областей: Західноєвропейську, Альпійську, Північно-Африканську, Індокитайську та ін. У кожній з цих складчастих областей виділяють багато геосинклінальних систем. Особливо багато їх у складно побудованій Альпійській складчастій області: геосинклінальні системи Піренеїв, Альп, Карпат, Кримсько-Кавказька, Гімалайська та ін.

У складній та тривалій історії розвитку геосинклінальних складчастих областей виділяють два етапи – головний та заключний (орогенний).

Головний етап характеризується процесами глибокого опускання земної кори в геосинклінальних прогинах, що є основними ділянками опади. У цей час у сусідніх геоантиклиналях відбувається підйом, вони стають місцями розмиву і зносу уламкового матеріалу. Різко диференційовані процеси опускання в геосинкліналях і підняття в геоантикліналях призводять до дроблення земної кори і виникнення численних глибоких розривів у ній, званих глибинними розломами. За цими розломами з великих глибин піднімається вгору колосальна маса вулканічного матеріалу, який утворює на поверхні земної кори - на суші або на океанічному дні - численні вулкани, що виливають лаву і вулканічний попіл, що вивергають при вибухах, і масу уламків гірських порід. Таким чином, на дні геосинклінальних морів поряд з морськими опадами - пісками та глинами - накопичується і вулканічний матеріал, який утворює величезні товщі ефузійних порід, то перешаровується з шарами осадових порід. Цей процес відбувається безперервно протягом тривалого опускання геосинклінальних прогинів, внаслідок чого накопичується багатокілометрова товща вулканогенно-осадових порід, що поєднуються під назвою вулканогенно-осадової формації. Цей процес відбувається нерівномірно, залежно від величини рухів земної кори у геосинклінальних областях. У періоди спокійнішого прогинання глибинні розломи «заліковуються» і не поставляють вулканічний матеріал. У ці проміжки часу накопичуються менші за потужністю карбонатна (вапняки та доломіти) та теригенна (піски та глини) формації. У глибоких ділянках геосинклінальних прогинів осідає тонкий матеріал, з якого утворюється глиняста формація.

Процес накопичення потужних геосинклінальних формацій постійно супроводжується рухами земної кори - опусканнями в геосинклінальних прогинах і підняттями в геоантиклінальних ділянках. В результаті цих рухів шари потужних опадів, що накопичилися, піддаються різним деформаціям і набувають складно складчасту структуру. Найбільш сильно складкоутворювальні процеси виявляються наприкінці головного етапу розвитку геосинклінальних областей, коли опускання геосинклінальних прогинів припиняється і починається загальне підняття, яке охоплює спочатку геоантиклінальні ділянки та крайові частини прогинів, а потім і їх центральні частини. Це призводить до інтенсивного зминання складки всіх шарів, що утворилися в геосинклінальних прогинах. Море відступає, осадконакопичення припиняється і зім'яті в складні складки шари виявляються вищими за рівень моря; виникає складно складчаста гірська область. На той час - до кінця головного геосинклінального етапу - приурочено використання великих гранітних інтрузій, із якими пов'язано освіту багатьох родовищ металевих з корисними копалинами.

Геосинклінальні складчасті області вступають у другий, орогенный етап свого розвитку за підняттями, що відбулися наприкінці головного етапу. На орогенному етапі продовжуються процеси підняття та утворення великих гірських ланцюгів та масивів. Паралельно з формуванням гірських гряд утворюються великі западини, розділені гірськими масивами. У цих западинах, званих міжгірськими, відбувається накопичення грубоуламкових порід - конгломератів і грубих пісків, що отримали назву моласової формації. Крім міжгірських западин, моласова формація накопичується і в крайових частинах платформ, що примикають до гірських масивів, що утворилися. Тут на орогенному етапі виникають так звані крайові прогини, в яких відбувається накопичення не тільки моласової формації, а й соленосної або вугленосної формації, залежно від кліматичних умов та умов накопичення опадів. Орогенний етап супроводжується складкоосвітніми процесами та впровадженням великих гранітних інтрузій. Геосинклінальна область поступово перетворюється на дуже складно побудовану складчасту гірську область. Закінчення орогенного етапу знаменує закінчення геосинклінального розвитку - припиняються процеси гороутворення, складчастості, прогинання міжгірських западин. Гірська країна вступає в платформний етап, який супроводжується поступовим згладжуванням рельєфу і повільним накопиченням порід платформного чохла, що спокійно залягають поверх складноскладчастих, але нівельованих з поверхні геосинклінальних відкладень. Формується платформа, складчастою основою (фундаментом) якої стають перем'яті в складки породи, що утворилися в геосинклінальних умовах. Власне платформними є осадові породи чохла.

Процес розвитку геосинклінальних областей з часу утворення перших геосинклінальних прогинів до перетворення їх на платформні області тривав десятки та сотні мільйонів років. Внаслідок цього тривалого процесу багато геосинклінальних областей усередині геосинклінальних поясів і навіть цілі геосинклінальні пояси повністю перетворилися на платформні території. Платформи, що утворилися всередині геосинклінальних поясів, отримали назву молодих, тому що їх складчаста основа сформувалася значно пізніше, ніж у стародавніх платформ. За час формування фундаменту розрізняють три основних типи молодих платформ: з докембрійським, палеозойським і мезозойським складчастим підставою. Фундамент перших платформ сформувався наприкінці протерозою після байкальської складчастості, внаслідок якої виникли складчасті структури – байкаліди. Фундамент других платформ сформувався наприкінці палеозою після герцинської складчастості, внаслідок якої виникли складчасті структури – герциніди. Фундамент третього типу платформ утворився наприкінці мезозою після мезозойської складчастості, внаслідок якої виникли складчасті структури – мезозоїди.

PAGE_BREAK--

У межах областей байкальської та палеозойської складчастості, які сформувалися як складчасті області багато сотень мільйонів років тому, великі площі вкриті досить потужним платформним чохлом (сотні метрів та перші кілометри). У межах областей мезозойської складчастості, які сформувалися як складчасті області значно пізніше (час прояву складчастості від 100 до 60 млн. років), платформний чохол зміг утворитися на порівняно невеликих ділянках, а на значних площах Землі тут оголені складчасті структури мезозоїд.

Закінчуючи опис будови та розвитку геосинклінальних складчастих поясів, слід охарактеризувати їхню сучасну структуру. Раніше було вже зазначено, що обидва малі пояси - Бразильський і Внутріафриканський, а також три з великих поясів - Урало-Монгольський, Атлантичний та Арктичний - давно закінчили свій геосинклінальний розвиток. В наш час геосинклінальний режим продовжує зберігатись на значних площах Середземноморського та Тихоокеанського поясів. Сучасні геосинклінальні області Тихоокеанського пояса знаходяться на головному етапі, вони зберегли рухливість до теперішнього часу, тут інтенсивно виявляються опускання та підняття окремих ділянок, сучасні складкоосвітні процеси, землетруси, вулканізм. Інша картина спостерігається в межах Середземноморського поясу, де сучасна Альпійська геосинклінальна область була охоплена молодою кайнозойською альпійською складчастістю і знаходиться зараз на орогенному етапі. Тут найвищі на Землі гірські масиви (Гімалаї, Каракорум, Памір та ін.), які досі є постачальниками грубоуламкового матеріалу в розташовані поруч міжгірські западини. В Альпійській геосинклінальній області ще досить часті землетруси, іноді виявляють свою дію окремі вулкани. Геосинклінальний режим тут завершується.

Геосинклінальні складчасті області є основними джерелами видобутку найважливіших корисних копалин. Серед них найбільшу роль відіграють руди різних металів: міді, свинцю, цинку, золота, срібла, олова, вольфраму, молібдену, нікелю, кобальту та ін.

Стародавні платформи

Головною особливістю будови всіх платформ є наявність двох різко відмінних один від одного структурних поверхів, які називаються фундаментом і платформним чохлом. Фундамент має складну будову, він утворений сильно складчастими та метаморфізованими породами, прорваними різноманітними інтрузіями. Платформенний чохол залягає майже горизонтально на розмиті поверхні фундаменту з різкою кутовою незгодою. Він утворений шарами осадових гірських порід.

Стародавні та молоді платформи розрізняються за часом утворення складчастого фундаменту. У стародавніх платформ породи фундаменту формувалися в археї, ранньому та середньому протерозої, а породи платформного чохла почали накопичуватися з пізнього протерозою і продовжували формуватися протягом палеозойської, мезозойської та кайнозойської ер. На молодих платформах фундамент утворився пізніше, ніж на стародавніх, відповідно пізніше почалося накопичення порід платформного чохла.

Стародавні платформи покриті чохлом осадових порід, але в деяких місцях, де цей чохол відсутній, фундамент виходить на поверхню. Ділянки виходу фундаменту називають щитами, а території, вкриті чохлом, – плитами. На плитах виділяють два типи платформних западин. Одні з них - синекліз - являють собою плоскі і великі западини. Інші – авлакогени – вузькі, довгі, обмежені з боків розломами, глибокі прогини. Крім того, на плитах є ділянки, де фундамент піднятий, але не виходить на поверхню. Це антеклізи, зазвичай поділяють сусідні синеклізи.

Фундамент оголюється на північному заході в межах Балтійського щита, а більшість розрізу розташовується на Російській плиті. На Російській плиті видно широку і пологу Московську синеклізу, центральна частина якої знаходиться на околицях Москви. Далі на південний схід, в районах Курська та Воронежа, розташована Воронезька антекліза. Тут фундамент піднятий і прикритий малопотужним чохлом. Ще на південь, у межах України, знаходиться вузький, але дуже глибокий Дніпровсько-Донецький авлакоген. Тут фундамент занурений на дуже велику глибину за великими розломами, розташованими по обидва боки авлакогену.

Породи фундаменту стародавніх платформ формувалися протягом дуже тривалого часу (архей – ранній протерозой). Вони неодноразово піддавалися процесам складчастості та метаморфізму, внаслідок чого стали міцними – кристалічними. Вони зім'яті у надзвичайно складні складки, мають велику потужність, у їх складі широко поширені магматичні породи (ефузивні та інтрузивні). Всі ці ознаки свідчать, що породи фундаменту формувалися в геосинклінальних умовах. Процеси складкоутворення закінчилися в ранньому протерозої, вони завершили геосинклінальний режим розвитку.

Почався новий етап - платформний, який продовжується і в даний час.

Породи платформного чохла, які почали накопичуватися з пізнього протерозою, різко відрізняються за будовою та складом від кристалічних порід фундаменту. Вони не складчасті, не метаморфізовані, мають невеликі потужності, у складі рідко зустрічаються магматичні породи. Зазвичай породи, що складають платформний чохол, залягають горизонтально і мають морське осадове або континентальне походження. Вони утворюють відмінні від геосинклінальних платформні формації. Ці формації, що покривають плити і заповнюють западини - синеклізи і авлакогени, представлені глинами, пісками, пісковиками, мергелями, вапняками, доломітами, що чергуються, які утворюють шари, дуже витримані за складом і потужністю. Характерною платформною формацією є також писча крейда, що утворює шари в кілька десятків метрів. Іноді зустрічаються вулканогенні породи, що отримали назву трапової формації. У континентальних умовах при теплому вологому кліматі накопичувалася потужна вугленосна формація (чергування пісковиків і глинистих порід з прошарками та лінзами кам'яного вугілля), а в умовах сухого жаркого клімату - формація червонокольорових пісковиків та глин або солоносна формація (глини та пісковики) .

Різко різна будова фундаменту та платформного чохла свідчить про два великі етапи у розвитку стародавніх платформ: геосинклінальний (формування фундаменту) та платформний (накопичення платформного чохла). Платформенному етапу передував геосинклінальний.

Будова океанічного дна

Незважаючи на те, що океанологічні дослідження дуже зросли за два останні десятиліття і широко проводяться в даний час, геологічне будова дна океанів залишається погано вивченим.

Відомо, що у межах шельфу продовжуються структури материкової земної кори, а зоні континентального схилу відбувається зміна континентального типу земної кори океанічним. 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 глибоководні рівнини, розташовані на глибинах 4-6 км і розділені підводними височинами. Особливо великі глибоководні рівнини є у Тихому океані. По краях цих величезних рівнин розташовані глибоководні жолоби – вузькі та дуже довгі прогини, витягнуті на сотні та тисячі кілометрів.

Глибина дна у яких сягає 10-11 км, а ширина вбирається у 2-5 км. Це найглибші ділянки на Землі. По околицях цих жолобів розташовані ланцюжки островів, які називаються острівними дугами. Такими є Алеутська та Курильська дуги, острови Японії, Філіппінські, Самоа, Тонга та ін.

На дні океану зустрічається багато різних підводних пагорбів. Одні з них утворюють справжні підводні гірські хребти та ланцюги гір, інші піднімаються з дна у вигляді окремих пагорбів та гір, треті з'являються над поверхнею океану у вигляді островів.

Виняткове значення в структурі дна океанів мають серединно-океанічні хребти, що отримали свою назву тому, що вперше було виявлено посередині Атлантичного океану. Вони простежені дні всіх океанів, утворюючи єдину систему піднятий з відривом понад 60 тис. км. Це одна з найграндіозніших тектонічних зон Землі. Починаючи у водах Північного Льодовитого океану, вона простягається широкою грядою (700-1000 км) у середній частині Атлантичного океану і, огинаючи Африку, проходить Індійський океан. Тут ця система підводних хребтів утворює дві гілки. Одна йде у Червоне море; інша огинає з півдня Австралію і продовжується у південній частині Тихого океану до берегів Америки. У системі серединно-океанічних хребтів часто проявляються землетруси і розвинений підводний вулканізм.

Сучасні мізерні геологічні дані про будову океанічних западин не дозволяють вирішити проблему їх походження. Поки можна лише сказати, що різні океанічні западини мають різне походження та вік. Найбільш давній вік має западина Тихого океану. Більшість дослідників вважає, що вона виникла ще в докембрії та її ложа є залишком найдавнішої первинної земної кори. Впадини інших океанів молодші, більшість учених вважає, що вони утворилися дома раніше існували материкових масивів. Найбільш давньою з них є западина Індійського океану, передбачається, що вона виникла в палеозойську епоху. Атлантичний океан виник на початку мезозою, а Північний Льодовитий - наприкінці мезозою або на початку кайнозою.

Література

1. Аллісон А., Палмер Д. Геологія. - М., 1984

2.Вологдін А.Г. Земля та життя. - М., 1996

3. Войткевич Г.В. Геологічна хронологія Землі. - М., 1994

4.Добровольський В.В. Якушова О.Ф. Геологія. - М., 2000