Структурні елементи земної кори

Найбільш великими структурними елементами земної кори є континенти и океани, характеризуються різним її будовою. Ці структурні елементи виділяються за геологічними і геофізичним ознаками. Чи не весь простір, зайняте водами океану, являє собою єдину структуру океанічного типу. Великі шельфові області, наприклад, в Північному Льодовитому океані, мають континентальної корою. Відмінності між цими двома найбільшими структурними елементами не обмежуються типом земної кори, а простежуються і глибше, в верхню мантію, яка під континентами побудована інакше, ніж під океанами. Ці відмінності охоплюють всю літосферу, піддану тектоносферним процесам, тобто простежуються до глибин приблизно в 750 км.

На континентах виділяються два основних типи структур земної кори: спокійні стійкі — платформи і рухливі — геосинклинали. За площею поширення ці структури цілком співмірні. Відмінність спостерігається в швидкості накопичення і в величині градієнта зміни потужностей: платформи характеризуються плавним поступовим зміною потужностей, а геосинклинали — різким і швидким. На платформах магматичні і інтрузивні породи зустрічаються рідко, в геосинкліналях вони численні. У геосинкліналях подстилающими є флішові формації опадів. Це ритмічно багатошарові глибоководні теригенні відклади, що формуються при швидкому зануренні геосинклинальной структури. Наприкінці розвитку геосинклінальні області піддаються складкообразования і перетворюються в гірські споруди. Надалі ці гірські споруди проходять стадію руйнування і поступового переходу в платформні освіти з глибоко дислокованих нижнім поверхом відкладень гірських порід і полого залягають шарами в верхньому поверсі.

Таким чином, геосинклінальна стадія розвитку земної кори — це найраніша стадія, далі геосинклинали відмирають і перетворюються в орогенні гірські споруди і в подальшому в платформи. Цикл завершується. Все це стадії єдиного процесу розвитку земної кори.

платформи — Основні структури континентів, ізометричний форми, що займають центральні області, які характеризуються вирівняним рельєфом і спокійними тектонічними процесами. Площа древніх 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 і системи або насунені на платформи, або межують з ними через передові прогини, на які в свою чергу насунені складчасті орогени (гірські ланцюги). Межі древніх платформ різко незгідно перетинають їх внутрішні структури, що свідчить про їх вторинний характер в результаті розколу суперматерик Пангеї, що виник в кінці раннього протерозою.

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

розрізняють древні і молоді платформи.

стародавні платформи виникли на місці докембрийской геосинклінальної області. Східно-Європейська, Сибірська, Африканська, Індійська, Австралійська, Бразильська, Північно-Американська і ін. Платформи утворені в пізньому археї — ранньому протерозої, представлені докембрийским кристалічним фундаментом і осадовим чохлом. Їх відмінна риса — двоповерхової будівлі.

Нижній поверх, або фундамент складний складчастими, глибоко метаморфизованними товщами порід зім’ятими в складки, прорваними гранітними интрузивами, з широким розвитком гнейсових і гранито-гнейсових куполів — специфічною формою метаморфогенною складчастості (рис. 7.3). Фундамент платформ формувався протягом тривалого часу в археї і ранньому протерозої і згодом піддався дуже сильному розмиву і 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 і карбонати; 4 — ефузиви; 5 — розломи; 6 — вали

Верхній поверх платформ представлений чохлом, або покровом, пологозалегающих з різким кутовим незгодою на фундаменті неметаморфізованних відкладень — морських, континентальних і вулканогенних. Поверхня між чохлом і фундаментом відображає основне структурний незгоду в межах платформ. Будова платформенного чохла виявляється складним і на багатьох платформах на ранніх стадіях його освіти вознікат грабени, грабенообразниє прогини — авлакогени (Авлос — борозна, рів; ген — народжений, тобто народжені ровом). Авлакогени найчастіше формувалися в пізньому протерозої (рифее) і утворювали в тілі фундаменту протяжні системи. Потужність континентальних і рідше морських відкладень в авлакогеном досягає 5-7 км, а глибокі розломи, що обмежували авлакогени, сприяли прояву лужного, основного і ультраосновних магматизму, а також специфічного для платформ траппового (порід основного складу) магматизму з континентальними базальтами, силламі і дайками. Дуже важливе значення має лужно-ультраосновних (Кімберлітові) формація, яка містить алмази в продуктах трубок вибуху (Сибірська платформа, Південна Африка). Цей нижній структурний ярус платформенного чохла, відповідний авлакогеном етапу розвитку, змінюється суцільним чохлом платформних відкладень. На початковому етапі розвитку платформи мали тенденцію повільного занурення з накопиченням карбонатно-теригенних товщ, а в більш пізній етап розвитку відзначається накопиченням теригенних вугленосних товщ. У пізньому етапі розвитку платформ в них утворювалися глибокі западини заповнені теригенними або карбонатно-теригенними відкладеннями (Прикаспійська, Вилюйская).

Платформний чохол в процесі формування неодноразово зазнавав перебудову структурного плану, приурочену до рубежів геотектонических циклів: байкальської, каледонского, герцинского, альпійського. Ділянки платформ, які відчували максимальні занурення, як правило, примикають до тієї прикордонної з платформою рухомий області або системі, яка в цей час активно розвивалася (перікратонние, тобто на краю кратона, або платформи).

Серед найбільш великих структурних елементів платформ виділяються щити і плити.

Щит — це виступ поверхні кристалічного фундаменту платформи ((Немає осадового чохла)), Який протягом усього платформного етапу розвитку відчував тенденцію до підняття. Прикладами щитів можна вказати: Український, Балтійський.

плиту вважають або частиною платформи, яка має тенденцією до прогинання, або самостійної молодий розвивається платформою (Російська, Скіфська, Західно-Сибірська). В межах плит відрізняються більш дрібні структурні елементи. Це синеклизи (Московська, Балтійська, Прикаспійська) — великі плоскі западини, під якими фундамент прогнуть, і антеклізи (Білоруська, Воронезька) — пологі склепіння з піднятим фундаментом і щодо стоншування чохлом.

молоді платформи сформувалися або на байкальською, Каледонією або герцинського фундаменті, відрізняються більшою дислокації чохла, меншою мірою метаморфізму порід фундаменту і значною успадкування структур чохла від структур фундаменту. Ці платформи мають трьохярусної будова: фундамент з метаморфизованних порід геосинклінального комплексу перекритий товщею з продуктів денудації геосинклінальної області і слабометаморфізованниє комплексом осадових порід.

кільцеві структури. Місце кільцевих структур в механізмі геолого-тектонічних процесів поки точно не визначено. Найбільшими планетарними кільцевими структурами (морфоструктурами) є западина Тихого океану, Антарктида, Австралія та ін. Виділення подібних структур можна вважати умовним. Більш ретельне вивчення кільцевих структур дозволило виявити в багатьох з них елементи спіралеподібних, вихрових структур).

Однак можна виділити структури ендогенного, екзогенного і космогенного генезису.

Ендогенні кільцеві структури метаморфічного і магматичного і тектоногенного (склепіння, виступи, западини, антеклізи, синеклізи) походження мають розміри діаметра від одиниць кілометрів до сотень і тисяч кілометрів (рис. 7.4).

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

Великі кільцеві структури обумовлені процесами, що відбуваються в глибинах мантії. Більш дрібні структури обумовлені діапіровимі процесами магматичних порід, що піднімаються до поверхні Землі і проривають і підводять верхній осадовий комплекс. Кільцеві структури обумовлюються і вулканічними процесами (конуси вулканів, вулканічні острови), і процесами діапірізм пластичних гірських порід типу солей і глин, щільність яких менше, ніж щільність порід, що вміщають.

екзогенні кільцеві структури в літосфері утворюються в результаті впливу вивітрювання, вилуговування, Це карстові воронки, провали.

Космогенние (метеоритні) кільцеві структури — астроблема. Ці структури виникають в результаті ударів метеоритів. Метеорити діаметром близько 10 кілометрів падають на Землю з періодичністю один раз в 100 млн років, менші значно частіше Кратер структури має чашеобразную форму з центральним підняттям і валом з викинутих порід. Метеоритні кільцеві структури можуть мати діаметр від десятків метрів до сотень метрів і кілометрів. Наприклад: Прібалхашско-Ілійськая (700 км); Юкотан (200км.), Глибина — більш 1км: Арізона (1,2км), глибина більше 185м; Південна Африка (335км), від астероїда діаметром близько 10 км.

В геологічну будову Білорусі можна відзначити кільцеві структури тектономагматіческого походження (Оршанская западина, Білоруський масив), діапіровие сольові структури Прип’ятського прогину, вулканічні стародавні канали типу кімберлітових трубок (на Жлобінська сідловині, Північної частини Білоруського масиву), астроблема в районі Плещеніци діаметром 150 метрів.

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

рифтові структури континентів (рис. 7.5, 7.6) невеликої ширини до 150 -200 км виражені протяжними літосферними поднятиями склепіння яких ускладнені грабенамі просідання: Рейнський (300 км), Байкальський (2500 км), Дніпровсько-Донецький (4 000 км), Східно-Африканський (6 000 км) і ін.

Мал. 7.5. Розріз Прип’ятського континентального рифта

Континентальні рифтові системи складаються з ланцюжка негативних структур (прогинів, Рифт) ранжированного часу закладення і розвитку, розділених підняттями літосфери (сідловинами). Рифтові структури континентів можуть перебувати між іншими структурами (антеклізамі, щитами), перетинати платформи і тривати на інших платформах. Будова континентальних і океанічних рифтових структур подібно, вони мають симетричну будову щодо осі (рис. 7.5, 7.6), відмінність полягає в протяжності, ступеня розкриття і наявністю деяких особливих рис (Трансформаційний розломів, виступів-містків між ланками).

Мал. 7.6. Профільні розрізи континентальних рифтових систем

1-фундамент; 2-хемогенно-біогенні осадові відкладення; 3 хемогенно-біогенної -вулканогенная формація; 4 теригенні відклади; 5, 6-розломи

Частиною (ланкою) Дніпровсько-Донецької континентальної рифтової структури є Прип’ятський прогин. Верхньою ланкою вважається Підляське-Брестська западина, можливо вона має генетичний зв’язок з аналогічними структурами Західної Європи. Нижнім ланками структури є Дніпровсько-Донецька западина, потім аналогічні структури Карпінська і Мангишлакського і далі структури середньої Азії (загальна протяжність від Варшави до Гиссарского хребта). Всі ланки рифтової структури континентів обмежені лістріческіх розломами, мають ієрархічне супідрядність за віком виникнення, володіють потужною осадової товщею перспективною на вміст вуглеводневих покладів.

Гіпотеза глобальної тектоніки літосферних плит | Тектонічні структури океанічної земної кори

Источник

За останніми даними вік найбільш давніх гірських порід земної кори досягає приблизно 3,8 млрд. років. Для визначення віку гірських порід у роках застосовують декілька геохронологічних методів, основаних на явищі радіоактивного розпаду. При цьому використовують головним чином радіоактивні ізотопи урану, торію, рубіцію калію, вуглецю і водню. Для деяких спеціальних робіт застосовують також багато інших ізотопів.

Зазначені ізотопи нестабільні, вони постійно розкладаються з характерними швидкостями розпаду, які виражають періодами напіврозпаду. Для того щоб визначити вік, необхідно знайти відношення новоутвореного елементу до маси материнського елементу. Радіоактивні ізотопи відіграють роль атомного годинника, який почав свій хід з моменту кристалізації мінералу.

Найточніший метод визначення абсолютного віку порід полягає в обчисленні відношення кількості радіоактивного урану до кількості свинцю, що міститься в розглядуваній породі. Справа в тому, що свинець є кінцевим продуктом довільного розпаду урану. Швидкість цього процесу відома точно, і змінити її не можна жодним способом. Чим менше урану лишилось і чим більше свинцю стало в породі, тим більший її вік.

З методів визначення відносного віку найбільшою популярністю користуються стратиграфічний, петрографічний і палеонтологічний методи. Стратиграфічний метод базується на вивченні положення гірських порід у земній корі. Шари, які в просторовому положенні залягають вище розглядуваних, вважаються за часом утворення більш молодими, ніж підстилаючі їх породи. Петрографічним методом розв’язується питання про вік шляхом зіставлення мінерального складу, виду і умов утворення порід, виходи яких просторово не збігаються. Найбільш широко і ефективно застосовують у геологічній практиці палеонтологічний метод, оснований на вивченні викопних решток вимерлих організмів. Достовірно встановлено, наприклад, що в різновікових пластах осадових порід зустрічаються специфічні комплекси залишків організмів, які характеризують розвиток тваринного і рослинного світу в ту чи іншу геологічну епоху. Порівняння цих залишків дає можливість судити про відносний вік гірських порід і скласти уявлення про еволюцію органічного світу Землі.

Історія розвитку земної кори нараховує близько 3,5—4 млрд. років. Цей час називають геологічним. Геохронологія земної кори — це поділ геологічного часу на більш дрібні одиниці часу. Геологічну історію Землі поділяють на ери, періоди та епохи (табл. 3). Геохронологічна шкала була прийнята для загального користування на другій сесії Міжнародного геологічного конгресу в 1981 р.

Геологічні дані свідчать, що уже в архейську еру існувала земна кора, яка була складена породами, подібними до сучасних кристалічних і осадових. Звідси випливає припущення, що основні геологічні процеси відбувалися так, як і в пізніші епохи, — з участю води й повітря. Очевидно, існували материки і океани, відбувалися зміни пір року, періоди потепління змінювалися похолоданням з утворенням льодовиків. З того часу намітилася загальна тенденція розвитку структури земної кори в бік розростання платформ за рахунок геосинкліналей.

Наприкінці архейської — на початку протерозойської ери проявилися найдавніші складко утворювальні рухи, які привели до виникнення перших платформ, або протоплатформ. У кінці протерозою на величезних просторах відбувалася інтенсивна складчастість, яку названо байкальською. Вона викликала підняття грандіозних складчастих структур гірських областей, названих байкалідами. Численними розломами з надр на поверхню Землі піднімалися лавові потоки магми, які істотно збільшували товщину земної кори.

Таблиця 3. Основні етапи розвитку земної кори

Бра	Період та його індекс	Цикли гороутворення	Основні геологічні події. Вигляд земної поверхні
1	2	3	4
Кайнозойська, 65 млн років	Четвертинний, або антропогенний, 1,8 млн років, Q	Альпійський	Неодноразові зледеніння. Формування сучасного рельєфу. Поява людини
Неогеновий, 21 млн років, N	Утворення гір: Карпат, Кавказу, Тянь-Шаню, Паміру, Камчатки. Інтенсивна вулканічна діяльність. Відокремлення морів: Середземного, Чорного, Каспійського, Аральського. Розвиток людиноподібних мавп
Палеогеновий, 42 млн років, Р	Руйнування мезозойських гір. Початок альпійської складчатості
Мезозойська, 170 млн років	Крейдовий, 75 млн років, К	Мезозойський	Початок утворення гір: Карпат, Криму, Кавказу, Паміру, Верхоянсько-Колимських, Далекосхідних. Виникнення покритонасінних рослин. Вимирання мезозойських плазунів, розвиток птахів
Юрський, 60 млн років, І	Могутня складчатість, розломи материків, вилив магми і проникнення в товщу земної кори. Утворення сучасних океанів, внутрішньоматерикових морів, заболочених низовин на суші. Жаркий вологий клімат
Тріасовий, 85 млн років, Т	Підняття материків і відступання моря. Руйнування герцинських гір (Уральські, Алтайські, Північний Тянь-Шань), утворення рівнинного рельєфу. Вимирання давніх і виникнення мезозойських плазунів. Поява ссавців
Палеозойська, 345 млн років	Пермський 55 млн років, Р	Герцинський	Завершення герцинської складчатості й утворення гір: Уралу, Тянь-Шаню (південні пасма), Алтаю. Сухий клімат. Поступове зникнення лісів 3 деревоподібних папоротей, хвощів і плаунів

Продовження табл. 3

1	2	3	4
Кам’яновугільний (карбон), 60 млн років, С	Розмивання каледонських гірських пасм. Герцинське гороутворення. Збільшення заболочених низовин. Жаркий вологий клімат. Розвиток розкішної флори, плаунів, хвощів і деревоподібних папоротей. Поява плазунів. Розквіт земноводних
Девонський, 60 млн років, D	Каледонський	Зменшення площі морів. Жаркий клімат, перші пустелі. Вихід хребетних 3 води на сушу, поява земноводних. Велике поширення наземних рослин. Виникнення голонасінних рослин
Силурійський, 25 млн років, S	Головна фаза каледонської складчатості й утворення гір: Саян, Алтаю, північної частини Тянь-Шаню. Поява риб
Ордовицький, 45 млн років, О	Байкальський	Зменшення морських басейнів. Потужний вулканізм. Поява перших наземних безхребетних тварин
Кембрійський, 100 млн років, С	Зниження материків і затоплення великих просторів морями. Завершення байкальського гороутворення
Протерозойська, близько 2000 млн років, Pt Архейський, понад 2000 млн років, Аг		Головна фаза байкальської складчатості й утворення гірських хребтів Прибайкалля й Забайкалля. Сильний вулканізм. Органічний світ — безскелетні м’якотілі організми (з них не утворилося окам’янілостей, трапляються їхні відбитки)

З докембрійським етапом пов’язане формування основних родовищ різних корисних копалин — руд чорних і кольорових металів, рідких і розсіяних елементів, золота, фосфоритів, алюмінієвої сировини, графіту, слюди, кварцу, лабрадориту, граніту, мармуру та ін. В цей час утворилися, зокрема, родовища залізних руд Кривого Рогу І Курської магнітної аномалії, багато інших нині добре відомих і розроблюваних родовищ на території давніх тектонічних структур.

У палеозойську еру відбувалися два великі тектонічні цикли: каледонський і герцинський. Каледонський тектонічний цикл (нижній кембрій — силур) почався загальним підняттям материків та гороутворенням. У середині циклу підняття змінилися опусканням, підсилився вулканізм. Останній етап цього циклу відзначався новими підняттями та складкоутворенням. Кожний етап циклу означав регресію або трансгресію моря, які супроводжувалися змінами клімату.

Герцинський цикл охоплював нижній девон, карбон і перм. У цілому він повторює етапи каледонського циклу: загальне підняття змінюється опусканням, наприкінці його знову відбувається підняття. Кожний етап цього тектонічного циклу викликав істотні зміни в розподілі суші і моря, впливав на будову земної кори.

Великі зміни в розвитку земної кори відбулися також в мезозойсько-кайнозойському (альпійському) тектонічному циклі. На цьому етапі розвитку Землі, який мав багато спільного з обома попередніми циклами, значного розвитку набув тваринний світ. Саме завдяки інтенсивній діяльності живих організмів, а також з їх залишків утворилися специфічні гірські породи і корисні копалини органогенного походження. Значні території суші в Південній півкулі покрилися льодовиками.

Найновіший етап почався в четвертинному періоді. На його початку розвинулося могутнє зледеніння на півночі і в помірних широтах Європи і Північної Америки. Площа максимального дніпровського зледеніння дорівнювала 47 млн км. Найзнаменитішою подією цього етапу стала поява розумної істоти — людини, тому й період називається ще антропогенним. На сучасному етапі внаслідок своєї господарської діяльності людство все більш активно впливає на розвиток природних процесів.

Источник