Розлом земної кори

На перший погляд земна кора здається абсолютно стійкою і нерухомою. В дійсності земна кора постійно переміщається, але більша частина змін відбувається повільно і не сприймається органами почуттів людини. Деякі наслідки зсуву земної кори носять руйнівний характер, наприклад, землетруси, виверження вулканів.

Причинами тектонічних рухів земної кори є переміщення речовини мантії, яке обумовлено внутрішньою енергією Землі. У прикордонному шарі між літосферою і мантією температура складає більше 1500 ° C. Сильно нагріті породи знаходяться під тиском вищерозміщених шарів літосфери, що викликає появу ефекту «парового казана» і провокує переміщення земної кори. Розрізняють такі види рухів земної кори: коливальні, розривні, складкоутворюючі.

Розривні рухи земної кори відбуваються, якщо гірські породи не мають достатню міцність, щоб витримати вплив внутрішніх сил Землі. У цьому випадку в земній корі з’являються розлами (тріщини) із вертикальним зсувом гірських порід. Ті ділянки, які опустилися, називають грабенами, що піднялися — горстами. Їх чергування обумовлює появу брилових (відроджених) гірських систем, наприклад, Саянські, Алтай, Аппалачі, ін. Відмінності брилових гір від складчастих маються в зовнішньому вигляді і внутрішній будові. Для таких гір характерні стрімкі схили і широкі, плоскі долини. Пласти гірських порід зміщуються одна відносно одної. Деякі грабени в таких гірських масивах можуть заповнюватися водою з утворенням глибоких гірських озер (Байкал, Таньганьіка, ін.).

Источник: http://geografya.ru/lytosfera/vnutryshnya_budova_zemly/ruhi_zemno_kori.html

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.

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.

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.

Глибинні розломи та тектонічні розриви і їх роль у будові та розвитку земної кори

Особливе місце в будові геологічних структур літосфери займають тектонічні порушення, загальною ознакою яких є порушення суцільності літосфери або її окремих шарів.

Термін “глибинний розлом” запропонував А.В. Пейве в 1945 р. для регіональних розривних структур земної кори, які мають велику протяжність, значну глибину закладання і тривалий розвиток. Крім цих особливостей додано ще одну особливість — вони розділяють блоки земної кори, відмінні за своєю структурою, режимом та історією розвитку.

Протяжність глибинних розломів вимірюється сотнями і першими тисячами км. Глибинність розломів підтверджується геофізичними дослідженнями, на основі яких встановлено зміщення багатьма фізичними розломами поверхні Мохоровичича, а також розмежування блоків з різними швидкостями поздовжніх і поперечних сейсмічних хвиль в надастеносферному шарі мантії.

Тривалість розвитку глибинних розломів надзвичайно велика. Так, тривалість розвитку Талассо-Ферганського розлому охоплює час не менше 600 млн.років, починаючи від пізнього докембрію і закінчуючи кайнозоєм. Він досить добре виражений у сучасному рельєфі.

Глибинні розломи утворюють пояси (зони) шириною від декількох до десятків км. На поверхні і у верхній частинах земної кори вони представлені надзвичайно різноманітно. Найбільш часто в зонах розломів скупчуються великі поздовжні розриви і невеликі зміщення.

З глибинними розломами пов’язанні різні форми магматизму. Це особливо яскраво проявляється в лінійному розташуванні сучасних вулканів Камчатки та Анд в Південній Америці.

Виділення глибинних розломів проводиться за сукупністю ознак, головними із яких є геофізичні, сейсмологічні, геоморфологічні, структурні, седиментаційні, геохімічні, магматичні і гідротермальні ознаки.

Геофізичні ознаки поділяються на магнітометричні, гравіметричні та сейсмометричні.

Магнітометричні критерії обумовлені послабленням магнітних властивостей гірських порід в зонах розломів внаслідок механічних напруг; заповненням систем тріщин більш магнітними породами порівняно із вміщуючим середовищем, зворотнім намагнічуванням порід та ін. Магнітометричні ознаки проявляються згущенням ізоліній магнітного поля, наявністю витягнутих магнітних аномалій, зміщенням осі аномалії по її простяганню, різкою зміною характеру магнітного поля, характерними згинами ізоліній магнітного поля.

Гравіметричні критерії пов’язують з різними фізичними властивостями порід в зоні розломів і вміщуючим середовищем, з різновидністю окремих блоків літосфери, розділених розломом. Вони проявляються лінійними зонами інтенсивного градієнту сили тяжіння тощо.

Сейсмометричні критерії найбільш надійні та однозначні. За їх допомогою вдається не тільки виділити глибинні розломи, але визначити їх структурну належність, амплітуду вертикального зміщення, нахил площини скидання та ін.

Переважно при виділенні розломів використовують геофізичні ознаки в комплексі. Одним із найбільших геофізичних критеріїв глибинних розломів є співпадіння гравітаційних і магнітних смугових аномалій. В меншій мірі при виділенні розломів використовують електрометричні ознаки, із яких найбільш розповсюдженим є електромагнітний метод.

Сейсмологічні ознаки визначаються лінійним розповсюдженням джерел землетрусів, які пов’язані з підошвою кори, границями розділу всередині кори або в підкоровій області. В зонах розломів часто проходить помітне затухання енергії землетрусів. При відповідній інтерпретації сейсмологічні дані дають можливість визначити положення площин розриву і величину підняття по розлому.

Геоморфологічні ознаки глибинних розломів є найбільш поверхневими і найбільш доступними для вивчення. Особливо широко їх стали використовувати при дешифруванні аеро- і космознімків. Геоморфологічні ознаки переважно мають ті розломи, які проявились у неоген-четвертинний період і знаходять проявлення на місцевості.

Найбільш виразно в рельєфі місцевості глибинні розломи проявляються прямолінійним зчленуванням крутих схилів високих хребтів і плоских акумулятивних рівнин біля їх підніжжя;протяжними флексуроподібними уступами в рельєфі і перегинами поверхні; орогідрофізичними елементами ландшафту (прямолінійними долинами рік, ланцюговим розташуванням озер і т. д.)

Структурні ознаки проявляються у згущенні в зоні розлому окремих розривних порушень, у різкому збільшенні тріщинуватості порід. Якщо розлом проникає до земної поверхні, то згущення розривів картується геологічним зніманням. Якщо розлом не виходить на денну поверхню, то його наявність фіксується по тріщинуватості керну. В зонах розломів проходить суттєве зростання складчастості, розриваються вузькі, сильно стиснуті. лінійні складки. Різко підвищується ступінь сланцюватості порід і кліважу.

На структурних картах розломи фіксуються різким перепадом висот, згущенням стратоізогіпс, серіями дрібних розривів. Характерною формою проявлення великих розломів по верхніх горизонтах осадового чохла є флексурно-розривні зони, які являють собою регіональні односторонні згини пластів.

Седиментаційні ознаки проявляються у зміні товщини осадів в зоні розлому і зміні літо-фаціальних комплексів. Наявність таких змін вказує на активне проявлення розлому у відповідний період. Зменшення контрастності в розподілі товщин і літо-фаціальних комплексів вказує на послаблення активності розлому.

Важливою седиментаційною ознакою глибинних розломів є знаходження в них бар’єрних рифів, які знаходять тут сприятливі умови для свого розвитку. Такий взаємозв’язок підтверджено прикладами по палеозойських рифах Уралу, юрських відкладах Кавказу, сучасних рифах Червоного моря і західного узбережжя Австралії.

Геохімічні ознаки пов’язані перш за все з явищами дегазації мантії Землі. Гази глибинного походження. перш за все гелій проникає через літосферу на денну поверхню. Провідними каналами служать розломи. тоді як непорушені блоки літосфери екранують газовий потік. В зв’язку з цим над розломами фіксуються великі концентрації гелію, що вказує на існування зони подрібнення земної кори.

Магматичні ознаки безпосередньо вказують на існування глибинних розломів. Це обумовлюється вторгненням підкореневої магми в тріщинувату зону літосфери. Найбільш достовірними показниками глибинності розлому є пояси ультраосновних інтрузій. Тільки інтрузії основних порід достовірно свідчать про проникнення коренів розлому в мантію. Гранітні інтрузії також можуть зароджуватися при глибинних розломах, але кисла магма може зароджуватись також в гранітно-гнейсовому шарі кори. До глибинних розломів часто належать проявлення вулканізму.

Гідротермальні ознаки проявляються з присутністю термальних і мінеральних джерел до зон розломів. Класичним прикладом зв’язку джерел розвантаження підземних вод з глибинними розломами може служити “головна термальна лінія Копетдагу”, яка розділяє альпійську гірськоскладчасту систему Копетдагу з епігерцинською Туранською плитою.

Циркуляція термальних і мінеральних вод по зонах розломів приводить до підвищення гідротермальної зміни гірських порід, утворюючи в них вторинне окварцування. Вилив підземних вод на поверхню приводить до підвищення температур, створюючи термоаномалії, які можуть групуватися між собою, утворюючи геотермічні поля або смугові аномалії.

Вивчення розломів за допомогою перерахованих ознак дозволяє не тільки встановити наявність розлому, але й охарактеризувати його сучасну будову та історію геологічного розвитку.

Тектонічні розриви — це конкретні порушення суцільності шарів літосфери. Вони можуть зміщувати шари по розриву або залишати їх в первинному стані.

До зміщуючих розривів відносяться скиди, підкиди, насуви, зсуви, а до незміщуючих — тріщинуватість і кліваж. Детальне їх вивчення проводиться в структурній геології.

Скиди — це розрив із вертикальним або нахиленим зміщувачем, по якому крило скиду опущене. Виникнення скидів пов’язують з посиленням розтягання, яке може виникнути в склепінних частинах структури. Парні скиди, зміщувачі яких падають на зустріч один одному, утворюють грабени.

Підкиди — розриви з крутопадаючим зміщувачем, по якому висяче крило піднято відносно лежачого. При похилому заляганні зміщувача розрив відносять до насуву. Переважно за найменший кут падіння зміщувача приймають 45 0. Підкиди виникають в умовах тангенціального стиснення, яке переважно проявляється при складчастості. Парні підкиди, зміщувачі яких падають назустріч один одному утворюють горст.

Насуви відрізняються від підкидів більш пологим нахилом зміщувача. Виникнення насувів проходить в умовах інтенсивного стиснення з пластичним перерозподілом матеріалу. При насувах більш давні ядра антикліналей насуваються на більш молоді шари антикліналей. У випадку насування великих гірськоскладчастих структур утворюються регіональні насуви.

Пологі насуви з великою горизонтальною амплітудою одержали назву тектонічних покривів або шар’яжів. Переміщені комплекси порід називають в таких випадках алохтонами. а залишені на місці початкового залягання-автохтонами.

Зсуви -розрив з вертикальним або нахиленим зміщувачем, по простяганню якого крила зміщені одне відносно другого. Утворення зсувів проходить в умовах інтенсивного тангенціального стиснення. Тому зсуви дуже часто зустрічаються з насувами і підкидами.

Загальна тріщинуватість своїм походженням зобов’язана ущільненню порід, їх обезводненню, зменшенню об’ємів магматичних порід при їх застиганні та кристалізації. Однак тріщинуватість має певну залежність від тектонічної структури та характеру тектонічних напруг в земній корі.

Кліваж (англ. — розколювати) — це розколювання порід на пластини і призми по розгалуженій системі тріщин, які розсікають суцільність порід або погоджуються з ними. Система тріщин кліважу переважно виникає під дією тиску стиснення і орієнтована перпендикулярно до напрямку стиснення. Кліваж характерний тільки для складчастих структур і спостерігається в складчастих зонах геосинклінального походження.

Источник: http://helpiks.org/5-76520.html

Історія розвитку земної кори

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.

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.

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.

Источник: http://pidruchniki.com/15660212/geografiya/istoriya_rozvitku_zemnoyi_kori

Рухи земної кори

Коливальні рухи дуже повільні і невідчутні для людства. В результаті таких рухів кора зміщується у вертикальній площині — на одних ділянках піднімається, на інших — опускається. Протікання таких процесів можна визначити за допомогою спеціальних пристроїв. Так, було виявлено, що Придніпровська височина щорічно піднімається на 9,5 мм, а північно-східна область Східноєвропейської рівнини опускається на 12 мм в рік. Вертикальні коливальні рухи земної кори виступають провокуючим чинником наступу морів на сушу. Якщо земна кора опускається нижче рівня моря, то спостерігається трансгресія (наступ моря), якщо піднімається вище — регресія (відступ моря). У наш час в Європі регресія відбувається на Скандинавському півострові, в Ісландії. Трансгресія спостерігається в Голландії, на півночі Італії, на півдні Великобританії, на території Причорноморської низовини. Характерна риса опускання суші — формування морських заток в гирлах річок (лиманів). При піднятті земної кори морське дно перетворюється на сушу. Так відбулося утворення первинних морських рівнин: Туранської, Західно-Сибірської, Амазонської, тощо.

Складкоутворюючі рухи земної кори відбуваються, коли пласти гірських порід пластичні, і внутрішні сили Землі сприяють зминанню їх в складки в результаті зустрічних переміщень гірських порід в горизонтальній площині. Якщо напрям сили стискання вертикальний, то породи можуть зміщуватися, якщо горизонтальний — то формуються складки. Форма і розміри складок різні. Складки в земній корі утворюються на великій глибині, пізніше вони можуть бути підняті на поверхню під впливом внутрішніх сил. Так з’явилися складчасті гори: Альпи, Кавказькі, Гімалаї, Анди. У таких гірських системах складки чітко помітні в тих місцях, де вони виходять на земну поверхню.

ОСОБЛИВОСТІ ГЕОТЕКТОНІЧНОЇ БУДОВИ ЗЕМНОЇ КОРИ ТА ЛІТОСФЕРИ.

План:

1. Основні структурні елементи земної кори і літосфери.

2. Структури ложа Світового океану.

3. Геосинкліналі.

4. Континентальні платформи.

5. Характерні особливості глибинних розломів і кільцевих

структур.

6. Поняття про тектонічні цикли та епохи складчастості й

горотворення.

7. Основні погляди на еволюцію земної кори й літосфери.

«Основні структурні елементи земної кори і літосфери »

Основними структурними елементами земної кори та літосфери є континенти й океанічні западини. Межею між ними є підніжжя конт инентального схилу (та його частина де на дні океанів виклинюється континентальна кора). Інколи нею можуть бути глибинні розломи – зона Беньофа (Західна частина Тихого океану).

Континенти й океанічні западини прийнято вважати тектонічними структурами ПЕРШОГО РАНГУ (порядку), оскільки вони є глибинними (охоплюють не лише земну кору, але й верхню мантію). Розмежовують їх глибинні розломи. Відповідно до розміру, в межах континентів і океанів виділяються також дрібніші структури – другого, третього та вищих рангів.

Крім поділу за структурним принципом, є поділ літосфери й за геологічним принципом на окремі плити, які називаються літосферними. Підставою для виділення літосферних плит та їх меж є розподіл розмежування землетрусів. Нині в структурі Землі виділяють 7 основних (великих) плит. Північноамериканську, Південноамериканську, Євразійську, Африканську, Індійсько-Австралійську, Антарктичну і Тихоокеанську. Крім цих плит існує ще й 14 малих. 1) Аравійська, 2) Філіппінська, 3) Кокосова, 4) Карибська, 5) Наска, 6) Південно-Сандвічева, 7) Індокитайська, 8) Егейська, 9) Анатолійська, 10) Хуан-де-Фука (Тихоокеанське узбережжя Північної Америки ), 11) Рівера (Тихоокеанське узбережжя Центральної Америки ), 12) Китайська, 13) Охотське, 14) Іранська.

Всі великі плити, за винятком Тихоокеанської, охоплюють як континентальні, так і океанічні ділянки. Літосферні плити. розташовуючись на пластичній поверхні астеносфери, постійно перебувають у русі. ніби «плавають» з різною швидкістю. При цьому відбувається: 1) розсування плит у рифтових зонах серединно-океанічних хребтів, 2) зближення на периферії океанів, 3) зсув вздовж розломів у серединно-океанічних хребтах.

Більша частина плит у межах континентів і океанів відповідає стійким блокам кори і літосфери – ПЛАТФОРМАМ (континентальним і океанічним). Океанічні платформи (малорухомі асейсмічні області ложа океану) частіше називають океанічними плитами, або ТАЛАСОКРАТОНАМИ (гр. «море і сила»). Платформи характеризуються переважно плоским, вирівняним рельєфом, витриманою потужністю та одноманітною будовою земної кори і літосфери.

Крім платформ, на планеті існує 3 типи рухомих поясів. серединно-океанічні, геосинклінальні та орогенні (гірські).

1) СЕРЕДИННО-ОКЕАНІЧНІ рухомі пояси приурочені до рифтових зон і є фактичними межами між літосферними плитами. В рельєфі вони виражені хребтами.

2) ГЕОСИНКЛІНАЛЬНІ рухомі пояси розташовуються у перехідних зонах між океанами й материками (окраїнноконтинентальні ) та між континентальними плитами (міжконтинентальні – Середземноморський (між Африканською та Євразійською))

3) ОРОГЕННІ рухомі пояси, в залежності від місця виникнення, бувають епігеосинклінальні (гр. «епі» — після) – утворилися на місці геосинкліналей (найбільш яскравим прикладом епігеосинлянального поясу є Гімалайський, що розташовується між Євразійською та Індо-Австралійською плитами) і епіплатформні – на місці платформ.

Таким чином, розглянуті вище. 1) серединно-океанічні хребти, 2) океанічні плити (платформи), 3) континентальні платформи, 4) епіплатформні орогенні пояси, 5) епігеосинклінальні орогенні пояси та 6) геосинклінальні рухому пояси є, по відношення до континентів і океанів, структурними елементами ДРУГОГО РАНГУ (порядку).

«Структури ложа Світового океану »

В будові ложа Світового океану виділяються 2 головні елементи: СЕРЕДИННО-ОКЕАНІЧНІ рухомі пояси (виражені хребтами) і ОКЕАНІЧНІ ПЛИТИ (платформи).

Серединно-океанічні хребти займають близько 1/3 площі океанічного дна, простягаються більш як на 60 000 км. мають ширину від 500 до 2 000 км і висоту над абісальними рівнинами до 3-4 км. Осьові зони хребтів виражені рифтами (англ. «rift» — розрив, розлом), які являють собою вузькі (25-50 км) долини з крутими бортами і характеризуються підвищеною тектонічною активністю.

Поперечно хребти перетинають трансформні та магістральні розломи.

Трансформні (лат. «transformo» — перетворені) – по них відбуваються горизонтальні зміщення осьових рифтів хребтів іноді на сотні кілметрів.

Магістральні (лат. «magistralis» — головні) – перетинають не лише хребти, а й суміжні плити та продовжуються у межах континентів. У місцях їх перетину з серединно-океанічними хребтами часто утворюються вулканічні споруди, які виступають над поверхнею океану (Ісландія, о. Пасхи, Азорські о-ви, о. Св. Єлени, о. Вознесіння, о-ви Трістан-да-Кун’я).

Океанічні плити займають основну територію океанічного ложа і морфологічно виражені абісальними (гр. «безодня» — понад 2000м) рівнинами, ускладненими окремими улоговинами та підняттями. Вони простягаються від підніжжя материкового схилу до серединно-океанічних хребтів.

В межах океанічних плит виділяються :

1) гайоти – плоско вершинні підняття;

2) лінійні вулканічні архіпелаги – Гавайські о-ви. Канарські о-ви та ін.;

3) ізометричні овальні підняття – Бермудські о-ви, о-ви Крозе, о-ви Зеленого Мису та інші споруди вулканічного походження;

4) мікроконтиненти – підводні плато, або острови з континентальною земною корою (Фолклендські о-ви, Сейшельські о-ви, Нова Зеландія та ін.).

Крім серединно-океанічних хребтів і океанічних плит в структурі Світового океану виділяються ПІДВОДНІ ОКРАЇНИ МАТЕРИКІВ. які займають близько 25% його загальної площі. За будовою та історією розвитку підводні окраїни поділяються на два типи. пасивні й активні .

Пасивні (асейсмічні) характерні для більшої частини Атлантичного, Індійського та Північного Льодовитого океанів. В їх поперечному профілі розрізняють три головні морфологічні елементи. 1) плоский шельф (до глибини 200-500 м); 2) крутий континентальний схил (до глибини 2.5-3.5 км); 3) пологе континентальне підніжжя (до глибини 4.0-4.5 км). Товщина континентальної земної кори поступово зменшується від шельфу (понад 30 км) до континентального підніжжя (15-20 км).

Різновидом пасивних окраїн є трансформні – позначаються трансформними розломами, що заходять у їх межі і мають вузький шельф, крутий континентальний схил (співпадає з розломом) та слабко виражене підніжжя.

Активні підводні окраїни характерні для Тихого океану і окремих ділянок Атлантичного (Карибське море, Південно-Оркнейські о-ви) та Індійського (Бангладеш, Малакка, Ява) океанів. Вони складаються з окраїнних морів. які мають океанічну або субокеанічну земну кору (Охотське, Японське, Східнокитайське), острівних дуг з континентальною і субконтинентальною земною корою і глибоководних жолобів .

Різновидом активних окраїн є їх Андський тип. Для нього характерний безпосередній контакт глибоководних жолобів (Чилійського, Перуанського) з континентами.

«Геосинкліналі»

Геосинкліналі – це витягнуті ділянки земної кори, що характеризуються тривалими й інтенсивними підняттями та опусканнями, процесами горотворення і вулканізму.

Найвищою таксономічною одиницею в класифікації геосинклінальних структур є рухомі геосинклінальні пояси. Це пояси глобального масштабу. Вони виникають на межах літосферних плит – океанічної й континентальної або двох континентальних, переважно, на корі океанічного типу. Час виникнення геосинклінальних поясів на Землі датується пізнім протерозоєм – 1350-1000 млн. років тому.

Тривалий час вони є місцями концентрації інтенсивної вулканічної діяльності та активного нагромадження осадів. В процесі свого розвитку геосинклінальні пояси перетворюються на складчасті гірські споруди з потужною корою континентального типу. Їх довжина досягає десятків тисяч кілометрів, а ширина – до 2-3 тисяч кілометрів.

Зараз на планеті є 2 основні типи геосинклінальних поясів. які активно розвиваються: окраїнно-континентальний та міжконтинентальний.

1) Окраїнно-континентальний — характерний для західної частини Тихого океану (Західно-Тихоокеанський пояс), де має місце система окраїнних морів, острівних дуг та глибоководних жолобів. Є думки, що скоріше за все раніше (у палеозої та мезозої) подібну будову мала і східна частина Тихого океану.

2) Міжконтинентальний – типовим прикладом такого поясу є Середземноморський. Він обмежується з півночі Східно-Європейською і Китайсько-Корейською платформами, а з півдня – Африкано-Аравійською та Індостанською.

Поряд з названими, на нашій планеті є ще 3 геосинклінальні пояси (Північно-Атлантичний. Урало-Монгольський та Арктичний ), які завершили свій розвиток наприкінці палеозою — на початку мезозою. Всі п’ять зазначених поясів прийнято називати «великими» .

Крім великих поясів, на Землі мають місце і 2 «малі »Внутрішньоафриканський і Бразильський. Вони відрізняються від великих поясів не тільки розмірами, а й історією розвитку – еволюція їх тривала лише на протязі протерозою.

Більш дрібними складовими геосинклінальних поясів є геосинклінальні області. Вони мають довжину понад 1000 км, розділяються зонами поперечних розломів та відрізняються особливостями будови й розвитку. Так, Урало-Монгольський пояс включає наступні області: Уральську, Тянь-Шанську, Центрально-Казахстанську, Алтає-Саянську і Монголо-Охотську.

В межах областей виділяються геосинклінальні системи – лінійні структури довжиною понад 1000 км і часто (Урал, Аппалачі) до 3000 км, а шириною від 200 до 500-600 км, інколи й більше. Геосинклінальні системи можуть розташовуватись між платформою і серединним масивом або між двома серединними масивами чи займати весь простір між двома платформами (у цьому випадку поняття область і система збігається ; наприклад, Урал, Кордильєри).

Слід також відзначити, що геосинклінальні системи в межах області можуть мати як однаковий. так і різний час формування. Так, у межах Альпійсько-Гімалайської області розташовані системи Карпат, Альп, Великого Кавказу та ін. які сформувалися приблизно в один час (у кайнозої), а в межах Алтає-Саянської області виділяються геосинклінальні системи, еволюція яких завершилася в різні часи: Західний Саян сформувався у ранньому палеозої, Східний Саян – у пізньому протерозої.

В межах геосинклінальних систем виділяються дрібніші елементи: міогеосинкліналі та евгеосинкліналі :

міогеосинкліналі («несправжні геосинкліналі») – це зовнішні зони, які прилягають до платформ. Вони закладаються на корі континентального типу і характеризуються нагромадженням уламкових та карбонатних товщ;

евгеосинкліналі («справжні геосинкліналі») – внутрішні зони, розміщені з боку океанів.

Структурами такого ж рангу, як і геосинклінальні системи є серединні масиви. Це, переважно, уламки тієї платформи, за рахунок дроблення якої виникла дана геосинклінальна область. Фундамент серединних масивів має ранньодокембрійський вік. Їх форма переважно кутасто-ізометрична, а ширина становить від кількох сотень до понад 1000 км. Серединні масиви (Індосинійський, Богемський) є аналогами мікроконтинентів, які відомі в сучасних океанах.

Етапи розвитку геосинклінальних поясів :

Геосинклінальні пояси, області і системи проходять 2 основні етапи розвитку: геосинклінальний і ерогенний .

ГЕОСИНКЛІНАЛЬНИЙ (власнегеосинклінальний) етап охоплює 3 стадії:

1.- догеосинклінальна – формуються вулканічні дуги (Японські Алеутські о-ви), утворюються обмежені ділянки кори океанічного типу, яка посідає міжконтинентальне або окраїнно-континентальне положення;

2.- ранньогеосинклінальна – відбувається стискання геосинклінальної системи по периферії, а з часом і загальне стискання;

3.- пізньогеосинклінальна – відбувається ускладнення внутрішньої структури геосинклінального поясу (області, системи) шляхом перешарування порід, занурення однієї літосферної плити під іншу, заповнення окраїнних морів осадами, формування флішу, інтрузії та ін..

ОРОГЕННИЙ етап розвитку геосинкліналей включає 2 стадії:

1.- ранньоорогенну – переважає низовинна територія з континентальною корою, для якої характерні невисокі темпи піднять і слабка розчленованість;

2.- пізньоорогенну – швидкий ріст гірських систем внаслідок складчасто-насувних деформацій, сильний вулканізм, магматизм гранітного типу і регіональний метаморфізм.

Орогенний етап завершує геосинклінальний розвиток території, на місці геосинкліналі виникає складчаста гірська країна з земною корою континентального типу. Орогенні пояси, які виникли на місці геосинкліналей, називають епігеосинклінальними (гр. — після) ерогенними поясами .

Після завершення ерогенного етапу настає період згладжування гірського рельєфу.

«Континентальні платформи »

Платформи (фр. – плоска і форма) – великі, відносно стабільні ділянки земної кори, які мають двоярусну будову. Їх нижній ярус (фундамент ) складається з давніх кристалічних порід (базальтів, гранітів та ін.), а верхній – осадовий чохол – являє собою нагромадження вулканічних та осадових (пісків, глин, мергелів, пісковиків та ін.) порід різної потужності.

Платформи поділяються за віком фундаменту на давні та молоді .

ДАВНІ платформи мають фундамент, що сформувався в архей-протерозойський час. Вони займають майже 40% площі сучасних материків. Таких платформ на Землі 11. 1) Північно-Американська, 2) Південно-Американська, 3) Східно-Європейська, 4) Сибірська, 5) Африкано-Аравійська, 6) Індостанська, 7) Австралійська, 8) Антарктична, 9) Китайсько-Корейська, 10) Таримська та 11) Південно-Китайська.

В межах давніх платформ виділяється ряд структурних елементів, найбільшими серед яких є щити і плити .

Щити – ділянки платформи, де фундамент виступає на поверхню (Балтійський, Український, Алданський, Канадський та ін.).

Плити – ділянки платформ, де фундамент перекритий осадовими відкладами (чохлом) (наприклад, Руська, Волино-Подільська плита та ін.). Слід відзначити, що раніше терміном «плита» називали молоді платформи.

У межах плит виділяються структурні елементи меншого розміру: антеклізи, синеклізи та авлакогени.

Антеклізи (Воронезька, Смоленсько-Московська, Білоруська та ін.) – великі пологі підняття, в межах яких потужність осадового покриву відносно незначна, а в окремих випадках фундамент виступає на поверхню у вигляді невеликих кристалічних масивів.

Синеклізи (Українська, Московська) – ділянки з опущеним (понад 3000 м) заляганням фундаменту, який перекритий потужним осадовим чохлом.

В основі синекліз, дані буріння дозволяють виявити поховані структури — Авлакогени. Вони являють собою великі лінійно витягнуті грабеноподібні западини у фундаменті платформ, відокремлені від сусідніх територій розломами. Потужність осадів в межах авлакогенів може досягати 17 км (ДДЗ). Авлакогени в сучасному рельєфі майже невиражені і є похованими структурами.

МОЛОДІ платформи сформувалися на пізньопротерозойському, палеозойському і, навіть, мезозойському фундаменті. За віком фундаменту вони бувають епібайкальські (займають проміжне становище між молодими та давніми платформами), епікаледонські, епігерцинські та епімезозойські. Фундамент таких платформ менш кристалічний, ніж у давніх, породи його менш метаморфізовані, містять менше гранітів і відрізняються від осадового чохла переважно інтенсивною дислокованістю. Такими платформами є: Скіфська, Західносибірська, Катазіатська, Туранська, Патагонська. Західно-Європейська, Патагонська, Приатлантична, Примексиканська.

Слід відзначити також, що на платформах є ділянки активізації. на яких відбувались орогенні процеси. Такий орогенез одержав назву епіплатформенного («епі» гр. — над). При епіплатформенному орогенезі, завдяки різноспрямованим тектонічним рухам, гірський рельєф створюється за короткий геологічний час. Найчастіше формуються брилові (рідше – складчасто-брилові) гори – Тянь-Шань, Алтай, Саяни, Судети, Аппалачі, Гарц та ін.

Часто з епіплатформенним орогенезом пов’язане виникнення континентальних рифтів (розломів). Це великі структури, в межах яких відбувається розтягування континентальної земної кори, що супроводжується вулканічною та сейсмічною діяльністю. Вони, як правило, лінійно витягнуті і мають велику довжину (сотні й тисячі км). Континентальні рифти за шириною бувають: 1) вузькі5-20 км (Мертве море); 2) середньої ширини (їх більшість) – 30-70 км (Байкал) і 3) широкі200-400 км (Червоне море).

В сучасному рельєфі рифти являють собою чітко виражені тектонічні зниження, оточені крайовими хребтами, а найбільші з них приурочені до осьових частин великих склепінчастих піднять (Схіноафриканський з рифтом Червоного моря, Байкальський, Верхньорейнський).

Утворення рифтів майже завжди супроводжується магматичною діяльністю і відбувається протягом 3-х стадій :

1) земна кора починає розтягуватись (не більше кількох сотень метрів), що призводить до виникнення неглибоких западин;

2) відбувається зародження та ускладнення осьової зони рифта, розтяг досягає 30-40 км, а кора тоншає в 1.5 рази;

3) розтяг досягає 80-100 км, кора тоншає у 2-3 рази, глибина рифта становить 4-5 км, утворюються розриви й тріщини через які на поверхню виходить магма.

На останній стадії розвитку континентальних рифтів континентальна земна кора перетворюється на океанічну.

«Характерні особливості глибинних розломів і кільцевих структур »

Глибинні розломи (термін введено у 1945 році академіком А.В. Пейве) є зонами рухомого зчленування великих блоків земної кори і верхньої мантії. Вони формуються протягом тривалого часу, мають довжиною сотні й тисячі км, а ширину – десятки км

До розломів приурочені інтенсивні тектонічні. магматичні та метаморфічні процеси.

Засновником вчення про глибинні розломи вважають американського геолога У.Хоббса, який ще у 1911 році висунув ідею про існування ЛІНЕАМЕНТІВ (прямолінійних структурних поясів). На його думку, саме розломи визначають обриси континентів, гірських складчастих систем, багатьох тектонічних структур. Розломи є дуже давніми (Уральський, Таласо-Ферганський). До них часто приурочуються долини гірських річок (Таласо-Ферганський, Камчатський, Ріонський та ін.) і вулканічні споруди (Камчатка).

Источник: http://helpiks.org/4-104939.html

Земна кора

Земна кора, або геосфера є зовнішньою твердою оболонкою Землі. Під корою розташована мантія, що відрізняється від неї за складом і фізичними властивостями. Структура мантії більш щільна, тому що містить, здебільшого, тугоплавкі компоненти. Розмежовує мантію з корою поверхня Мохоровичича, або Мохо, на якій швидкість сейсмічних хвиль різко підвищується. Велика частина кори зовні покрита гідросферою, менша межує з атмосферним повітрям. У відповідності з цим, розрізняють земну кору океанічного і материкового типів, що мають різну будову. Загальна маса земної кори, за оцінками вчених, складає всього 0,5% від загальної маси планети.

Будова та склад

У складі океанічної кори переважає базальтовий шар. За теорією тектоніки плит, кора цього типу формується постійно в серединно-океанічних хребтах, потім відходить від них і поглинається в мантію в областях субдукції. Тому океанічна кора вважається відносно молодою. У різних географічних зонах товщина океанічної земної кори варіює від 5 до 7 км. Вона складається з базальтового та осадового шарів. Товщина її практично не змінюється з плином часу тому, що залежить від кількості розплаву, що виділився з мантії в областях серединно-океанічних хребтів. Також частково товщина океанічної земної кори визначається товщиною осадового шару на дні океанів і морів. Товщина земної кори збільшується в міру віддалення від ділянок серединно-океанічних хребтів.

Для материкової (континентальної) кори характерна тришарова будова. Верхній шар являє собою покрив осадових порід, місцями переривчастий. Цей покрив добре розвинений, однак рідко досягає великої потужності. Середній гранітний шар континентальної кори становить більшу частину всієї кори. Він складається з гнейсів і граніту, має низьку щільність і древню історію утворення. Велика частка маси цих порід сформувалася близько 3 млрд. років тому. Нижній базальтовий шар складається з метаморфічних порід — гранулітів і схожих речовин. Середня потужність континентальної кори становить близько 35 км, максимальна під гірськими хребтами — 70-75 км. До складу кори даного виду входить безліч хімічних елементів та їх сполук. Приблизно половина маси доводиться на кисень, чверть — на кремній, інша частка — на Al, Fe, Ca, Na, K, Mg, H, Ti, C, Cl, P, S, N, Mn, F, Ba.

У перехідній зоні від материка до океану утворилася кора перехідного (проміжного) типу (субокеанічна або субконтінентальна). Перехідна кора характеризується складним поєднанням ознак земної кори двох вищеописаних типів. Кора проміжного типу відповідає таким областям, як шельф, острівні дуги, океанічні хребти.

У переважній більшості областей земна кора перебуває в стані відносної ізостатичної рівноваги. Порушення ізостатичної компенсації спостерігається на вулканічних островах, океанічних западинах, острівних дугах. Тут земна кора постійно піддається тектонічним рухам. Великі розломи земної кори можна розглядати як результат зсуву тектонічних плит в областях їх стиків. У будові кори розрізняють порівняно спокійні області (платформи) і рухомі (складчасті пояса).

Источник: http://geografya.ru/lytosfera/vnutryshnya_budova_zemly/zemna-kora/

Еще по теме:

  • Псориаз и железная дорога Международные кассы Тел. (+375 17) 225 44 77 тел. 105 ( для абонентов РУП «Белтелеком», УП «Велком», СООО «МТС») (круглосуточно) Тел. (+375 222) 39 23 22, время работы с 07.45 до 19.00, перерыв с 13.00 до 14.00 Тел. (+375 222) 39 37 05, факс 39 37 05, время работы в рабочие дни с 09.15 до 17.30, перерыв с 14.00 до 15.00 Тел. (+375 222) […]
  • Мазь герпферон от герпеса Состав Вспомогательные компоненты: макрогол 1500, метилпарагидроксибензоат, макрогол 400. Форма выпуска Белая мазь для наружного применения со слабым характерным запахом. 5, 10 или 30 грамм в алюминиевой тубе — одна туба в пачке из бумаги. Фармакологическое действие Иммуномодулирующее, местноанестезирующее, противовирусное, […]
  • Сколько активен герпес С чего все начинается? Процесс заражения протекает незаметно, нет таких признаков, как температура или общее недомогание. Процесс заражения герпесом протекает незаметно, нет таких признаков, как температура или общее недомогание. Причины возникновения заболевания Тяжелые обострения инфекции в первую очередь наступают при простудных […]
  • Сангвиритрин при розовом лишае ??????? ???????? ?????. ??????? ????? - ??? ???????? ??????????? ????, ??????????? ?????? ? ??????, ??????????????? ? ??????. ????? ??? ??????? ??????? ??? ???????? ?????, ?????? ??????? ???? ??????????. ????????????? ????? ??????????? ?? ???? ??????? ???????. ?? ???????? - ???????, ?????????? ??????????? ? ??????????? ???????. ????? […]
  • Сироп солодки при герпесе Корень Солодки! Пробуем! Пишем отзывы! « Ответ #5 : 16 Сентябрь 2011, 08:15:32 » Спасибо за статью! Продается в аптеке.Я там покупал.Пью по инструкции.1 ст. ложка 200 грамм кипятка настоять 30 мин. потом пить по 2 ст. ложки за 30 мин. до еды 3 раза в день.Я делаю 4-ре небольших глотка. Пришел сегодня с Америки l-lysine. Про […]
  • Симптомы сухой лишай Лечение сухого лишая Возбудители Спровоцировать развитие сухого лишая способны различные патогенные микроорганизмы и вирусы. Чаще всего встречаются сухие лишаи, вызванные такими возбудителями: зооантропофильными грибами, которые проникают в человеческий организм при контакте с инфицированными животными, в том числе и […]
  • Солкосерил мазь псориаз Псориаз — Лечение народными средствами – Мазь от псориаза Рассмотрим самые простые народные средства и методы лечения псориаза. Как лечить псориаз? Начнем с самых простых рецептов, которые помогут ослабить или снять на долгие годы симптомы этой болезни. Так же, как и при лечении средствами официальной медицины, при лечении […]
  • Санпин по скарлатине 3123149-13 СанПиН скарлатина Скарлатина относится к бактериальным инфекциям, которая вызывается бетта-гемолитическим стрептококком с группы А. Скарлатина считается детским заболевание, так как чаще всего в ней болеют дети. Представленное заболевание проявляется такой симптоматикой: обильная сыпь на теле; повышенная температура тела; заметная […]