Склад та будова земної кори. Несуча здатність основ

ОСНОВНІ СТРУКТУРНІ ЕЛЕМЕНТИ ЗЕМНОЇ КОРИ:Найбільш великими структурними елементами земної кори є континенти та океани.

У межах океанів і континентів виділяються менші структурні елементи, по-перше, це стабільні структури - платформи, які можна як у океанах, і на континентах. Вони характеризуються, як правило, вирівняним, спокійним рельєфом, якому відповідає таке саме положення поверхні на глибині, тільки під континентальними платформами вона знаходиться на глибинах 30-50 км, а під океанами 5-8 км, оскільки океанська кора набагато тонша за континентальну.

В океанах, як структурних елементах, виділяються серединно-океїнські рухомі пояси, представлені серединно-океанськими хребтами з рифтовими зонами в їхній осьовій частині, перетнутими трансформними розломами і зонами, що є в даний час спредінгу, тобто. розширення океанського дна та нарощування новоствореної океанської кори.

На континентах як структурних елементах вищого рангу виділяються стабільні області - платформи та епіплатформні орогенні пояси, що сформувалися в неоген-четвертинний час у стійких структурних елементах земної кори після періоду платформного розвитку. До таких поясів можна віднести сучасні гірські споруди Тянь-Шаню, Алтаю, Саян, Західного і Східного Забайкалля, Східну Африку та ін. також у неоген-четвертинний час, складають епігеосинклінальні орогенні пояси, такі, як Альпи, Карпати, Динариди, Кавказ, Копетдаг, Камчатка та ін.

Будова Земної кори континентів та океанів:Земна кора – зовнішня тверда оболонка Землі (геосфера). Нижче кори знаходиться мантія, яка відрізняється складом та фізичними властивостями – вона більш щільна, містить переважно тугоплавкі елементи. Поділяє кору і мантію кордон Мохоровичича, де відбувається різке збільшення швидкостей сейсмічних хвиль.

Маса земної кори оцінюється в 2,8 1019 тонн (з них 21% - океанічна кора і 79% - континентальна). Кора становить лише 0,473% від загальної маси Землі.

Океанічнийа кора: Океанічна кора складається головним чином базальтів. Згідно з теорією тектоніки плит, вона безперервно утворюється в серединно-океанічних хребтах, розходиться від них і поглинається в мантію в зонах субдукції (місце, де океанічна кора занурюється в мантію). Тому океанічна кора щодо молода. Океан. кора має тришарову будову (осадовий – 1 км, базальтовий – 1-3 км, магматичні породи – 3-5 км), загальна її потужність 6-7 км.

Континентальна кора:Континентальна кора має тришарову будову. Верхній шар представлений уривчастим покривом осадових порід, який розвинений широко, але рідко має велику потужність. Більшість кори складена під верхньої корою - шаром, що складається головним чином з гранітів і гнейсів, що володіє низькою щільністю і стародавньою історією. Дослідження показують, що більшість цих порід утворилися дуже давно, близько 3 мільярдів років тому. Нижче знаходиться нижня кора, що складається з метаморфічних порід - гранулитів та подібних до них. Середня потужність 35 км.

Хімічний склад Землі та земної кори. Мінерали та гірські породи: визначення, принципи та класифікація.

Хімічний склад Землі:складається в основному із заліза (32,1 %), кисню (30,1 %), кремнію (15,1 %), магнію (13,9 %), сірки (2,9 %), нікелю (1,8 %) ), кальцію (1,5%) та алюмінію (1,4%); інші елементи припадає 1,2 %. Через сегрегацію за масою внутрішній простір, ймовірно, складається із заліза (88,8 %), невеликої кількості нікелю (5,8 %), сірки (4,5 %)

Хімічний склад земної кори: земна кора трохи більше, ніж на 47% складається з кисню. Найбільш поширені породоскладові мінерали земної кори практично повністю складаються з оксидів; сумарний вміст хлору, сірки та фтору в породах зазвичай становить менше 1%. Основними оксидами є кремнезем (SiO2), глинозем (Al2O3), оксид заліза (FeO), окис кальцію (CaO), оксид магнію (MgO), оксид калію (K2O) та оксид натрію (Na2O). Кремнезем служить переважно кислотним середовищем, формує силікати; природа всіх основних вулканічних порід пов'язані з ним.

Мінерали: -природні хімічні сполуки, що виникають в результаті певних фізико-хімічних процесів. Більшість мінералів є кристалічними тілами. Кристалічна форма обумовлена ​​будовою кристалічною решіткою.

По поширеності мінерали можна розділити на породоутворюючі - складові основу більшості гірських порід, акцесорні - часто присутні в гірських породах, але рідко складають більше 5% породи, рідкісні, випадки знаходження яких поодинокі або нечисленні, і рудні, широко представлені в рудних місце.

Св-ва мінералів:твердість, морфологія кристалів, колір, блиск, прозорість, спаяність, щільність, розчинність.

Гірські породи:природна сукупність мінералів більш менш постійного мінералогічного складу, що утворює самостійне тіло в земній корі.

За походженням гірські породи поділяються на три групи: магматичні(ефузивні (застигла на глибині) та інтрузивні (вулканічний, що вилився)), осадовіі метаморфічні(гірські породи, утворені в товщі земної кори внаслідок зміни осадових та магматичних гірських порід внаслідок зміни фізико-хімічних умов). Магматичні та метаморфічні гірські породи становлять близько 90 % обсягу земної кори, проте, на сучасній поверхні материків області їх поширення порівняно невеликі. Інші 10 % припадають частку осадових порід, займають 75 % площі земної поверхні.

Найбільшими структурними елементами земної кори є континентиі океани,що характеризуються різною будовою земної кори. Отже, ці структурні елементи повинні розумітися в геологічному, вірніше навіть у геофізичному сенсі, оскільки визначити тип будови земної кори можна лише сейсмічними методами. Звідси ясно, що не весь простір, зайнятий водами океану, є геофізичним сенсом океанської структури, оскільки великі шельфові області, наприклад в 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, і ці відмінності охоплюють всю літосферу, а подекуди й тектоносферу, тобто. простежуються до глибин приблизно 700 км.

У межах океанів і континентів виділяються менші структурні елементи, по-перше, це стабільні структури - платформи,які можуть бути як у океанах, і на континентах. Вони характеризуються, як правило, вирівняним, спокійним рельєфом, якому відповідає таке саме положення поверхні на глибині, тільки під континентальними платформами вона знаходиться на глибинах 30-50 км, а під океанами 5-8 км, оскільки океанська кора набагато тонша за континентальну.

В океанах, як структурних елементах, виділяються серединно-океїнські рухомі пояси,представлені серединно-океанськими хребтами з рифтовими зонами в їхній осьовій частині, перетнутими трансформними розломамиі зонами, що є в даний час спредінгу,тобто. розширення океанського дна та нарощування новоствореної океанської кори. Отже, в океанах як структурах виділяються стійкі платформи (плити) та мобільні серединно-океанські пояси.

На континентах як структурних елементах вищого рангу виділяються стабільні галузі платформиі епіплатформні орогенні пояси,сформовані в неоген-четвертинний час у стійких структурних елементах земної кори після періоду платформного розвитку. До таких поясів можна віднести сучасні гірські споруди Тянь-Шаню, Алтаю, Саян, Західного і Східного Забайкалля, Східну Африку та ін. також у неоген-четвертинний час, складають епігеосинклінальні орогенні пояси,такі, як Альпи, Карпати, Динариди, Кавказ, Копетдаг, Камчатка та ін.

На території деяких континентів, у зоні переходу континент-океан (у геофізичному сенсі) знаходяться окраїнно-континентальні, за В.Є. Хаїна, рухомі геосинклінальні пояси,являють собою складне поєднання окраїнних морів, острівних дуг та глибоководних жолобів. Це пояси високої сучасної тектонічної активності, контрастності рухів, сейсмічності та вулканізму. У геологічному минулому функціонували і міжконтинентальні геосинклінальні пояси, наприклад, Урало-Охотський, пов'язаний із древнім палео-Азіатським океанським басейном, та ін.

Вчення про геосинкліналяхв 1973 р. відзначило своє століття з того часу, як американський геолог Д. Дена ввів це поняття в геологію, а ще раніше, в 1857 р., також американець Дж. Холл сформулював загалом цю концепцію, показавши, що гірничо-складчасті структури виникли дома прогинів, раніше виконуваних різноманітними морськими відкладеннями. З огляду на те, що загальна форма цих прогинів була синклінальною, а масштаби прогинів дуже великими, їх назвали геосинкліналями.

За минуле століття вчення про геосинкліналі набирало сили, розроблялося, деталізувалося і завдяки зусиллям великої армії геологів різних країн сформувалося в струнку концепцію, що представляє собою емпіричне узагальнення величезного фактичного матеріалу, але яка страждала одним істотним недоліком: воно не давало, як цілком слушно вважає В.Є. . Хаїн, геодинамічної інтерпретації конкретних закономірностей розвитку окремих геосинкліналей. Усунути цей недолік в даний час здатна концепція тектоніки літосферних плит,виникла лише 25 років тому, але швидко перетворилася на провідну геотектонічну теорію. З погляду цієї теорії геосинклінальні пояси виникають на межі взаємодії різних літосферних плит. Розглянемо основні структурні елементи земної кори докладніше.

Стародавні платформиє стійкими брилами земної кори, що сформувалися в пізньому археї або ранньому протерозої. Їхня відмінна риса - двоповерховість будови. Нижній поверх,або фундаментскладений складчастими, глибоко метаморфізованими товщами порід, прорваними гранітними інтрузивами, з широким розвитком гнейсових і гранітогнейсових куполів або овалів – специфічною формою метаморфогенної складчастості (рис. 16.1). 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. Площа давніх платформ на материках наближається до 40% і для них характерні незграбні контури з протяжними прямолінійними межами - наслідком крайових швів (глибинних розломів). Складчасті області та системи або насунуті на платформи, або межують з ними через передові прогини, на які у свою чергу насунуті складчасті орогени. Кордони стародавніх платформ різко незгодно перетинають їхні внутрішні структури, що свідчить про їх вторинний характер внаслідок розколу суперматерика Пангеї-1, що виник наприкінці раннього протерозою.

Верхній поверх платформпредставлений чохлом,або покривом, що порожньо залягають з різкою кутовою незгодою на фундаменті неметаморфізованих відкладень - морських, континентальних та вулканогенних. Поверхня між чохлом та фундаментом відображає найважливішу структурну незгоду в межах платформ. Будова платформного чохла виявляється складною і на багатьох платформах на ранніх стадіях його утворення виникають грабени, грабеноподібні прогини. авлакогени(Від грец. "Авлос" - борозна, рів; "ген" - народжений, тобто народжені ровом), як їх вперше назвав Н.С. Шатська. 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 магматизму з континентальними толеїтовими базальми. Цей нижній структурний ярус платформного чохла, що відповідає авлакогенному етапу розвитку, змінюється суцільним чохлом платформних відкладень, що найчастіше починається з вендського часу.

Серед найбільших структурних елементів платформ виділяються щити та плити. Щит -це виступ на поверхню фундаменту платформи, який протягом усього платформного етапу розвитку відчував тенденцію до підняття. Плита -частина платформи, перекрита чохлом відкладень і має тенденцію до прогинання. У межах плит розрізняються дрібніші структурні елементи. Насамперед це синеклізи - великі плоскі западини, під якими фундамент прогнутий, і антеклізи - пологі склепіння з піднятим фундаментом і відносно витонченим чохлом.

По краях платформ, там, де вони межують зі складчастими поясами, часто утворюються глибокі западини, звані перикратонними(Тобто на краю кратона, або платформи). Нерідко антеклізи та синеклізи ускладнені другорядними структурами менших розмірів: склепіннями, западинами, валами.Останні виникають над зонами глибоких розломів, крила яких зазнають різноспрямованих рухів і в чохлі платформи виражені вузькими виходами давніх відкладень чохла з-під молодших. Кути нахилу крил валів не перевищують перших градусів. Часто зустрічаються флексури -вигини шарів чохла без розриву їх суцільності та зі збереженням паралельності крил, що виникають над зонами розломів у фундаменті при переміщенні його блоків. Всі платформні структури дуже пологі і здебільшого безпосередньо виміряти нахили їхніх крил неможливо.

Склад відкладів платформного чохла різноманітний, але найчастіше переважають осадові породи – морські та континентальні, що утворюють витримані пласти та товщі на великій площі. Дуже характерні карбонатні формації, наприклад, білого письмового крейди, органогенних вапняків, типових для гумідного клімату та доломітів з сульфатними опадами, що утворюються в аридних кліматичних умовах. Широко розвинені континентальні уламкові формації, присвячені, як правило, до заснування великих комплексів, що відповідають певним етапам розвитку платформного чохла. На зміну їм нерідко приходять евапоритові або вугленосні паралічні формації та теригенні – піщані з фосфоритами, глинисто-піщані, іноді строкаті. Карбонатні формації знаменують собою зазвичай " зеніт " розвитку комплексу, а далі можна спостерігати зміну формацій у зворотній послідовності. Для багатьох платформ типові покривно-льодовикові відкладення.

Платформенний чохол у процесі формування неодноразово переживав перебудову структурного плану, присвячену рубежам великих геотектонічних циклів: байкальського, каледонського, герцинського, альпійськогота ін. Ділянки платформ, що зазнавали максимальних занурень, як правило, примикають до тієї прикордонної з платформою рухомої області або системи, яка в цей час активно розвивалася.

Для платформ характерний і специфічний магматизм, що проявляється у моменти їхньої тектономагматичної активізації. Найбільш типова трапова формація,що об'єднує вулканічні продукти - лави і туфи і інтрузиви, складені толеїтовими базальтами континентального типу з дещо підвищеним по відношенню до океанським вмістом оксиду калію, але все ж таки не перевищує 1-1,5 %. Обсяг продуктів траппової формації може досягати 1-2 млн. км 3 як, наприклад, на Сибірській платформі. Дуже важливе значення має лужно-ультраосновна (кімберлітова)формація, що містить алмази у продуктах трубок вибуху (Сибірська платформа, Південна Африка).

Крім стародавніх платформ виділяють і молоді, хоча частіше їх називають плитами, що сформувалися або на байкальському, каледонському або герцинському фундаменті, що відрізняється більшою дислокованістю чохла, меншим ступенем метаморфізму порід фундаменту та значною успадкованістю структур чохла від структур фундаменту. Прикладами таких платформ є: епібайкальська Тімано-Печорська, епігерцинська Скіфська, епіпалеозойська Західно-Сибірська та ін.

Рухомі геосинклінальні поясиє надзвичайно важливим структурним елементом земної кори, що зазвичай знаходиться в зоні переходу від континенту до океану і в процесі еволюції формує потужну континентальну кору. Сенс еволюції геосинкліналі полягає у освіті прогину в земній корі в умовах тектонічного розтягування. Цей процес супроводжується підводними вулканічними виливами, накопиченням глибоководних теригенних та крем'янистих відкладень. Потім виникають приватні підняття, структура прогину ускладнюється і за рахунок розмиву піднять, складених основними вулканітами, формуються грауваккові пісковики. Розподіл фацій стає вибагливішим, з'являються рифові будівлі, карбонатні товщі, а вулканізм більш диференційованим. Зрештою, підняття розростаються, відбувається своєрідна інверсія прогинів, впроваджуються гранітні інтрузиви і всі відкладення змінюються на складки. На місці геосинкліналі виникає гірське підняття, перед фронтом якого ростуть передові прогини, що заповнюються. моласами. -грубоуламковими продуктами руйнування гір, а в останніх розвивається наземний вулканізм, що постачає продукти середнього та кислого складу – андезити, дацити, ріоліти. Надалі гірничо-складчаста споруда розмивається, оскільки темп піднять падає, і ороген перетворюється на пенепленизированную рівнину. Такою є загальна ідея геосинклінального циклу розвитку.

Рис. 16.2. Схематичний розріз через серединно-океанський хребет (за Т. Жюто, зі спрощенням)

Успіхи у вивченні океанів привели у 60-ті роки ХХ століття до створення нової глобальної геотектонічної теорії. тектоніки літосферних плит,що дозволила на актуалістичній основі відтворити історію розвитку рухомих геосинклінальних областей та переміщення континентальних плит. Суть цієї теорії полягає у виділенні великих літосферних плит, межі яких маркуються сучасними поясами сейсмічності, та у взаємодії плит шляхом їх переміщення та обертання. В океанах відбувається нарощування, розширення океанської кори шляхом її новоутворення у рифтових зонах серединноокеанських хребтів (рис. 16. 2). Оскільки радіус Землі значно змінюється, новостворена кора повинна поглинатися і йти під континентальну, тобто. відбувається її субдукція(Занурення).

Ці райони відзначені потужною вулканічною діяльністю, сейсмічності, наявністю острівних дуг, окраїнних морів, глибоководних жолобів, як, наприклад, на східній периферії Євразії. Всі ці процеси відзначають собою активну континентальну околицю,тобто. зону взаємодії океанської та континентальної кори. Навпаки, ті ділянки континентів, які складають із частиною океанів єдину літосферну плиту, як, наприклад, по західній та східній околицях Атлантики, називаються пасивною континентальною околицеюі позбавлені всіх вище перерахованих ознак, але характеризуються потужною товщею осадових порід над континентальним схилом (рис. 16.3). Подібність вулканогенних та осадових порід ранніх стадій розвитку геосинкліналів, так званої офіолітової асоціації,з розрізом кори океанського типу дозволило припустити, що останні закладалися на океанській корі та подальший розвиток океанського басейну призводило спочатку до його розширення, а потім закриття з утворенням вулканічних острівних дуг, глибоководних жолобів та формування потужної континентальної кори. У цьому вбачають сутність геосинклінального процесу.

Таким чином, завдяки новим тектонічним ідеям, вчення про геосинкліналі знаходить ніби "друге дихання", що дозволяє реконструювати геодинамічну обстановку їхньої еволюції на базі актуалістичних методів. Виходячи зі сказаного, під геосинклінальним поясом,(окраїнно-або міжконтинентальним) розуміється рухомий пояс довжиною в тисячі кілометрів, що закладається на межі літосферних плит, що характеризується тривалим проявом різноманітного вулканізму, активного опадонакопичення і на кінцевих стадіях розвитку, що перетворюється на гірничо-складчасту споруду з потужною континентною. Прикладом таких глобальних поясів є: міжконтинентальні – Урало-Охотський палеозойський; Середземноморський альпійський; Атлантичний палеозойський; окраїнно-континентальні - Тихоокеанський мезозойсько-кайнозойський та ін. Геосинклінальні пояси поділяються на геосинклінальні області -великі відрізки поясів, що відрізняються історією розвитку, структурою та відокремлюються один від одного глибокими поперечними розломами, пережимами тощо. У свою чергу, у межах областей можуть бути виділені геосинклінальні системи,розділяються твердими блоками земної кори - серединними масивамиабо мікроконтинентами,структурами, які під час занурення навколишніх районів залишалися стабільними, відносно піднятими і на яких накопичувався малопотужний чохол. Як правило, ці масиви є уламками тієї первинної стародавньої платформи, яка зазнала дроблення при закладенні рухомого геосинклінального пояса.

Наприкінці 30-х років нашого століття Г. Штілле та М. Кей підрозділили геосинкліналії на ев-і міогеосинкліналі.Евгеосинкліналлю ("повною, справжньою, геосинкліналлю") вони називали більш внутрішню по відношенню до океану зону рухомого пояса, що відрізнялася особливо потужним вулканізмом, раннім (або початковим) підводним, основного складу; наявністю ультраосновних інтрузивних (на думку) порід; інтенсивною складчастістю та потужним метаморфізмом. У той же час міогеосинкліналь ("не справжня геосинкліналь") характеризувалася зовнішнім становищем (стосовно океану), контактувала з платформою, закладалася на корі континентального типу, відкладення в ній були слабші метаморфізовані, вулканізм також був розвинений слабо або зовсім був відсутній, а складчастість наставала пізніше, ніж у евгеосинкліналі. Такий поділ геосинклінальних областей на ев- та міогеосинклінальні чудово виражено на Уралі, в Аппалачах, Північноамериканських Кордильєрах та інших складчастих областях.

Важливу роль стала грати офіолітова асоціація порід,широко поширена у різноманітних евгеосинкліналях. Нижня частина розрізу такої асоціації складається з ультраосновних, часто-густо серпентинізованих порід - гарцбургітів, дунітів; вище розташовується так званий розшарований або кумулятивний комплекс габроїдів та амфіболітів; ще вище - комплекс паралельних дайок, що змінюється подушечными толеїтовими базальтами, що перекриваються крем'янистими сланцями (рис. 16.4). Така послідовність близька до розрізу океанської кори. Значення цієї подібності важко переоцінити. Офіолітова асоціація в складчастих областях, що залягає, як правило, у покривних пластинах, є реліктом, слідами колишнього морського басейну (не обов'язково океану!) Корою океанського типу. Звідси не випливає, що океан ототожнюється з геосинклінальним поясом. Кора океанського типу могла розташовуватися тільки в його центрі, а по периферії це була складна система острівних дуг, окраїнних морів, глибоководних жолобів тощо, та й сама кора океанського типу могла бути в окраїнних морях. Подальше скорочення океанського простору призводило до звуження рухомого пояса у кілька разів. Океанська кора в основі евгеосинклінальних зон може бути як стародавньою, так і новоствореною, що сформувалася при розколюванні та розсуві континентальних масивів.

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.

Рис. 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).

Рис. 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.

Рис. 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).

Рис. 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.

Земна кораскладає саму верхню оболонку твердої Землі та одягає планету майже суцільним шаром, змінюючи свою потужність від 0 на деяких ділянках серединно-океанічних хребтів та океанських розломів до 70-75 км під високими гірськими спорудами (Хаїн, Ломізе, 1995). Потужність кори на континентах, що визначається за зростанням швидкості проходження поздовжніх сейсмічних хвиль до 8-8,2 км/с ( кордон Мохоровичича, або кордон Мохо), досягає 30-75 км, а в океанічних западинах 5-15 км. Перший тип земної корибув названий океанічним,другий- континентальним.

Океанська коразаймає 56% земної поверхні і має невелику потужність – 5–6 км. У її будові виділяється три шари (Хаїн, Ломізе, 1995).

Перший, або осадовий,шар потужністю трохи більше 1 км зустрічається у центральній частині океанів і сягає потужності 10–15 км з їхньої периферії. Він повністю відсутній у осьових зонах серединно-океанічних хребтів. До складу шару входять глинисті, крем'янисті та карбонатні глибоководні пелагічні опади (рис. 6.1). Карбонатні опади поширені не глибше критичної глибини накопичення карбонатів. Ближче до континенту з'являється домішка уламкового матеріалу, знесеного із суші; це звані геміпелагічні опади. Швидкість поширення поздовжніх сейсмічних хвиль тут становить 2-5 км/с. Вік опадів цього шару вбирається у 180 млн років.

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

Рис. 6.1. Розріз літосфери океанів порівняно із усередненим розрізом офіолітових аллохтонів. Внизу – модель формування основних одиниць розрізу у зоні океанського спрединга (Хаїн, Ломізе, 1995). Умовні позначення: 1 –

пелагічні опади; 2 - базальти, що вилилися; 3 – комплекс паралельних дайок (долерити); 4 – верхні (не розшаровані) габроїди та габро-долерити; 5, 6 – розшарований комплекс (кумуляти): 5 – габроїди, 6 – ультрабазити; 7 - тектонізовані перидотити; 8 – базальний метаморфічний ореол; 9 – базальтова магма зміна I–IV – послідовна зміна умов кристалізації в осередку у міру віддалення від осі спредингу

очних опадів; базальти нерідко мають характерну подушкову (у поперечному перерізі) окремість (піллоу-лави), але зустрічаються і покриви масивних базальтів. У нижній частині другого шару (2В) розвинені паралельні дайки долеритів. Загальна потужність 2-го шару 1,5-2 км, а швидкість поздовжніх сейсмічних хвиль 4,5-5,5 км/с.

Третій шарокеанської кори складається з повнокристалічних магматичних порід основного та підлеглого ультраосновного складу. У його верхній частині зазвичай розвинені породи типу габро, а нижню частину складає «смужковий комплекс», що складається з чергування габро та ульт-рамафітів. Потужність 3 шару 5 км. Швидкість поздовжніх хвиль у цьому шарі досягає 6-7,5 км/с.

Вважається, що породи 2-го та 3-го шарів утворилися одночасно з породами 1-го шару.

Океанська кора, вірніше кора океанського типу, не обмежується у своєму поширенні ложем океанів, а розвинена також у глибоководних улоговинах окраїнних морів, таких як Японське море, Південно-Охотська (Курильська) улоговина Охотського моря, Філіппінське, Карибське та багато інших

моря. Крім того, є серйозні підстави підозрювати, що в глибоких западинах континентів і мілководних внутрішніх і окраїнних морів типу Баренцева, де потужність чохла осаду становить 10-12 км і більше, він підстилається корою океанського типу; Про це свідчать швидкості поздовжніх сейсмічних хвиль близько 6,5 км/с.

Вище говорилося, що вік кори сучасних океанів (і околиць) не перевищує 180 млн років. Однак у межах складчастих поясів континентів ми знаходимо і набагато давнішу, аж до ранньодокембрійської, кору океанського типу, представлену так званими офіолітовими комплексами(або просто офіолітами). Термін цей належить німецькому геологу Г. Штейнманну і запропоновано їм ще на початку XX ст. для позначення характерної «тріади» порід, які зазвичай зустрічаються разом у центральних зонах складчастих систем, а саме серпентинізованих ультрамафітів (аналог шару 3), габро (аналог шару 2В), базальтів (аналог шару 2А) та радіоляритів (аналог шару 1). Сутність цього парагенезу порід довго інтерпретувалася помилково, зокрема, габро та гіпербазити вважалися інтрузивними та молодшими, ніж базальти та радіолярити. Тільки в 60-ті роки, коли були отримані перші достовірні відомості про склад океанської кори, стало очевидним, що офіоліти - це океанська кора геологічного минулого. Це відкриття мало кардинальне значення для правильного розуміння умов зародження рухомих поясів Землі.

Структури земної кори океанів

Області суцільного поширення земної кори океанічного типувиражені у рельєфі Землі океанічнимизападинами. У межах океанічних западин виділяються два найбільші елементи: океанічні платформиі океанічні орогенні пояси. Океанічні платформи(або та-лассократони) в рельєфі дна мають вигляд великих абісальних плоских або горбистих рівнин. До океанічним орогенним поясамвідносяться серединно-океанічні хребти, що мають висоту над навколишньою рівниною до 3 км (місцями піднімаються у вигляді островів над рівнем океану). Уздовж осі хребта часто простежується зона рифтів - вузьких грабенів шириною 12-45 км при глибині до 3-5 км, що вказують на панування цих ділянках розтягування земної кори. Їх характерні висока сейсмічність, різко підвищений тепловий потік, низька щільність верхньої мантії. Геофізичні та геологічні дані свідчать про те, що потужність осадового покриву зменшується з наближенням до осьових зон хребтів, а океанічна кора відчуває помітне підняття.

Наступний великий елемент земної кори - перехідна зонаміж континентом та океаном. Це область максимального розчленування земної поверхні, де знаходяться острівні дуги, що відрізняються високою сейсмічності та сучасним андезитовим та андезито-базальтовим вулканізмом, глибоководні жолоби та глибоководні западини окраїнних морів. Вогнища землетрусів утворюють тут сейсмофокальну зону (зону Беньофа-Заварицького), що занурюється під континенти. Перехідна зона найбільш

яскраво виявлена ​​у західній частині Тихого океану. Для неї характерний проміжний тип будови земної кори.

Континентальна кора(Хаїн, Ломізе, 1995) поширена у межах власне континентів, т. е. суші, за можливим винятком найбільш глибоких западин, а й у межах шельфових зон континентальних околиць і окремих ділянок всередині океанських басейнів-мікроконтинентів. Проте загальна площа розвитку континентальної кори менша, ніж океанської, і становить 41% земної поверхні. Середня потужність континентальної кори – 35-40 км; вона зменшується до околиць континентів та в межах мікроконтинентів та зростає під гірськими спорудами до 70-75 км.

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

1. Осадовий шар,зазвичай називається осадовим чохлом. Його потужність змінюється від нуля на щитах і менших підняттях фундаменту платформ і осьових зон складчастих споруд до 10 і навіть 20 км у западинах платформ, передових і міжгірських прогинах гірських поясів. Щоправда, у цих западинах кора, що підстилає опади і зазвичай називається консолідованої,може бути ближче за своїм характером до океанської, ніж до континентальної. До складу осадового шару входять різні осадові породи переважно континентального або мілководного морського, рідше батіального (знову-таки в межах глибоких западин) походження, а також далеко

не повсюдно, покриви і сили основних магматичних порід, що утворюють трапові поля. Швидкість поздовжніх хвиль в осадовому шарі становить 2,0-5,0 км/с із максимумом для карбонатних порід. Віковий діапазон порід осадового чохла-до 1,7 млрд років, тобто на порядок вищий, ніж осадового шару сучасних океанів.

2. Верхній шар консолідованої коривиступає на денну поверхню на щитах та масивах платформ та в осьових зонах складчастих споруд; він розкритий на глибину 12 км у Кольській свердловині та на значно меншу глибину у свердловинах у Волго-Уральській області на Російській плиті, на плиті Мідконтиненту США та на Балтійському щиті у Швеції. Золотодобувна шахта в Південній Індії пройшла цим шаром до 3,2 км, в Південній Африці - до 3,8 км. Тому склад цього шару, принаймні його верхньої частини, загалом добре відомий-головну роль у його додаванні грають різні кристалічні сланці, гнейси, амфіболіти та граніти, у зв'язку з чим він нерідко називається граніто-гнейсовим. Швидкість поздовжніх хвиль у ньому становить 6,0-6,5 км/с. У фундаменті молодих платформ, що має рифейсько-палеозойський або навіть мезозойський вік, а частково і у внутрішніх зонах молодих складчастих споруд цей же шар складений менш сильнометамор-фізованими (зеленосланцева фація замість амфіболітової) породами і містить менше гранітів; тому тут його часто називають гранітно-метаморфічним шаром,а типові швидкості поздовжніх волі у ньому близько 5,5-6,0 км/с. Потужність цього шару кори досягає 15-20 км на платформах і 25-30 км у гірських спорудах.

3. Нижній шар консолідованої кори.Спочатку передбачалося, що між двома шарами консолідованої кори існує чітка сейсмічна межа, що отримала на ім'я її першовідкривача-німецького геофізика-назву кордону Конрада. Буріння свердловин, що тільки-но згадувалися, поставило під сумнів існування такого чіткого кордону; іноді замість неї сейсміка виявляє в корі не одну, а дві (К1 і К2) межі, що дало підставу виділити в нижній корі два шари (рис. 6.2). Склад порід, що становлять нижню кору, як зазначалося, недостатньо відомий, оскільки свердловинами вона досягнута, але в поверхні оголюється фрагментарно. Виходячи з

Рис. 6.2. Будова та потужність континентальної кори (Хаїн, Ломізе, 1995). А - Основні типи розрізу за сейсмічними даними: I-II - древні платформи (I - щити, II

Синеклізи), III – шельфи, IV – молоді орогени. K 1 , К 2 -поверхні Конрада, М-поверхня Мохоровичіча, швидкості вказані для поздовжніх хвиль; Б – гістограма розподілу потужностей континентальної кори; В - профіль узагальненої міцності

загальних міркувань, У. У. Білоусов дійшов висновку, що у нижньої корі повинні переважати, з одного боку, породи, що є більш високому щаблі метаморфізму і, з іншого боку, породи основного складу, ніж у верхній корі. Тому він назвав цей шар кори гра-нуліт-базитовим.Припущення Белоусова загалом підтверджується, хоча оголення показують, що у додаванні нижньої кори беруть участь як основні, а й кислі гранулиты. В даний час більшість геофізиків розрізняють верхню і нижню кору за іншою ознакою-за їх відмінними реологічними властивостями: верхня кора жорстка і тендітна, нижня-пластична. Швидкість поздовжніх хвиль у нижній корі 6,4-7,7 км/сек; приналежність до кори чи мантії низів цього шару зі швидкостями понад 7,0 км/с часто спірна.

Між двома крайніми типами земної кори – океанським та континентальним – існують перехідні типи. Один з них - субокеанська кора -розвинений уздовж континентальних схилів і підніжжів і, можливо, підстилає дно улоговин деяких не дуже глибоких і широких окраїнних і внутрішніх морів. Субокеанська кора є витонченою до 15-20 км і пронизаною дайками та силлами основних магматичних порід континентальну.

кору. Вона розкрита свердловиною глибоководного буріння біля входу в Мексиканську затоку та оголена на узбережжі Червоного моря. Інший тип перехідної кори - субконтинентальний-утворюється в тому випадку, коли океанська кора в енсиматичних вулканічних дугах перетворюється на континентальну, але ще не досягає повної «зрілості», володіючи зниженою, менше 25 км, потужністю і нижчим ступенем консолідованості, що відображається в знижених швидкостях сейсмічних хвиль - трохи більше 5,0-5,5 км/с низах кори.

Деякі дослідники виділяють як особливі типи ще два різновиди океанської кори, про які вже йшлося вище; це, по-перше, потовщена до 25-30 км океанська кора внутрішніх піднятий океану (Ісландія та ін.) і, по-друге, кора океанського типу, «надбудована» потужним, до 15-20 км, осадовим чохлом (Прикаспійська западина і ін).

Поверхня Мохоровичича та склад верхньої манції.Кордон між корою та мантією, зазвичай сейсмічно досить чітко виражена стрибком швидкостей поздовжніх хвиль від 7,5-7,7 до 7,9-8,2 км/с, відома як поверхня Мохоровичича (або просто Мохо і навіть М), на ім'я встановив її хорватського геофізика. В океанах ця межа відповідає переходу від полосчастого комплексу 3-го шару з переважанням габроїдів до суцільних серпентинізованих перидотитів (гарцбургітів, лерцолітів), рідше дунітам, місцями виступаючим на поверхню дна, а в скелях Сан-Паулу та на о. Забаргад у Червоному морі, що височіє над поверхне-

ністю океану. Верхи океанської мантії можна спостерігати місцями суші у складі низів офіолітових комплексів. Їхня потужність в Омані досягає 8 км, а в Папуа-Новій Гвінеї, можливо, навіть 12 км. Складені вони перидотитами, переважно гарцбургитами (Хаїн, Ломізе, 1995).

Вивчення включень у лавах і кімберлітах із трубок показує, що й під континентами верхня мантія в основному складена перидотитами, причому як тут, так і під океанами у верхній частині це шпинелеві перидотити, а нижче-гранатові. Але в континентальній мантії, за тими ж даними, крім перидотитів у підпорядкованій кількості є еклогіти, тобто глибокометаморфізовані основні породи. Еклогіти можуть являти собою метаморфізовані релікти океанської кори, затягнуті в мантію в процесі підсуву цієї кори (субдукції).

Верхня частина мантії вдруге збіднена рядом компонентів: кремнеземом, лугами, ураном, торієм, рідкісними землями та іншими некогерентними елементами завдяки виплавленню базальтових порід земної кори. Ця "виснажена" ("деплетована") мантія простягається під континентами на велику глибину (охоплюючи всю або майже всю її літосферну частину), ніж під океанами, змінюючись глибше "невичерпною" мантією. Середній первинний склад мантії має бути близьким до шпинелевого лерцоліту або гіпотетичної суміші перидотиту і базальту в пропорції 3:1, названої австралійським ученим А. Е. Рінг-вудом піролітом.

На глибині близько 400 км. починається швидке зростання швидкості сейсмічних хвиль; звідси до 670 км про-

стирається шар Голіцина,названий так на честь російського сейсмолога Б.Б. Голіцина. Його виділяють ще як середню мантію, або мезосфери -перехідної зони між верхньою та нижньою мантією. Зростання швидкостей пружних коливань у шарі Голіцина пояснюється збільшенням щільності речовини мантії приблизно на 10% у зв'язку з переходом одних мінеральних видів до інших, з більш щільною упаковкою атомів: олівін в шпинель, піроксен в гранат.

Нижня мантія(Хаїн, Ломізе, 1995) починається з глибини близько 670 км. Нижня мантія повинна бути складена в основному перовскітом (МgSiO 3) і магнезіовюсти-том (Fе, Мg)O - продуктами подальшої зміни мінералів, що складають середню мантію. Ядро Землі у своїй зовнішній частині, за даними сейсмології, є рідким, а внутрішнє – знову твердим. Конвекція у зовнішньому ядрі генерує головне магнітне поле Землі. Склад ядра переважною більшістю геофізиків приймається залізним. Але знову ж таки за експериментальними даними доводиться допустити деяку домішку нікелю, а також сірки, або кисню, або кремнію, щоб пояснити знижену щільність ядра в порівнянні з певною для чистого заліза.

За даними сейсмотомографії, поверхня ядрає нерівною і утворює виступи та западини з амплітудою до 5-6 км. На межі мантії та ядра виділяють перехідний шар з індексом D" (кора позначається індексом А, верхня мантія-В, середню-С, нижню - D, верхню частину нижньої мантії D"). Потужність шару D місцями досягає 300 км.

Літосфера та астеносфера.На відміну від кори та мантії, що виділяються за геологічними даними (за речовим складом) і даними сейсмології (по стрибку швидкостей сейсмічних хвиль на кордоні Мохоровичіча), літосфера та астеносфера-поняття чисто фізичні, вірніше реологічні. Вихідною основою виділення астеносфери- ослабленої, пластичної оболонки. що підстилає більш жорстку і тендітну літосферу, була необхідність пояснення факту ізостатичної врівноваженості кори, виявленого при вимірюваннях сили тяжіння біля підніжжя гірських споруд. Спочатку очікувалося, що такі споруди, особливо такі грандіозні, як Гімалаї, повинні створювати надмірне тяжіння. Однак, коли в середині XIX ст. були зроблені відповідні виміри, виявилося, що такого тяжіння не спостерігається. Отже, навіть великі нерівності рельєфу земної поверхні чимось компенсовані, врівноважені глибині у тому, щоб у рівні земної поверхні не виявлялося значних відхилень від середніх значень сили тяжкості. Таким чином, дослідники дійшли висновку, що є загальне прагнення земної кори до врівноваженості за рахунок мантії; явище це отримало назву ізо-стазії(Хаїн, Ломізе, 1995) .

Існують два способи здійснення ізостазії. Перший полягає в тому, що гори мають коріння, занурене в мантію, тобто ізостазія забезпечується варіаціями потужності земної кори і нижня поверхня останньої володіє рельєфом, зворотним рельєфу земної поверхні; це гіпотеза англійського астронома Дж. Ері

(Рис. 6.3). У регіональному масштабі вона зазвичай виправдовується, оскільки гірські споруди дійсно мають товстішу кору і максимальна товщина кори спостерігається у найвищих з них (Гімалаї, Анди, Гінду-куш, Тянь-Шань та ін.). Але можливий і інший механізм реалізації ізостазії: ділянки підвищеного рельєфу повинні бути складені менш щільними породами, а ділянки зниженого більш щільними; це гіпотеза іншого англійського вченого Дж. Пратті. У цьому випадку підошва земної кори може бути горизонтальною. Врівноваженість континентів і океанів досягається комбінацією обох механізмів-кора під океанами і набагато тонше і помітно щільніше, ніж під континентами.

Більшість поверхні Землі перебуває у стані, близькому до ізостатичного рівноваги. Найбільші відхилення від ізостазії-ізостатичні аномалії-виявляють острівні дуги і пов'язані з ними глибоководні жолоби.

Для того, щоб прагнення до ізостатичної рівноваги було ефективним, тобто під додатковим навантаженням відбувалося б занурення кори, а при знятті навантаження - її підйом, треба, щоб під корою існував досить пластичний шар, здатний до перетікання з областей підвищеного геостатичного тиску в області зниженого тиску. Саме для цього шару, спочатку виділеного гіпотетично, американський геолог Дж. Баррелл і запропонував у 1916 р. назву астеносфера,що означає «слабка оболонка». Це припущення було підтверджено лише набагато пізніше, у 60-ті роки, коли сейсмоло-

Рис. 6.3. Схеми ізостатичної рівноваги земної кори:

а -за Дж. Ері, б -за Дж. Пратту (Хаїн, Короновський, 1995)

логами (Б. Гутенберг) було виявлено існування на певній глибині під корою зони зниження або відсутності підвищення, природного зі збільшенням тиску, швидкості сейсмічних хвиль. Надалі з'явився інший спосіб встановлення астеносфери-метод магнитотел-лурического зондування, у якому астеносфера поводиться як зона зниження електричного опору. Крім того, сейсмологи виявили ще одну ознаку астеносфери – підвищені згасання сейсмічних хвиль.

Астеносфері належить також провідна роль рухах літосфери. Течія астеносферної речовини захоплює у себе літосферні пластини-плити і викликає їх горизонтальні переміщення. Підйом поверхні астеносфери призводить до підйому літосфери, а в граничному випадку - до розриву її суцільності, утворення розсуву та опускання. До останнього веде також відтік астеносфери.

Таким чином, з двох оболонок, що становлять тек-тоносферу: астеносфера є активним, а літосфера - відносно пасивним елементом. Їхньою взаємодією визначається тектонічна та магматична «життя» земної кори.

В осьових зонах серединно-океанських хребтів, особливо Східно-Тихоокеанському піднятті, покрівля астеносфери перебуває в глибині всього 3-4 км, т. е. літосфера обмежується лише верхньою частиною кори. У міру руху до периферії океанів товщина літосфери зростає за рахунок

низів кори, а в основному верхів мантії і може досягати 80-100 км. У центральних частинах континентів, особливо під щитами стародавніх платформ, як-от Східноєвропейська чи Сибірська, потужність літосфери вимірюється вже 150-200 км і більше (у Південній Африці 350 км); за деякими уявленнями, вона може досягати 400 км, тобто тут вся верхня мантія вище за шар Голіцина повинна входити до складу літосфери.

Складність виявлення астеносфери на глибинах понад 150-200 км породила у деяких дослідників сумніви в її існуванні під такими областями і призвела їх до альтернативного уявлення, що астеносфери як суцільної оболонки, тобто саме геосфери, не існує, а є серія роз'єднаних «астенолінз» ». З цим висновком, який міг би мати важливе значення для геодинаміки, не можна погодитись, оскільки саме зазначені області демонструють високий ступінь ізостатичної врівноваженості, адже до них належать наведені вище приклади областей сучасного та стародавнього заледеніння-Гренландія та ін.

Причина того, що астеносферу не скрізь легко виявити, полягає, очевидно, у зміні її в'язкості та латералі.

Основні структурні елементи земної кори континентів

На континентах виділяються два структурні елементи земної кори: платформи та рухомі пояси (Історична геологія, 1985).

Визначення:платформа– стабільна жорстка ділянка земної кори континентів, що має ізометричну форму та двоповерхову будову (рис. 6.4). Нижній (перший) структурний поверх кристалічний фундаментпредставлений сильно дислокованими метаморфізованими породами, прорваними інтрузіями Верхній (другий) структурний поверх – порожнистий залягаючий осадовий чохол, слабодислокований та неметаморфізований. Виходи на денну поверхню нижнього структурного поверху називаються щитом. Ділянки фундаменту, перекриті осадовим чохлом, називаються плитою. Потужність осадового чохла плити складає перші кілометри.

приклад: на Східно-Європейській платформі виділяються два щити (Український та Балтійський) та Російська плита

Структури другого поверху платформи (чохла)бувають негативні (прогини, синеклізи) та позитивні (ан-теклізи). Синеклізи мають форму блюдця, а антеклізи – перевернутого блюдця. Потужність відкладень завжди більша на синеклізі, а на антеклізі – менша. Розміри цих структур у діаметрі можуть досягати сотень або перших тисяч кілометрів, а падіння шарів на крилах зазвичай - перші метри на 1 км. Існують два визначення цих структур.

Визначення:синеклізу – геологічна структура, падіння верств якої спрямоване від периферії до центру. Антеклізу – геологічна структура, падіння шарів якої спрямоване від центру до периферії.

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

Рис. 6.4. Схема будови платформи. 1 – складчастий фундамент; 2 – платформний чохол; 3 розломи (Історична геологія, 1985)

- Стародавніші. Антеклізу - геологічна структура, в ядрі якої виходять більш давні відкладення, а по краях - молодші.

Визначення:прогин - витягнуте (подовжене) геологічне тіло, що має у поперечному перерізі увігнуту форму.

Приклад:на Російській плиті Східно-Європейської платформи виділяються антеклізи(Білоруська, Воронезька, Волго-Уральська та ін.), синеклізи(Московська, Прикаспійська та ін.) та прогини (Ульяновсько-Саратовський, Придністровсько-Причорноморський та ін.).

Існує структура нижніх горизонтів чохла – ав-лакоген.

Визначення:авлакоген - вузька витягнута западина, що простягається через платформу. Авлакогени розташовуються в нижній частині верхнього структурного поверху (чохла) і можуть досягати завдовжки до сотень кілометрів, завширшки – десятки кілометрів. Авлакогени формуються за умов горизонтального розтягування. У них накопичуються потужні товщі опадів, які можуть бути зім'яті в складки та близькі за складом до формацій міогеосинкліналів. У нижній частині розрізу є базальти.

Приклад:Пачелмський (Рязано-Саратовський) авлако-ген, Дніпрово-Донецький авлакоген Російської плити.

Історія розвитку платформ.В історії розвитку можна виділити три етапи. Перший– геосинклінальний, у якому відбувається формування нижнього (першого) структурного елемента (фундаменту). Другий- авлакогенний, де залежно від клімату відбувається накопичення

червоноцвітих, сіркоцвітих чи вугленосних опадів в ав-лакогенах. Третій- Плитний, на якому осадконакопичення відбувається на значній площі і формується верхній (другий) структурний поверх (плита).

Процес накопичення опадів, зазвичай, відбувається циклічно. Спочатку накопичується трансгресивнаморська теригеннаформація, потім - карбонатнаформація (максимум трансгресії, табл. 6.1). При регресії за умов аридного клімату формується солоносна червонокольороваформація, а в умовах гумідного клімату – паралічна вугленоснаформація. Наприкінці циклу осадконакопичення формуються опади континентальноїформації. У будь-який момент етап може перерватися формуванням трапової формації.

Таблиця 6.1. Послідовність накопичення плитних

формацій та їх характеристика.

Закінчення таблиці 6.1.

Для рухомих поясів (складчастих областей)характерні:

лінійність їх контурів;

величезна потужність відкладень, що накопичилися (до 15-25 км);

витриманістьскладу та потужності цих відкладень по простяганнюскладчастої області та різкі зміни хрест її простягання;

наявність своєрідних формацій-комплексів порід, що утворилися на певних стадіях розвитку цих районів ( азпідна, флішева, спиляно-кератофірова, моласовата інші формації);

інтенсивний ефузивний та інтрузивний магматизм (особливо характерні великі гранітні інтрузії-батоліти);

сильний регіональний метаморфізм;

7) сильна складчастість, велика кількість розломів, у тому числі

насувів, що вказують на панування стискування. Складчасті області (пояси) виникають дома геосинклінальних областей (поясів).

Визначення: геосинкліналь(рис. 6.5) - рухома область земної кори, в якій спочатку накопичувалися потужні осадові та вулканогенні товщі, потім відбувалося їхнє зминання у складні складки, що супроводжується утворенням розломів, впровадженням інтрузій та метаморфізмом. У розвитку геосинкліналі розрізняють дві стадії.

Перша стадія(власне геосинклінальна)характеризується переважанням опускання. Велика потужність опадіву геосинкліналі - це результат розтягування земної корита її прогинання. У першу половину першоїстадіїзазвичай накопичуються піщано-глинисті та глинисті опади (в результаті метаморфізму вони потім утворюють чорні глинисті сланці, що виділяються в аспіднуформацію) та вапняки. Прогинання може супроводжуватися розривами, якими піднімається магма основного складу і виливається в підводних умовах. Породи, що виникли, після метаморфізму разом з субвулканічними утвореннями, що супроводжують, дають спіліт-кератофіровуформацію. Одночасно з нею зазвичай утворюються крем'янисті породи, яшми.

океанічна

Рис. 6.5. Схема будови геосинк-

линяли на схематичному розрізі через Зондську дугу в Індонезії (Структурна геологія та тектоніка плит, 1991). Умовні позначення: 1 – опади та осадові породи; 2 - вулка-

нічні породи; 3 - фундамент конти-метаморфічні породи

Зазначені формації накопичуються одночасно, але на різних площах. Накопичення спилотно-кератофіровийформації зазвичай відбувається у внутрішній частині геосинкліналі - в евгеосинкліналі. Для евгео-синкліналіхарактерні формування потужних вулканогенних товщ, зазвичай основного складу, та впровадження інтрузії габро, діабазів та ультраосновних порід. У крайовій частині геосинкліналі, на її кордоні з платформою, зазвичай розташовуються міогеосинкліналі.Тут накопичуються головним чином теригенні та карбонатні товщі; вулканічні породи відсутні, інтрузії не типові.

У першу половину першої стадіїБільшість геосинкліналі є море зі значнимиглибинами. Доказом є тонка зернистість опадів і рідкість знахідок фауни (переважно нектону і планктону).

До середині першої стадіївнаслідок різних швидкостей опускання у різних частинах геосинкліналі утворюються ділянки відносного підняття(інтрагеоантік-ліналі) та відносного опускання(інтрагеосинкліна-лі). У цей час може відбуватися використання невеликих інтрузій плагіогранітів.

У другу половину першої стадіївнаслідок появи внутрішніх піднятий море в геосинкліналі меліє. Тепер це архіпелагрозділені протоки. Море через обмілення настає на суміжні платформи. У геосинкліналі накопичуються вапняки, потужні піщано-глинисті ритмічно побудовані товщі, що утворюють флішевуфор-216

мацію; відбувається вилив лав середнього складу, що складають порфірітовуформацію.

До кінцю першої стадіїінтрагеосинкліналі зникають, інтрагеоантикліналі зливаються в одне центральне підняття. Це – загальна інверсія; вона відповідає головній фазі складчастостів геосинкліналі. Складчастість зазвичай супроводжується використанням великих синорогенних (одночасних зі складчастістю) гранітних інтрузій. Відбувається зминання порід у складки, що часто ускладнюється насувами. Усе це викликає регіональний метаморфізм. На місці інтрагеосинкліналів виникають синклінорії- складно побудовані структури синклінального типу, а на місці інтрагеоантикліналей - антиклінорії. Геосинкліналь «закривається», перетворюючись на складчасту ділянку.

У будові та розвитку геосинкліналі дуже важлива роль належить глибинним розломам -тривалим розривам, які розсікають всю земну кору і йдуть у верхню мантію. Глибинні розломи визначають контури геосинкліналей, їх магматизм, поділ геосинкліналі на структурно-фаціальні зони, що відрізняються складом опадів, їх потужністю, магматизмом та характером структур. Усередині геосинкліналі іноді виділяють серединні масиви,обмежені глибинними розломами. Це блоки давнішої складчастості, складені породами тієї основи, на якій заклалася геосинкліналь. За складом опадів та їх потужності серединні масиви близькі до платформ, але їх відрізняють сильний магматизм і складчастість порід, переважно по краях масиву.

Друга стадія розвитку геосинкліналіназивається орогеннийі характеризується переважанням піднятий. Осадонакопичення відбувається на обмежених площах по периферії центрального підняття - в крайових прогинах,геосинкліналі і платформи, що виникають по кордону, і частково накладаються на платформу, а також у міжгірських прогинах, що утворюються іноді всередині центрального підняття. Джерело опадів - руйнація центрального підняття, що постійно піднімається. У першу половинудругий стадіїце підняття, мабуть, має горбистий рельєф; при його руйнуванні накопичуються морські, іноді лагунні опади, що утворюють нижню моласовуформацію. Залежно від кліматичних умов це може бути вугленосні паралічніабо солоноснітовщі. У цей час зазвичай відбувається використання великих гранітних інтрузій - батолітів.

У другій половині стадіїрізко зростає швидкість здіймання центрального підняття, що супроводжується його розколами та обваленням окремих ділянок. Це пояснюється тим, що внаслідок складчастості, метаморфізму, впровадження інтрузій складчаста область (вже не геосинкліналь!) ​​стає жорсткою і на підняття, що триває, реагує розколами. Море покидає цю територію. Внаслідок руйнування центрального підняття, яке в цей час являло собою гірську країну, накопичуються континентальні грубоуламкові товщі, що утворюють верхню моласовуформацію. Розколювання склепіння підняття супроводжується наземним вулканізмом; зазвичай це лави кислого складу, які разом з

субвулканічними утвореннями дають порфіруюформацію. З нею бувають пов'язані тріщинні лужні та малі кислі інтрузії. Таким чином, у результаті розвитку геосинкліналі зростає потужність континентальної кори.

До кінця другої стадії складчаста гірська область, що виникла на місці геосинкліналі, руйнується, територія поступово вирівнюється і стає платформою. Геосинкліналь з області накопичення опадів перетворюється на область руйнування, з рухомої території - на малорухливу жорстку вирівняну територію. Тому амплітуди рухів на платформі невеликі. Зазвичай море, навіть дрібне, покриває тут великі площі. Ця територія вже не відчуває такого сильного прогинання, як раніше, тому і потужність опадів значно менша (у середньому 2-3 км). Опускання неодноразово переривається, тому спостерігаються часті перерви в осадконакопінні; тоді можуть утворюватися кори вивітрювання. Не відбувається і енергійних піднять, що супроводжуються складчастістю. Тому новоутворені малопотужні, зазвичай мілководні опади на платформі не метамор-фізовані і залягають горизонтально або слабо похило. Вивержені породи рідкісні і представлені наземними виливами лав базальтового складу.

Крім геосинклінальної моделі, існує модель тектоніки літосферних плит.

Модель тектоніки літосферних плит

Тектоніка плит(Структурна геологія та тектоніка плит, 1991) – модель, яка створена з метою пояснення картини, що спостерігається, розподілу деформацій і сейсмічності у зовнішній оболонці Землі. Вона ґрунтується на великих геофізичних даних, отриманих у 1950-ті та 1960-ті роки. Теоретичні основи тектоніки плит базуються на двох передумовах.

Зовнішня оболонка Землі, звана літосферою,безпосередньо залягає на шарі, званому астеносферою,яка є менш міцною, ніж літосфера.

Літосфера розбита на низку жорстких сегментів, або плит (рис. 6.6), які постійно рухаються щодо один одного і площа поверхні яких також постійно змінюється. Більшість тектонічних процесів з інтенсивним обміном енергією діє межах між плитами.

Хоча потужність літосфери не можна виміряти з великою точністю, дослідники згодні в тому, що всередині плит вона змінюється від 70-80 км. під океанами до максимальної величини понад 200 км. під деякими частинами континентів при середньому значенні близько 100 км. Астеносфера, що підстилає літосферу, поширюється вниз до глибини близько 700 км (гранична глибина поширення вогнищ глибокофокусних землетрусів). Її міцність зростає з глибиною, і деякі сейсмологи вважають, що її нижня грані-

одинарними лініями – трансформні розломи (зрушення); крапом покриті ділянки континентальної кори, що піддаються активному розломоутворенню (Структурна геологія та тектоніка плит, 1991)

ця розташована на глибині 400 км і збігається з невеликою зміною фізичних параметрів.

Межі між плитамиділяться на три типи:

дивергентні;

конвергентні;

трансформні (зі зміщеннями з простягання).

На дивергентних межах плит, представлених переважно рифтами, відбувається новоутворення літосфери, що призводить до розсування океанічного дна (спредингу). На конвергентних межах плит літосфера занурюється в астеносферу, тобто поглинається. На трансформних кордонах дві літосферні плити ковзають щодо один одного, і речовина літосфери на них не створюється і не руйнується. .

Усі літосферні плити безперервно переміщуються щодо один одного. Передбачається, що загальна площа всіх плит залишається незмінною протягом значного періоду часу. При достатньому віддаленні від околиць плит горизонтальні деформації всередині них незначні, що дозволяє вважати плити жорсткими. Оскільки зміщення по трансформним розломам відбуваються вздовж їхнього простягання, рух плит має бути паралельним сучасним трансформним розломам. Оскільки все це відбувається на поверхні сфери, то відповідно до теореми Ейлера кожна ділянка плити описує траєкторію, еквівалентну обертанню на сферичній поверхні Землі. Для відносного переміщення кожної пари плит у будь-який час можна визначити вісь, або полюс обертання. У міру віддалення від цього полюса (аж до кута-

го відстані в 90°) швидкості спредингу, природно, зростають, але кутова швидкість для будь-якої даної пари плит щодо їх полюса обертання постійна. Зазначимо також, що в геометричному відношенні полюси обертання єдині для будь-якої пари плит і не пов'язані з полюсом обертання Землі як планети.

Тектоніка плит є ефективною моделлю процесів, що відбуваються в корі, так як вона добре узгоджується з відомими даними спостережень, дає витончене пояснення раніше незв'язаним явищам і відкриває можливості для прогнозу.

Цикл Вілсона(Структурна геологія та тектоніка плит, 1991). У 1966 р. професор Вілсон з Університету Торонто опублікував статтю, де він доводив, що континентальний дрейф відбувався як після ранне-мезозойского розколу Пангеї, а й у допангейські часи. Цикл розкриття та закриття океанів щодо суміжних континентальних околиць називається тепер циклом Вілсона.

На рис. 6.7 наведено схематичне пояснення основної концепції циклу Вілсона у рамках уявлень про еволюцію літосферних плит.

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

Рис. 6.7. Схема циклу Вілсона розвитку океанів у рамках еволюції літосферних плит (Структурна геологія та тектоніка плит, 1991)

літосфера покриває слабкішу, частково розплавлену зону астеносфери – так званий шар низьких швидкостей (рис 6.7, б) . При продовженні поділу континентів розвиваються рифтова долина (рис. 6.7, 6) та невеликий океан (рис. 6.7, в). Це – стадії раннього розкриття океану у циклі Вілсона. Відповідними прикладами є Африканський рифт і Червоне море. З продовженням дрейфу роз'єднаних континентів, що супроводжується симетричною акрецією нової літосфери на околицях плит, межі континенту з океаном з допомогою розмиву континенту накопичуються шельфові опади. Повністю сформований океан(рис. 6.7, г) із серединним хребтом на межі плит та розвиненим континентальним шельфом називається океаном атлантичного типу.

Зі спостережень океанічних жолобів, їх зв'язку з сейсмічності та реконструкцією за малюнком океанічних магнітних аномалій навколо жолобів відомо, що океанічна літосфера розчленовується і занурюється в мезосферу. На рис. 6.7, дпоказаний океан із плитою, що має прості околиці прирощення та поглинання літосфери, – це початкова стадія закриття океанув циклі Вілсона. Розчленування літосфери по сусідству з континентальною околицею веде до перетворення останньої на ороген андського типу в результаті тектонічних і вулканічних процесів, що відбуваються на межі плит, що поглинає. Якщо це розчленовування відбувається значною відстані від континентальної околиці убік океану, то утворюється острівна дуга типу Японських островів. Поглинання океанічноїлітосферипризводить до зміни геометрії плит і в кінці

кінців до повного зникнення аккреціопної околиці плити(Рис. 6.7, е). Протягом цього часу протилежний континентальний шельф може розростатися, перетворюючись на напівокеан атлантичного типу. У міру скорочення океану протилежна континентальна околиця зрештою залучається до режиму поглинання плити та бере участь у розвитку акреційного орогену андського типу. Це – рання стадія зіткнення двох континентів (колізії) . На наступній стадії завдяки плавучості континентальної літосфери поглинання плити припиняється. Літосферна пластина відривається внизу, під зростаючим орогеном гімалайського типу, і настає завершальна орогенная стадіяциклу Вілсонаіз зрілим гірським поясом, що являє собою шов між континентами, що знову з'єдналися. Антиподом акреційного орогену андського типує колізійний ороген гімалайського типу.

Платформа(Від франц. plat -плоский та forme -форма) - велика (кілька тис. км у поперечнику), відносно стійка частина земної кори, що характеризується дуже низьким ступенем сейсмічності.

Платформа має двоповерхову будову (рис. 2). Нижній поверх - фундамент- це давня геосинклінальна область - утворений метаморфізованими породами, верхній - чохол -морськими осадовими відкладеннями невеликої потужності, що свідчить про невелику амплітуду коливальних рухів.

Рис. 2. Будова платформи

Вік платформрізний та визначається за часом становлення фундаменту. Найбільш давніми є платформи, фундамент яких утворений зім'ятими у складки кристалічними породами докембрію. Таких платформ Землі десять (рис. 3).

Поверхня докембрійського кристалічного фундаменту дуже нерівна. В одних місцях він виходить на поверхню або залягає поблизу неї, утворюючи щити,в інших - антеклізи(Від грец. anti -проти та klisis -спосіб) та синеклізи(Від грец. syn- разом, klisis -спосіб). Однак ці нерівності перекриті осадовими відкладеннями зі спокійним, близьким до горизонтального залягання. Осадові породи можуть бути зібрані в пологі вали, куполоподібні підняття, ступенеподібні вигини, а іноді спостерігаються і розривні порушення з вертикальним змішуванням пластів. Порушення в заляганні осадових порід обумовлені неоднаковою швидкістю та різними знаками коливальних рухів блоків кристалічного фундаменту.

Рис. 3. До кембрійської платформи: I – Північно-Американська; II – Східно-Європейська; III – Сибірська; IV – Південно-Американська; V – Африкано-Аравійська; VI – Індійська; VII – Східно-Китайська; VIII – Південно-Китайська; IX – Австралійська; X - Антарктична

Фундамент молодших платформ утворений у періоди байкальської,каледонської чи герцинської складчастості.Області мезозойської складчастості не прийнято називати платформами, хоча вони є такими на порівняно ранньому етапі розвитку.

У рельєфі платформ відповідають рівнини. Однак деякі платформи зазнали серйозної перебудови, що виразилася у загальному піднятті, глибоких розломах і великих вертикальних переміщеннях глиб відносно один одного. Так виникли складчасто-глибові гори, прикладом яких можуть бути гори Тянь-Шань, де відродження гірського рельєфу сталося під час альпійського орогенезу.

Протягом усієї геологічної історії у континентальній земній корі відбувалося нарощування площі платформ та скорочення геосинклінальних зон.

Зовнішні (екзогенні) процесиобумовлені енергією сонячного випромінювання, що надходить на Землю. Екзогенні процеси згладжують нерівності, вирівнюють поверхні, заповнюють зниження. Вони проявляються на земній поверхні як руйнівні, і як творчі.

Руйнівні процеси -це руйнування гірських порід, що відбувається через перепад температур, дії вітру, розмивання потоками води, льодовиками, що рухаються. Творчіпроцеси проявляються у накопиченні переносимих водою і вітром частинок у пониженнях суші, дні водойм.

Найскладнішим зовнішнім чинником є ​​вивітрювання.

Вивітрювання- Сукупність природних процесів, що призводять до руйнування гірських порід.

Вивітрювання умовно поділяється на фізичне та хімічне.

Основними причинами фізичного вивітрюванняє коливання температури, пов'язані з добовими та сезонними змінами. Внаслідок перепалів температур утворюються тріщини. Вода, що потрапляє до них, замерзаючи та розморожує, розширює тріщини. Так відбувається вирівнювання виступів гірських порід, з'являються осипи.

Найважливішим фактором хімічного вивітрюваннятакож є вода і розчинені у ній хімічні сполуки. При цьому значну роль відіграють кліматичні умови та живі організми, продукти життєдіяльності яких впливають на склад і властивості води, що розчиняють. Велику руйнівну силу має і коренева система рослин.

Процес вивітрювання призводить до утворення пухких продуктів руйнування гірських порід, які називаються корою вивітрювання.Саме на ній поступово утворюється ґрунт.

Через вивітрювання поверхня Землі постійно оновлюється, стираються сліди минулого. У той самий час зовнішні процеси створюють форми рельєфу, зумовлені діяльністю річок, льодовиків, вітру. Усі вони утворюють специфічні форми рельєфу – річкові долини, яри, льодовикові форми тощо.