Склад та будова земної кори. Тектонічні рухи та тектонічні структури земної кори

Літосфера-зовнішня сфера "твердої" оболонки Землі. Верхня частина її називається земною корою. Середня густина земної кори становить 2,8 г/см 3 . Вона відокремлюється від верхньої мантії межею різкої зміни швидкості поширення сейсмічних хвиль з 6 до 8 км/с. На континентах це відбувається на глибині 35 - 70 км; в межах океанів – 5 – 15 км. Цей кордон отримав назву кордону Мохоровичича (на ім'я югославського вченого Андрія Мохоровичича, що відкрив її).

Земна кора різна за складом, будовою та потужністю на континентах та в океані (рис. 3.1).

Мал. 3.1. Схема будови літосфери: 1 – вода океану; 2 – осадовий шар; 3 – гранітний шар; 4 – базальтовий шар; 5 – верхня мантія; 6 – міжблокові розломи

Континентальна (материкова) корамає потужність 30-40 км, досягаючи 70-75 км під Гімалаями та Андами. У будові континентальної кори розрізняють три шари:

· Осадовий шар, що складається з осадових порід потужністю до 20 км і щільністю 1,8 - 2,5 г/см 3 ;

· «гранітний», утворений гранітоїдами – світлозабарвленими гірськими породами потужністю 10 – 40 км та щільністю 2,5 – 2,8 г/см 3 . Швидкість поширення хвиль у цьому прошарку 5,5 – 6,2 км/с;

· «Базальтовий», швидкість поширення сейсмічних хвиль у цьому шарі 6,1-7,4 км/с, що характерно для базальту, звідси назва шару – базальтовий. Потужність базальтового шару 15-30 км. Кордон між гранітним та базальтовим шаром називається кордоном Конрада.

Океанічна коразазвичай містить «гранітного» шару, а потужність осадового шару, представленого глибоководними опадами, вбирається у 600 – 700 м. Нижній «базальтовий» шар поширений повсюдно і має потужність 4,1-5,8 км.

Суцільність земної кори переривається великою кількістю вертикальних і похилих порушень, які розбивають їх у блоки. Деякі порушення йдуть у мантію, утворюючи коромантійні блоки.

Структурними елементами земної кори є літосферні плити (платформи), геосинкліналі (рухливі пояси) та океанічні плити.

Платформи(Массиви, брили) займають величезні простори Землі. До них відносяться Російська платформа, Австралійська, Північно-Африканська та ін. Платформи найчастіше мають двоповерхову будову. Їх основою (фундаментом) є складчасті осадові породи чи метаморфічні і магматичні породи. На фундаменті розташовуються породи осадового походження відносно горизонтальному заляганні, які називаються осадовим чохломплатформи. Для платформ як найбільш жорстких частин земної кори характерні порівняно спокійні коливальні рухи вертикального характеру.

Платформи є центральною частиною найбільших структурних утворень - літосферних плит зконтинентальної корою, у яких розташовуються сучасні материки.

океанічні плити- це великі області дна океанів, які є шаром океанічної кори базальтового складу, з незначним за потужністю чохлом осаду. Вони через рифтові зони, чи зони спредінгу(англ. spreading, від spread-розтягувати, розширювати) надходять речовина і тепло з верхньої мантії, постійно нарощуючи океанічну кору.

На сучасному рівні знань утвердилися уявлення про розвиток Земної кулі в останні 4 млрд років шляхом її розширення. Глобальні тектонічні процеси супроводжувалися поступовим збільшенням радіусу Землі та її поверхні за рахунок постійного приросту площі океанічних плит. горизонтальне тиск на континенти, що діє з боку розширюються океанів, не є врівноваженим. При переважному тиску з будь-якої сторони відбувається переміщення літосферних плит, дрейф материків по верхній мантії Землі.

переміщаючись верхньою мантією Землі, континентальні плити насуваються на океанічні, які, будучи важчими, занурюються, переплавляються і йдуть у глибини Землі (рис. 3.1).

Між континентальними та океанічними плитами знаходяться глибокі прогини, які називаються геосинкліналями(від грец. Ge - земля + Syn - разом + Klino - нахиляюся). Геосинкліналь - велика, зазвичай лінійно витягнута, дугоподібна в плані тектонічна структура, що відрізняється підвищеною рухливістю, великою потужністю осадових відкладень, які легко проникні для впроваджуваної

у них магми.

На початку свого розвитку вони є морськими басейнами, дно яких відчуває прогинання. У них зноситься уламковий матеріал, накопичуються багатокілометрові товщі опадів. Прикладом геосинкліналей такої стадії розвитку є Японське та Середземне моря.

Згодом, внаслідок горизонтального руху та тиску плит, геосинклінальні опади, затиснуті між плитами, змінюються в складки і, будучи легшим матеріалом у порівнянні з розплавом океанічної кори, ніби виштовхуються («спливають») з-під води у вигляді гірських споруд. . Так виникли складчасті гірські хребти Альп, Карпат, Криму, Кавказу, Паміру тощо. буд. Для районів геосинкліналей типові інтенсивні та різноманітні тектонічні рухи. Це викликає зміну первісного становища порід. Горизонтальне залягання порід змінюється зминанням, переміщенням, розривами. Районам геосинкліналей властиві підвищена сейсмічність (землетруси). До них присвячено більшість сучасних вулканічних поясів.

Тепловий режим земної кори

Розвиток земної кори відбувався останні 4 млрд років за рахунок енергії Сонця і внутрішнього тепла Землі, що надходить. Приблизна кількість сонячної енергії, що надходить на поверхню Землі – 1,72*10 17 Вт. Конвективне перенесення тепла з внутрішніх сфер Землі до поверхні оцінюється в 3,05*10 13 Вт. Співвідношення енергії, що надходить на поверхню Землі від Сонця і з надр планети становить 140:1, що обумовлює складний характер змін температури в товщах гірських порід.

У верхній частині земної кори виділяють три температурні зони: I – сезонних коливань, II-постійної температури та III-наростання температур (рис. 3.3). Зміна температур у зоні I визначається кліматичними умовами місцевості – сезонною прогріваністю та промерзанням грунтів.

Мал. 3.3. Схема розподілу температур у земній корі

Загальна потужність зони I досягає 12-15 м. У міру заглиблення в надра Землі вплив добових і сезонних коливань температур зменшується і на глибині приблизно 15-40 м знаходиться зона постійної температури, що дорівнює середньорічній для даної місцевості. У північній півкулі вона дорівнює +15,5°С, а південному - +13,6°С.

У межах зони ІІІ температура з глибиною зростає. Величина наростання температури на кожні 100 м глибини називається геотермічним градієнтом, а різниця глибин, при якій температура підвищується на один градус, називається геотермічним ступенем.Середня величина цього ступеня становить 33 м. У районах вулканічної діяльності, де в надрах землі розташовуються ділянки розплавленої магми, величина геотермічного ступеня зменшується до 5-7 м.

Про температуру глибоких зон земної кори та верхньої мантії можна судити за температурою лав вулканів. Вона приблизно дорівнює +1500°С.

За рахунок енергії Сонця відбуваються основні геодинамічні на поверхні Землі. Їх прийнято називати екзогенними.Джерелами внутрішнього або ендогенноготепла є енергія, що постійно виникає за рахунок гравітаційного ущільнення ядра і розпаду радіоактивних елементів, що знаходяться в земній корі та мантії. За рахунок ендогенного тепла у земній корі відбуваються такі процеси, як гороутворення, тектонічні деформації та зрушення, землетруси. Виникають та існують осередки та зони розплавлених магм, вулканічні пояси та геотермальні системи.

Сукупність довгострокових у геологічному масштабі часу ендогенних і екзогенних процесів у земній корі призвело до формування сучасного вигляду та складу земної поверхні, зокрема сучасної зміни континентів і морів, їх структурного і матеріального будови.

Речовина земної кори

Речовина земної кори представлена ​​різними гірськими породами (гранітами, пісковиками, пісками, глинами та інших.), які, своєю чергою, складаються з мінералів.

Мінерали- це природні сполуки, що мають певний хімічний склад і внутрішню будову, що утворюються в надрах земної кори та її поверхні. Вони є добре огранені кристали або зерна з елементами огранювання, що володіють певними фізичними властивостями.

3.3.1. Походження мінералів

У земній корі міститься понад I7 000 видів та різновидів мінералів, але лише близько 100 з них мають широке поширення та складають найголовніші гірські породи. Ці мінерали називають породоутворюючими, інші - другорядними.

Всі різноманітні процеси їхньої освіти можна поділити на три групи: ендогенні, екзогенні та метаморфічні.

Ендогенні процесипротікають у надрах Землі. Мінерали народжуються в міру кристалізації магми - силікатного вогненно-рідкого розплаву, за високих температур і тисків. Ці мінерали щільні, з великою твердістю, стійкі до води, кислот, лугів (кварц, силікати та ін.).

Екзогенні процесивластиві поверхні земної кори, де мають місце складні явища взаємодії літосфери з гідросферою, атмосферою та біосферою. У цих процесах мінерали утворюються суші, і навіть шляхом випадання їх із водяних розчинів (озер, морів та інших.). Екзогенні мінерали здебільшого мають низьку твердість і активно взаємодіють із водою чи розчиняються у ній.

Метаморфічні процеси -це переродження мінералів (ендогенних і екзогенних), що утворилися раніше, під впливом високих температур, тисків, а також магматичних газів і води.

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.

Мал. 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.

Мал. 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.

Насамперед необхідно усвідомити саме поняття "тектонічна структура". Під тектонічними структурами розуміють ділянки земної кори, відмінні за будовою, складом та умовами освіти, головним визначальним фактором розвитку яких є тектонічні рухи поряд з магматизмом та метаморфізмом.

Головною тектонічною структурою, безумовно, можна назвати саму земну кору з її особливостями будови та складу. Як уже говорилося вище, земна кора неоднорідна на земній кулі, її поділяють на 4 типи, два з яких основні - континентальна та океанічна. Відповідно, наступними за рангом тектонічними структурами будуть континенти і океани, характерна різниця між якими укладена в особливостях будови кори, що їх складає. Нижчими за рангом будуть структури, що складають континенти та океани. Найважливішими є платформи, рухомі геосинклінальні пояси і прикордонні ділянки древніх платформ і складчастих поясів.

Земна кора (і літосфера) виявляє регіони сейсмічні (тектонічно активні) та асейсмічні (спокійні). Спокійними є внутрішні області континентів та ложа океанів – континентальні та океанічні платформи. Між платформами розташовуються вузькі сейсмічні зони, що маркуються вулканізмом, землетрусами, тектонічними зрушеннями. Ці зони відповідають серединно-океанічним хребтам та зчленуванням острівних дуг або окраїнних гірських хребтів та глибоководних жолобів на периферії океану.

В океанах розрізняють такі структурні елементи:

Серединно-океанічні хребти – рухомі пояси з осьовими рифтами типу грабенів;

Океанічні платформи - спокійні області абісальних улоговин з ускладненнями їх підняттями.

На континентах основними структурними елементами є:

Геосинклінальні пояси

Гірські споруди (орогени), які, подібно до серединно-океанічних хребтів, можуть виявляти тектонічну активність;

Платформи - переважно спокійні в тектонічному відношенні великі території з сильним чохлом осадових гірських порід.

Характерною особливістю будови вузьких грабенообразних

континентальних прогинів (рифтів) є порівняно мала швидкість поширення пружних коливань у верхах мантії: 7,6? 7,8 км/с. Це пов'язують із частковим плавленням речовини мантії під рифтами, що у свою чергу вказує на підйом до підошви кори гарячих мас із верхньої мантії (астеносферний апвеллінг). Привертає увагу витончення земної кори в зонах рифтів до 30? 35 км, причому зменшення потужності відбувається переважно рахунок "гранітного" шару. Так, за даними В.Б.Соллогуба та А.В.Чекунова, потужність кори Українського щита досягає 60 км, на частку "гранітного" шару припадає 25? 30 км. Розташований поруч Дніпровсько-Донецький грабіноподібний прогин, який ототожнюють із рифтом, має земну кору потужністю не більше 35 км, з яких 10? 15 км складає "гранітний" шар. Така будова кори існує незважаючи на те, що Український щит зазнавав тривалого підняття та інтенсивного розмиву, а Дніпровсько-Донецький рифт - стійке прогинання, починаючи з рифею.

Геосинклінальні пояси - лінійно витягнуті ділянки земної кори з тектонічними процесами, що активно проявляються в їх межах. Як правило, перші етапи народження пояса супроводжуються опусканням кори та накопиченням осадових порід. Кінцевий, власне орогенный етап, є підняття кори, що супроводжується вулканізмом і магматизмом. У межах геосинклінальних поясів виділяють антиклінорії, синклінорії, серединні масиви, міжгірські западини, заповнені уламковим матеріалом, що надходить з гір - моласою. Для молас характерне багатство корисними копалинами, у тому числі і каустобілітами. Геосинклінальні пояси обрамляють стародавні платформи та поділяють їх. Найбільшими поясами є: Тихоокеанський, Урало-Охотський, Середземноморський, Північно-Атлантичний, Арктичний. В даний час активність збереглася в Тихоокеанському та Середземноморському поясах.

Гірничоскладчасті області континентів (орогени) характеризуються

"роздуття" потужності кори. У межах спостерігається, з одного боку, піднімання рельєфу, з іншого, - поглиблення поверхні М, тобто. існування коренів гір. Згодом було доведено, що це поняття справедливе для гірничоскладчастих областей в цілому, всередині їх спостерігаються як коріння, так і антикоріння.

Особливістю орогенів є також присутність у низах кори -

верхах мантії областей зниження швидкостей пружних коливань (менше 8 км/с). За своїми параметрами ці області схожі на тіла розігрітої мантії в осьових частинах рифтів. Нормальні мантійні швидкості в орогенах спостерігаються на глибинах 50? 60 км та більше. Наступною особливістю будови кори орогенів є збільшення потужності верхнього шару зі швидкостями 5,8? 6,3 км/с. Складний він метаморфічним комплексом, який зазнав інверсії. У ряді випадків у його складі виявляються шари знижених швидкостей. Так, в Альпах виявлено два шари знижених швидкостей, що залягають на глибинах 10? 20 км і 25? 50 км. Швидкості поздовжніх хвиль у межах дорівнює відповідно: 5,5 ? 5,8 км/сек та 6 км/сек.

Такі низькі швидкості (особливо у верхнього шару) дозволяють припустити існування рідкої фази в твердому кістяку земної кори Альп. Таким чином, комплекс геофізичних даних свідчить про

повсюдне потовщення кори під континентальними гірничоскладчастими спорудами, існування латеральної неоднорідності всередині них, наявність у корі орогенів - особливих тіл із проміжними між корою і мантією швидкостями сейсмічних хвиль.

Платформа - велика геологічна структура, що має тектонічну стійкість і стабільність. За віком їх поділяють на давні (архейського та протерозойського походження) та молоді, закладені у фанерозої. Давні платформи поділяються на дві групи: північну (лавразійську) та південну (гондванську). До північної групи належать: Північно-Американська, Російська (або Східноєвропейська), Сибірська, Китайсько-Корейська. Південна група включає Африкано-Аравійську, Південно-Американську, Австралійську, Індостанську, Антарктичну платформи. Стародавні платформи займають великі ділянки суші (близько 40%). Молоді становлять значно меншу площу материків (5%), вони розташовуються або між давніми (Західно-Сибірська), або їх периферії (Східно-Австралійська, Середньоєвропейська).

Як давні, так і молоді платформи мають двошарову будову: кристалічний фундамент, складений глибоко метаморфізованими породами (гнейси, кристалічні сланці) з великою кількістю гранітних структур, і осадовий чохол, що складається з океанічних і теригенних осадів, а також органо-вулканогенними породами. Частина стародавніх платформ, покрита чохлом, називається плитою. Ці ділянки, як правило, характеризуються загальною тенденцією до опускання та прогинання фундаменту. Ділянки платформ, не вкриті чохлом опадів, звуться щити і характеризуються спрямованістю до підняття. Менш великі виступи фундаменту платформ, що часто покриваються морем, називають масивами. Молоді платформи відрізняються від стародавніх не лише віком. Їхній фундамент менш метаморфізований, у ньому міститься менше гранітних інтрузій, тому вірніше його називати складчастим. З огляду на вік фундамент і чохол мало диференційовані в молодих платформах, тому визначити чітку межу з-поміж них досить складно на відміну древніх платформ. Крім того, молоді платформи повністю вкриті осадовим чохлом, щити в їх структурі вкрай рідкісні, тому їх називають просто плитами. Зазначено, що у платформах північного ряду найпоширеніші плити, тоді як у платформах південного ряду частіше зустрічаються щити.

У межах плит розрізняють синеклізи, антеклізи, авлакогени. Синеклізи - великі пологі западини фундаменту, антеклізи у свою чергу великі та пологі підняття фундаменту. У районах синеклізу підвищена потужність осадового чохла, тоді як вершини антекліз можуть виступати на поверхню у формі масивів. Авлакогени - лінійні прогини завдовжки сотні і завширшки десятки кілометрів, обмежені скидами. На схилах антекліз та синекліз розташовуються тектонічні структури нижчого рангу: плакантикліналі (складки з дуже малим нахилом), флексури та бані.

У прикордонних ділянках виділяють крайові шви, крайові прогини, окраїнні вулканічні пояси. Крайові шви - лінії розломів, якими з'єднуються щити і складчасті пояси. Крайові прогини приурочені до кордонів рухомих поясів та платформ. Окраїнні вулканічні пояси розташовуються на околицях платформ у місцях прояву вулканізму. Складаються вони в основному гранітогнейсовими та вулканічними породами.

Крім них останнім часом були виявлені додаткові тектонічні структури: наскрізні пояси, які поділяють складчасті напластування порід, рифтові пояси, подібні до авлакогенів, але мають більшу протяжність і не містять зім'ятих у складки порід у своєму складі, глибинні розломи.

Т.о. Існує велика різноманітність тектонічних структур, у зв'язку зі своїми масштабами розділених різні ранги: від загальнопланетних (земна кора) до локальних (щити, масиви). Крім масштабу тектонічні структури також різняться формою (підняті, прогнуті) і з комплексу тектонічних процесів, переважають у яких (підняття, опускання, вулканізм).

земний кора гірський порода

Внутрішня будова Землі

В даний час переважна більшість геологів, геохіміків, геофізиків і планетологів приймається, що Земля має умовно сферичну будову з нечіткими межами розділу (або переходу), а сфери – умовно мозаїчно-блокове. Основні сфери – земна кора, тришарова мантія та двошарове ядро ​​Землі.

Земна кора

Земна кора становить найвищу оболонку твердої Землі. Потужність її коливається від 0 на деяких ділянках серединно-океанічних хребтів та океанських розломів до 70-75 км під гірськими спорудами Анд, Гімалаїв та Тибету. Земна кора має латеральною неоднорідністю , тобто. склад і будова земної кори різні під океанами та континентами. На підставі цього виділяються два основні типи кори – океанічна та континентальна та один тип проміжної кори.

● Океанічна кора займає Землі близько 56% земної поверхні. Потужність її зазвичай вбирається у 5-6 км і максимальна біля підніжжя континентів. У її будові виділяються три шари.

Перший шарпредставлений осадовими породами. В основному це глинисті, крем'янисті та карбонатні глибоководні пелагічні опади, причому карбонати з певної глибини зникають внаслідок розчинення. Ближче до континенту з'являється домішка уламкового матеріалу, знесеного з суші (континенту). Потужність опадів коливається від нуля в зонах спредингу до 10-15 км поблизу континентальних підніжжів (періокеанічних прогинах).

Другий шарокеанічної кори у верхній частині(2А) складений базальтами з рідкими та тонкими прошарками пелагічних опадів. Базальти нерідко мають подушкову окремість (піллоу-лави), але відзначаються і покриви масивних базальтів. У нижній частинідругого шару (2В) у базальтах розвинені паралельні дайки долеритів. Загальна потужність другого шару близько 1,5-2 км. Будова першого та другого шару океанської кори добре вивчена за допомогою підводних апаратів, драгуванням та бурінням.

Третій шарокеанічна кора складається з повнокристалічних магматичних порід основного та ультраосновного складу. У верхній частині розвинені породи типу габро, а нижня частина складена «смуговим комплексом», що складається з чергування габро та ультрамафітів. Потужність 3 шару близько 5 км. Він вивчений за даними драгування та спостережень з підводних апаратів.

Вік океанічної кори вбирається у 180 млн. років.

При вивченні складчастих поясів континентів було виявлено у яких фрагменти асоціацій порід, подібних океанським. Г Штейманом було запропоновано на початку XX століття називати їх офіолітовими комплексами(або офіолітами) і розглядати «тріаду» порід, що складається з серпентенізованих ультрамафітів, габро, базальтів та радіоляритів, як релікти океанічної кори. Підтвердження цьому було отримано лише у 60-ті роки XX століття, після публікацій статті з цієї теми А.В. Пейві.

● Континентальна кора поширена у межах континентів, а й у межах шельфових зон континентальних околиць і мікроконтинентів, розташованих усередині океанських басейнів. Загальна площа становить близько 41% земної поверхні. Середня потужність 35-40 км. На щитах та платформах континентів вона варіює від 25 до 65 км, а під гірськими спорудами сягає 70-75 км.

Континентальна кора має тришарову будову:

Перший шар- Осадовий, зазвичай називається осадовим чохлом. Потужність його коливається від нуля на щитах, підняттях фундаменту та в осьових зонах складчастих споруд до 10-20 км в екзогональних западинах плит платформ, передових та міжгірських прогинах. Він складний, переважно, осадовими породами континентального чи мілководного морського, рідше батіального (в глибоководних западинах) походження. У цьому осадовому шарі можливі покриви та сили магматичних порід, що утворюють трапові поля (трапові формації). Віковий діапазон порід осадового чохла від кайнозою до 1,7 млрд. років. Швидкість поздовжніх хвиль становить 2,0-5,0 км/сек.

Другий шарконтинентальної кори або верхній шар консолідованої кори виходить на денну поверхню на щитах, масивах або виступах платформ та в осьових частинах складчастих споруд. Він розкритий на Балтійському (Фенноскандинавському) щиті на глибину понад 12 км Кольською надглибокою свердловиною та на меншу глибину у Швеції, на Російській плиті у Саатлінській уральській свердловині, на плиті у США, у шахтах Індії та Південної Африки. Він складений кристалічними сланцями, гнейсами, амфіболітами, гранітами і гранітогнейсами, і називається гранітогнейсовим або гранітно-метаморфічнимшаром. Потужність цього шару кори досягає 15-20 км на платформах і 25-30 км у гірських спорудах. Швидкість поздовжніх хвиль становить 55-65 км/с.

Третій шарабо нижній шар консолідованої кори був виділений як гранулито-базитовийшар. Раніше передбачалося, що між другим і третім шаром існує чітка сейсмічна межа, названа на ім'я її першовідкривача кордоном Конрада (К) . Пізніше при сейсмічних дослідженнях почали виділяти навіть до 2-3 кордонів. До . Крім того, дані буріння Кольської СГ-3 не підтвердили різницю у складі порід при переході кордону Конрада. Тому в даний час більшість геологів і геофізиків розрізняють верхню і нижню кору за їх відмінними реологічними властивостями: верхня кора жорсткіша, і тендітніша, а нижня - пластичніша. Тим не менш, на підставі складу ксенолітів із трубок вибуху можна вважати, що «грануліто-базитовий» шар містить гранулити кислого та основного складу та базити. На багатьох сейсмічних профілях нижня кора характеризується наявністю численних майданчиків, що відображають, що також може, ймовірно, розглядатися як наявність пластових впроваджень магматичних порід (щось схоже на трапові поля). Швидкість поздовжніх хвиль у нижній корі 6,4-7,7 км/сек.

● Кора перехідного типу є різновидом кори між двома крайніми типами земної кори (океанської та континентальної) і може бути двох типів – субокеанської та субконтинентальної. Субокеанська корарозвинена вздовж континентальних схилів та підніжжів і, ймовірно, підстилає дно улоговин не дуже глибоких та широких окраїнних та внутрішніх морів. Потужність її вбирається у 15-20 км. Вона пронизана дайками та силами основних магматичних порід. Субокеанська кора розкрита свердловиною біля входу в Мексиканську затоку та оголена на узбережжі Червоного моря. Субконтинентальна кораутворюється в тому випадку, коли океанська кора в енсиматичних вулканічних дугах перетворюється на континентальну, але ще не досягає «зрілості». Вона має знижену (менше 25 км) потужність і нижчий рівень консолідованості. Швидкість поздовжніх хвиль у корі перехідного типу трохи більше 5,0-5,5 км/с.

● Поверхня Мохоровичіча та склад мантії. Кордон між корою і мантією досить чітко визначається по різкому стрибку швидкостей поздовжніх хвиль від 7,5-7,7 до 7,9-8,2 км/сек і вона відома як поверхня Мохоровичіча (Мохо або М) на ім'я хорватського геофізика, що виділив її. .

В океанах вона відповідає межі між полосчастим комплексом 3-го шару та серпентинізованими базіт-гіпербазитами. На континентах вона розташована на глибині 25-65 км. і до 75 км. у складчастих областях. У ряді структур виділяється до трьох поверхонь Мохо, відстані між якими можуть досягати кількох кілометрів.

За результатами вивчення ксенолітів з лав та кімберлітів із трубок вибуху передбачається, що під континентами у верхній мантії присутнім крім перидотитів еклогіти (як релікти океанської кори, що опинилися в мантії у процесі субдукції?).

Верхнячастина мантії - це "виснажена" ("деплетована") мантія. Вона збіднена кремнеземом, лугами, ураном, торем, рідкісними землями та іншими некогерентними елементами завдяки виплавленню з неї базальтових порід земної кори. Вона охоплює майже її літосферну частина. Глибше вона змінюється «невичерпною» мантією. Середній первинний склад мантії близький до шпинелевого лерцоліту або гіпотетичної суміші перидотиту та базальту у пропоції 3:1, яка була названа А.Є. Рінгвудом піролітом.

Шар Голіцинаабо середня мантія(мезосфера) – перехідна зона між верхньою та нижньою мантією. Простирається він із глибини 410 км, де відзначається різке зростання швидкостей поздовжніх хвиль, до глибини 670 км. Зростання швидкостей пояснюється збільшенням щільності речовини мантії приблизно на 10%, у зв'язку з переходом мінеральних видів в інші види з щільнішою упаковкою: наприклад, олівіна в вадслеїт, а потім вадслеїту в рингвудіт зі структурою шпинелі; піроксену у гранат.

Нижня мантіяпочинається з глибини близько 670 км і простягається до глибини 2900 км із шаром D в основі (2650-2900 км), тобто до ядра Землі. На підставі експериментальних даних передбачається, що вона повинна бути складена в основному перовскітом (MgSiO 3) та магнезіовюститом (Fe, Mg)O – продуктами подальшої зміни речовини нижньої мантії при загальному збільшенні відношення Fe/Mg.

За останніми сейсмотомографічними даними виявлено значну негомогеність мантії, а також наявність більшої кількості сейсмічних кордонів (глобальні рівні - 410, 520, 670, 900, 1700, 2200 км і проміжні - 100, 300, 0000, 1000, 2 мантії (Павленкова, 2002; Пущаровський, 1999, 2001, 2005; та ін).

За Д.Ю. Пущаровському (2005) будова мантії представляється трохи інакше, ніж вищенаведені дані згідно з традиційною моделлю (Хаїн, Ломізе, 1995):

Верхня мантіяі двох частин: верхня частина до 410 км, нижня частина 410-850 км. Між верхньою та середньою мантією виділено розділ I – 850-900 км.

Середня мантія: 900-1700 км. Розділ ІІ – 1700-2200 км.

Нижня мантія: 2200-2900 км.

● Ядро Землі за даними сейсмології складається із зовнішньої рідкої частини (2900-5146 км) та внутрішньої твердої (5146-6371 км). Склад ядра більшістю приймається залізним із домішкою нікелю, сірки або кисню або кремнію. Конвекція у зовнішньому ядрі генерує головне магнітне поле Землі. Передбачається, що на межі ядра та нижньої мантії зароджуються плюми які потім у вигляді потоку енергії або високоенергетичної речовини піднімаються вгору, формуючи в земній корі або на її поверхні магматичні породи.

Плюм мантійний – вузький, що піднімається вгору потік твердофазного речовини мантії діаметром близько100 км, який зароджується в гарячому, низькощільному прикордонному шарі, розташованому або вище сейсмічної межі на глибині 660 км, або поруч з кордоном ядро-мантія на глибині 2909 км7. За А.Ф. Грачову (2000) мантійний плюм – це прояв внутрішньоплитної магматичної активності, обумовлений процесами в нижній мантії, джерело якої може знаходитися на будь-якій глибині в нижній мантії, аж до межі ядро-мантія (шар «Д»). (На відміну від гарячої точки,де прояв внутрішньоплитної магматичної активності обумовлено процесами у верхній мантії.) Мантійні плюми характерні для дивергентних геодинамічних режимів. По Дж. Моргану (1971) плюмові процеси зароджуються ще під континентами на стадії рифтогенеза (рифтинга). З проявом мантійного плюма зв'язується формування великих склепінних піднять (діаметром до 2000 км), в яких відбуваються інтенсивні тріщинні виливи базальтів Fe-Ti-типу з коматіїтовою тенденцією, помірно збагачених легкими РЗЕ, з кислими дифференціями. . Відносини ізотопів 3 He/4 He(10 -6)>20; 143 Nd/144 Nd - 0.5126-0/5128; 87 Sr/86 Sr - 0.7042-0.7052. З мантійним плюмом пов'язується формування потужних (від 3-5 км до 15-18 км) лавових товщ архейських зеленокам'яних поясів та пізніших рифтогенних структур.

У північно-східній частині Балтійського щита, і на Кольському півострові зокрема, передбачається, що мантійні плюми зумовили формування пізньоархейських толеїтбазальтових і коматіїтових вулканітів зеленокам'яних поясів, пізньоархейського лужногранітного і анортозитового магматизму, комплексу ранньопротезних , 2003).

Плюм-тектоніка – тектоніка мантійних струменів, пов'язана із тектонікою плит. Цей зв'язок виражається в тому, що холодна літосфера, що субдукується, занурюється до межі верхньої і нижньої мантії (670 км), накопичується там, частково продавливаясь вниз, а потім через 300-400 млн. років проникає в нижню мантію, досягаючи її кордону з ядром (290 км). Це викликає зміну характеру конвекції у зовнішньому ядрі та його взаємодії з внутрішнім ядром (кордон між ними на глибині близько 4200 км) і, як компенсація припливу матеріалу зверху, освіта на межі ядро/мантія висхідних суперплюмів. Останні піднімаються до підошви літосфери, частково відчуваючи затримку межі нижньої і верхньої мантії, а тектоносфері розщеплюються більш дрібні плюми, із якими пов'язаний внутриплитный магматизм. Вони ж, мабуть, стимулюють конвекцію в астеносфері, відповідальну за переміщення літосферних плит. Процеси ж, що відбуваються в ядрі, японські автори позначають на відміну від плейт-і плюм-тектоніки, як тектоніку росту (growth teсtonics), маючи на увазі зростання внутрішнього, чисто залізо-нікелевого ядра за рахунок зовнішнього ядра, поповнюваного короваман.

Виникнення мантійних плюмів, що веде до утворення великих провінцій плато-базальтів, передує рифтогенезу у межах континентальної літосфери. Подальший розвиток може відбуватися по повному еволюційному ряду, що включає закладення потрійних сполук континентальних рифтів, подальше утончення, розрив материкової кори та початок спредингу. Однак розвиток окремо взятого плюма не може призвести до розриву материкової кори. Розрив відбувається у разі закладення системи плюмів на континенті і далі процес розколу відбувається за принципом тріщини, що просуває, від одного плюма до іншого.

Літосфера та астеносфера

Літосфераскладається із земної кори та частини верхньої мантії. Це поняття суто реологічне, на відміну кори і мантії. Вона більш жорстка і крихка, ніж більш ослаблена і пластична оболонка мантії, що підстилає, яка була виділена як астеносфера. Потужність літосфери від 3-4 км в осьових частинах серединно-океанських хребтів до 80-100 км на периферії океанів і 150-200 км і більше (до 400 км?) під щитами стародавніх платформ. Глибинні межі (150-200 км і більше) між літосферою та астеносферою визначається з великими труднощами, або зовсім не виявляються, що, ймовірно, пояснюється високою ізостатичною врівноваженістю та зменшенням контрасту між літосферою та астеносферою в прикордонній зоні, обумовленим високим геотермічним зменшенням розплаву в астеносфері і т.д.

Тектоносфера

Джерела тектонічних рухів і деформацій лежать над самій літосфері, а глибших рівнях Землі. У них залучено всю мантію аж до прикордонного шару з рідким ядром. У зв'язку з тим, що джерела рухів проявляються і в пластичному шарі верхньої мантії, що безпосередньо підстилає літосферу – астеносфері, літосферу і астеносферу нерідко поєднують в одне поняття – тектоносферияк сфери прояву тектонічних процесів. У геологічному сенсі (за речовим складом) тектоносфера ділиться на земну кору і верхню мантію до глибини приблизно 400 км, а реологічному сенсі – на літосферу і астеносферу. Кордони між цими підрозділами, як правило, не збігаються, і літосфера зазвичай включає крім кори та якусь частину верхньої мантії.

Останні матеріали

• Основні закономірності татичного деформування ґрунтів

  За останні 15...20 років у результаті численних експериментальних досліджень із застосуванням розглянутих вище схем випробувань отримано великі дані про поведінку ґрунтів при складному напруженому стані. Оскільки в даний час у...

• Пружнопластичне деформування середовища та поверхні навантаження

  Деформації пружнопластичних матеріалів, у тому числі й ґрунтів, складаються з пружних (оборотних) та залишкових (пластичних). Для складання найбільш загальних уявлень про поведінку ґрунтів при довільному навантаженні необхідно вивчити окремо закономірності.

• Опис схем та результатів випробувань ґрунтів з використанням інваріантів напруженого та деформованого станів

  При дослідженні ґрунтів, як і конструкційних матеріалів, теоретично пластичності прийнято розрізняти навантаження і розвантаження. Навантаженням називають процес, при якому відбувається наростання пластичних (залишкових) деформацій, а процес, що супроводжується зміною (зменшенням).

• Інваріанти напруженого та деформованого станів ґрунтового середовища

  Застосування інваріантів напруженого та деформованого станів у механіці ґрунтів почалося з появи та розвитку досліджень ґрунтів у приладах, що дозволяють здійснювати дво- та тривісне деформування зразків в умовах складного напруженого стану.

• Про коефіцієнти стійкості та зіставлення з результатами дослідів

  Так як у всіх розглянутих у цьому розділі задачах ґрунт вважається таким, що знаходиться в граничному напруженому стані, то всі результати розрахунків відповідають нагоді, коли коефіцієнт запасу стійкості к3 = 1.

• Тиск ґрунту на споруди

  Особливо ефективними є методи теорії граничної рівноваги в задачах визначення тиску ґрунту на споруди, зокрема підпірні стінки. При цьому зазвичай приймається заданим навантаження на поверхні ґрунту, наприклад, нормальний тиск р(х), та…

• Несуча здатність основ

  Найбільш типовим завданням про граничну рівновагу ґрунтового середовища є визначення несучої здатності основи під дією нормальної або похилої навантажень. Наприклад, у разі вертикальних навантажень на підставі завдання зводиться до того, що…

• Процес відриву споруд від основ

  Завдання оцінки умов відриву та визначення необхідного для цього зусилля виникає під час підйому суден, розрахунку тримаючої сили «мертвих» якорів, зняття з ґрунту морських гравітаційних бурових опор при їх перестановці, а…

• Розв'язання плоскої та просторової задач консолідації та їх застосування

  Рішень плоскої і більше просторових завдань консолідації як найпростіших залежностей, таблиць чи графіків дуже обмежене число. Є рішення для випадку докладання до поверхні двофазного ґрунту зосередженої сили.

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

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

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

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

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

Розрізняють стародавні та молоді платформи.

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

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

Мал. 7.3. Принциповий розріз платформи

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

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

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

Серед найбільших структурних елементів платформ виділяються щити та плити.

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

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

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

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

Однак можна виділити структури ендогенного, екзогенного та космогенного генези.

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

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

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

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

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

У геологічній будові Білорусі можна відзначити кільцеві структури тектономагматичного походження (Оршанська западина, Білоруський масив), діапірові сольові структури Прип'ятського прогину, вулканічні древні канали типу кімберлітових трубок (на Жлобинській сідловині, Північній частині Білоруського масиву), астроблема.

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

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

Мал. 7.5. Розріз Прип'ятського континентального рифту

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

Мал. 7.6. Профільні розрізи континентальних рифтових систем

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

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