Структура земної кори. Структури земної кори та літосфери

Найбільш великими структурними елементами земної кори є континенти та океани. Відмінності між цими двома найбільшими структурними елементами не обмежуються лише типом земної кори, а простежуються і глибше, у верхню мантію, яка під континентами побудована інакше, ніж під океанами, і ці відмінності охоплюють усю літосферу, а подекуди й тектоносферу. У межах континентів та океанів виділяють менші структурні елементи.

Структурні елементи континентальної земної кори.До основних структурних елементів континентів ставляться континентальні платформи і рухомі пояси, і навіть глибинні розломи.

Континентальні платформи (кратони)є своєрідними ядрами материків і займають великі частини їх площ – близько мільйона квадратних кілометрів. Вони складаються своєрідною континентальної корою потужністю 35 – 45 км. Літосфера у межах досягає потужності 150 – 200 км, а, за деякими даними – 400 км.

У будові платформ розрізняють два структурні поверхи: фундамент та чохол. Потужність осадового чохла становить середньому 3 – 5 км, а найбільш глибоких прогинах і западинах сягає 10-12 км. У виняткових випадках (Прикаспійська низовина) – 20 – 25 км. Кристалічний фундамент складає нижній структурний поверх платформ і складний переважно різною мірою метаморфізованими, а також інтрузивно-магматичними породами, серед яких провідна роль належить граніту. Платформи зазвичай характеризуються рівнинним рельєфом, то низовинним, то плоскогірним. Деякі їх частини можуть бути покриті дрібними, епіконтинентальними морями, на кшталт сучасних Азовського, Балтійського, білого. Їх характеризує також низька швидкість сучасних вертикальних рухів, слабка сейсмічність, відсутність чи рідкісний прояв вулканічної діяльності, знижений порівняно із середньоземним тепловим потоком. Загалом, платформи – це найбільш стійкі та спокійні ділянки континентів.

Найбільш типовими є давні платформи, тобто. платформи, кристалічний фундамент яких формувався протягом архею – протерозою. Докембрійські платформи становлять найдавніші та центральні частини материків і займають близько 40% їхньої площі; Термін «кратон» зазвичай застосовується саме до них. До стародавніх платформ відносяться Північно - Американська, Південно-Американська, Східно-Європейська, Сибірська, Китайсько-Корейська, Африканська, Індостанська, Австралійська, Антарктична, Південно-Китайська. У фундаменті стародавніх платформ переважають архейські та ранньопротерозойські утворення. Ці освіти, як правило, глибоко метаморфізовані; головну роль у тому числі грають гнейси і кристалічні сланці, поширені граніти. Тому такий фундамент називають граніто-гнейсовий чи просто кристалічний.

Значно меншу площу в структурі материків (5%) займають молоді платформи, які розташовуються або по периферії материків, як Середньо- та Західно-Європейські, Східно-Австралійська, Патагонська, або між стародавніми платформами, наприклад, Західно-Сибірська платформа між стародавніми Східно- Європейської та Сибірської. Фундамент молодих платформ складається здебільшого фанерозойськими осадово-вулканічними породами, що зазнали слабкого або навіть початкового метаморфізму. Граніти та інші інтрузивні освіти, серед яких слід відзначити офіолітові пояси, відіграють підлеглу роль у складі цього фундаменту, який на відміну від фундаменту давніх платформ називається не кристалічним, а складчастим. Залежно від віку завершальної складчастості цього фундаменту молоді платформи чи його частини поділяються на эпикаледонские, эпигерцинские, эпикиммерийские. Молоді платформи значно більше покриті осадовим чохлом, ніж древні, і тому їх часто називають просто плитами. Виступи фундаменту, не порушені новітньою тектонічною активізацією і тому не перетворені на внутрішньоконтинентальні орогени, зустрічаються швидше як виняток, одне з них - Казахський щит. Відповідно молоді платформи мають поза такими щитів чи масивів рівнинним, часто низинним характером.

Поверхня платформ неоднорідна. Тут можна виділити кілька дрібніших тектонічних одиниць:

Кристалічні щити характерні переважно для стародавніх платформ і є великими площами виходу на денну поверхню кристалічного фундаменту. Протягом практично всієї геологічної історії ці ділянки континентальної земної кори виявляють стійку тенденцію до підняття та денудації, внаслідок чого осадовий чохол тут має невеликі потужності. Кристалічні щити легко виділяються в межах платформ північного ряду, де вони з усіх боків оточені осадовим чохлом (Канадський, Український, Алданський, Анабарський, Балтійський щити), але значно важче в межах платформ південного ряду, особливо Африканської та Індостанської, на більшій частині площі яких кристалічний фундамент оголюється на поверхні, а осадовий чохол, навпаки, поширений більш обмежено, в межах замкнутих западин. У межах молодих платформ кристалічні щити чи кристалічні масиви мало зустрічаються.

Антеклізи являють собою великі і пологі поховані підняття фундаменту, сотні кілометрів у поперечнику. Глибина залягання фундаменту і відповідно потужність осадового чохла в їх склепінних частинах не перевищує 1 - 2 км. Іноді у центрі антеклізи є щодо невеликі виходи фундаменту (Воронезька антекліза Російської плити, Оленекська антекліза у Сибіру тощо.). У деяких випадках антекліз є як би багатовершинними; ці вершини називаються склепіннями, наприклад Татарський і Токмаковський склепіння Вогло-Уральської антеклізи.

Синеклізи – великі, пологі, майже плоскі западини фундаменту до 3 – 5 км і щодо потужнішим осадовим чохлом. Слід пам'ятати, що антеклізи і синеклізи – дуже пологі структурні форми: кут нахилу шарів становить менше 1 0 . На гондванських платформах синеклізи є ізольованими западинами, оточеними виходами фундаменту (синеклізи Конго, Амазонська тощо). На платформах північного ряду синекліз зазвичай межують з антеклізами, або з щитами. Типовими є Московська сінекліза Російської плити, Амудар'їнська сінекліза Туранської плити і т.д.

Авлакогени чіткі лінійні грабен - прогини, що простягаються на багато сотень кілометрів при ширині в десятки, а іноді й сотні кілометрів, обмежені розломами (скидами) та виконані потужними товщами опадів. Глибина залягання фундаменту нерідко сягає 10 – 12 км, а консолідовані кора та літосфера загалом часто витончені. Геологічна еволюція авлакогенів має подвійну природу. В одних випадках відбувається переродження авлакогенів через рівновеликі прогини в синеклізи і є звичайним явищем. Багато вчених, зокрема Н.С. Шатський вважають, що в основі більшої частини, якщо не всіх синеклізів, повинні знаходитися палеорифти – авлакогени. В інших випадках в результаті процесів стиснення літосфери авлакогени еволюціонують у складчасті зони різного ступеня складності - вали.

Рухливі пояси.Серед рухомих поясів континентів розрізняють складчасті пояси, епіплатформні орогени та рифти.

Складчасті пояси. Є лінійними планетарними структурами, протяжністю в багато тисяч кілометрів і шириною понад 1000 км. Займають окраїнно-континентальне або міжконтинентальне положення, розділяючи та обрамляючи континентальні платформи (Тихоокеанський, Урало-Охотський, Середземноморський, Північно-Атлантичний, Арктичний). Це дуже складні та різноманітні за будовою структури, які почали формуватися в протерозої та являють собою орогенні покривно-складчасті споруди з підвищеною потужністю континентальної кори та сильно розчленованим рельєфом. Вони складені потужними шарами осадових та вулканогенних порід, зім'ятими у складки та переміщеними щодо один одного по зонах розломів. Це тектонічно активні області континентів, які відрізняються високою сейсмічності, інтенсивним проявом процесів магматизму та метаморфізму. Їх характерні значні швидкості і амплітуди тектонічних рухів. Від сусідніх континентальних платформ складчасті пояси відокремлюються прогинами або краєвими швами, які представлені глибинними розломами. Основними структурними елементами рухомих поясів є складчасті області(Великі відрізки поясів, що відрізняються історією розвитку, будовою і відокремлені один від одного великими поперечними розломами; Східно-Казахстанська, Алтаї-Саянська та Монголо-Охотська області Урало-Охотського пояса); складчасті системи(Виразні лінійні структури, що виділяються в межах складчастих областей, мають протяжність більше тисячі кілометрів і розділені жорсткими блоками земної кори - серединними масивами; Уральська, Кавказька, Північно-Тяньшанська системи). Складчасті системи складаються з окремих синкліноріїв та антикліноріїв. Синклінорії -негативні структури, які зазнали тривалого занурення та інтенсивної складчастості на завершальних етапах розвитку; характеризуються великими потужностями вулканогенних та осадових порід, переважанням тонкоуламкових порід; дзеркало складчастості має увігнуту форму. А нтиклінорії –позитивні складчасті структури, що розділяють синклінорії та межують з ними за великими розломами; властиво переважання позитивних рухів; менші потужності товщ, переважне поширення грубоуламкового матеріалу, складки мають опукле дзеркало складчастості. У свою чергу антиклінорії та синклінорії складаються з великої кількості антикліналів та синкліналей.

Доля складчастих поясів після закінчення їх активного розвитку зазвичай полягала в поступовому зрізанні їх гірського рельєфу та складчасто-надвігових структур денудацією та зміні орогенного режиму більш спокійним платформним. Надалі окремі частини поясів перекриваються осадовим чохлом і перетворюються на плити молодих платформ, як це сталося з північною, західносибірською, частиною Урало-Охотського поясу та з північною периферією Середземноморського поясу, нині зайнятою Західноєвропейською, Скіфською та Туранською плитами. Інші частини пояса в новітню тектонічну епоху зазнали повторного гороутворення вже у внутрішньоконтинентальних умовах; приклади – Урал, Тянь-Шань, Алтай та ряд інших гірських споруд в Урало-Охотському та Середземноморському поясах.

Епіплатформні орогени (внутрішньоконтинентальні орогенні пояси) утворюються дома територій, тривалий час являли собою платформу, тобто. їхньому формуванню передував платформний етап розвитку, внаслідок чого вони отримали назву вторинних орогенів, процеси в результаті яких виникли ці структури називають тектонічною активізацією платформ. Епіплатформні орогенні пояси мають гірський рельєф, високу сейсмічність, але низьку магматичну активність.

Розрізняють три основні типи епіплатформних орогенів:

1. Структури безпосередньо прилягають до складчастим поясам. Їхнє утворення пов'язане з орогенезом у суміжних складчастих поясах. Найбільш великими представниками цих структур є гірські системи Алтаю, Тянь-Шаню, Гіндукуша, Паміру, Прибайкалля, Забайкалля, нагір'я Тибету, плато Колорадо, гірський Крим;

2. Епіплатформні орогени, що знаходяться в межах пасивних околиць континентів, такі як Аппалачі, Скандинавські гори і т.д. Передбачається, що вони утворилися внаслідок стиснення, джерелом яких були рифтові зони серединно-океанічних хребтів;

3. Лінійні підняття у глибині платформ, далеко від складчастих поясів і океанів (внутрішньоплатформні вторинні орогени). Урал, Тіманський кряж, плато Путорана в Сибіру, ​​плато Декан на Індостані. Виникнення лінійних орогенів пов'язане з напругами, що стискаються, вздовж древніх швів усередині платформ, а ізометричних - з виступами астеносфери і висхідними конвективними потоками мантії.

Континентальні рифти це системи сейсмічно активних прогинів, що виникли внаслідок розтягування та ущільнення літосфери, що супроводжується на глибині виступами астеносферного шару, що зумовило підйом підвищеного теплового потоку та активну магматичну діяльність. У своїй більшості континентальні рифти сформувалися в неоген-четвертичне час дома великих зводових піднятий континентальної земної кори. Освіта рифтів можна зарахувати до процесів тектонічної активності платформ. Активним рифтовим зонам континентів притаманні рельєф, сейсмічність, вулканізм. Центральне положення в рифтовій зоні зазвичай займає долина, шириною 40-50 км, обмежена скидами, що нерідко утворюють східчасті системи. Тектонічні блоки по краях рифту бувають підняті до позначок 3000 - 3500 м і більше. Протяжність континентальних рифтів становить сотні і навіть тисячі кілометрів за ширини від кількох кілометрів до десятків і сотень кілометрів. Найбільш відомими представниками цих структур є Східно-Африканський пояс, Байкальський та Рейнський рифти. Давні аналоги рифтів є авлакогени.

У межах континентів платформи та складчасті пояси часто перетинаються глибинними розломами. Глибинний розлом – це регіональна або планетарна структура розриву земної кори, що має велику протяжність і значну глибину залягання, з якою протягом тривалого часу пов'язані інтенсивні тектонічні, магматичні та метаморфічні процеси. Глибинні розломи поділяють великі блоки земної кори, що відрізняються тектонічним режимом, структурою та історією розвитку.

Структурні елементи земної кори океану.Найбільшими та значущими елементами океанського дна є серединно-океанічні хребти, океанські платформи та трансформні розломи.

Серединно-океанічні хребти. Утворюють планетарну систему загальною довжиною близько 60 тис. км., що перетинає всі океани і займає близько 1/3 поверхні дна. Океанська кора в межах серединно-океанічних хребтів має мінімальну потужність, а місцями зовсім відсутня; потужність літосфери зазвичай перевищує 30 км.

Серединно-океанічні хребти по всьому своєму протязі тектонічно і вулканічно активні, є сучасними зонами спредингу, тобто. зонами розширення океанського дна та нарощування новоствореної океанічної кори.

Слід зазначити, що серединне становище ці структури займають в Атлантичному та Індійському океанах, у той час як у Тихому та Північному Льодовитому – зрушені до одного з кордонів цих океанів. Хребти піднімаються над ложем океану на 1-3 км, їх ширина становить від сотень до 2-3 тис. км. Деякі хребти або їх відрізки, що відрізняються більшою шириною (до 4 тис. км) та пологими, відносно слабо розчленованими схилами, отримали назву серединно-океанічних піднять.

У будові СОХ виділяють осьові, гребневі та флангові зони.

Осьові зони хребтівчасто виражені вузькими (ширина 20-30 км, глибина 1-2 км) центральними рифтовими долинами, які відрізняються сейсмічності та високим тепловим потоком, являючи собою осі активного розсуву з тріщинами розтягування, численними центрами вулканічних вивержень і застиглими лавовими озерами. Осьові частини хребтів є осьовими зонами виділення внутрішнього тепла Землі, є сучасними поясами сейсмічності і відповідають безпосереднім кордонам літосферних плит, де відбувається новоутворення океанської кори.

Гребінні зони хребтіврозташовуються по обидва боки рифтових долин, мають ширину 50-100 км і відрізняються сильно розчленованим рельєфом і тектонікою блокової. Вони розбиті поздовжніми розломами на вузькі блоки, підняті чи опущені щодо одне одного.

Флангові зони хребтівмають найбільшу ширину і плавно знижуються у бік океанічного ложа. Практично асейсмічні.

Океанські платформи/плити являють собою великі майданні структури, що займають простору між серединно-океанічними хребтами і підводними околицями континентів. Відрізняються щодо спокійною тектонічною обстановкою, нормальним тепловим потоком та обмеженим проявом вулканізму. Практично асейсмічні.

Рельєф океанічних платформ є абісальними рівнинами (абісаль -) з ускладнюючими їх підняттями і хребтами. Деякі абісальні рівнини, особливо в Атлантичному та Індійському океанах мають майже ідеально плоский рельєф, коли всі нерівності згладжені досить потужним шаром опадів, інші, переважно в Тихому океані, характеризуються горбистим рельєфом, який відображає всі нерівності базальтового шару, що підстилає. Серед рівнин височіють підводні вулканічні гори, що іноді виступають над поверхнею океану у вигляді островів (наприклад, острів Реюньйон в Індійському океані, Гавайські острови).

Як основні структурні елементи океанських платформ виступають улоговини і поділяючі їх внутрішні підняття.

Котловинизазвичай займають знижені ділянки абісальних рівнин. Глибина океану з них становить 4000 – 6000 м. Ці структури мають типової океанської корою потужність 5-6 км. Прикладами улоговин можуть бути Гвіанська, Бразильська, Іберійська в Атлантичному океані; Північно-Західна, Наска, Кокосова у Тихому океані.

Внутрішньоплитні океанські підняттяякі поділяють улоговини представлені великими підводними височинами та хребтами. Височини мають як правило овально-округлі обриси (бермудське підняття в Атлантичному океані). Деякі з них за плаский рельєф отримали назву плато. Внутрішньоплитові хребти є чіткими лінійними структурами, що простягаються на тисячі кілометрів. На відміну від СОХ, вони асейсмічні. Океанські підняття піднімаються над суміжними улоговинами на 2-3 км і більше, які найбільш піднесені ділянки утворюють острови і цілі архіпелаги (Бермудські острови, острови Зеленого мису). Підняти мають потовщену океанічну земну кору

Ще одним типом внутрішньоплитних підіймання є мікроконтиненти з витонченою континентальною корою (до 25-30 км). Вони характеризуються плоскою, вирівняною поверхнею рельєфу, що лежить на глибині 2-3 км, і морфологічно виражені підводними плато з островами найбільш піднятих частинах (Сейшельський архіпелаг в Індійському океані).

Трансформні розломи – це розлами, що розчленовують СОХ на окремі сегменти, зміщені відносно один одного на сотні кілометрів. У рельєфі дна трансформні розломи виражені уступами, висотою понад 1 км і витягнутими вздовж них вузькими ущелинами глибиною до 1,5 км. Уздовж розломів спостерігається прояв вулканічної діяльності. Найбільші з трансформних розломів перетинають не тільки СОХ та абісальні рівнини, але можуть продовжуватися і в межах суміжних континентів (розлом Мендосіно в Тихому океані). На перетині СОХ трансформними розломами нерідко виникають великі вулканічні споруди, які нерідко виступають над поверхнею води у вигляді островів (Азорські острови; о. Великодня)

Земна кора в науковому розумінні є найвищою і твердою геологічною частиною оболонки нашої планети.

Наукові дослідження дозволяють вивчити її докладно. Цьому сприяють багаторазові буріння свердловин як у континентах, і на океанському дні. Будова землі та земної кори на різних ділянках планети відрізняються і за складом, і за характеристиками. Верхньою межею земної кори є видимий рельєф, а нижньою – зона поділу двох середовищ, яка також відома як поверхня Мохоровичича. Часто її називають просто "кордон М". Цю назву вона отримала завдяки хорватському сейсмологу Мохоровичичу А. Він довгі роки спостерігав за швидкістю сейсмічних рухів залежно від рівня глибини. У 1909 році він встановив наявність різниці між земною корою та розпеченою мантією Землі. Кордон М пролягає тому рівні, де швидкість сейсмічних хвиль підвищується з 7.4 до 8.0 км/с.

Хімічний склад Землі

Вивчаючи оболонки нашої планети, вчені робили цікаві та навіть приголомшливі висновки. Особливості будови земної кори роблять її схожою з такими ж ділянками на Марсі та Венері. Більш ніж 90 % складових елементів представлені киснем, кремнієм, залізом, алюмінієм, кальцієм, калієм, магнієм, натрієм. Поєднуючись між собою у різних комбінаціях, вони утворюють однорідні фізичні тіла – мінерали. Вони можуть увійти до складу гірських порід у різних концентраціях. Будова земної кори дуже неоднорідна. Так, гірські породи в узагальненому вигляді є агрегатами більш-менш постійного хімічного складу. Це самостійні геологічні тіла. Під ними розуміється чітко окреслена область земної кори, що має у своїх межах однакове походження, вік.

Гірські породи за групами

1. Магматичні. Назва говорить сама за себе. Вони виникають з магми, що вистигла з жерла древніх вулканів. Будова цих порід залежить від швидкості застигання лави. Чим вона більша, тим менше кристали речовини. Граніт, наприклад, сформувався в товщі земної кори, а базальт з'явився внаслідок поступового виливання магми на її поверхню. Різноманітність таких порід досить велика. Розглядаючи будову земної кори, бачимо, що вона складається з магматичних мінералів на 60 %.

2. Осадові. Це породи, які стали результатом поступового відкладення на суші та дні океану уламків тих чи інших мінералів. Це можуть бути як пухкі компоненти (пісок, галька), зцементовані (піщаник), залишки мікроорганізмів (кам'яне вугілля, вапняк), продукти хімічних реакцій (калійна сіль). Вони становлять до 75% усієї земної кори на материках.
За фізіологічним способом утворення осадові породи поділяються на:

• Уламкові. Це залишки різних гірських порід. Вони руйнувалися під впливом природних факторів (землетрус, тайфун, цунамі). До них можна віднести пісок, гальку, гравій, щебінь, глину.
• Хімічні. Вони поступово утворюються з водяних розчинів тих чи інших мінеральних речовин (солі).
• Органічні чи біогенні. Складаються з останків тварин чи рослин. Це горючі сланці, газ, нафта, вугілля, вапняк, фосфорити, крейда.

3. Метаморфічні породи. Вони можуть перетворюватися інші компоненти. Це відбувається під впливом температури, що змінюється, великого тиску, розчинів або газів. Наприклад, з вапняку можна отримати мармур, граніту - гнейс, з піску - кварцит.

Мінерали та гірські породи, які людство активно використовує у своїй життєдіяльності, називаються корисними копалинами. Що вони являють собою?

Це природні мінеральні утворення, які впливають на будову землі та земної кори. Вони можуть використовуватися в сільському господарстві та промисловості як у природному вигляді, так і піддаючись переробці.

Види корисних мінералів. Їхня класифікація

Залежно від фізичного стану та агрегації, корисні копалини можна розділити на категорії:

1. Тверді (руда, мармур, вугілля).
2. Рідкі (мінеральна вода, нафта).
3. Газоподібні (метан).

Характеристики окремих видів корисних копалин

За складом та особливостями застосування розрізняють:

1. Горючі (вугілля, нафту, газ).
2. Рудні. Вони включають радіоактивні (радій, уран) та шляхетні метали (срібло, золото, платина). Є руди чорних (залізо, марганець, хром) та кольорових металів (мідь, олово, цинк, алюміній).
3. Нерудні корисні копалини грають істотну роль такому понятті, як будова земної кори. Географія їх велика. Це неметалеві та негорючі гірські породи. Це будівельні матеріали (пісок, гравій, глина) та хімічні речовини (сірка, фосфати, калійні солі). Окремий розділ присвячено дорогоцінним та поділковим каменям.

Розподіл корисних копалин на планеті безпосередньо залежить від зовнішніх чинників і геологічних закономірностей.

Так, паливні корисні копалини в першу чергу видобувають у нафтогазоносних та вугільних басейнах. Вони мають осадове походження та формуються на осадових чохлах платформ. Нафта і вугілля дуже рідко залягають разом.

Рудні корисні копалини найчастіше відповідають фундаменту, виступам та складчастим областям платформних плит. У таких місцях вони можуть створювати величезні за протяжністю пояси.

Ядро

Зовнішнє ядро ​​знаходиться в розплавленому стані і має більшу потужність, ніж внутрішнє. Останнє піддається колосальному тиску. Речовини, з яких воно складається, знаходяться у постійному твердому стані.

Мантія

Геосфера Землі оточує ядро ​​і становить близько 83 відсотків усієї оболонки нашої планети. Нижня межа мантії знаходиться на величезній глибині майже 3000 км. Цю оболонку прийнято умовно розділяти на менш пластичну і щільну верхню частину (саме з неї утворюється магма) і нижню кристалічну, ширина якої становить 2000 кілометрів.

Склад та будова земної кори

Щоб говорити про те, які елементи входять до складу літосфери, потрібно дати деякі поняття.

Земна кора - це зовнішня оболонка літосфери. Її щільність менша удвічі проти середньої щільністю планети.

Від мантії земна кора відділена кордоном М, яку вже говорилося вище. Так як процеси, що відбуваються на обох ділянках, взаємно впливають один на одного, їх симбіоз називається літосферою. Це означає "кам'яна оболонка". Її потужність коливається не більше 50-200 кілометрів.

Нижче літосфери розташована астеносфера, яка має менш щільну і в'язку консистенцію. Її температура становить близько 1200 градусів. Унікальною особливістю астеносфери є можливість порушувати свої межі та проникати у літосферу. Вона є джерелом вулканізму. Тут знаходяться розплавлені вогнища магми, що впроваджується у земну кору та виливається на поверхню. Вивчаючи ці процеси, вчені змогли зробити багато дивовижних відкриттів. Саме так вивчалася будова земної кори. Літосфера була сформована багато тисяч років тому, але зараз у ній відбуваються активні процеси.

Структурні елементи земної кори

Порівняно з мантією та ядром, літосфера – це жорсткий, тонкий і дуже крихкий шар. Вона складена із комбінації речовин, у складі яких на сьогоднішній день виявлено понад 90 хімічних елементів. Вони розподілені неоднорідно. 98 відсотків маси земної кори посідає сім складових. Це кисень, залізо, кальцій, алюміній, калій, натрій та магній. Вік найдавніших порід та мінералів становить понад 4.5 мільярдів років.

Вивчаючи внутрішню будову земної кори, можна назвати різні мінерали.
Мінерал - порівняно однорідна речовина, яка може бути як усередині, так і на поверхні літосфери. Це кварц, гіпс, тальк тощо. Гірські породи складаються з одного або кількох мінералів.

Процеси, що формують земну кору

Будова океанічної земної кори

Ця частина літосфери переважно складається з базальтових порід. Будова океанічної земної кори вивчена не так досконало, як континентальна. Теорія тектонічних плит пояснює, що океанічна земна кора є відносно молодою, а її останні ділянки можна датувати пізньою юрою.
Її товщина практично не змінюється з часом, тому що вона визначається кількістю розплавів, що виділяються з мантії у зоні серединно-океанічних хребтів. На неї суттєво впливає глибина осадових шарів на дні океану. У найбільш об'ємних ділянках вона становить від 5 до 10 км. Цей вид земної оболонки відноситься до океанічної літосфери.

Континентальна кора

Літосфера взаємодіє з атмосферою, гідросферою та біосферою. У процесі синтезу вони утворюють найскладнішу та реакційно активну оболонку Землі. Саме в тектоносфері відбуваються процеси, що змінюють склад та будову цих оболонок.
Літосфера на земній поверхні не є однорідною. Вона має кілька шарів.

1. Осадовий. Він переважно утворюється гірськими породами. Тут переважають глини та сланці, а також широко поширені карбонатні, вулканогенні та піщані породи. В осадових шарах можна зустріти такі корисні копалини, як газ, нафту та кам'яне вугілля. Усі вони мають органічне походження.
2. Гранітний шар. Він складається з магматичних та метаморфічних порід, які найбільш близькі за своєю природою до граніту. Цей шар зустрічається далеко не скрізь, найяскравіше він виражений на континентах. Тут його глибина може становити десятки кілометрів.
3. Базальтовий шар утворюють породи, близькі до однойменного мінералу. Він щільніший, ніж граніт.

Глибина та зміна температури земної кори

Поверхневий шар прогрівається сонячним теплом. Це геліометрична оболонка. Вона зазнає сезонних коливань температури. Середня потужність шару становить близько 30 м-коду.

Нижче знаходиться шар, ще тонший і крихкий. Його температура постійна і приблизно дорівнює середньорічній, характерній цій галузі планети. Залежно від континентального клімату, глибина цього шару збільшується.
Ще глибше у земній корі знаходиться ще один рівень. Це геотермічний шар. Будова земної кори передбачає його наявність, яке температура визначається внутрішнім теплом Землі і з глибиною.

Підвищення температури відбувається за рахунок розпаду радіоактивних речовин, що входять до складу гірських порід. Насамперед це радій та уран.

Геометричний градієнт – величина наростання температури залежно від ступеня збільшення глибини шарів. Цей параметр залежить від різних факторів. Будова та типи земної кори впливають на нього, так само як і склад гірських порід, рівень та умови їх залягання.

Тепло земної кори є важливим джерелом енергії. Його вивчення дуже актуальне на сьогоднішній день.

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.

Структури земної кори та літосфери

При розгляді деформацій гірських порід, які є наслідком (результатом) рухів земної кори та літосфери, видно, що Земля перебуває у безперервному розвитку. Давні рухи та пов'язані з ними інші геологічні процеси сформували певну будову земної кори, тобто. геологічніструктури аботектоніку земної кори. Сучасні і частково нові рухи продовжують змінювати стародавні структури, створювати сучасні структури, які часто хіба що накладаються на «старі» структури.

Термін тектоніка з латинської означає «будівництво». Під терміном «тектоніка» розуміють, з одного боку, «будова будь-якої ділянки земної кори, що визначається сукупністю тектонічних порушень та історією їх розвитку», а з іншого боку, «вчення про будову земної кори, геологічні структури та закономірності їх розташування та розвитку . У разі синонім терміна геотектоніка».

В.П. Гаврилов дає найбільш оптимальне поняття: «Геологічніструктури - ділянки земної кориілітосфери, які відрізняються від сусідніх ділянок певними поєднаннями складу (назва і генезис), віку, умов (форм) залягання та геофізичних параметрів гірських порід, що їх складають». Виходячи з цього визначення, геологічною структурою можна називати і пласт гірської породи, і розлом, і більші структури земної кори, що складаються із системи елементарних структур, тобто. можна виділяти геологічні структури різних рівнів чи рангів: глобальні, регіональні, локальні та місцеві. На практиці геологи-наймачі, які виконують геологічне картування, виявляють місцеві та локальні структури.

Найбільш великими і глобальними структурами земної кори є континенти або ділянки з континентальним типом земної кори і западини океанів або ділянки з океанічним типом земної кори, а також області їх зчленування, що часто відрізняються активними сучасними рухами, які змінюють і ускладнюють древні структури (рис. 38, 38, 38). Будівельники освоюють насамперед ділянки континентів. В основі всіх континентів лежать давні (дорифейські ) платформи, які оточені або перетинаються гірничо - складчастими поясами та областями.

Платформами називають великі блоки земної кори, що володіють двоярусним (поверховим) будовою. Нижній структурний поверх, складений дислокованими комплексами осадових, магматичних і метаморфічних порід, називають складчастим фундаментом (цоколем, основою), який був утворений найдавнішими дислокаційними рухами.

Верхній поверх, складений майже горизонтально залягають осадовими породами значної потужності - осадовим (платформним) чохлом. Він був утворений за рахунок молодших вертикальних рухів - опускань і піднятий окремих блоків фундаменту, які неодноразово були залиті морем, внаслідок чого виявилися покритими шарами осадових морських і континентальних відкладень, що чергуються.

Протягом тривалого часу формування чохла блоки земної кори в межах платформ відрізнялися слабкою сейсмічності та відсутністю або рідкісним проявом вулканізму, тому вони за характером тектонічного режиму відносяться до відносно стійких, жорстких і малорухливих структур континентальної земної кори. Через потужний майже горизонтальний чохл платформам властиві вирівняні форми рельєфу і характерні повільні сучасні вертикальні рухи. Залежно від віку складчастого фундаменту розрізняють стародавні та молоді платформи.

Стародавніплатформи (кратони) мають докембрійський, за деякими авторами навіть дорифейський фундамент, перекритий осадовими породами (відкладеннями) верхньопротерозойської (рифейської), палеозойської, мезозойської та кайнозойської систем.

Протягом понад 1 млрд років блоки стародавніх платформ були стійкими і малорухливими з переважанням вертикальних рухів. Давні платформи (Східно-Європейська, Сибірська, Китайсько-Корейська, Південно-Китайська, Таримська, Індостанська, Австралійська, Африканська, Північно- та Південно-Американські, Східно-Бразильська та Антарктична) лежать в основі всіх континентів (рис. 40). Головними структурами стародавніх платформ є щити та плити. Щити представляють собою позитивні (щодо підняті), як правило, ізометричні в плані ділянки платформ, у яких на поверхню виходить дорифейський фундамент, а осадовий чохол практично відсутній або має мізерну потужність. У фундаменті виділяють ранньоархейські (біломорські) блоки гранітогнейсових куполів, пізньоархейсько-ранньопротерозойські (карельські) складчасті зони зеленокам'яних поясів із метаморфізованих зеленокам'яно змінених вулканітів основного складу та осадових порід, у т.ч. залізистих кварцитів.

Велика площа фундаментів перекрита осадовим чохлом і називається плитою . Плити порівняно зі щитами є опущені ділянки платформи. Залежно від глибини залягання фундаменту та відповідно потужності осадового чохла виділяються антеклізи та синеклізи, перикратонні прогини та авлакогени та інші дрібніші структурні елементи.

Антеклізи – ділянки плит, у яких глибина залягання фундаменту вбирається у 1…2 км, але в окремих ділянках фундамент може виходити земну поверхню. Маломощний осадовий чохол має антиклінальну форму вигину поверхонь (Воронезька антекліза).

Синеклізи є великими пологими ізометричними або злегка витягнутими структурами в межах плит, обмеженими суміжними щитами, антеклізами або ін. Глибина залягання фундаменту і відповідно потужність осадових порід більше 3...5 км. Крила мають синклінальну форму вигину поверхонь (Московська, Тунгуська). Схили антекліз і синекліз зазвичай складені валами (пологими підняттями) та флексурами (вигинами складок, що відбивають глибинні розломи – Жигулівська флексура).

Найбільша глибина залягання (до 10...12 км) фундаменту спостерігається в авлакогенах . Авлакогени є відносно протяжні (до кількох сотень кілометрів) і вузькі прогини, обмежені розломами і заповнені потужними товщами як осадових, але вулканічних порід (базальтами), що зближує їх за будовою з структурами рифтового типу. Багато авлакогенів переродилися на синеклізи. Серед дрібніших структур на плитах виділяються прогини та западини, склепіння та вали, соляні бані.

Молоді платформи мають молодий архейсько-протерозойсько-палеозойський або навіть палеозойсько-мезозойський вік порід фундаменту і відповідно ще молодший вік порід чохла – мезо-кайнозойський. Найяскравішим прикладом молодої платформи є Західно-Сибірська плита, осадовий чохол якої багатий на поклади нафти і газу. На відміну від стародавніх молоді платформи не мають щитів, а оточені гірсько-складчастими поясами та областями.

Складчасті пояси заповнюють проміжки між стародавніми платформами або відокремлюють їх від западин океанів. У їх межах гірські породи різного походження інтенсивно зім'яті в складки, пронизані великою кількістю розломів та інтрузивних тіл, що вказує на формування їх в умовах стиснення та підсування літосферних плит. До найбільших складчастих поясів відносяться Урало-Монгольський (Охотський), Північно-Атлантичний, Арктичний, Тихоокеанський (часто поділяється на Східно- та Західно-Тихоокеанський) та Середземноморський. Усі вони зародилися наприкінці протерозою. Перші три пояси завершили розвиток до кінця палеозою, тобто. вони як складчасті пояси існують вже понад 250...260 млн. років. Протягом цього часу в їх межах переважають не дислокаційні горизонтальні, а вертикальні відносно повільні рухи. Два останні пояси – Тихоокеанський та Середземноморський, продовжують свій розвиток, що виражаються у прояві землетрусів та вулканізму.

У складчастих поясах виділяють складчасті області, які сформувалися дома різко диференційованих і рухливих областей геологічного минулого, тобто. там, де були, мабуть, і процеси спредингу, і субдукції чи ін. тектонічні рухи, характерні сучасних областей. Складчасті області розрізняють між собою за часом утворення складових їх структур та за віком гірських порід, які зім'яті в складки, пронизані розломами та інтрузіями. На оглядових картах будови земної кори виділяються зазвичай такі області: байкальської складчастості, що утворилася в пізньому протерозої; каледонській – у ранньому палеозої; герцинської чи варисційської – на межі карбону та пермі; кіммерійської чи ларамійської – у пізньої юри і крейди; альпійської – наприкінці палеогену, кайнозойської – у середині міоцену. Окремі ділянки рухомих поясів, у яких формування основних складчастих структур триває (сейсмофокальні зони глибокофокусних землетрусів), розглядаються багатьма вченими як сучасні геосинклінальні області . Таким чином, поняття геосинкліналь і конвергентні кордони, особливо зони Вадати-Заварицького-Беньофа, застосовуються для тих самих структур (ділянок) земної кори. Тільки поняття геосинкліналь використовується, як правило, для древніх складчастих областей та поясів прихильниками геосинклінальної теорії (фіксизму), згідно з якою в утворенні складчастих областей провідну роль відігравали вертикальні рухи. Друге поняття застосовується прибічниками теорії руху літосферних плит (мобілізму) для конвергентних кордонів, у яких переважають горизонтальні руху за умов стиснення, які призводять до утворення розломів, складок як наслідок підняттю земної кори, тобто. сучасних областей складчастості, що розвиваються.

Геосинкліналямін називаються найбільш активні рухливі ділянки земної кори. Вони розташовуються між платформами і являють собою їх рухливі зчленування. Для геосинкліналей характерні різноманітні тектонічні рухи, землетруси, вулканізм, складкоутворення. У зоні геосинкліналей відбувається інтенсивне накопичення потужних товщ осадових порід. До них присвячено близько 72 % усієї маси осадових порід, але в платформах лише 28 %. Розвиток геосинкліналі завершується утворення складчастостей, тобто. областей з інтенсивним зминанням гірських порід у складки, активними розривними дислокаціями і, як наслідок, висхідними вертикальними тектонічними рухами. Цей процес називається орогенез (гороутворенням) і веде до розчленування рельєфу. Так виникають гірські хребти та міжгірські западини – гірські країни.

У межах гірничо-складчастих областей виділяються антиклінорії, синклінорії, крайові прогини та інші дрібніші структури. Відмінною особливістю будови антикліноріїв є те, що в їх ядрах (осьових частинах) залягають найдавніші або інтрузивні (глибинні) магматичні гірські породи, які до периферії структур змінюються «молодішими» породами. Осьові частини синкліноріїв складені більш «молодими» гірськими породами. Наприклад, у ядрах антикліноріїв Уральської гірничо-складчастої герцинської (палеозойської) області розкриваються архейсько-протерозойські метаморфічні породи або інтрузивні породи. Зокрема, ядра Східно-Уральського антиклінорію складені гранітоїдами, тому його називають іноді антиклінорієм гранітних інтрузій. У синкліноріях даної області залягають, як правило, девонсько-кам'яновугільні осадово-вулканогенні породи різною мірою метаморфізовані; у крайовому прогину – потужні товщі наймолодших палеозойських – пермських, гірських порід. Наприкінці палеозою (приблизно 250...260 млн років тому), коли формувалася Уральська гірничо-складчаста область, на місці антикліноріїв існували високі хребти, а на місці синкліноріїв та крайового прогину – западини-прогини. У горах, де гірські породи оголюються на земній поверхні, активізуються екзогенні процеси: вивітрювання, денудація та ерозія. Річкові потоки розрізають і розпилюють область, що піднімається, на гірські хребти і долини. Починається новий геологічний етап – платформний.

Таким чином, структурні елементи земної кори – геологічні структури, різних рівнів (рангів) мають певний розвиток та особливості будови, виражені у поєднанні різних гірських порід, умовах (формах) їх залягання, віці, а також впливають на форми земної поверхні – рельєф. У зв'язку з цим інженери-будівельники при підготовці різних проектних матеріалів та при будівництві, експлуатації споруд, особливо доріг, трубопроводів та інших магістралей повинні враховувати особливості руху та будову земної кори та літосфери.

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