Будова і походження материків

Реферат

Будова і походження материків

1. Будова і вік земної кори

Головними елементами рельєфу поверхні нашої планети є материки і океанічні западини. Цей поділ не є випадковим, воно обумовлене глибокими відмінностями будови земної кори під материками і океанами. Тому земна кора ділиться на два основних типи: на материкову й океанічну кору.

Товщина земної кори варіює від 5 до 70 км, вона різко відрізняється під материками і океанічним дном. Найбільш потужна земна кора під гірськими областями материків - 50-70 км, під рівнинами її товщина зменшується до 30-40 км, а під океанічним дном складає всього 5-15 км.

Земна кора материків складається з трьох потужних шарів, що відрізняються своїм складом і щільністю. Верхній шар складний порівняно нещільними осадовими породами, середній називається гранітним, а нижній - базальтовим. Назви «гранітний» і «базальтовий» відбуваються через схожість цих шарів за складом і щільності з гранітом і базальтом.

Земна кора під океанами відрізняється від материкової не тільки своєю товщиною, а й відсутністю гранітного шару. Таким чином, під океанами присутні лише два шари - осадовий і базальтовий. На шельфі є гранітний шар, тут розвинена кора материкового типу. Зміна кори континентального типу на океанічний відбувається в зоні континентального схилу, де гранітний шар стоншується і обривається. Океанічна кора вивчена ще дуже погано в порівнянні із земною корою материків.

Вік Землі зараз оцінюють приблизно в 4,2-6 млрд. років за астрономічними і радіометричних даних. Вік найдревніших порід материкової земної кори, вивчених людиною, налічує до 3,98 млрд. років (південно-західна частина Гренландії), а породи базальтового шару мають вік понад 4 млрд. років. Безсумнівно, що ці породи не є первинним речовиною Землі. Передісторія цих найдавніших порід тривала багато сотень мільйонів, а може бути, і мільярди років. Тому вік Землі приблизно оцінюють до 6 млрд. років.

2. Будова і розвиток земної кори материків

Найбільші структури земної кори материків - геосинклінальні складчасті пояса і древні платформи. Вони сильно відрізняються один від одного за своєю будовою та історії геологічного розвитку.

Перш ніж перейти до опису будови і розвитку цих головних структур, необхідно розповісти про походження та сутність терміна «геосинкліналь». Цей термін походить від грецьких слів "гео" - Земля і «сінкліно» - прогин. Його вперше вжив американський геолог Д. Дена більше 100 років тому, вивчаючи Аппалач-ські гори. Він встановив, що морські палеозойські відклади, якими складені Аппалачі, мають у центральній частині гір максимальну потужність, значно більшу, ніж на їх схилах. Цей факт Дена пояснив абсолютно правильно. У період опадонакопичення в палеозойську еру на місці Аппалачів розташовувалася прогинається западина, яку він і назвав геосинкліналлю. У її центральній частині прогинання йшло інтенсивніше, ніж на крилах, про це свідчать великі потужності відкладень. Свої висновки Дена підтвердив малюнком, на якому зобразив геосинкліналь Аппалачів. Враховуючи, що опадонакопичення в палеозої відбувалося в морських умовах, він відклав вниз від горизонтальної лінії - передбачуваного рівня моря - все виміряні потужності відкладень в центрі і на схилах Аппалачів. На малюнку вийшла ясно виражена велика впадина на місці сучасних Аппалачів.

На початку XX століття відомий французький вчений Е. Ог довів, що геосинкліналі відігравали велику роль в історії розвитку Землі. Він встановив, що складчасті гірські хребти утворилися на місці геосинкліналей. Усі площі материків Е. Ог розділив на геосинкліналі і платформи; він розробив основи вчення про геосинкліналях. Великий внесок у це вчення внесли радянські вчені А. Д. Архангельський і Н. С. Шатський, які встановили, що геосинклінальний процес не тільки відбувається в окремих прогинах, але й охоплює великі площі земної поверхні, названі ними геосинклінальнимі областями. Пізніше стали виділяти величезні геосинклінальні пояси, в ​​межах яких розташовано кілька геосинклінальних областей. У наш час вчення про геосинкліналях переросло в обгрунтовану теорію геосинклінального розвитку земної кори, у створенні якої провідну роль відіграють радянські вчені.

Геосинклінальниє складчасті пояса є рухливі ділянки земної кори, геологічна історія яких характеризувалася інтенсивним опадонакопиченням, багаторазово проявляються складкообразовательнимі процесами і сильною вулканічною діяльністю. Тут накопичувалися потужні товщі осадових порід, формувалися магматичні породи, часто виявлялися землетрусу. Геосинклінальниє пояса займають великі ділянки материків, розташовуючись між древніми платформами або по їхніх краях у вигляді широких смуг. Геосинклінальниє пояса виникли в протерозої, вони мають складну будову і тривалу історію розвитку. Виділяють 7 геосинклінальних поясів: Середземноморський, Тихоокеанський, Атлантичний, Урало-Монгольський, Арктичний, Бразильський і Внутріафріканскій.

Стародавні платформи - найбільш стійкі і малорухомі ділянки материків. На відміну від геосинклінальних поясів древні платформи відчували повільні коливальні рухи, в їх межах накопичувалися осадові породи зазвичай невеликої потужності, були відсутні складкообразовательние процеси, рідко виявлялися вулканізм і землетруси. Стародавні платформи утворюють у складі континентів ділянки, які є кістяками усіх материків. Це найстародавніші частини материків, що сформувалися в археї і ранньому протерозої.

На сучасних материках виділяють від 10 до 16 древніх платформ. Найбільш великими є Східно-Європейська, Сибірська, Північно-Американська, Південно-Американська, Африкано-Аравійська, Індостанська, Австралійська і Антарктична.

3. Геосинклінальниє складчасті пояса

Геосинклінальниє складчасті пояса ділять на великі і малі, що розрізняються своїми розмірами та історією розвитку. Малих поясів налічують два, вони розташовані в Африці (Внутріафріканскій) і в Південній Америці (Бразильський). Їх геосинклінального розвитку тривало протягом всієї протерозойський ери. Великі пояси почали своє геосинклінального розвитку пізніше - з пізнього протерозою. Три з них - Урало-Монгольський, Атлантичний та Арктичний - завершили своє геосинклінального розвитку ще наприкінці палеозойської ери, а всередині Середземноморського і Тихоокеанського поясів до цих пір збереглися великі території, де геосинклінальні процеси тривають. Кожен геосинклінальний пояс має свої специфічні особливості будови і геологічного розвитку, але є і загальні закономірності в їх будову і розвиток.

Найбільш великими частинами геосинклінальних поясів є геосинклінальні складчасті області, всередині яких виділяють більш дрібні структури - геосинклінальні прогини і геоантіклінальние підняття (геоантікліналі). Прогини є основними елементами кожної геосинклінальної області - ділянками інтенсивного прогинання, осадконакопичення і вулканізму. У межах геосинклінальної області можуть бути два, три і більше таких прогинів. Геосинклінальниє прогини відокремлені один від одного піднятими ділянками - геоантікліналямі, де в основному йшли процеси розмиву. Кілька геосинклінальних прогинів і розташованих між ними геоантіклінальних піднять утворюють геосинклінальної систему.

Прикладом може служити великий Середземноморський пояс, що простягнувся через все східне півкуля від західного узбережжя Європи і північно-заходу Африки до островів Індонезії включно. Усередині цього поясу виділяють кілька геосинклінальних складчастих областей: Західно-Європейську, Альпійську, Північно-Африканську, індокитайський та ін У кожній з цих складчастих областей виділяють багато геосинклінальних систем. Особливо багато їх в складно побудованої Альпійської складчастої області: геосинклінальні системи Піренеїв, Альп, Карпат, Кримсько-Кавказька, Гімалайська та ін

У складній і тривалій історії розвитку геосинклінальних складчастих областей виділяють два етапи - головний і заключний (орогенний).

Головний етап характеризується процесами глибокого опускання земної кори в геосинклінальних прогинах, які є основними ділянками осадконакопичення. У цей же час в сусідніх геоантікліналях відбувається здіймання, вони стають місцями розмиву та зносу уламкового матеріалу. Різко диференційовані процеси опускання в геосинкліналях і підняття в геоантікліналях призводять до дроблення земної кори і до виникнення численних глибоких розривів у ній, званих глибинними розломами. За цим розламах з великих глибин піднімається вгору колосальна маса вулканічного матеріалу, який утворює на поверхні земної кори - на суші або на океанічному дні - численні вулкани, виливають лаву і викидають при вибухах вулканічний попіл і масу уламків гірських порід. Таким чином, на дні геосинклінальних морів поряд з морськими опадами - пісками і глинами - накопичується і вулканічний матеріал, який то утворює величезні товщі ефузивних порід, то перешаровуються з шарами осадових порід. Цей процес відбувається безперервно протягом тривалого опускання геосинклінальних прогинів, в результаті чого накопичується багатокілометрова товща вулканогенно-осадових порід, що об'єднуються під назвою вулканогенно-осадової формації. Цей процес відбувається нерівномірно, залежно від величини рухів земної кори в геосинклінальних областях. У періоди більш спокійного прогинання глибинні розломи «заліковуються» і не поставляють вулканічний матеріал. У ці проміжки часу накопичуються менші за потужністю карбонатна (вапняки і доломіт) і теригенних (піски і глини) формації. У глибоких ділянках геосинклінальних прогинів осідає тонкий матеріал, з якого утворюється глиниста формація.

Процес накопичення потужних геосинклінальних формацій весь час супроводжується рухами земної кори - опусканиями в геосинклінальних прогинах і підняттями в геоантіклінальних ділянках. У результаті цих рухів верстви накопичилися потужних опадів піддаються різних деформацій і набувають сложноскладчатую структуру. Найбільш сильно складкообразовательние процеси проявляються в кінці головного етапу розвитку геосинклінальних областей, коли опускання геосинклінальних прогинів припиняється і починається загальне підняття, яке охоплює спочатку геоантіклінальние ділянки та крайові частини прогинів, а потім і їх центральні частини. Це призводить до інтенсивного зминанню в складки всіх верств, що утворилися в геосинклінальних прогинах. Море відступає, опадонакопичення припиняється і зім'яті в складні складки шари виявляються вище рівня моря; виникає сложноскладчатая гірська область. До цього часу - до кінця головного геосинклінального етапу - приурочене впровадження великих гранітних інтрузій, з якими пов'язане утворення багатьох родовищ металічних корисних копалин.

Геосинклінальниє складчасті області вступають у другий, орогенний етап свого розвитку слідом за підняттями, що відбулися в кінці головного етапу. На орогенним етапі тривають процеси підняття і утворення великих гірських ланцюгів і масивів. Паралельно з формуванням гірських гряд утворюються великі западини, розділені гірськими масивами. У цих западинах, званих міжгірськими, відбувається накопичення грубоуламкові порід - конгломератів і грубих пісків, які отримали назву молассовие формації. Крім міжгірських западин, молассовие формація накопичується і в крайових частинах платформ, що примикають до утворився гірських масивах. Тут на орогенним етапі, виникають так звані крайові прогини, в яких відбувається накопичення не тільки молассовие формації, але і соленосних або вугленосної формації, в залежності від кліматичних умов і умов осадконакопичення. Орогенний етап супроводжується складкообразовательнимі процесами та впровадженням великих гранітних інтрузій. Геосинклінальная область поступово перетворюється в дуже складно побудовану складчасту гірську область. Закінчення орогенного етапу знаменує закінчення геосинклінального розвитку - припиняються процеси горотворення, складчастості, прогинання міжгірських западин. Гірська країна вступає в платформний етап, який супроводжується поступовим згладжуванням рельєфу і повільним накопиченням спокійно залягаючих порід платформного чохла поверх сложноскладчатих, але нівельованим з поверхні геосинклінальних відкладень. Формується платформа, складчастим підставою (фундаментом) якої стають перемятие в складки породи, що утворилися в геосинклінальних умовах. Власне платформеними є осадові породи платформного чохла.

Процес розвитку геосинклінальних областей з часу утворення перших геосинклінальних прогинів до перетворення їх у платформні області тривав десятки і сотні мільйонів років. У результаті цього тривалого процесу багато геосинклінальні області всередині геосинклінальних поясів і навіть цілі геосинклінальні пояси повністю перетворилися на платформні території. Платформи, що утворилися всередині геосинклінальних поясів, отримали назву молодих, так як їх складчасте підставу сформувалося значно пізніше, ніж в древніх платформ. За часом формування фундаменту розрізняють три головних типи молодих платформ: із докембрійських, палеозойських і мезозойських складчастим підставою. Фундамент перших платформ сформувався в кінці протерозою після байкальської складчастості, в результаті якої виникли складчасті структури - Байкаліди. Фундамент другий платформ сформувався наприкінці палеозою після герцинської складчастості, в результаті якої виникли складчасті структури - герциніди. Фундамент третього типу платформ утворився в кінці мезозою після мезозойської складчастості, в результаті якої виникли складчасті структури - мезозоїдах.

У межах областей байкальської і палеозойської складчастості, які сформувалися як складчасті області багато сотень мільйонів років тому, великі площі покриті досить потужним платформних чохлом (сотні метрів і перші кілометри). У межах областей мезозойської складчастості, які сформувалися як складчасті області значно пізніше (час прояву складчастості від 100 до 60 млн. років), платформний чохол зміг утворитися на порівняно невеликих ділянках, а на значних площах поверхні Землі тут оголені складчасті структури мезозоїд.

Закінчуючи опис будови і розвитку геосинклінальних складчастих поясів, слід охарактеризувати їх сучасну структуру. Раніше було вже зазначено, що обидва малих пояса - Бразильський і Внутріафріканскій, а також три з великих поясів - Урало-Монгольський, Атлантичний та Арктичний - давно закінчили своє геосинклінального розвитку. У наш час геосинклінальний режим продовжує зберігатися на значних площах Середземноморського і Тихоокеанський пояс. Сучасні геосинклінальні області Тихоокеанського поясу знаходяться на головному етапі, вони зберегли рухливість до теперішнього часу, тут інтенсивно проявляються опускання і підняття окремих ділянок, сучасні складкообразовательние процеси, землетруси, вулканізм. Інша картина спостерігається в межах Середземноморського поясу, де сучасна Альпійська геосинклінальная область була охоплена молодий кайнозойської альпійської складчастістю і знаходиться зараз на орогенним етапі. Тут найвищі на Землі гірські масиви (Гімалаї, Каракорум, Памір і ін), які до цих пір є постачальниками грубоуламкові матеріалу в розташовані поряд міжгірські западини. У Альпійської геосинклінальної області ще досить часті землетруси, інколи проявляють свою дію окремі вулкани. Геосинклінальний режим тут завершується.

Геосинклінальниє складчасті області є основними джерелами видобутку найважливіших корисних копалин. Серед них найбільшу роль відіграють руди різних металів: міді, свинцю, цинку, золота, срібла, олова, вольфраму, молібдену, нікелю, кобальту та ін До осадових порід міжгірських западин і крайових прогинів приурочені великі родовища кам'яного вугілля, нафтові і газові родовища.

4. Стародавні платформи

Головною особливістю будови всіх платформ є наявність двох різко відмінних один від одного структурних поверхів, званих, фундаментом і платформних чохлом. Фундамент має складну будову, він утворений сильно складчастими і метаморфізованими породами, прорваними різноманітними інтрузіями. Платформний чохол залягає майже горизонтально на розмитій поверхні фундаменту з різким кутовим незгодою. Він утворений шарами осадових гірських порід.

Давні і молоді платформи розрізняються за часом утворення складчастого фундаменту. У стародавніх платформ породи фундаменту формувалися в археї, ранньому і середньому протерозої, а породи платформного чохла почали накопичуватися з пізнього протерозою і продовжували формуватися протягом палеозойської, мезозойської та кайнозойської ер. На молодих платформах фундамент утворився пізніше, ніж на древніх, відповідно пізніше почалося і накопичення порід платформного чохла.

Стародавні платформи покриті чохлом осадових порід, але в деяких місцях, де цей чохол відсутня, фундамент виходить на поверхню. Ділянки виходу фундаменту називають щитами, а території, покриті чохлом, - плитами. На плитах виділяють два типи платформних западин. Одні з них - синеклізи - представляють собою плоскі і великі западини. Інші - авлакогени - вузькі, довгі, обмежені з боків розломами, глибокі прогини. Крім того, на плитах є ділянки, де фундамент піднятий, але не виходить на поверхню. Це антеклізи, вони зазвичай поділяють сусідні синеклізи.

Фундамент оголюється на північно-заході в межах Балтійського щита, а більша частина розрізу розташовується на Російській плиті. На Російській плиті видно широкий і пологий Московська синекліза, центральна частина якої знаходиться в околицях Москви. Далі на південний схід, в районах Курська і Воронежа, розташована Воронезька антекліза. Тут фундамент піднесений і прикритий малопотужним платформних чохлом. Ще південніше, в межах України, знаходиться вузький, але дуже глибокий Дніпровсько-Донецький авлакоген. Тут фундамент занурений на дуже велику глибину по великих розломах, розташованим по обидві сторони авлакогена.

Породи фундаменту древніх платформ формувалися протягом дуже тривалого часу (архей - ранній протерозой). Вони неодноразово піддавалися процесам складчастості і метаморфізму, в результаті чого стали міцними - кристалічними. Вони зім'яті в надзвичайно складні складки, мають велику потужність, в їх складі широко поширені магматичні породи (ефузивні та інтрузивні). Всі ці ознаки свідчать про те, що породи фундаменту формувалися в геосинклінальних умовах. Процеси складкоутворення закінчилися в ранньому протерозої, вони завершили геосинклінальний режим розвитку.

Розпочався новий етап - платформний, який триває і в даний час.

Породи платформного чохла, які почали накопичуватися з пізнього протерозою, різко відрізняються за будовою і складом від кристалічних порід фундаменту. Вони не складчасті, не метаморфізовані, мають невеликі потужності, в їх складі рідко зустрічаються магматичні породи. Зазвичай породи, що складають платформний чохол, залягають горизонтально і мають осадове морське або континентальне походження. Вони утворюють відмінні від геосинклінальних платформні формації. Ці формації, що покривають плити і заповнюють западини - синеклізи і авлакогени, представлені чергуються глинами, пісками, пісковиками, мергелями, вапняками, доломітами, які утворюють шари, дуже витримані за складом і потужності. Характерною платформної формацією є також писальний крейда, утворює шари в кілька десятків метрів. Іноді зустрічаються вулканогенні породи, що отримали назву траповий формації. У континентальних умовах при теплому вологому кліматі накопичувалася потужна вугленосна формація (чергування пісковиків і глинистих порід з прошарками і лінзами кам'яного вугілля), а в умовах сухого жаркого клімату - формація червонокольорові пісковиків і глин або соленосних формація (глини та пісковики з прошарками і лінзами солей) .

Різко різну будову фундаменту і платформного чохла свідчить про двох великих етапи в розвитку древніх платформ: геосинклінальної (формування фундаменту) і платформенном (накопичення платформного чохла). Платформенному етапу передував геосинклінальний.

5. Будова океанічного дна

Незважаючи на те, що океанологічні дослідження дуже сильно зросли за два останні десятиліття і широко проводяться в даний час, геологічна будова дна океанів залишається ще погано вивченим.

Відомо, що в межах шельфу тривають структури материкової земної кори, а в зоні континентального схилу відбувається зміна континентального типу земної кори океанічним. Тому до власне океанічного дна відносяться западини дна океанів, розташовані за материковим схилом. Ці величезні западини відрізняються від материків не тільки будовою земної кори, але і своїми тектонічними структурами.

Найбільш великі площі океанічного дна є глибоководні рівнини, розташовані на глибинах 4-6 км і розділені підводними височинами. Особливо великі глибоководні рівнини є в Тихому океані. По краях цих величезних рівнин розташовані глибоководні жолоби - вузькі і дуже довгі прогини, витягнуті на сотні й тисячі кілометрів.

Глибина дна в них досягає 10-11 км, а ширина не перевищує 2-5 км. Це найглибші ділянки на поверхні Землі. По околицях цих жолобів розташовані ланцюжка островів, звані острівними дугами. Такими є Алеутська й Курильська дуги, острови Японії, Філіппінські, Самоа, Тонга і ін

На дні океану зустрічається багато різних підводних височин. Одні з них утворюють справжні підводні гірські хребти і ланцюги гір, інші піднімаються з дна у вигляді окремих пагорбів і гір, треті з'являються над поверхнею океану у вигляді островів.

Виняткове значення в структурі дна океанів мають серединно-океанічні хребти, що отримали свою назву тому, що вперше були виявлені посередині Атлантичного океану. Вони простежені на дні всіх океанів, утворюючи єдину систему піднять на відстані більше 60 тис. км. Це одна з найграндіозніших тектонічних зон Землі. Починаючись у водах Північного Льодовитого океану, вона простягається широкою грядою (700-1000 км) у середній частині Атлантичного океану і, огинаючи Африку, проходить в Індійський океан. Тут ця система підводних хребтів утворює дві гілки. Одна йде в Червоне море, інша огинає з півдня Австралію і продовжується в південній частині Тихого океану до берегів Америки. У системі серединно-океанічних хребтів часто виявляються землетрусу і сильно розвинений підводний вулканізм.

Сучасні мізерні геологічні дані про будову океанічних западин не дозволяють ще вирішити проблему їх походження. Поки що можна лише сказати, що різні океанічні западини мають різне походження і вік. Найбільш древній вік має западина Тихого океану. Більшість дослідників вважає, що вона виникла ще в докембрії і її ложі є залишком найдавнішої первинної земної кори. Западини інших океанів більш молоді, більшість вчених вважає, що вони утворилися на місці раніше існуючих материкових масивів. Найбільш древній з них є западина Індійського океану, передбачається, що вона виникла в палеозойську еру. Атлантичний океан виник на початку мезозою, а Північний Льодовитий - в кінці мезозою або на початку кайнозою.

Література

1.Аллісон А., Палмер Д. Геологія. - М., 1984

2.Вологдін А.Г. Земля життя. - М., 1996

3.Войткевіч Г.В. Геологічна хронологія Землі. - М., 1994

4.Добровольскій В.В. Якушова А.Ф. Геологія. - М., 2000