Області складчастості земної кори
Матеріал з Вікіпедії — вільної енциклопедії.
У Вікіпедії є статті про інші значення цього терміна: Кора.
Земна́ кора́ — зовнішній шар земної кулі, одна зі структурних оболонок планети, як ядро, мантія. Земна кора є твердим утворенням товщиною 5—40 км, що становить 0,1—0,5 % радіуса Землі. Від мантії Землі відокремлена поверхнею Мохоровичича. Фактично земна кора ніби плаває на поверхні магми, і тому на планеті спостерігаються її деформації та рухи. В основі сучасних уявлень про структуру лежать геофізичні дані про швидкість поширення пружних (переважно поперечних) хвиль.
Типи земної кори[ред. | ред. код]
Схематичний профіль перехідної зони «континент-океан»
Земна кора відрізняється під материками та океанами за складом та потужністю. Розрізняють материкову та океанічну земну кору, що різняться за складом, будовою, потужністю й іншими характеристиками. У залежності від густини порід, що її складають, у корі виділяють три шари: «базальтовий», «гранітний» та осадовий.
Потужність континентальної кори в залежності від тектонічних умов становить від 25-45 км (на платформах) до 60-80 км (в областях гороутворення). У континентальній корі розрізняють осадовий (до 20-25 км), «гранітний» або «гранітно-метаморфічний» (в середньому 15 км, густина порід 2,6-2,7 т/м³) і «базальтовий» (20-35 км, густина порід 2,7-3,0 т/м³) шари. Назви «гранітного» і «базальтового» шарів умовні і історично пов’язані з виділенням межі Конрада, яка їх розділяє. Обидва ці шари іноді об’єднують в поняття консолідованої кори.
Основна відмінності океанічної кори від континентальної — відсутність «гранітного» шару, істотно менша потужність (2-10 км), більш молодий вік (юра, крейда, кайнозой), велика латеральна однорідність. Океанічна кора складається з трьох шарів. Перший шар, або осадовий, має потужність до 1-2 км. Другий шар — вулканічний, або акустичний підмурівок, має в середньому потужність 1-2 км (за іншими даними, 1,2-1,8 км). Детальні дослідження дозволили розділити його на три горизонти (2А, 2В і 2С). Третій шар океанічної кори — «базальтовий» потужністю 4-8 км (інші дані — від 2 до 5 км).
Вік[ред. | ред. код]
Материкова земна кора є послідовним нашаруванням осадових гірських порід різного віку. Нижні горизонти таких нашарувань є найстаршими. Часто вони можуть бути метаморфізованими, тобто такими, які пройшли певну термічну обробку в земних надрах. Вік гірських порід визначають застосовуючи спеціальні методи. Цим займається наука геохронологія. Великою кількістю радіологічних досліджень доведено, що вік найстарших гірських порід земної кори за торієм-232 є не більшим ніж 3,5 мільярда років. Тому прийнято вважати, що вік найстарших гірських порід земної кори не перевищує 3,5 млрд років — а вік нашої планети — приблизно 5 млрд. років.
Протягом перших 2 млрд років, можливо, сформувалося від 50 % до 70-80 % всієї сучасної континентальної кори, в наступні 2 млрд років — щонайбільше 40 %, і лише близько 10 % — за останні 500 млн років, тобто у фанерозої. Переломний момент в розвитку земної кори мав місце у пізньому докембрії, коли в умовах існування великих плит вже зрілої континентальної кори стали можливі великомасштабні горизонтальні переміщення, що супроводжувалися субдукцією та обдукцією новоутвореної літосфери. З цього часу утворення і розвиток земної кори відбувається в геодинамічній обстановці, зумовленій механізмом тектоніки плит.
Рухи[ред. | ред. код]
Земна кора, як і гідросфера, є рухомою системою. Глибинними розломами земна кора розділена на блоки. В результаті взаємодії двох сил — тяжіння Землі до Місяця і відцентрової внаслідок обертання Місяця навколо Землі, виникають добові вертикальні рухи земної кори а також припливи і відпливи води в океанах і морях. Подібно такі рухи відбуваються за рахунок обертання Землі разом з Місяцем довкола Сонця. Встановлено, що такі плавні рухи земної кори відбуваються двічі протягом доби і досягають амплітуди декількох десятків сантиметрів. Напрямки цих рухів не є постійними, вони періодично змінюються. У масштабі мільйонів років вони викликали затоплення морем величезних територій і навпаки — виникнення та ріст гірських масивів. Унаслідок такого піднімання земної кори ростуть молоді гори, наприклад структури альпійської гірської системи, до якої належать і Крим, і Карпати. Геофізичними дослідженнями встановлено, що зараз поверхня Карпат піднімається зі швидкістю 0,1 — 10 мм за рік.
Коливальні рухи земної кори[ред. | ред. код]
Повільні плавні безперервні вертикальні переміщення мас гірських порід; одна з форм тектонічних рухів. Причину їх вбачають у глибинних процесах, що відбуваються в мантії Землі, деякі вчені — у космогенних процесах. Коливальні рухи земної кори впливають на зміни рівня Світового океану, що є однією з причин трансгресій та регресій моря, на склад, шаруватість і потужність осадів, на інтенсивність процесів денудації тощо.
Радіальні рухи земної кори[ред. | ред. код]
Рухи земної кори, паралельні радіусу Землі. Протікають повільно або швидко, при землетрусах — стрибкоподібно. Нерідко називаються коливальними рухами земної кори.
Основні тектонічні елементи земної кори[ред. | ред. код]
Найбільш древні і тектонічно малорухливі обширні області материків — древні платформи (кратони), утворені фундаментом з метаморфічних порід докембрійської, в основі архейської і ранньопротерозойської доби, які виступають на поверхню в межах щитів, і платформних чохлів. Євразія поділяється на такі платформи: Східноєвропейська, Сибірська, Китайсько-Корейська, Південнокитайська, Індостанська, Аравійська. На других материках — по одній платформі більш великих розмірів. Інший основний тип тектонічних областей материків і перехідних зон — широкі і досить протяжні рухомі пояси, що виникли 1,6-1 млрд років тому і які протягом пізнього протерозою і фанерозою пройшли складну історію тектонічного розвитку.
Головні типи сучасних тектонічних областей ложа океанів — їх рухомі зони — так звані серединно-океанічні рифтові пояси і розташовані між ними і околицями материків більш стабільні області — океанічні плити.
| Глибина[3] км | Шари | Щільність г/см³ | |
|---|---|---|---|
| 0-60 | Літосфера | — | |
| 0-35(75) | Земна кора | 2,2-2,9 | |
| 35-60 | … Верхня мантія Землі | 3,4-4,4 | |
| 35-2890 | Мантія | 3,4-5,6 | |
| 70—150(400) | … Астеносфера | — | |
| 2890-5100 | Зовнішнє ядро | 9,9-12,2 | |
| 5100-6378 | Внутрішнє ядро | 12,8-13,1 |
Хімічний склад[ред. | ред. код]
Більшість (99,79 %) маси кори припадає усього на 9 елементів, масові частки яких представлені в наступній таблиці[4]:
Оскільки кисень і кремній є найбільш поширеними елементами, їх сполуки — силікати, є основними породооутворюючими породами земної кори.
Див. також[ред. | ред. код]
- Континентальна земна кора
- Океанічна земна кора
- Перехідні зони «континент-океан»
Примітки[ред. | ред. код]
Джерела[ред. | ред. код]
- Дослідження гравітаційного поля, топографії океану та рухів земної кори в регіоні Антарктики: монографія / О. М. Марченко, К. Р. Третяк, А. Я. Кульчицький та ін. ; за заг. ред. О. М. Марченка, К. Р. Третяка ; М-во освіти і науки, молоді та спорту України, Нац. ун-т «Львів. політехніка». — Л. : Вид-во Львів. політехніки, 2012. — 308 c. : іл., 6 окр. арк. іл. — Бібліогр.: с. 294—304 (221 назва). — ISBN 978-617-607-206-5
- Мала гірнича енциклопедія : у 3 т. / за ред. В. С. Білецького. — : Східний видавничий дім, 2004—2013.
- Третяк П. Р. Лісівнича історія. Навчальний посібник. — Львів, 2002.
Источник
Матеріал з Вікіпедії — вільної енциклопедії.
Складчастість (англ. folding) — порушення нормального залягання геологічних пластів без розриву їхньої суцільності, але з утворенням складок[1].
Загальний опис[ред. | ред. код]
Процес деформації шарів земної кори без порушення їхньої суцільності (без розриву), що відбувається під впливом тектонічних рухів і почасти екзогенних процесів і веде до виникнення в пластах гірських порід вигинів (складок) різного масштабу і форми.
У глобальному масштабі процес складкоутворення має безперервно-переривчастий характер і веде до утворення складчастих областей і гірських складчастих систем різної висоти і протяжності .
Дуже «жорсткі» складки гірських порід, Східна Австралія
Складка гірських порід в Кельце
Синкліналь поблизу Барстоу, Каліфорнія
Протягом геологічної історії Землі виділяється кілька періодів посилення складкоутворення, званих епохами складчастості або тектогенезу .
Різновиди складчастості[ред. | ред. код]
|
|
Давні складчастості[ред. | ред. код]
Регіональні складчастості за континентом та їхній приблизний вік.
Вік орогенезів (складчастостей) подано в дужках в млн років тому, від початку до закінчення активної фази. Знаком тильди позначено приблизний вік найбільшої тектонічної активності.
| Європа | Азія | Африка | Північна Америка | Південна Америка | Австралія і Океанія | Антарктида |
|---|---|---|---|---|---|---|
| Альпійська складчастість (кайнозой, 0–60) | ||||||
| Елладська | Гімалайська | Пасаденська (0–2) Ларамійська (40–70) | Андська (0–200) | Кайкурська (0–24) | ||
| Мезозойська складчастість (юра – палеоцен, 60–145) | ||||||
| Карпатська Кіммерійська (60–150) | Катайзійська Дабісульська Кіммерійська Колимська | Ларамійська (40–70) Сев’єрська (50–140) Невадійська (145—155) Акадійська (50–375) | Андська (0–200) | Рангітатська (99–142) | ||
| Герцинська складчастість (перм – юра, 145—260) | ||||||
| Антлерська Овачитська Акадійська (50–375) | Хантер–бовенська (225—260) | |||||
| Каледонська складчастість (силур – перм, 260—410) | ||||||
| Уральська (250—323) | Уральська (250—323) | Мавританська (270—320) | Сономська (240—270) Аллеганська (260—325) Іннуїтська (~345) Акадійська (50–375) Східногренландська (350—650) | Гондванійська (250—300) Токоська (300—330) | Алісспринзька (300—450) Канімбланська (~318) Тухуайська (330—370) | |
| Байкальська складчастість (кріогеній – силур, 410–650) | ||||||
| Тіманська (550—620) Галицька (550—650) Кадомська (550—650) | Алтайська Байкальська (550—650) | Куунзька (530—570) Дамарська (480—580) Східноафриканська (620—750) Замбезійська (520—890) Панафриканська (530—1000) | Таконська (440—550) Східногренландська (350—650) | Фаматійська (460—490) Пампаська (525—555) Бразильська (530—1000) Теравстралійська (300—1000) | Алісспринзька (300—450) Деламерійська (514—510) Лахленська (440—540) Петерманська (535—550) | Росська (~480–550) Бірдморська (620—633) |
| (тоній – кріогеній, 650—1000) | ||||||
| Дальсландська (950—1000) Свеконорвезька (900—1250) | Східноафриканська (620—750) Замбезійська (520—890) Панафриканська (530—1000) Мозамбіцька (650—1000) Ірумідська (900—1000) | Карірівелоська Бразильська (530—1000) Теравстралійська (300—1000) | Едмундіанська (850—920) | |||
(ранній – середній протерозой, 1000—2500) | ||||||
| Свеконорвезька (900—1250) Готська (1500—1750) Карельська (1750—1900) Свекофенська (1700—2000) | Араваллійська | Кібарська (1000—1400) Ебурнійська (2000—2200) | Гренвільська (1000—1300) Мазатзальська (1650—1675) Явапайська (1700—1710) Іванпаська Бігскайська (~1770) Пенокеанська (1840—1850) Гудзонська (1800—2000) Вупмейська (1900—2100) | Сансасійська (1100—1465) | Оларіанська Капрікорнська Масгрейвська (~1080) Ісанська (~1600) Караранська (~1650) Мангарунська (1620—1680) Олбані–фрезерська (1020—1710) Япангкузька (~1765) Кімбанська (1700—1845) Баррамундійська (1800—1870) Гленбурзька (1920—2005) Сліфордська (2420—2440) | Німродська (1000 ± 150) Ранньорукерська (1700—2000) |
| Архейська складчастість (архей, 2500–4000) | ||||||
| Лопіанська (2600—2900) Саамська (2900–3100) | Алгоманська (2500—2700) Лаврентіївська (~ 3500) | Трансамазонська | Пілбарська (~ 3500) | Інсельська (2650 ± 150) Гумбольдтська (~ 3000) Рейнірська (~ 3500) Напірська (4000 ± 200) | ||
Див. також[ред. | ред. код]
- Складки
- Епоха складчастості
- Складчастість гірських порід
- Складчаста область
- Складчаста система
- Складчастий пояс
- Складчасті гори
- Складчасті порушення
- Складчасто-брилова споруда гірського Криму
- Соляна тектоніка
- Цикл складчастості
Примітки[ред. | ред. код]
- ↑ Лазаренко Э. А., 1978
Література[ред. | ред. код]
- Мала гірнича енциклопедія : у 3 т. / за ред. В. С. Білецького. — Д. : Східний видавничий дім, 2004—2013.
- (рос.) Лазаренко Э. А. По вулканическим Карпатам : Путеводитель. — Ужгород : Карпати, 1978. — 96 с.
- (рос.) Короновский Н. В., Ясманов Н. А. Геология: учебник для студ. высш. учеб. заведений. — М. : Издательский цент «Академия», 2011. — 448 с. — ISBN 978-5-7695-7793-2.
Посилання[ред. | ред. код]
| Вікісховище має мультимедійні дані за темою: Складчастість (геологія) |
Портал «Геологія»
Источник
Матеріал з Вікіпедії — вільної енциклопедії.
Розташування різних авлакогенів каледонського/акадського орогенезу (ранній девон). Сучасні берегові лінії позначені сірим кольором для довідки.
Каледонська складчастість, Каледонський орогенез (рос. каледонская складчатость, англ. Caledonian folds; Caledonian folding; нім. kaledonische Faltung f) — ера тектогенезу, яка протікала в ордовицькому та силурійському періодах, виявилася в сукупності геол. процесів деформації земної кори (інтенсивній складчастості, горотворення і гранітоїдного магматизму) в палеозої (500—400 млн років).
Загальний опис[ред. | ред. код]
В цей час відбувається переформатування океану Япет, коли континенти і террейни Лаврентія , Балтика і Авалонія зазнали колізію континентів.
Внаслідок К.с. на місці геосинкліналей на Британських о-вах, Скандинавському п-ові, Півн. Аппалачах, Алтаї, Саянах, гірських масивах Тянь-Шаню, зах. част. Казахстану та ін. сформувалися каледонські гірські споруди (каледоніди). Уперше термін К.с. був введений франц. геологом М. Бертраном в 1887. Істотну роль К.с. відіграла в розвитку Кордильєр, особливо Півд. Америки. З каледонським тектогенезом пов’язані родов. руд заліза, титану, золота і частково молібдену, азбесту, тальку, магнезиту, хрому, платини, титаномагнетитів, нікелю і самородної міді. На тер. України К.с. найактивніше проявилася в межах Західно-Європейської платформи (Коханівська і Рава-Руська зона), складчастих Карпат і на прилеглому до них краї Східно-Європейської платформи (Дністровський прогин, Львівський палеозойський прогин, Придобруджинський прогин).
Каледоніди — області розвитку каледонської складчастості.
Назва[ред. | ред. код]
Каледонський орогенез названо на честь Каледонії, латинської назви Шотландії. Назва була вперше використана в 1885 році австрійським геологом Едуардом Зюссом для епізоду орогенезу на півночі Європи, що передує девонському періоду. Сьогоденне розуміння свідчить, що каледонський орогенез охоплює ряд тектонічних фаз, які можуть бути латерально діахронними. Таким чином, назва «Каледонія» не може використовуватися для абсолютного періоду геологічного часу, воно відноситься тільки до серії тектонічно пов’язаних подій.
Геодинамічна історія[ред. | ред. код]
Каледонський орогенез був одним з декількох орогенезів, які згодом утворили суперконтинент Пангея в епоху пізнього палеозою. У ранньому палеозої більшість всіх континентів об’єдналися у палеоконтинент Гондвана, що мала у своєму складі майбутню Африку, Південну Америку, південну Євразію, Австралію та Антарктиду, як розташовувалась у південного полюса. Між 650 і 550 мільйонами років тому (у Едіакарійський період) невеликі континенти Лаврентія (що містила майбутню північно-східну частину Північної Америки), Балтія та Сибір, відокремилися від Гондвани, та почали рух на північ у напрямку до екватора. У цьому процесі океан Япет між Гондваною, Балтією і Лаврантією було закрито.
У ранньому ордовику (близько 480 млн років тому) мікроконтинент Авалонія (нині террейн, розкраяно по сходу Нової Англії, півдню Ньюфаундленду, частині Нью-Брансвіка і Нової Шотландії, Південній Ірландії, більшій частині Англії та Уельсу, Нідерландів і північної Німеччини) почав відокремлюватися від північного краю Гондвани[1].
Ранні фази[ред. | ред. код]
Деякі ранні фази деформації та/або метаморфізму можна знайти у скандинавських каледонідах[en]. Першої фазою, яку часто включають до каледонського орогенезу, є Фіннмаркська фаза 505 мільйонів років тому (пізній Кембрій). Друга фаза — Ємтландська фаза, відбулась 455 мільйонів років тому. Ці фази пояснюються припущенням, що західний край Балтії зіткнувся з острівною дугою або мікроконтинентом. Подібним чином, східний край Лаврентії зіткнувся з острівною дугою під час Таконікського орогенезу[en] (від 480 до 435 мільйонів років тому).
Під час ордовику Авалонія самостійно рухалася у північно-східному напрямку до Балтії. Цей рух супроводжувався субдукцією південно-східної частини океану Япету (так зване море Торнквіста) під східну Авалонію. У пізньому ордовику (близько 450 мільйонів років тому) колізія континентів розпочалася між Авалонією та Балтією. Залишки моря Торнквіста утворило сутуру — лінію Торнквіста, що прямує під Північним морем, через південну Данію, північну Німеччину і Польщу.
Скандинавська/Грампіанська фаза[ред. | ред. код]
Основна фаза каледонського орогенезу (приблизно від 425 до 400 мільйонів років тому) називається «Скандинавською фазою» у Скандинавії та «Грампіанською фазою» у Великій Британії.[2] Вона була викликана зіткненням між Лаврантією і Балтією. Океан Япет спочатку було закрито на півночі, потім на півдні. Тому зіткнення Балтії з Лаврентією відбулося трохи раніше, ніж між Авалонією та Лаврентією. Континентальна колізія почалася у середньому силурі та орогенез відбувався у ранньому девоні (від 420—405 млн років тому).[3][4] У Північній Америці зіткнення між Авалонією та Лаврантією називається Акадійський орогенез[en].
Деякі науковці стверджують, що Каледонська континентальна колізія відбулась з іншим мікроконтинентом — Арморикою, (сьогоденна південна Португалія, більша частина півночі Франції та частина південної Німеччини та Чехії), що був навіть менше за Авалонію[5] Цей мікроконтинент, ймовірно, не утворював єдиного структурного елементу, а замість нього представляв собою серію фрагментів, з яких найважливішими є сьогоденні Армориканський масив і Богемський масив. Океан що оточував об’єднану континентальну масу Лаврантії, Балтії, Авалонії (а Лавруссія) і Арморики називають Реїкум.
Палеогеографічне положення фрагментів земної кори Арморики між ордовиком і карбоном дуже суперечливо. Є ознаки того, що Богемський масив почав рухатися на північ з ордовика,[6] але багато науковців розташовують Армориканський террейн на півдні Лаврусії у карбоні під час герцинського орогенезу (близько 340 мільйонів років тому). Реногерцинський басейн[en], задуговий басейн[en], утворений на південному краю Євроамерики відразу після каледонського орогенезу. На думку цих авторів, невеликий край Євроамерики зазнав рифтогенезу, коли утворився цей басейн. Басейн закрився, коли ці деформовані під час каледонського орогенезу террейни знову об’єднались у Лаврусію під час герцинського орогенезу[7].
Див. також[ред. | ред. код]
- Складчастість (геологія)
- Орогенез
Примітки[ред. | ред. код]
- ↑ Час від’єднання Авалонії від Гондвани є суперечливим
- ↑ Jones & Blake (2003), pp. 47–50
- ↑ Fossen & Dunlap. 1998
- ↑ Torsvik et al. (1996)
- ↑ Ziegler (1990) припускає, що зіткнення Арморики з Лавразією утворило південну (середньоєвропейську) гілку каледонських гір
- ↑ Schätz et al. (2002)
- ↑ Дивись реконструкцію Cocks & Torsvik (2006). Ще одну реконструкцію зіткнення Арморики з Євроамерикою можна знайти в Stampfli et al. (2002)
Література[ред. | ред. код]
- Мала гірнича енциклопедія : у 3 т. / за ред. В. С. Білецького. — : Східний видавничий дім, 2004—2013.
- (рос.) Бондарчук В. Г. Движение и структура тектоносфери. — , 1970.
- (рос.) Хаин В. Е. Общая геотектоника. — , 1973.
Источник
