Земля

земляЗЕМЛЯ (от общеславянского зем — земля, пол, низ * а. Earth; н. Erde; ф. terre, sol; и. Tierra) — третья от Солнца планета Солнечной системы.

1. Общие сведения.

Земля обращается вокруг Солнца по эллиптической орбите (с эксцентриситетом 0,0167) на среднем расстоянии 149,6 млн. км (144,117 млн. км в перигелии, 152,083 в афелии), период обращения 365,242 средних солнечных суток (год), скорость в среднем 29,765 км/с (30,27 км/с в перигелии, 29,27 км/с в афелии). Период обращения Земли вокруг оси 23 ч 56 мин 4,1 с (сутки), наклон оси к плоскости эклиптики 66°33'22". Положение оси вращения осложняется прецессией — медленным поворотом её по круговому конусу (полный оборот происходит за 26 тысяч лет) и нутацией — колебанием оси (налагающимся на прецессионные) с периодом 18,6 г. Положение оси вращения по отношению к телу Земли испытывает изменения (среднее положение Северного полюса смещается в сторону Северной Америки со скоростью 11 см/год, отклонение от среднего положения на 11-15 м).

Основные характеристики Земли

Экваториальный радиус . . 6378,160 км

Полярный радиус......6356,777 км

Сжатие земного эллипсоида . . 1:298,25

Средний радиус...... 6371,032 км

Длина окружности экватора . . 40075,696 км

Поверхность.......510,2•106 км2

Объём .........1,083•1012км3

Macca..........5976•1021 кг

Средняя плотность.....5518 кг/м3

Ускорение силы тяжести (на уровне моря)

на экваторе......9,78049 м/с2

на полюсе.......9,83235 м/с2

стандартное......9,80665 м/с2

Естественный спутник Земли — Луна, обращающаяся вокруг неё по эллиптической орбите на среднем расстоянии 384 400 км Масса Луны 73,5•1021 кг, что составляет 1/81,5 доли массы Земли.

Важнейшее отличие Земли от других планет Солнечной системы — существование на ней жизни, появившейся 3-3,5 млрд. лет назад и достигшей с появлением человека (3 млн. лет назад) своей высшей разумной формы. Земля имеет сложную форму, определяющуюся совместным действием гравитации, центробежных сил, вызванных вращением Земли, а также совокупностью эндо- и экзогенных сил. Приближённо в качестве формы (фигуры) Земли принята уровенная поверхность гравитационного потенциала — геоид. Для решения многих научных и практических задач Земли аппроксимируется эллипсоидом вращения или сфероидом.

Реклама



Согласно современным космогоническим представлениям, Земля и другие планеты Солнечной системы образовались 4,6 млрд. лет назад почти одновременно с Солнцем в результате сложного процесса объединения (аккреции) большого числа твёрдых частиц разных размеров околосолнечного допланетного облака. В зоне Земли процесс аккумуляции допланетных тел в планету длился около 108 лет. Согласно модели гомогенной аккреции, сперва образовалась квазиоднородная по составу и строению первичная Земля, а её зональное внутреннее строение возникло в процессе последующей эволюции. Не менее вероятна, однако, модель гетерогенной аккреции, по которой вначале аккумулировалось существенно металлические протоядро, а затем на него "налипали" в сущности силикатные частицы, образовавшие первичную мантию. Возможно и сочетание обеих моделей.

По мере роста Земли, вследствие ударов частиц при аккреции и начавшегося радиоактивного нагрева, температура в её недрах постепенно поднималась, однако, по-видимому, лишь в ядре превысила точку плавления. На завершающей стадии догеологического этапа (около 4,2- 4 млрд. лет назад) Земля подвергалась интенсивной бомбардировке крупными метеорами и астероидами, приведшими к сильному разогреванию и, вероятно, временному, частичному или даже полному расплавлению. Дальнейшему повышению температуры препятствовала интенсивная конвекция в нагретом слое. Поэтому уже к концу формирования Земли могла начаться химико-плотностная дифференциация вещества, в результате которой произошло разделение её на геосферы таким образом, что более тяжёлое вещество сформировало более глубокие слои. Процесс формирования тяжёлого ядра Земли, по-видимому, в основном завершился в течение первого млрд. лет существования Земли. Одновременно лёгкие компоненты вещества Земли, поднимаясь к её поверхности, образовали кору. Совокупность геосфер, ограниченных твёрдой земной поверхностью, иногда называют "твёрдой" Землей, которая заключает почти всю массу планеты (свыше 99%). За пределами "твёрдой" Земли находятся внешние геосферы — гидросфера и атмосфера, которые сформировались из паров и газов, выделившихся из недр Земли при дегазации мантии. Дифференциация вещества мантии Земли и пополнение продуктами дифференциации земной коры, водной и воздушной оболочек происходили на протяжении всей геологической истории и продолжаются до сих пор.

Земля обладает гравитационным, магнитным, электрическим полями, геотермическим полем. Гравитационное притяжение Земли удерживает на околоземной орбите Луну и искусственные спутники. Действием гравитационного поля обусловлены сферическая форма Земли, многие черты рельефа земной поверхности, течение рек, движение ледников и другие процессы. Магнитное поле создаётся в результате сложного движения вещества в ядре Земли (смотреть геомагнитное поле). В межпланетном пространстве оно занимает область (магнитосферу), объём которой намного превосходит объём Земли, а форма напоминает комету с хвостом (в несколько сотен земных радиусов), направленным от Солнца. С магнитным полем Земли тесно связано её электрическое поле. "Твёрдая" Земля несёт отрицательный электрический заряд, который компенсируется объёмным положительным зарядом атмосферы, так что в целом Земля, по-видимому, электронейтральна. Источником геотермического поля, возможно, являются в основном распад радиоактивных элементов в земной коре и верхней мантии, процессы химико-гравитационной дифференциации и в меньшей мере солнечная радиация (около 0,9•1017 Дж/с), проникающая на глубину нескольких метров (смотреть геотермия).

В пространстве, ограниченном внешним пределом геофизических полей Земли (главным образом в магнитосфере и атмосфере), происходит поглощение и преобразование космических лучей, солнечного ветра, рентгеновского, ультрафиолетового, оптического и радиоизлучения Солнца, что имеет важное значение для процессов, протекающих на земной поверхности. Задерживая большей частью жёсткой электромагнитной и корпускулярной радиации, магнитосфера и особенно атмосфера защищают от их воздействия живые организмы. Поверхность Земли, гидросферу, прилегающие слои атмосферы, верхние части земной коры объединяют под названием географической, или ландшафтной, оболочки. В географической оболочке происходит закономерная дифференциация, проявляющаяся в последовательной смене географических поясов и зон, что связано с изменением количества солнечной энергии, падающей на поверхность Земли в зависимости от географической широты. Географическая оболочка явилась ареной возникновения жизни, развитию которой способствовало наличие на западе определенных физических и химических условий, необходимых для синтеза сложных органических молекул. Прямое или косвенное участие живых организмов во многих геохимических процессах со временем приобрело глобальные масштабы и качественно изменило географическую оболочку (смотреть биосфера).

Большую часть поверхности Земли занимает Мировой океан (361,1 млн. км2, или 70,8%), суша составляет 148,1 млн. км2 (29,2%) и образует крупные материки Евразию, Африку, Северную Америку, Южную Америку, Антарктиду и Австралию (таблица 1), а также многочисленные острова. Суша делится на части света, например, Европу и Азию, Америку (оба американские материка считаются за одну часть света); иногда за особую "океаническую" часть света принимают острова Тихого океанаОкеанию, площадь которой обычно учитывается вместе с Австралией.

Северное полушарие Земли — материковое (суша здесь занимает 39% поверхности), Южное — океаническое (суша — 19%). В Западном полушарии преобладающая часть поверхности занята водой, в Восточном — сушей.

Суша поднимается над уровнем Мирового океана в среднем на 875 м (максимальная высота 8848 м, г. Джомолунгма). Горы занимают 1/3 поверхности суши, пустыни — около 20%, саванны и редколесья — около 20%, леса — около 30%, ледники — свыше 10%. Свыше 10% суши — под сельскохозяйственными угодьями. Максимальная температура поверхности суши 57-58°С (в тропиках), минимальная — около -90°С (в центре Антарктиды).

Современные представления о Земле, её форме, строении и месте во Вселенной сформировались в процессе длительных исканий, начиная с глубокой древности, т.к. освоение планеты человечеством невозможно без определения расстояний и направлений на местности, в морях и океанах, описания и систематизации природных явлений и процессов и т.п. Форму, размеры Земли, её массу, моменты инерции, её гравитационное поле определяют с помощью геодезических методов и астрономических наблюдений. Строение и физического свойства Земли, процессы, происходящие во всех оболочках, геофизические поля изучает геофизика; состав Земли, закономерности распределения в ней химических элементов исследует геохимия. Изучением горных пород, слагающих земную кору, её строения, истории движений и развития, размещением в ней полезных ископаемых занимаются геологические науки. Природные явления и процессы, происходящие в географической оболочке и биосфере, являются областью географических наук. Вопросы рационального освоения и охраны минеральных ресурсов, их первичной переработки исследуются горными науками, экологией и др.

2. Внутреннее строение и состав "твёрдой" Земли

строение землиСовременные представления о внутреннем строении Земли основаны на анализе косвенных данных сейсмологии, гравиметрии, геотермии, измерении частот собственных колебаний Земли, экспериментальных данных о свойствах и поведении горных пород в условиях высоких давлений и т.п. Этими исследованиями установлено, что Земля состоит из трёх основных геосфер: коры, мантии и ядра, подразделяющихся, в свою очередь, на ряд слоев (рис. 2). Вещество этих геосфер различается по физическим свойствам, состоянию и минералогическому составу, о чём свидетельствуют изменения температуры, плотности, упругости, вязкости и т.п.

В зависимости от величины скоростей сейсмических волн и характера их изменения с глубиной "твёрдую" Землю делят на восемь сейсмических слоев: А, В, С, D', D", Е, F и G. Кроме того, в Земле выделяют особо прочный слойлитосферу и нижележащий размягчённый слой — астеносферу.

Слой А, или Земная кора, имеет переменную толщину (в континентальной области 33 км, в океанической- 6 км, в среднем — 18 км). Под горами кора утолщается, в рифтовых долинах срединно-океанических хребтов почти пропадает. На нижней границе земной коры — поверхности Мохоровичича скорости сейсмических волн возрастают скачком, что связано в основном с изменением вещественного состава с глубиной, переходом от гранитов и базальтов к ультраосновным горным породам верхней мантии.

Слои В, С, D' и D" входят в Мантию Земли.

Слой В простирается от поверхности Мохоровичича до глубины 400 км. Его иногда отождествляют с верхней мантией Земли, хотя в динамических моделях она ограничивается глубиной 700 км, ниже которой отсутствуют очаги землетрясений. Между слоем В и корой происходит интенсивный обмен веществом. Легкоплавкая часть вещества слоя В, составляющая до 10% его массы, равна массе современной коры. Внутри слоя В имеется зона понижения скоростей сейсмических волн: на глубине 100-220 км под континентами и 60-220 км под океанами. Уменьшение скоростей волн в этой зоне связано с относительно высокой температурой, близкой к температуре плавления вещества при соответствующем давлении.

Слой С (слой Голицына) занимает область глубин 400-900 км и характеризуется резким ростом скоростей волн, связанным с переходом минералов в более плотные модификации.

В слое D' (900-2700 км) скорость волн в основном растёт за счёт сжатия однородного вещества. Нерегулярность поведения сейсмических волн в переходном слое D" (2700-2885 км), граничащим с ядром, связана, видимо, с неоднородностью его состава и высоким градиентом температуры.

Слои Е, F и G образуют ядро земли (радиусом 3486 км). На границе с ядром (на поверхности Гутенберга) скорость продольных волн уменьшается скачком на 30%, а поперечные волны исчезают, что указывает на то, что внешнее ядро (слой Е, простирающийся до глубина 4980 км) жидкое. Ниже затвердевающего переходного слоя (слой F, 4980-5120 км) находится твёрдое внутреннее ядро (слой G), в котором распространяются поперечные волны.

 В твёрдой земной коре преобладают следующие химические элементы: кислород и кремний, далее идут алюминий, железо, кальций, натрий, калий и магний, в сумме составляющие 99,03%. На остальные элементы приходится менее 1% (смотреть распространенность химических элементов). Наиболее редкие элементы: Ra (около 1•10-10%), Re(7•10-8%), Au (4,3•10-7%), Bi (9•10-7%) и др. Таким образом, в геохимическом отношении земная кора (табл. 2) — кислородно-кремниево-алюминиевая сфера, в минералогическом отношении — силикатная сфера (преобладают полевые шпаты).

В результате магматических, метаморфических, тектонических процессов и процессов осадкообразования земная кора резко дифференцирована, в ней протекают сложные процессы концентрации и рассеяния химических элементов, приводящие к образованию различных типов пород и месторождений полезных ископаемых: магматических, гидротермальных, осадочных и др.

Предполагается, что верхняя мантия по составу близка к ультраосновным породам, в которых преобладает О (42,5%), Mg (25,9%), Si (19,0%) и Fe (9,85%). В минеральном отношении господствует оливин, меньше пироксенов. Нижнюю мантию считают аналогом каменных метеоритов (хондритов). В целом мантия — это силикатно-окисная оболочка, в основном состоящая из О, Fe и Mg. Обычно полагают, что по составу ядро Земли аналогично железным метеоритам, в которых содержится 80,78% Fe, 8,59% Ni, 0,63% Со. Предполагается также примесь в ядре лёгких элементов — О, Si, S, Al. На основе метеоритной модели рассчитан средний состав Земли, в котором преобладает Fe (35%), О (30%), Si (15%) и Mg (13%).

Плотность, давление, упругие модули. Земная кора состоит из трёх слоев (осадочного, гранитного и базальтового) с возрастающими плотностями, средняя плотность 2800 кг/м3. Сферически симметричные распределения плотности, давления и упругих модулей в мантии и ядре получены по данным о прохождении сейсмических волн при условии, что вещество находится в состоянии гидростатического равновесия (рис. 3). Создаются более детальные модели, при этом исходят из требования наилучшего согласия с наблюдаемыми значениями скоростей волн и периодов собственных колебаний Земли. Наибольшее применение имеют параметрические модели Земли — ПМЗ (табл. 3), которые в мантии для глубин свыше 670 км соответствуют гидростатическому равновесию. Для глубин, меньших 420 км, наряду с моделью ПМЗ-С (ПМЗ — средняя) имеются уточнённые модели ПМЗ-К (континентальная) и ПМЗ-О (океаническая).

 Температура является одной из важнейших характеристик земных недр, позволяющих объяснить состояние вещества в различных слоях и построить общую картину глобальных процессов. За время своего существования Земля нагрелась в результате выделения энергии при дифференциации вещества по плотности и радиоактивном распаде элементов. Современная плотность теплового потока Земли составляет около 0,07 Вт/м2. По измерениям в скважине температура на первых километрах нарастает с глубиной с градиентом 20°С/км. На глубине 100 км, где находятся первичные очаги вулканов, средняя температура несколько ниже температуры плавления и предполагается равной 1100°С. При этом под океанами на глубине 100-200 км температура выше, чем под континентами, на 100-200 °С. Скачок плотности в слое С на глубине 420 км соответствует давлению 1,4•1010 Па (140 кбар) и отождествляется с фазовым переходом в оливине, происходящем при температуре около 1600°С. На границе с ядром при давлении 1,4•1011 Па и температуре порядка 4000°С силикаты находятся в твёрдом состоянии, а железо в жидком. В переходном слое F, где железо затвердевает, температура может быть 5000°С, в центре Земли — 5000-6000°С (рис. 4). Кроме этих реперных точек, связанных с состоянием вещества, распределение температуры определяется характером тепловых процессов. В твёрдой литосфере, где конвективные потоки отсутствуют или направлены горизонтально и тепло выносится в основном кондуктивно, градиент температуры наибольший. В остальной части верхней мантии вероятна тепловая конвекция, при которой градиент температуры близок к адиабатическому. Усреднённое распределение температуры, удовлетворяющее указанным условиям, приведено на рис. 4.

Термодинамические характеристики земных недр рассчитываются теоретически. Коэффициент теплового расширения с глубиной сначала слегка возрастает до 4•10-5 град-1 на уровне 100 км, затем уменьшается до 1•105 град-1 в нижней мантии и ядре.

Теплоёмкость мантии с глубиной уменьшается от 1,3•103 до 1•103 Дж (кг•К). Кинетические параметры вещества Земли более неопределённы. Коэффициент теплопроводности, равный около 4 Вт/(м•К) вблизи поверхности, сначала уменьшается в два раза в области глубины 100 км, затем несколько растёт, а в металлическом ядре оценивается в 100 Вт/(м•К).

Электропроводность в мантии растёт с глубиной на несколько порядков; на уровне 100 км в зависимости от состава пород её значения могут лежать в пределах 10-5-10-7 Ом-1 • м-1. На глубине 1000 км электропроводность равна примерно 1-10 Ом-1 • м-1. В мантии у границы с ядром она вырастает до 102-103 Ом-1 • м-1, в ядре — порядка 106 Ом-1 • м-1.

Добротность Qm характеризующая диссипативные свойства среды при сдвиговых процессах, определена по затуханию собственных колебаний и поглощению сейсмических волн. В земной коре она составляет около 500, в нижней части литосферы и астеносфере падает до 100, затем она постепенно возрастает до максимальных значений 1000 в нижней мантии. В переходном слое D" добротность опять резко падает, становясь как в астеносфере близкой к 100. Во внешнем жидком ядре сдвиговые колебания невозможны, добротность внутреннего твёрдого ядра составляет 100-150.

 Вязкость вещества земных недр определяет динамику глобальных процессов. Если длительность действия напряжения превышает характерное время, равное отношению вязкости к модулю сдвига, то твёрдое вещество начинает течь как вязкая жидкость. На первых 60-100 км вязкость вещества очень высока, до 1025 Па•с (1026 П). Для сил, действующих менее сотен млн. лет, этот слой Земли ведёт себя как совокупность твёрдых упругих плит. В интервале глубина 100-250 км под континентами и 60-300 км под океанами, где вещество содержит 1-2% расплава, температура относительно высока, вязкость резко понижена (в среднем до 1019 Па•с). В астеносфере происходят наиболее интенсивные процессы перетекания вещества. В верхней мантии, до глубины 700 км, средняя вязкость обычно принимается равной 1020-1021 Па•с. Вязкость нижней мантии изучена недостаточно. По одним представлениям, она составляет более 1024 Па•с и в ней затруднены глобальные процессы конвекции и отсутствуют очаги землетрясений, по другим — значения вязкости близки 1021-1022 Па•с, и процессы тепловой конвекции и дифференциации вещества охватывают всю мантию и тесно связаны с процессами в литосфере и ядре. Вязкость жидкого внешнего ядра оценивается 102-106 Па•с.

3. Геодинамика

Развитие Земли, и в частности земной коры, определяется эндогенными процессами, движущим началом которых является внутренняя энергия Земли, и экзогенными процессами, возникающими за счёт энергии солнечного излучения. Важнейший фактор, контролирующий перемещение и перераспределение вещества Земли в ходе эндогенных и экзогенных процессов, — сила тяжести. В верхних частях земной коры и на поверхности Земли осуществляется сложное взаимодействие эндогенных и экзогенных процессов, причём первые в основном создают крупные неровности рельефа тектонического и вулканического происхождения, а вторые стремятся сгладить их путём разрушения выступов поверхности (денудационные процессы) и заполнения её понижений осадками (аккумулятивные процессы). Нижние части земной коры — мантия и ядро — сферы проявления эндогенных процессов.

Среди эндогенных процессов, протекающих в земной коре, а также в верхней мантии, различаются тектонические, т.е. процессы перемещения и изменения внутренней структуры (деформации) отдельных её участков и блоков, магматические, т.е. процессы образования расплавленных масс глубинного вещества верхней мантии и коры (магмы), их перемещения кверху и застывания внутри коры (глубинный магматизм, или плутонизм) или на её поверхности (вулканизм), и метаморфические, т.е. процессы преобразования минерального состава и структуры горных пород под воздействием повышенных температур и давлений, а также привноса в кору некоторых дополнительных химических компонентов. Основная роль в балансе источников внутренней энергии Земли, определяющих развитие этих процессов во времени и их проявлении на разных участках земной коры, по современным представлениям, играют радиоактивный распад долгоживущих изотопов урана, тория, калия, сосредоточенных главным образом в веществе континентальной коры, гравитационная (или химико-гравитационная) дифференциация вещества в глубоких недрах Земли, в меньшей мере — энергия приливного трения, и, возможно, энергия поглощения нейтринного потока.

 Происходящая в мантии и на её границе с ядром глубинная дифференциация вещества приводит к концентрации более лёгких компонентов в верхних геосферах, а более тяжёлых — в низких. Существующие представления о механизме дифференциации вещества глубинных геосфер недостаточно ясны и во многом противоречивы, в частности вопрос о химическом составе ядра и времени его формирования. В целом в мантии протекают процессы фазовых превращений, сопровождающиеся расширением и сжатием вещества, и его медленных перемещений, имеющих, очевидно, конвекционный характер. По мнению многих исследователей, наряду с восходящими потоками вещества происходят и его латеральные (горизонтальные) перемещения на различных глубинных уровнях в нижней и верхней мантии. Этим конвективным течениям, и в частности гипотетическим течениям вещества в верхней мантии, придаётся важное значение в современных мобилистских концепциях (см. Геодинамика, Мобилизм, Тектоника плит). В некоторых других геотектонических концепциях, признающих тесную связь земной коры и верхней мантии (фиксизм, гипотеза пульсаций и расширения Земли), горизонтальным течениям вещества в верхней мантии не придаётся существенного значения и допускается их возможность лишь на значительно более глубоких уровнях мантии, чем в "тектонике плит".

Несомненно, что в ходе развития Земли характер и интенсивность процессов глубинной дифференциации вещества в её недрах, и в частности перемещений масс в мантии Земли, не оставались постоянными, и соответственно существенно изменялись во времени (направленно или периодически) многие черты тектонических движений и деформаций земной коры, магматизма, метаморфизма, минерагении, рельефообразования и литогенеза. До сих пор остаётся недостаточно ясным важный для правильного понимания геодинамики Земли вопрос о возможности некоторых изменений размеров (а также формы) Земли в ходе её геологического развития. Большинство исследователей предполагает неизменность размеров Земли на протяжении её геологической истории. Часть исследователей, однако, допускает возможность либо более или менее значительного увеличения радиуса Земли в течении всей её истории или, по крайней мере, в мезозое и кайнозое как главной причины активизации рифтогенеза и образования впадин вторичных океанов, либо многократных небольших колебаний её объёма (пульсация) как причины периодических усилений деформаций, сжатия и расширения в подвижных зонах Земли, эпох усиления и затухания вулканизма, мировых трансгрессий и регрессий и прочее. Наряду с этим ряд исследователей продолжает развивать взгляд об уменьшении объёма Земли (контракции) в ходе её геологической истории.

4. Основные тектонические элементы земной коры

Тектоническая структура материков в целом значительно древнее, чем океанов. Как на материках (с переходными зонами), так и в океанах различаются тектонические области относительно более древние и устойчивые, более молодые и мобильные.

 Наиболее древние и тектонически мало подвижные обширные области материков — древние платформы (или кратоны) образованы фундаментом из метаморфических пород докембрийского, в основном архейского и раннепротерозойского (более 1,65 млрд. лет назад) возраста, который выступает на поверхность в пределах щитов, и платформенным чехлом из полых залегающих толщ слоистых осадочных и отчасти вулканогенных верхнепротерозойских и фанерозойских пород, распространённых в пределах плит. Нижние горизонты чехла (в основном верхнепротерозойского возраста) обычно заполняют отдельные удлинённые узкие грабенообразные впадины — авлакогены, а более верхние образуют на плитах сплошной покров, сравнительно более мощный (обычно до 5 км, в очень редких случаях до 10-20 км) в плоских чашевидных впадинах — синеклизах и менее мощный на сопряжённых с ними пологих относительных поднятиях — антеклизах. В пределах Евразии имеются следующие древние платформы — Восточно-Европейская, Сибирская, Китайско-Корейская, Южно-Китайская, Индостанская, Аравийская, на остальных материках — по одной платформе более крупных размеров (карта).

Другой основной тип тектонических областей материков и переходных зон — широкие и весьма протяжённые подвижные пояса, возникшие 1,6-1 млрд. лет назад и прошедшие в течение позднего протерозоя и фанерозоя сложную историю тектонического развития. В современном структурном плане подвижные пояса занимают различную позицию: Североатлантический и Урало-Монгольский (Урало-Охотский) пояса располагаются между древними платформами, Средиземноморский пояс на одних своих отрезках также занимает межплатформенное положение, а на других граничит на юге с ложем Индийского океана; кольцеобразный Тихоокеанский подвижный пояс с внутренней стороны граничит с ложем Тихого океана, а с внешней — в основном с различными древними платформами и на отдельных коротких отрезках — с ложем Атлантического океана.

В строении подвижных поясов, находящихся на ранних стадиях геосинклинального развития, различаются зоны, испытывающие весьма глубокое и длительное погружение и мощное осадконакопление (см. Геосинклиналь), либо сопровождаемое мощными проявлениями вулканизма (эвгеосинклинальные прогибы), либо происходящее без них (миогеосинклинальные прогибы), а также сопряжённые с ними линейные зоны относительных, а в отдельные эпохи и абсолютных поднятий — геоантиклинали и более широкие, сравнительно устойчивые, тектонически малоподвижные участки — срединные массивы. Последние всегда характеризуются древней корой континентального типа.

Миогеосинклинальные прогибы закладываются и развиваются на утонённой, растянутой и раздробленной континентальной коре. Эвгеосинклинальные прогибы, отличающиеся наличием так называемых офиолитовых комплексов основных и ультраосновных пород, возникали на коре океанического типа. В ходе развития геосинклинального пояса его внутреннее строение усложняется, преобладающее ранее растяжение сменяется горизонтальным сжатием, достигающим в отдельные моменты (так называемые фазы складчатости) большой интенсивности. Во время этих фаз в пределах отмирающих геосинклинальных прогибов и геоантиклиналей формируются сложные складки, надвиги и тектонические покровы и образуются складчатые зоны и системы, испытывающие быстрое поднятие и превращающиеся в горные сооружения. Вдоль их границ с платформами возникают краевые (предгорные) прогибы, а в тылу их — внутренние (межгорные) впадины, заполненные продуктами размыва зон поднятий. Эта заключительная стадия геосинклинального цикла называется орогенной, а завершающий его процесс горообразования — эпигеосинклинальным, или первичным, орогенезом (протоорогенезом).

Значительная часть Средиземноморского пояса находится на завершающей, орогенной стадии альпийского геосинклинального цикла (Альпийская складчатость), а развитие западной половины Тихоокеанского пояса, а также Карибской и Индонезийской областей — на разных стадиях геосинклинального процесса. Для современных окраинных геосинклинальных областей, расположенных между материками и океан



Android-приложение
Отраслевые новости:
Аналитика