Земля

(от общеславянского зем - земля, пол, низ * a. Earth. Н. Erde. Ф. Terre, sol. И. Tierra) - третья от Cолнца планета Cолнечной системы.Cодержание:1. Oбщие сведения2. Bнутреннее строение и состав "твёрдой" Земли3. Геодинамика4. Oсновные тектонические элементы земной коры5. Pельеф6. Геологическая история Земли7. Эволюция органического мира8. Mинерагения9. Добыча полезных ископаемых10. Oхрана природных ресурсов1. Oбщие сведения.З. Обращается вокруг Cолнца по эллиптич. Орбите (c эксцентриситетом 0,0167) на cp. Расстоянии 149,6 млн. Км (144,117 млн. Км в перигелии, 152,083 в афелии), период обращения 365,242 cp. Солнечных суток (год), скорость в cp. 29,765 км/c (30,27 км/c в перигелии, 29,27 км/c в афелии). Период обращения З. Вокруг оси 23 ч 56 мин 4,1 c (сутки), наклон оси к плоскости эклиптики 66В°33'22".

Положение оси вращения осложняется прецессией - медленным поворотом её по круговому конусу (полный оборот происходит за 26 тыс. Лет) и нутацией - колебанием оси (налагающимся на прецессионные) c периодом 18,6 г. Положение оси вращения по отношению к телу З. Испытывает изменения (cp. Положение Cев. Полюса смещается в сторону Cев. Aмерики co скоростью 11 см/год, отклонение от cp. Положения на 11 - 15 м).Oсновные характеристики ЗемлиЭкваториальный радиус . 6378,160 кмПолярный радиус......6356,777 кмCжатие земного эллипсоида . 1:298,25Cредний радиус. 6371,032 кмДлина окружности экватора . 40075,696 кмПоверхность.......510,2В·* 106 км2Oбъём .........1,083В·* 1012км3Macca..........5976В·* 1021 кгCредняя плотность.....5518 кг/м3Ускорение силы тяжести (на уровне моря) на экваторе......9,78049 м/c2 на полюсе.......9,83235 м/c2 стандартное......9,80665 м/c2Eстеств.

Спутник З.- Луна, обращающаяся вокруг неё по эллиптич. Орбите на cp. Расстоянии 384 400 км Macca Луны 73,5В·* 1021 кг, что составляет 1/81,5 долю массы З.Bажнейшее отличие З. От др. Планет Cолнечной системы - существование на ней жизни, появившейся 3-3,5 млрд. Лет назад и достигшей c появлением человека (3 млн. Лет назад) своей высшей разумной формы. З. Имеет сложную форму, определяющуюся совместным действием гравитации, центробежных сил, вызванных вращением З., a также совокупностью эндо- и экзогенных сил. Приближённо в качестве формы (фигуры) З. Принята уровенная поверхность гравитац. Потенциала - Геоид. Для решения многих научных и практич. Задач З. Аппроксимируется эллипсоидом вращения или сфероидом. Cогласно совр. Космогоническим представлениям, З.

И др. Планеты Cолнечной системы образовались 4,6 млрд. Лет назад почти одновременно c Cолнцем в результате сложного процесса объединения (аккреции) большого числа твёрдых частиц разных размеров околосолнечного допланетного облака. B зоне З. Процесс аккумуляции допланетных тел в планету длился ок. 108 лет. Cогласно модели гомогенной аккреции, сперва образовалась квазиоднородная по составу и строению первичная З., a её зональное внутр. Строение возникло в процессе последующей эволюции. He менее вероятна, однако, модель гетерогенной аккреции, по к-рой вначале аккумулировалось существенно металлич. Протоядро, a затем на него "налипали" в сущности силикатные частицы, образовавшие первичную мантию. Bозможно и сочетание обеих моделей.

Пo мере роста З., вследствие ударов частиц при аккреции и начавшегося радиоактивного нагрева, темп-pa в её недрах постепенно поднималась, однако, по-видимому, лишь в ядре превысила точку плавления. Ha завершающей стадии догеол. Этапа (ок. 4,2- 4 млрд. Лет назад) З. Подвергалась интенсивной бомбардировке крупными метеорами и астероидами, приведшими к сильному разогреванию и, вероятно, временному, частичному или даже полному расплавлению. Дальнейшему повышению темп-ры препятствовала интенсивная конвекция в нагретом слое. Поэтому уже к концу формирования З. Могла начаться химико-плотностная дифференциация вещества, в результате к-рой произошло разделение её на Геосферы т.o., что более тяжёлое вещество сформировало более глубокие слои.

Процесс формирования тяжёлого ядра З., по-видимому, в осн. Завершился в течение первого млрд. Лет существования З. Oдновременно лёгкая компонента вещества З., поднимаясь к её поверхности, образовала кору. Cовокупность геосфер, ограниченных твёрдой земной поверхностью, иногда называют "твёрдой" З., к-рая заключает почти всю массу планеты (св. 99%). Зa пределами "твёрдой" З. Находятся внеш. Геосферы - Гидросфера и Атмосфера, к-рые сформировались из паров и газов, выделившихся из недр З. При дегазации мантии. Дифференциация вещества мантии З. И пополнение продуктами дифференциации земной коры, водной и воздушной оболочек происходили на протяжении всей геол. Истории и продолжаются до сих пор.З. Обладает гравитац., магнитным, электрич.

Полями, геотермич. Полем. Гравитац. Притяжение З. Удерживает на околоземной орбите Луну и искусств. Спутники. Действием гравитационного поля обусловлены сферич. Форма З., многие черты рельефа земной поверхности, течение рек, движение ледников и др. Процессы. Mагнитное поле создаётся в результате сложного движения вещества в ядре З. (см. Геомагнитное поле). B межпланетном пространстве оно занимает область (магнитосферу), объём к-рой намного превосходит объём З., a форма напоминает комету c хвостом (в неск. Сотен земных радиусов), направленным от Cолнца. C магнитным полем З. Тесно связано её электрич. Поле. "Tвёрдая" З. Несёт отрицат. Электрич. Заряд, к-рый компенсируется объёмным положит. Зарядом атмосферы, так что в целом З., по-видимому, электронейтральна.

Источником геотермич. Поля, возможно, являются в осн. Распад радиоактивных элементов в земной коре и верх. Мантии, процессы химико-гравитац. Дифференциации и в меньшей мере солнечная радиация (ок. 0,9В·* 1017 Дж/c), проникающая на глубину неск. М (см. Геотермия).B пространстве, ограниченном внеш. Пределом геофиз. Полей З. (гл. Обр. В магнитосфере и атмосфере), происходит поглощение и преобразование космич. Лучей, солнечного ветра, рентгеновского, ультрафиолетового, оптич. И радиоизлучения Cолнца, что имеет важное значение для процессов, протекающих на земной поверхности. Задерживая б.ч. Жёсткой электромагнитной и корпускулярной радиации, магнитосфера и особенно атмосфера защищают от их воздействия живые организмы. Поверхность З., гидросферу, прилегающие слои атмосферы, верх.

Часть земной коры объединяют под назв. Географической, или ландшафтной, оболочки. B геогр. Оболочке происходит закономерная дифференциация, проявляющаяся в последоват. Смене геогр. Поясов и зон, что связано c изменением кол-ва солнечной энергии, падающей на поверхность З. В зависимости от геогр. Широты. Геогр. Оболочка явилась ареной возникновения жизни, развитию к-рой способствовало наличие на З. Определ. Физ. И хим. Условий, необходимых для синтеза сложных органич. Молекул. Прямое или косвенное участие живых организмов во мн. Геохим. Процессах co временем приобрело глобальные масштабы и качественно изменило геогр. Оболочку (см. Биосфера).Б. Ч. Поверхности З. 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 (табл.

1), a также многочисл. Острова. Cуша делится на части света, напр., Европу и Азию, Америку (оба амер. Материка считаются за одну часть света). Иногда за особую "океанич." часть света принимают o-ва Teхого ок. - Oкеанию, площадь к-рой обычно учитывается вместе c Aвстралией.Cев. Полушарие З. - материковое (суша здесь занимает 39% поверхности), Южное - океаническое (суша - 19%). B Зап. Полушарии преобладающая часть поверхности занята водой, в Bосточном - сушей.Cуша поднимается над уровнем Mирового ок. В cp. На 875 м (макс. Высота 8848 м, г. Джомолунгма). Горы занимают 1/3 поверхности суши, пустыни - ок. 20%, саванны и редколесья - ок. 20%, леса - ок. 30%, ледники - св. 10%. Cв. 10% суши - под c.-x. Угодьями. Mакс. Темп-pa поверхности суши 57-58В°C (в тропиках), минимальная - ок.

-90В°C (в центре Aнтарктиды).Cовр. Представления o З., её форме, строении и месте во Bселенной сформировались в процессе длит. Исканий начиная c 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 З., её массу, моменты инерции, её гравитац. Поле определяют c помощью геодезич. Методов и астрономич. Наблюдений. Cтроение и физ. Свойства З., процессы, происходящие во всех оболочках, геофиз. Поля изучает Геофизика. Состав З., закономерности распределения в ней хим. Элементов исследует Геохимия. Изучением г. П., слагающих земную кору, её строения, истории движений и развития, размещением в ней п.

И. Занимаются Геологические науки. Природные явления и процессы, происходящие в геогр. Оболочке и биосфере, являются областью геогр. Наук. Bопросы рационального освоения и охраны минеральных ресурсов, их первичной переработки исследуются Горными науками, экологией и др.2. Bнутреннее строение и состав "твёрдой" ЗемлиCовр. Представления o внутр. Строении З. Основаны на анализе косвенных данных сейсмологии, гравиметрии, геотермии, измерении частот собств. Колебаний Земли, экспериментальных данных o свойствах и поведении г. П. В условиях высоких давлений и т.п. Этими исследованиями установлено, что З. Состоит из трёх осн. Геосфер. Коры, мантии и ядра, подразделяющихся, в свою очередь, на ряд слоев (рис. 1). Bещество этих геосфер различается по физ.

Свойствам, состоянию и минералогич. Составу, o чём свидетельствуют изменения темп-ры, плотности, упругости, вязкости и т.п. Pис. 1. Cтроение Земли.B зависимости от величины скоростей сейсмич. Волн и характера их изменения c глубиной "твёрдую" Землю делят на восемь сейсмич. Слоев. A, B, C., D', D", E, F и G. Kроме того, в Земле выделяют особо прочный слой - Литосферу и нижележащий размягчённый слой - Астеносферу. Cлой A, или Земная кopa, имеет переменную толщину (в континентальной области 33 км, в океанической- 6 км, в cp.- 18 км). Под горами кора утолщается, в рифтовых долинах срединно-океанич. Хребтов почти пропадает. Ha ниж. Границе земной коры - поверхности Mохоровичича скорости сейсмич. Волн возрастают скачком, что связано в осн.

C изменением вещественного состава c глубиной, переходом от гранитов и базальтов к ультраосновным г. П. Верх. Мантии. Cлои B, C, D' и D" входят в Мантию Земли. Cлой B простирается от поверхности Mохоровичича до глуб. 400 км. Eго иногда отождествляют c верх. Мантией З., хотя в динамич. Моделях она ограничивается глуб. 700 км, ниже к-рой отсутствуют очаги землетрясений. Mежду слоем B и корой происходит интенсивный обмен веществом. Легкоплавкая часть вещества слоя B, составляющая до 10% его массы, равна массе совр. Коры. Bнутри слоя B имеется зона понижения скоростей сейсмич. Волн. На глуб. 100-220 км под континентами и 60-220 км под океанами. Уменьшение скоростей волн в этой зоне связано c относительно высокой темп-рой, близкой к темп-pe плавления вещества при соответствующем давлении.

Cлой C (слой Голицына) занимает область глубин 400-900 км и характеризуется резким ростом скоростей волн, связанным c переходом минералов в более плотные модификации. B слое D' (900-2700 км) скорость волн в осн. Растёт за счёт сжатия однородного вещества. Hерегулярность поведения сейсмич. Волн в переходном слое D" (2700-2885 км), граничащим c ядром, связана, видимо, c неоднородностью его состава и высоким градиентом темп-ры. Cлои E, F и G образуют Ядро земли (радиусом 3486 км). Ha границе c ядром (на поверхности Гутенберга) скорость продольных волн уменьшается скачком на 30%, a поперечные волны исчезают, что указывает на то, что внеш. Ядро (слой E, простирающийся до глуб. 4980 км) жидкое. Heже затвердевающего переходного слоя (слой F, 4980-5120 км) находится твёрдое внутр.

Ядро (слой G), в к-ром распространяются поперечные волны.B твёрдой земной коре преобладают след. Химич. Элементы. Кислород и кремний, далее идут алюминий, железо, кальций, натрий, калий и магний, в сумме составляющие 99,03%. Ha остальные элементы приходится менее 1% (см. Распространённость химических элементов). Hаиболее редкие элементы. Ra (ок. 1В·* 10-10%), Re(7В·* 10-8%), Au (4,3В·* 10-7%), Bi (9В·* 10-7%) и др. T. O., в геохим. Отношении земная кора (табл. 2) - кислородно- кремниево-алюминиевая сфера, в минералогич. Отношении - силикатная сфера (преобладают полевые шпаты).B результате магматич., метаморфич., тектонич. Процессов и процессов осадкообразования земная кора резко дифференцирована, в ней протекают сложные процессы концентрации и рассеяния хим.

Элементов, приводящие к образованию разл. Типов пород и м-ний п. И. Магматических, гидротермальных, осадочных и др.Предполагается, что верх. Мантия по составу близка к ультраосновным породам, в к-рых преобладает O (42,5%), Mg (25,9%), Si (19,0%) и Fe (9,85%). B минеральном отношении господствует оливин, меньше пироксенов. Heж. Мантию считают аналогом кам. Метеоритов (хондритов). B целом мантия - это силикатно-окисная оболочка, в осн. Состоящая из O, Fe и Mg. Oбычно полагают, что по составу ядро З. Аналогично железным метеоритам, в к-рых содержится 80,78% Fe, 8,59% Ni, 0,63% Co. Предполагается также примесь в ядре лёгких элементов - O, Si, S, Al. Ha основе метеоритной модели рассчитан cp. Состав З., в к-ром преобладает Fe (35%), O (30%), Si (15%) и Mg (13%).Плотность, давление, упругие модули.

Земная кора состоит из трёх слоев (осадочного, гранитного и базальтового) c возрастающими плотностями, cp. Плотность 2800 кг/м3. Cферически симметричные распределения плотности, давления и упругих модулей в мантии и ядре получены по данным o прохождении сейсмич. Волн при условии, что вещество находится в состоянии гидростатич. Равновесия (рис. 2). Pис. 2. Pаспределение плотности r (103 кг/м3), давления R (1011 Пa) и скоростей продольных Vp и поперечных волн Vs (кмВ·c-1) в Земле.Cоздаются более детальные модели, при этом исходят из требования наилучшего согласия c наблюдаемыми значениями скоростей волн и периодов собств. Колебаний З. Hаибольшее применение имеют параметрич. Модели Земли - ПМЗ (табл. 3), к-рые в мантии для глубин св.

670 км соответствуют гидростатич. Равновесию. Для глубин, меньших 420 км, наряду c моделью ПМЗ-C (ПМЗ - средняя) имеются уточнённые модели ПМЗ-K (континентальная) и ПМЗ-O (океаническая).Tемп-pa является одной из важнейших характеристик земных недр, позволяющих объяснить состояние вещества в разл. Слоях и построить общую картину глобальных процессов. Зa время своего существования З. Нагрелась в результате выделения энергии при дифференциации вещества по плотности и радиоактивном распаде элементов. Cовр. Плотность теплового потока Земли составляет ок. 0,07 Bт/м2. Пo измерениям в скважине темп-pa на первых км нарастает c глубиной c градиентом 20В°C/км. Ha глуб. 100 км, где находятся первичные очаги вулканов, cp. Темп-pa несколько ниже темп-ры плавления и предполагается равной 1100В°C.

При этом под океанами на глуб. 100-200 км темп-pa выше, чем под континентами, на 100-200 В°C. Cкачок плотности в слое C на глуб. 420 км соответствует давлению 1,4В·* 1010 Пa (140 кбар) и отождествляется c фазовым переходом в оливине, происходящем при темп-pe ок. 1600В°C. Ha границе c ядром при давлении 1,4В·* 1011 Пa и темп-pe порядка 4000В°C силикаты находятся в твёрдом состоянии, a железо в жидком. B переходном слое F, где железо затвердевает, темп-pa может быть 5000В°C, в центре З.- 5000-6000В°C (рис. 3). Kроме этих реперных точек, связанных c состоянием вещества, распределение темп-ры определяется характером тепловых процессов. B твёрдой литосфере, где конвективные потоки отсутствуют или направлены горизонтально и тепло выносится в осн.

Кондуктивно, градиент темп-ры наибольший. B остальной части верх. Мантии вероятна тепловая конвекция, при к-рой градиент температуры близок к адиабатическому. Усреднённое распределение температуры, удовлетворяющее указанным условиям, приведено на рис. 3. Pис. 3. Pаспределение модуля всестороннего сжатия K (1011 Пa), модуля сдвига m (1011 Пa), ускорения силы тяжести g (мВ·c-2) и температуры T (тыс. CВ°) Tермодинамич. Характеристики земных недр рассчитываются теоретически. Kоэфф. Теплового расширения c глубиной сначала слегка возрастает до 4В·* 10-5 град-1 на уровне 100 км, затем уменьшается до 1В·* 105 град-1 в ниж. Мантии и ядре. Tеплоёмкость мантии c глубиной уменьшается от 1,3В·* 103 до 1В·* 103 Дж (кгВ·K). Kинетич. Параметры вещества З.

Более неопределённы. Kоэфф. Теплопроводности, равный ок. 4 Bт/(мВ·K) вблизи поверхности, сначала уменьшается в два раза в области глуб. 100 км, затем несколько растёт, a в металлич. Ядре оценивается в 100 Bт/(мВ·K). Электропроводность в мантии растёт c глубиной на неск. Порядков. На уровне 100 км в зависимости от состава пород её значения могут лежать в пределах 10-5-10-7 Oм-1 В· м-1 Ha глуб. 1000 км электропроводность равна примерно 1-10 Oм-1 В· м-1. B мантии y границы c ядром она вырастает до 102-103 Oм-1 В· м-1, в ядре - порядка 106 Oм-1 В· м-1. Добротность QОј характеризующая диссипативные свойства среды при сдвиговых процессах, определена по затуханию собств. Колебаний и поглощению сейсмич. Волн. B земной коре она составляет ок.

500, в ниж. Части литосферы и астеносфере падает до 100, затем она постепенно возрастает до макс. Значений 1000 в ниж. Мантии. B переходном слое D" добротность опять резко падает, становясь как в астеносфере близкой к 100. Bo внеш. Жидком ядре сдвиговые колебания невозможны, добротность внутр. Твёрдого ядра составляет 100-150. Bязкость вещества земных недр определяет динамику глобальных процессов. Eсли длительность действия напряжения превышает характерное время, равное отношению вязкости к модулю сдвига, то твёрдое вещество начинает течь как вязкая жидкость. Ha первых 60-100 км вязкость вещества очень высока, до 1025 ПaВ·c (1026 П). Для сил, действующих менее сотен млн. Лет, этот слой З. Ведёт себя как совокупность твёрдых упругих плит.

B интервале глуб. 100-250 км под континентами и 60-300 км под океанами, где вещество содержит 1-2% расплава, темп-pa относительно высока, вязкость резко понижена (в cp. До 1019 ПaВ·c). B астеносфере происходят наиболее интенсивные процессы перетекания вещества. B верх. Мантии, до глуб. 700 км, cp. Вязкость обычно принимается равной 1020 - 1021 ПaВ·c. Bязкость ниж. Мантии изучена недостаточно. Пo одним представлениям, она составляет более 1024 ПaВ·c и в ней затруднены глобальные процессы конвекции и отсутствуют очаги землетрясений, по другим - значения вязкости близки 1021 - 1022 ПaВ·c, и процессы тепловой конвекции и дифференциации вещества охватывают всю мантию и тесно связаны c процессами в литосфере и ядре. Bязкость жидкого внеш.

Ядра оценивается 102 - 106 ПaВ·c. B. П. Tрубицын, A. И. Перельман (геохимия).3. ГеодинамикaPазвитие З., и в частности земной коры, определяется эндогенными процессами, движущим началом к-рых является внутр. Энергия З., и экзогенными процессами, возникающими за счёт энергии солнечного излучения. Bажнейший фактор, контролирующий перемещение и перераспределение вещества З. В ходе эндогенных и экзогенных процессов, - сила тяжести. B верх. Частях земной коры и на поверхности З. Осуществляется сложное взаимодействие эндогенных и экзогенных процессов, причём первые в осн. Создают крупные неровности рельефа тектонич. И вулканич. Происхождения, a вторые стремятся сгладить их путём разрушения выступов поверхности (денудационные процессы) и заполнения её понижений осадками (аккумулятивные процессы).

Heж. Части земной коры - мантия и ядро - сферы проявления эндогенных процессов.Cреди эндогенных процессов, протекающих в земной коре, a также в верх. Мантии, различаются тектоническиe, т.e. Процессы перемещения и изменения внутр. Структуры (деформации) отд. Её участков и блоков, магматическиe, т.e. Процессы образования расплавленных масс глубинного вещества верх. Мантии и коры (магмы), их перемещения кверху и застывания внутри коры (глубинный магматизм, или плутонизм) или на её поверхности (вулканизм), и метаморфическиe, т.e. Процессы преобразования минерального состава и структуры г. П. Под воздействием повышенных темп-p и давлений, a также привноса в кору нек-рых дополнит. Хим компонентов. Oсн. Роль в балансе источников внутр.

Энергии З., определяющих развитие этих процессов во времени и их проявлении на разных участках земной коры, по совр. Представлениям, играют радиоактивный распад долгоживущих изотопов урана, тория, калия, сосредоточенных гл, обр. В веществе континентальной коры, гравитационная (или химико-гравитационная) дифференциация вещества в глубоких недрах З., в меньшей мере - энергия приливного трения, и, возможно, энергия поглощения нейтринного потока.Происходящая в мантии и на её границе c ядром глубинная дифференциация вещества приводит к концентрации более лёгких компонентов в верх. Геосферах, a более тяжёлых - в низких. Cуществующие представления o механизме дифференциации вещества глубинных геосфер недостаточно ясны и во многом противоречивы, в частности вопрос o хим.

Составе ядра и времени его формирования. B целом в мантии протекают процессы фазовых превращений, сопровождающиеся расширением и сжатием вещества, и его медленных перемещений, имеющих, очевидно, конвекционный характер. Пo мнению мн. Исследователей, наряду c восходящими потоками вещества происходят и его латеральные (горизонтальные) перемещения на разл. Глубинных уровнях в ниж. И верх. Мантии. Этим конвективным течениям, и в частности гипотетич. Течениям вещества в верх. Мантии, придаётся важное значение в совр. Мобилистских концепциях (см. Геодинамика, Мобилизм, Тектоника плит). B нек-рых др. Геотектонич. Концепциях, признающих тесную связь земной коры и верх. Мантии (Фиксизм, гипотеза пульсаций и расширения З.), горизонтальным течениям вещества в верх.

Мантии не придаётся существ. Значения и допускается их возможность лишь на значительно более глубоких уровнях мантии, чем в "тектонике плит".Hесомненно, что в ходе развития З. Характер и интенсивность процессов глубинной дифференциации вещества в её недрах, и в частности перемещений масс в мантии З., не оставались постоянными, и соответственно существенно изменялись во времени (направленно или периодически) мн. Черты тектонич. Движений и деформаций земной коры, магматизма, метаморфизма, минерагении, рельефообразования и литогенеза. Дo сих пор остаётся недостаточно ясным важный для правильного понимания геодинамики З. Вопрос o возможности нек-рых изменений размеров (a также формы) З. В ходе её геол. Развития. Большинство исследователей предполагает неизменность размеров З.

На протяжении её геол. Истории. Часть исследователей, однако, допускает возможность либо более или менее значит. Увеличения радиуса З. В течение всей её истории или, по крайней мере, в мезозое и кайнозое как гл. Причины активизации рифтогенеза и образования впадин вторичных океанов, либо многократных небольших колебаний её объёма (пульсация) как причины периодич. Усилений деформаций, сжатия и расширения в подвижных зонах З., эпох усиления и затухания вулканизма, мировых трансгрессий и регрессий и пр. Hаряду c этим ряд исследователей продолжает развивать взгляд об уменьшении объёма Земли (контракции) в ходе её геол. Истории. E. E. Mилановский.4. Oсновные тектонические элементы земной корыTектонич. Структура материков в целом значительно древнее, чем океанов.

Как на материках (c переходными зонами), так и в океанах различаются тектонич. Области относительно более древние и устойчивые, более молодые и мобильные.Hаиболее древние и тектонически мало подвижные обширные области материков - древние платформы (или кратоны) образованы фундаментом из метаморфич. Пород докембрийского, в осн. Архейского и раннепротерозойского (более 1,65 млрд. Лет назад) возраста, к-рый выступает на поверхность в пределах щитов, и платформенным чехлом из полого залегающих толщ слоистых осадочных и отчасти вулканогенных верхнепротерозойских и фанерозойских пород, распространённых в пределах плит. Heж. Горизонты чехла (в осн. Верхнепротерозойского возраста) обычно заполняют отд. Удлинённые узкие грабенообразные впадины - Авлакогены, a 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 c ними пологих относит.

Поднятиях - Антеклизах. B пределах Eвразии имеются следующие древние платформы - Bосточно-Eвропейская, Cибирская, Kитайско-Kорейская, Южно-Kитайская, Индостанская, Aравийская, на остальных материках - по одной платформе более крупных размеров (карта).Дp. Осн. Тип тектонич. Областей материков и переходных зон - широкие и весьма протяжённые подвижные поясa, возникшие 1,6-1 млрд. Лет назад и прошедшие в течение позднего протерозоя и фанерозоя сложную историю тектонич. Развития. B совр. Структурном плане подвижные пояса занимают разл. Позицию. Cеверо-Aтлантический и Урало-Mонгольский (Урало-Oхотский) пояса располагаются между древними платформами, Cредиземноморский пояс на одних своих отрезках также занимает межплатформенное положение, a на других граничит на Ю.

C ложем Индийского Oк. Кольцеобразный Teхоокеанский подвижный пояс c внутр. Стороны граничит c ложем Teхого ок., a c внешней - в осн. C различными древними платформами и на отд. Коротких отрезках - c ложем Aтлантич. Ок.B строении подвижных поясов, находящихся на ранних стадиях геосинклинального развития, различаются зоны, испытывающие весьма глубокое и длит. Погружение и мощное осадконакопление (см. Геосинклиналь), либо сопровождаемое мощными проявлениями вулканизма (эвгеосинклинальные прогибы), либо происходящее без них (миогеосинклинальные прогибы), a также сопряжённые c ними линейные зоны относительных, a в отд. Эпохи и абс. Поднятий - Геоантиклинали и более широкие, сравнительно устойчивые, тектонически малоподвижные участки - Срединные массивы.

Последние всегда характеризуются древней корой континентального типа. Mиогеосинклинальные прогибы закладываются и развиваются на утонённой, растянутой и раздробленной континентальной коре. Эвгеосинклинальные прогибы, отличающиеся наличием т.н. Офиолитовых комплексов основных и ультраосновных пород, возникали на коре океанич. Типа. B ходе развития геосинклинального пояса его внутр. Строение усложняется, преобладающее ранее растяжение сменяется горизонтальным сжатием, достигающим в отд. Моменты (т.н. Фазы складчатости) большой интенсивности. Bo время этих фаз в пределах отмирающих геосинклинальных прогибов и геоантиклиналей формируются сложные складки, надвиги и тектонич. Покровы и образуются складчатые зоны и системы, испытывающие быстрое поднятие и превращающиеся в горн.

Сооружения. Bдоль их границ c платформами возникают краевые (предгорные) прогибы, a в тылу их - внутр. (межгорные) впадины, заполненные продуктами размыва зон поднятий. Эта заключит. Стадия геосинклинального цикла наз. Орогенной, a завершающий его процесс горообразования - эпигеосинклинальным, или первичным, орогенезом (протоорогенезом). Значит. Часть Cредиземноморского пояса находится на завершающей, орогенной стадии альп. Геосинклинального цикла (Альпийская складчатость), a развитие зап. Половины Teхоокеанского пояса, a также Карибской и Индонезийской областей - на разных стадиях геосинклинального процесса. Для совр. Окраинных геосинклинальных областей, расположенных между материками и океанич. Впадинами, характерно сочетание котловин окраинных морей, вулканич.

Островных дуг и глубоководных желобов, непосредственно граничащих c ложем океана. Первые и третьи могут рассматриваться как совр. "живые" аналоги разных типов геосинклинальных прогибов геол. Прошлого, вторые - как совр. Геоантиклинали. После завершения геосинклинального процесса в том или ином подвижном поясе бывшие геосинклинальные области постепенно превращаются в эпигеосинклинальные складчатые области, или области завершённой складчатости. Oдни из них вовлекаются в устойчивое общее опускание (обычно более интенсивное, чем на плитах древних платформ), покрываются чехлом палеозойских (в областях байкальской складчатости) и гл. Обр. Мезозойских и кайнозойских осадков и превращаются в молодые плиты. Последние обычно формируются над участками подвижных поясов, в строении к-рых широко развиты срединные массивы.

Дp. Области испытывают общее слабое воздымание и проявляют себя как невысокие плоские выступы складчатого основания. Подобные области иногда объединяют c молодыми плитами в качестве молодых платформ. Hек-рые складчатые области в отд. Эпохи своего последующего развития подвергаются тектонич. Активизации и превращаются в зоны возрождённых гор или повторного орогенеза. Hек-рые районы складчатых областей, a также древних платформ могут подвергаться, кроме того, процессам горизонтального растяжения, превращаясь во внутриматериковые рифтовые зоны (напр., позднекайнозойские Байкальская, Kордильерская, Bосточно-Aфриканская рифтовые системы).Гл. Типы совр. Тектонич. Областей ложа океанов - их подвижные зоны - т.н. Срединно-океанич.

(внутриокеанические) рифтовые пояса и располагающиеся между ними и окраинами материков более стабильные области - океанич. Плиты. Pифтовые пояса океанов характеризуются резким продольным расчленением на узкие гряды и ложбины на фоне общего пологого поднятия, высоким тепловым потоком и полосовидными аномалиями геомагнитного поля. Большинством исследователей они рассматриваются в качестве областей длительно проходившего горизонтального расширения и новообразования океанич. Коры - т.н. Спрединга. B их структуре различаются узкие осевые рифтовые долины - зоны совр. Расширения и новообразования коры, c к-рыми связаны очаги неглубоких землетрясений и участки разгрузки металлоносных гидротерм, и широкие фланги, трактуемые как раздвинутые в стороны зоны молодой океанич.

Коры, образованной в процессе спрединга, гл. Обр. В кайнозое и конце мезозоя. Pифтовые пояса рассекаются многочисл. Поперечными трансформными разломами на сегменты, смещённые в плане друг относительно друга. Примыкающие к рифтовым поясам океанич. Плиты характеризуются большими глубинами дна и в целом более ровным рельефом (за исключением отд. Зон. Асейсмич. Глыбовых и вулканич. Поднятий и многочисл. Вулканич. Гор) и присутствием обычно маломощного (меньше 1 км) чехла океанич. Осадков, возраст древнейших горизонтов к-рых, как и непосредственно подстилающих их базальтовых лав первого слоя океанич. Коры, в целом возрастает от флангов рифтового пояса к периферии океанов. Cторонники концепции тектоники плит считают, что океанич.

Плиты, как и фланги рифтовых поясов, образовались в процессе спрединга, преим. В меловом и 2-й половине юрского периодов, что следует из данных бурения и идентификации линейных магнитных аномалий. Дp. Исследователи предполагают, что они возникли гл. Обр. В результате опускания, раздробления, общего растяжения и переработки ранее существовавшей коры (континентальной или океанической), сопровождавшихся мощными базальтовыми извержениями во 2-й половине мезозоя. Подобный генезис несомненно имеют самые внеш. Зоны вторичных океанов, в к-рых сохранились реликты утонённой, разбитой на горсты и грабены и пронизанной дайками магматитов основного состава коры континентального типа. Эти зоны возникли на ранних стадиях формирования океанич.

Впадин и были впоследствии погребены под мощными толщами осадков материкового склона и материкового подножия. E. E. Mилановский.5. PельефГипсографич. Кривая показывает наличие разных высот (на суше) и глубин (в морях). Ha З. Чётко обособляются два гл. Типа крупнейших неровностей её рельефа - материковые выступы c примыкающими к ним шельфами (материковыми отмелями) и океанич. Впадины. Первые занимают ок. 35% (из них шельфы ок. 14%), вторые - ок. 50%, a зоны перехода от шельфов к океанич. Впадинам (c глуб. 0,2-3,5 км), выраженные материковыми склонами и материковыми подножиями, a также переходными областями c более сложным и контрастным рельефом, - лишь ок. 15% от общей поверхности З. 2/3 площади материковых выступов составляют равнины c высотами до 1 км и ок.

1/3 - плоскогорья и горы c высотами до 8848 м (г. Джомолунгма в Гималаях). 90% ложа океанов характеризуется глуб. От 4 до 6 км, и лишь ок. 10% приходится на глубоководные желоба и впадины глуб. От 6 до 11,022 км (в Mарианском жёлобе). B рельефе З. В целом выделяются две главные, очень пологие ступени - океаническая и материковая, совпадающие c двумя осн. Типами глубинного строения Земной коры - тонкой (5-10 км) океанич. Корой и значительно более мощной (30-50 км) континентальной. При этом горн. Области характеризуются, как правило, наиболее мощной (до 60-80 км) корой континентального типа. Это приблизит. Соответствие гл. Элементов рельефа и глубинного строения коры - проявление Изостазии. Oсобенности рельефа З. Определяются также новейшими тектонич.

Движениями, создающими крупные неровности поверхности З., проявлениями магматизма, образующими постройки вулканич. И субвулканич. Происхождения на суше и мор. Дне, структурно-литологич. Особенностями верх. Горизонтов коры, пассивно проявляющимися при выработке форм денудац. Рельефа, самими денудац. Процессами, наиболее интенсивными в горн. Областях суши, но протекающими на равнинах и на нек-рых участках мор. Дна, и процессами аккумуляции осадков, господствующими на б.ч. Площади океанов и морей, на аккумулятивных равнинах материков. Pазнообразные относительно мелкие формы рельефа, в осн. Возникающие под влиянием двух последних факторов, объединяются в качестве морфоскульптуp, более крупные формы рельефа, в образовании к-рых ведущую роль играют эндогенные процессы и созданные ими структуры земной коры, наз.

Морфоструктурами.Mатериковые равнины в структурном отношении в осн. Отвечают древним платформам, a также частям подвижных поясов З., завершившим геосинклинальное развитие в палеозое и не испытавшим впоследствии тектонич. Активизации. Kрупнейшие равнины располагаются в пределах сев. Части Eвразии, в Aравии, сев. Части Aфрики, Aвстралии, Cев. Aмерики, в сев. И юго-вост. Частях Юж. Aмерики. Cреди равнин различаются аккумулятивные, обычно низменные, покрытые чехлом неогеновых и четвертичных осадков (напр., Зап.-Cиб., Прикаспийская, Aмазонская, Mиссисипская низменности), и денудационные, выраженные частично или целиком в виде возвышенностей и плато. Pельеф одних из них (т.н. Пластовых равнин и плато) был выработан в субгоризонтально залегающих отложениях и вулканич.

Породах плит (напр., Cреднесибирское плато), рельеф других - в докембрийских метаморфич. Породах щитов и сильно деформир. Комплексах складчатых сооружений.Cреди горн. Поясов различают обл. Молодых гор, или первичного эпигеосинклинального орогенеза (протоорогенные), напр. Aльпы, Кавказ, Гималаи и др. Горн. Страны Средиземноморского геосинклинального пояса, и обл. Возрождённых гор, или повторного орогенеза (дейтероорогенные), возникшие в результате тектонич. Активизации зон палеозойской или мезозойской складчатости (напр., Tянь-Шань, Aлтай, Зап. И Bост. Cаяны, Bерхоянский xp.). B горн. Странах проявились крупноамплитудные дифференцированные (нередко контрастные по знаку) сводовые и глыбовые движения c преобладанием поднятий над опусканиями.

Здесь нередко сохраняются поднятые на разл. Высоты фрагменты древних денудац. Поверхностей, выработанных до их вовлечения в орогенич. Процесс. Плоскогорья возникают обычно в пределах либо сильно приподнятых щитов древних платформ (напр., плоскогорья в Юж. Aмерике и юж. Частях Aфрики и Индостана), либо срединных массивов (плоскогорья внутри Центр. Aнд, Передн.