Відповідність рельєфу та геології

Літосфера утворює рельєф земної поверхні. Найвища вершина — гора Джомолунгма у Гімалаях (8850 м), найнижча відмітка дна океану — Маріанська западина у Тихому океані (11 022 м). Середня висота материків 970 м, на них переважають рівнини та низькогір'я з висотою до 1000 м. Платформенні рівнини займають 64% площі материків. Середня глибина океанів становить 3 704 м, панують глибини від 3 000 до 6 000 м; на долю глибоководних западин та жолобів припадає лише близько 1,5% площі океану.

Основи літосферних плит складають платформи. Їх кристалічний фундамент у деяких місцях виходить із-під осадового чохла на поверхню та утворює щити або залягає поблизу неї у вигляді плити. У рельєфі щитам відповідають підвищення та плоскогір'я, плитам — низовини. У областях складчастості розташовуються складчасті та складчасто-глибові гори.

Найважливіші структурні частини океанічної кори — океанічні платформи та серединно-океанічні хребти (загальна довжина системи 80 тис. км), що зустрічаються в усіх океанах. Крім хребтів у Світовому океані відомо багато підвищень, або океанічних плато. Найбільше з них знаходиться в Атлантичному океані — Бермудське плато. Океанічні платформи у рельєфі відповідають хвилястим та плоским абісальним (глибоководним) рівнинам, які лежать на глибині 4,5-6,0 км та розділені глибовими горами (без слідів складчастості) на окремі котловини. Крім того, на дні океану відомі близько 10 тис. підводних гірських вершин. Підводні гори з плоскими вершинами називають гайотами. Серединно-океанічні хребти від океанічних платформ відрізняються високою сейсмічністю та неглибоким заляганням осередків землетрусів. Вони утворюються за рахунок підняття магми у рифтових зонах. У зонах субдукції розташовані острови з діючими вулканами, які різко переходять у глибоководні жолоби.

Тектонічна розшарованість літосфери

Мобілістська модель розвитку тектоніч. і магматич. процесів в літосфері, що базується на даних про вертикальні і латеральні структурні, речовинні, фіз. і реологічні неоднорідності верхніх геосфер. Неоднорідність при тектоніч. імпульсах створює умови для горизонтальних зривів поверхневих або внутрішньолітосферних гірн. мас (літопластин), що переміщуються з різними швидкостями. Результатом такого переміщення є виникнення нових неоднорідностей і т. д. У геол. історії земної кори такий процес фіксується змінами її структурного плану. Тим самим визначається відмінність Т.р.л. від початкових уявлень тектоніки плит, згідно з якими плити є жорсткими і реологічно однорідними тілами. Однією з поверхонь горизонтальних зривів є Мохоровичича поверхня, що розділяє земну кору і верхню мантію. Зриви і рухи літопластин відбуваються також на інш. рівнях всередині літосфери, чому сприяє наявність в ній шарів зниженої в'язкості. Т.р.л. — результат диференційованого за швидкістю субгоризонтального руху розташованих на різних глибинах літосферних мас — літопластин.

ВІК ЗЕМЛІ

З початку зародження цивілізації людину постійно цікавив вік Землі, тривалість і послідовність геологічних подій. Перші наукові спроби визначення віку Землі приймались, починаючи з XVII століт­тя, коли Н. Стенон запропонував проводити визначення відносного віку гірських порід на основі аналізу пластів осадових порід і на вияв­ленні серед них більш молодих або більш давніх без врахування віку порід в роках.

Першу спробу вирішити цю проблему визначенням абсолютного віку Землі намагався зробити у XVII ст. великий І. Ньютон. За його розрахунками вік нашої планети складав всього 6000 років. Пізніше французький природознавець Ж. Бюффорн, виходячи з припущення про первинний вогняно-рідинний стан Землі, визначив час, необхід­ний для її застигання. Він складав 75 тисяч років. Це значення, котре базувалось на експериментальних даних заміру швидкості охолоджен­ня нагрітих металічних куль, Ж. Бюффон приймав як мінімальний вік нашої планети.

З часом робились спроби визначення віку Землі, виходячи із су­часної швидкості накопичення соляних відкладів в морях та океанах. Вони дозволили приблизно оцінити вік Землі в 90-350 млн. років.

Ці та інші спроби вирішити цю проблему базувались на сучасній природній одиниці часу, котра прийнята людством і складає на добу 86400 с. Однак геологічні дані дають підставу вважати, що в давні часи тривалість доби була меншою від сучасної. Зокрема, визначення кіль­кості добових кілець, які наростають на скелетах коралів, показало, що в девонському періоді (приблизно 380 млн. років тому) в році було 400±7 діб, що відповідало тривалості доби дещо менше 22 годин.

З наведених даних видно, що в основу визначення віку Землі та її геологічних тіл покладено досить приблизні допущення, а тому оцінка віку з цих позицій надзвичайно умовна і не може відображати всієї послідовності геохронологічних подій в їх розвитку. Тому геохроно­логія подій в історії розвитку Землі, її вік, а також історія розвитку і вік земної кори – геосфери, в межах котрої зосереджена основна діяльність людства, є предметами скурпульозного вивчення вченими на протязі останніх століть, оскільки ці питання мають надзвичайно важливе тео­ретичне і практичне значення.

Зараз в історії формування і розвитку Землі виділяють два вели­ких, нерівнозначних по своїй тривалості етапи – догеологічний і гео­логічний.

Догеологічний етап, котрий також ще називають космічним або планетарним, охоплює проміжок часу від моменту виникнення Землі як планети до початку формування земної кори. Його історія не може бути відновлена геологічними методами, і наші знання про цей етап базуються на загальних уявленнях про розвиток Землі як однієї з пла­нет Сонячної системи.

Основним змістом догеологічної еволюції Землі було розшару­вання первинно однорідної речовини на оболонки або геосфери, котре завершилось формуванням твердого тіла Землі та її атмосфери.

Геологічний етап охоплює відрізок часу від початку формування земної кори до сьогодення, коли на земній кулі почали вже проявляти­ся дві основні групи процесів – ендогенні та екзогенні.

З появою екзогенних процесів поверхня Землі стає ареною роз­витку процесів руйнування, транспортування продуктів руйнування і формування товщ осадових гірських порід. Поєднання дій екзогенних і ендогенних процесів робить можливим наступне перетворення осадо­вих порід в процесі метаморфізму, магматизму та вулканізму в інші види порід, що поступово і постійно змінює будову земної кори. В ре­зультаті формується неоднорідна за складом земна кора сучасного ста­ну.

Складний, довготривалий процес розвитку земної кори можна відновити на основі вивчення її речовинного складу, форм залягання мінеральних мас, структурних форм різних геологічних тіл, залишків тваринного і рослинного світу, котрі збереглися при захороненні в мінеральних масах земної кори.

Для достовірного визначення складних поєднань гірських порід і структурних форм земної кори і щоб зробити з цього практично важ­ливі висновки і рекомендації необхідно вміти визначати послідовність утворення складових земної кори і геологічних об'єктів, в першу чергу гірських порід.

Для вияснення названного вище в геології існують два різних на­прямки: абсолютне і відносне літочислення. Відносне визначає вік гео­логічних об'єктів і послідовність їх утворення стратиграфічними мето­дами; абсолютне – встановлює час виникнення гірських порід, прояв­лення геологічних процесів, їх тривалість в астрономічних одиницях (роках) радіологічними методами.

Відносний вік геологічних об'єктів та методи його визначення

Визначення віку гірських порід являє собою важливу і складну проблему, вирішення якої дозволяє встановити тривалість і послідов­ність геологічних процесів.

Методи визначення відносного віку гірських порід базуються на їх порівняльному аналізі та виявленні більш давніх і більш молодих порід. Ці методи не дозволяють встановити тривалість геологічного процесу в абсолютних одиницях часу, але з високою точністю визнача­ють відносний вік сумісно залягаючих порід.

Найточніший метод визначення абсолютного віку порід полягає в обчисленні відношення кількості радіоактивного урану до кількості свинцю, що міститься в розглядуваній породі. Справа в тому, що свинець є кінцевим продуктом довільного розпаду урану. Швидкість цього процесу відома точно, і змінити її не можна жодним способом. Чим менше урану лишилось і чим більше свинцю стало в породі, тим більший її вік.

З методів визначення відносного віку найбільшою популярністю користуються стратиграфічний, петрографічний і палеонтологічний методи. Стратиграфічний метод базується на вивченні положення гірських порід у земній корі. Шари, які в просторовому положенні залягають вище розглядуваних, вважаються за часом утворення більш молодими, ніж підстилаючі їх породи. Петрографічним методом розв'язується питання про вік шляхом зіставлення мінерального складу, виду і умов утворення порід, виходи яких просторово не збігаються. Найбільш широко і ефективно застосовують у геологічній практиці палеонтологічний метод, оснований на вивченні викопних решток вимерлих організмів. Достовірно встановлено, наприклад, що в різновікових пластах осадових порід зустрічаються специфічні комплекси залишків організмів, які характеризують розвиток тваринного і рослинного світу в ту чи іншу геологічну епоху. Порівняння цих залишків дає можливість судити про відносний вік гірських порід і скласти уявлення про еволюцію органічного світу Землі.

Історія розвитку земної кори нараховує близько 3,5—4 млрд. років. Цей час називають геологічним. Геохронологія земної кори — це поділ геологічного часу на більш дрібні одиниці часу. Геологічну історію Землі поділяють на ери, періоди та епохи (табл. 3). Геохронологічна шкала була прийнята для загального користування на другій сесії Міжнародного геологічного конгресу в 1981 р.

Геологічні дані свідчать, що уже в архейську еру існувала земна кора, яка була складена породами, подібними до сучасних кристалічних і осадових. Звідси випливає припущення, що основні геологічні процеси відбувалися так, як і в пізніші епохи, — з участю води й повітря. Очевидно, існували материки і океани, відбувалися зміни пір року, періоди потепління змінювалися похолоданням з утворенням льодовиків. З того часу намітилася загальна тенденція розвитку структури земної кори в бік розростання платформ за рахунок геосинкліналей.