Геологическая шкала времени (геохронология)

 

Геология – комплекс наук о Земле, она объединяет большое число самостоятельных геологических дисциплин.

Одна из ветвей геологии – минералогия – наука о свойствах минералов, об условиях их образования и распространения в земной коре. Вещественный состав горных пород изучает наука петрография, а вещественный состав земных недр, распределение, взаимо-действие и перемещение химических элементов изучает геохимия.

Изучением истории и закономерностей развития земной коры занимается историчес-кая геология, с которой связаны палеонтология, стратиграфия, палеография. Палеонтология – это наука о вымерших растениях и животных, сохранившихся в виде ископаемых остатков, о смене их во времени и пространстве. Хотя палеонтология – наука биологическая, она самым тесным образом связана с геологической историей эволюции Земли. Стратиграфия – раздел геологии, изучающий последовательность формирования горных пород. Применение различных методов в стратиграфии (палеонтологический, спорово-пыльцевой анализ, радиологический, литологический, геохимический, геофизический)
позволило составить общую стратиграфическую шкалу (таблица 7). Наука палеография занимается изучением климата и ландшафта прошлых эпох.

Движения земной коры и формы залегания горных пород, возникающие в результате этих движений, изучает раздел геологии, называемый тектоникой. Обширную информа-цию о физических явлениях и процессах, протекающих в недрах Земли несет геофизика и сейсмология. Исследования, осуществляемые методами геофизики и сейсмологии позво-ляяют определить силы тяжести, скорости прохождения сейсмических волн и др., что дает возможность оценить мощность геологических оболочек Земли и сделать предположения об их вещественном составе.

Учение о последовательности формирования и возрасте образования горных парод, слагающих земную кору, называется хронологией. Различают относительную и абсолют-ную (или изотопную) геохронологию. Основоположником концепции относительной геохронологии был датский естествоиспытатель Н. Стенсон (Стено). Согласно концепции Стено (1669), в серии нормально залегающих пластов вышележащий пласт моложе нижележащих, а секущие их трещины и минеральные жилы еще моложе. Стено установил, что слоистая структура пород поверхности Земли представляет собой пространственное отображение геологического времени. Геологическое время в относительной геохронологии определяют по мощности осадков в морях и океанах, речных отложений в приустьевых участках, по мощности отложений в континентальных зонах. По методам относительной геохронологии можно определить возраст пород в отношении «старше – моложе», но невозможно определить на сколько лет один слой сложился раньше другого. Эту задачу решают радиологические методы абсолютной геохронологии, в основе которых лежит радиоактивный распад элементов. Радиологический метод определения возраста геологических объектов был предложен в начале 20-х годов ХХ в. П. Кюри и Э. Резерфордом. Как известно, радиоактивный распад ядер подчиняется формуле

,                                        (86)

где  – число радиоактивных ядер в момент времени ;  – их число в момент времени ;  – постоянная распада, связанная с периодом полураспада  соотношением . Период полураспада – это время, в течение которого число радиоактивных ядер в среднем уменьшается вдвое.

Среднее время жизни радиоактивных ядер , или . Радиоактивный распад сопровождается испусканием -частиц (ядер атома гелия) или -распадом, испусканием электронов () или позитронов (). Символически радиоактивный распад можно представить соотношением

                                              (87)

Ядро  – называется материнским и характеризуется зарядом ядра z (в едини-
цах заряда электрона) и массовым числом а (масса ядра в атомных единицах массы  кг). Ядро, полученное в результате распада ядра  называется до-черним ядром. В случае -распада соотношение (87) имеет вид

 

Для распадов имеем

и

Дочерние ядра оказываются возбужденными, и снятие возбуждения сопровождается -излучением. Из формулы (86) время радиоактивного распада t (равное возрасту тех пород, которые содержат радиоактивные элементы) равна

,

где  – число распавшихся ядер;  – число нераспавшихся радиоактивных ядер.

В ядерной (изотопной) геохронологии используются ураново-свинцовый, рубидий-стронциевый, калий-аргоновый и радиоуглеродный методы. Уран  превращается в свинец с периодом полураспада 4,55 млрд лет. Рубидий  распадается с периодом полураспада 62 млрд лет. Период полураспада калия  равен 1280 млн лет. Радио-активный изотоп углерода  имеет период полураспада 5730 лет. Ураново-свинцовый и рубидий-стронциевый метод из-за больших значений периодов полураспада удобно использовать для определения возраста древних пород. Калий-аргоновый метод используется успешно для датировки более молодых геологических образований, с возрастом около 1 млрд  лет. Радиоуглеродный метод используется для определения возраста органических остатков. Дело в том, что углерод  образуется в земной атмосфере в результате бомбардировки ядер азота  космическими нейтронами

В растениях и животных до тех пор, пока они осуществляют обмен веществ с атмосферой, содержится такая же концентрация , как и в атмосфере. В мертвых организмах
обмен веществ прекращается, и содержание радиоактивного углерода  со временем уменьшается вследствие радиоактивного распада. Радиоуглеродный метод применяется для оценки возрастов геологических остатков в несколько тысяч лет. Еще один элемент, который постоянно возникает в атмосфере в результате бомбардировки ее космическими лучами – это тритий . Он образуется при столкновении нейтронов с ядрами азота в ядерной реакции

Тритий – тяжелый изотоп атома водорода – распадается по схеме

Небольшой процент воды содержит  вместо протонов   и поэтому, измеряя относительное количество изотопов  и  в пробах воды, взятых в различных местах Земли, можно определить, какое время тому назад эта вода выпала в виде дождя. Изотопная хронометрия позволила определить по свинцовому методу возраст Земли, он оказался равным 4,6 млрд лет. Было выяснено, что метеориты, которые падали на Землю имеют возраст, равный возрасту Земли. На основе геохронологических данных была
введена шкала геологического времени, которая приведена в таблице 7 (время указано в млн лет).

Таблица 7

Эон	Эра	Период	Эпоха	Время, млн лет
Фанерозойский	Кайнозойская	Четвертичный	Голоценовая Плейстоценовая	0,01 1,6
		Третичный	Полиценовая Миоценовая Олигоценовая Эоценовая Палеоценовая	5,3 23,7 36,6 57,8 66,4
	Мезозойская	Меловый Юрский Триасовый		144 206 245
	Палеозойская	Пермский Каменноугольный Девонский Силурийский Ордовикский Кембрийский		286 360 408 438 505 570
Протерозойский				2500
Архейский				3500
Катаархейский				4600

 

В геохронологической таблице история Земли представлена пятью основными эрами: архейская (зарождение жизни); протерозойская (первичная жизнь); палеозойская (древняя жизнь); мезозойская (средняя жизнь) и кайнозойская (новая жизнь). Первые две эры –объединяются в самый крупный эон – криптозой (скрытая жизнь), последние три эры в фанерозой (явная жизнь). Названия геологических периодов связаны либо с местностями, либо с характером вещественного состава пород. Так, пермский период характеризует возраст отложений, детально исследованных в окрестностях г. Перми на северном Урале. Каменноугольный период характеризует возрастные особенности каменноугольных разрезов.

Строение Земли

 

Геологи обратили внимание на то обстоятельство, что породы, находящиеся на поверхности, обладали значительно меньшей плотностью, чем породы глубоких слоев. Изучение плотности пород в зависимости от глубины залегания стало возможным только с появлением геофизических методов исследования. Наиболее эффективным оказался сейсмический метод, основанный на изменении скорости прохождения упругих волн (продольных и поперечных) в различных средах (сейсмос в переводе с греческого означает колебание, землетрясение). Суть этого метода в том, что на поверхности Земли вследствие взрыва или землетрясения возникают упругие колебания. Опытным путем установлено, что в плотных горных породах скорость упругих волн возрастает, в рыхлых – уменьшается, а в жидких распространяются только продольные волны. Анализ сейсмических данных показал, что Земля состоит из трех основных частей: коры, мантии и ядра. По имеющимся данным были выделены несколько слоев, в которых скорость сейсмических волн претерпевает скачок (таблица 8).

Таблица 8

Слои	Мощность км	Объем %	Скорость сейсмических волн (км/с)
			продольные	поперечные
Земная кора Раздел Мохоровичича Мантия Граница ядра (Раздел Гутенберга) Внешнее ядро Внутреннее ядро Центр Земли	5–40 (70)   2860 2900   2220 1250 6371	1,5   82,3     15,4 0,8	6,5–7,4 7,9–8,2 13,6     10,4 11,1 11,3	3,7–3,8 4,5–4,7 7,2–7,3     - - -

 

Строение Земли, основанное на новейших геофизических данных, приведено на ри-сунке 104.

Рисунок 104

 

Согласно современным геологическим концепциям Земля состоит из земной коры; верхней и нижней мантии, отделенных друг от друга переходным слоем; внешнего и внутреннего ядра, разделенных переходным слоем мощностью 40 км (4980–5120 км).

Исследуя зависимость скорости распространения продольных и поперечных волн от глубины, австралийский сейсмолог Р. Буклен и советский геофизик К.А. Куликов выделили в Земле семь внутренних геосфер – А, В, С, Д, Е, F и G. Земля имеет также внешние геосферы: гидросферу, атмосферу и магнитосферу. Геосферные оболочки различаются по химическому составу, агрегатному состоянию и физическим свойствам. Они развились в результате дифференциации вещества Земли под действием сильного разогрева земных недр.

В химическом составе Земли, согласно данным А.Е. Ферсмана преобладают железо (37,04 %) и кислород (28,50 %), затем следует кремний (14,47 %), магний (11,03 %), никель (2,96 %), кальций (1,38 %), сера (1,44 %) и другие элементы (1,96 %). В Земле наиболее распространены 4 элемента: О, Fe, Si и Mg – на их долю приходится более 96 % состава Земли.

Слой А – земная кора толщиной от 3–15 км под океанами, до 30–80 км под материками. Земная кора отделена от верхней части мантии, превратившейся в результате остывания в горную породу, разделом Мохоровичича. Земная кора, раздел Мохоровичича и верхняя мантия образуют литосферу (от греч. литос – камень). Литосфера по составу и строению неоднородна как в горизонтальном, так и вертикальном направлениях. Вертикальная неоднородность литосферы связана с объединением в себе земной коры и одного из верхних слоев мантийного вещества, находящегося в кристаллическом состоянии. Горизонтальная неоднородность обусловлена наличием глубоководных впадин, базальтового ложа океана и нагромождением литосферных плит на континентах. Средняя плотность пород земной коры – 2,7 г/см³, а на границе Мохоровичича она увеличивается до 3,3 г/см³.

Строение земной коры под океанами и материками различно. Под материком она называется континентальной, а под океанами – океанической (рисунок 105).

Рисунок 105

 

Континентальная кора состоит из трех слоев: осадочного, гранитного и базальтового. Мощность (толщина) континентальной коры составляет 30–40 км под равнинами и 70–
80 км в области гор. Океаническая кора обычно имеет осадочный и базальтовый слой, толщина которых сокращается до 3–4 км, а под рифтами даже до 2–2,5 км. Мощность океанической коры в котловинах 6–6,5 км, а в зонах островных дуг 10 км и более. В переходной зоне от континента к океану выделяют промежуточный тип земной коры, отличительной чертой которого является непостоянство гранитного слоя. Ближе к океанам он уменьшается, а при переходе к континентам возрастает до мощностей континентальной коры.

По данным современной геологической науки кислород составляет около 50 % массы земной коры, а на долю трех элементов – кислорода, кремния и алюминия приходится около 85 %.

К литосфере примыкает астеносфера, слой пониженной вязкости в верхней части мантии Земли. Под континентами расплавы установлены на глубине от 120 км до 200 км, местами и до 400 км, а под океанами от нескольких километров до 70 км. Вязкость мантийного вещества в астеносфере отличается под океанами и материками. В этом заклю-чается одна из причин движения литосферных плит по расправленной, размягчен-
ной астеносфере. Вязкость мантии на глубине 300 м составляет около 10²⁰ П под океанами и 10²² П под континентами. Для сравнения вязкость горячей базальтовой лавы ~ 10⁶ П,
а вязкость воды всего 10 ^–2 П (П – пуаз, единица динамической вязкости в СГС,
1 П = 0,1 Па × с).

Верхняя мантия включает слои В и С. Слой В характеризуется малой вязкостью, свойственной веществам в расплавленном состоянии (слой Гутенберга). Плотность пород в этом слое довольно высокая – 4,3 г/см³, а давление достигает 150 тыс. атм. Из этой зоны расплавленная магма внедряется в земную кору и по трещинам в виде вулканических извержений поступает на поверхность Земли. Слой С – переходный слой Голицина, занимает промежуток между 400 и 900 км. Для него характерно резкое возрастание скоростей продольных волн до 11,3 км/с, а поперечных до 6,3 км/с.

Нижняя мантия – слой D – однородная по составу часть мантии. Предполагают, что она находится в твердом состоянии и представлена окислами магния, кремния и железа. Плотность вещества здесь возрастает до 5,2 г/см³, давление достигает 1,3 млн атм. Скорость продольных сейсмических волн достигает величины (12,5–13,6 км/с), а поперечные волны затухают. Исчезновение поперечных волн на глубине 2900 км и уменьшение скорости продольных волн с 13,6 до 8,1 км/с свидетельствует об изменении агрегатного состояния вещества из твердого в жидкое.

Мантия Земли составляет 83 % объема Земли и 67 % ее массы. В химическом составе мантии преобладают кислород, кремний и магний и в меньшем количестве присутствуют алюминий и железо.

Ядро Земли. В строении ядра Земли выделяют внешний Е, переходный F и внутренний G слои. Внешнее ядро расположено на глубине 2900 км и имеет мощность 2200 км. Оно состоит в основном из железа и его оксидов, а также из примесей более легких элементов – кремния и серы. Вещество во внешнем ядре Земли находится в жидком состоянии, о чем говорит затухание в нем поперечных волн. На нижней границе внешнего ядра плотность достигает 10 г/см³, а скорость продольных волн изменяется от 8 до 10,5 км/с. Слой F является переходным между внешним и внутренним ядром Земли. Характер распространения продольных волн в нем – 11 км/с, соответствует переходу вещества в этой зоне из жидкого в твердое состояние. По составу переходный слой считают сульфидным (FeS). Внутреннее ядро (слой G) образует центральное твердое ядро Земли. Плотность увеличивается до 14 г/см³, давление до 3,6 млн атмосфер. Внутреннее ядро более чем на 90 % состоит из железа и составляет 1,7 % массы Земли. Температура его достигает 4000 ^о С, но благодаря гигантскому давлению оно сохраняет свою кристаллическую природу.

В расплавленном внешнем ядре сосредоточено около 30 % земной массы, и в основном оно содержит железо, его окислы, примерно 12 % серы и 2 % никеля.

Внешние оболочки Земли – это гидросфера, атмосфера и биосфера.

Гидросфера – водная оболочка нашей планеты. Ее образуют воды, находящиеся в твердом, жидком и газообразном состоянии. Вода занимает почти 71 % площади всего земного шара. Масса всей воды – 14,6×10²⁰ кг распределяется следующим образом: Миро-вой океан – 13,7×10²⁰ кг; подземные воды – 0,66×10²⁰ кг; воды льдов – 0,23×10²⁰ кг; пресные воды составляют всего 2 %. Средняя глубина Мирового океана – 3800 м, а наибольшая – 11022 м (Марианская впадина в Тихом океане). Средняя годовая температура поверхности вод океанов 17,5^о С. В океанической воде растворены почти все элементы таблицы Менделеева, из которых преобладают хлор (19,35 %) и натрий (10,76 %). Вода, испаряясь с поверхности Земли, поступает в атмосферу, где она при охлаждении конденсируется и выпа-дает на земную поверхность в виде дождя и снега. Подсчитано, что за год с поверхности мирового океана испаряется 448000 км³ воды, которая возвращается на землю в виде дождей.

Атмосфера – это воздушная оболочка, окружающая Землю. Мощность воздушной оболочки превышает 1000 км. По химическому составу атмосфера подразделяется на
четыре области: азотно-кислородная, азотная, гелиевая и водородная. Нижняя – азотно-кислородная, в ней содержится около 78 % азота и до 21 % кислорода, около 1 % приходится на аргон и 0,03 % – на углекислый газ. На высоте 20–25 км находится слой озона, предохраняющий живые организмы на Земле от вредного для них коротковолнового излу-чения. На высоте 70 км располагается азотная область. С высоты 1000 км атмосфера со
состоит в основном из гелия, а выше 2000 км – из водорода. Верхняя граница атмосферы условно проводится на высоте 3000 км. Масса атмосферы составляет 5,15×10¹⁸ кг. Среднее давление воздуха на уровне моря 760 мм рт. ст., а средняя плотность 1,3×10 ^–3 г/см³. Атмосферный воздух содержит водяной пар, общая масса которого составляет около 1,3×10¹⁶ кг. Если его перевести в воду, то земная поверхность покроется слоем воды, равным 25 мм. Водяной пар имеет очень важное значение для теплообмена поверхности Земли и каждые 12 дней обновляется. Он конденсируется в облаках, которые поглощают 18 % излучения Солнца. Водяной пар, углекислый газ и озон поглощают тепловое и инфракрасное излучения земной поверхности, формируя так называемый парниковый эффект. По характеру распределения температуры атмосферу делят на ряд слоев: тропосферу, стратосферу, мезосферу, ионосферу, магнитосферу и экзосферу.

Тропосфера – оболочка, прилегающая к земной коре. В ней содержится более 80 % массы всего атмосферного воздуха. На полюсах мощность ее в среднем 8 км, а на экваторе достигает 16–18 км. В тропосфере сосредоточена преобладающая часть (~ 80 %) водяного пара, сильно развиты турбулентность и конвекция, возникают облака, развиваются цик-лоны и антициклоны. Температура в тропосфере уменьшается к ее верхней границе до
-60 ^оС, резко уменьшается и давление с 760 мм рт. ст. на уровне моря до 110 мм рт. ст. на высоте 20 км.

Стратосфера – слой атмосферы, лежащий над тропосферой. Ее верхняя граница на экваторе находится на высоте 50–55 км. Стратосфера характеризуется возрастанием температуры с высотой от -60 ^оС до температур, близких к 0 ^оС. В нижней ее части на высоте 20–40 км расположен озоновый слой с максимальным содержанием озона в интервале 20–25 км. Этот слой предохраняет живые организмы на земле от губительного воздействия коротковолновой ультрафиолетовой радиации Солнца. Современное содержание озона в атмосфере 3,1×10¹² кг.

Мезосфера – располагается над стратосферой на высоте от 50 до 80–85 км. Характе-ризуется понижением температуры с высотой от 0 ^оС на нижней границе до -90 ^оС на верхней. Над мезосферой от высоты 80–90 км до высоты 200–300 км находится слой атмосферы, в котором температура достигает значений порядка 1500 ^о С, после чего она остается почти постоянной до очень больших высот. Этот слой называется термосферой. Выше термосферы до 2000 км располагается следующая оболочка атмосферы – экзосфера, состоящая из легких газов и элементарных частиц. Постепенно экзосфера переходит в космическое пространство.

На десятки и даже сотни тысяч километров простирается магнитосфера. Физические свойства магнитосферы определяются магнитным полем Земли и его взаимодействием с потоками заряженных частиц космического происхождения.

Магнитосфера – это область околоземного пространства, физические свойства, размеры и форма которой определяются магнитным полем Земли и его взаимодействием с потоками заряженных частиц, исходящих от Солнца.

Напряженность магнитного поля Земли колеблется от 50–60 А/м у магнитных полю-сов до 20–35 А/м у экватора. В среднем магнитное поле на поверхности Земли около
40 А/м, а на границе магнитосферы ~ 10^-2 А/м.

Магнитосфера простирается до расстояния в 70–80 тыс. км. в направлении на Солнце и на многие миллионы километров в противоположном направлении. Она несферична и сильно вытянута в сторону, противоположную направлению на Солнце. Сильное искажение формы магнитосферы связано с сильным взаимодействием магнитного поля с потоком плазмы солнечного ветра. В околоземном пространстве магнитное поле образует магнитную ловушку для заряженных частиц высоких энергий – радиационный пояс Земли.

Эволюция геосфер. История развития геосферных оболочек тесно связана с эво-люцией Земли. Промежуток времени в 700 млн лет (до начала раннего архея) принято относить к катаархею. Молодая Земля в то время представляла собой холодную планету, покрытую тонким слоем базальтов. На Землю продолжали падать метеориты, кинетическая энергия которых превращалась в тепло, и Земля разогревалась все сильнее и сильнее. Дополнительный разогрев происходил вследствие распада радиоактивных элементов и гравитационной энергии сжатия. В центральной части Земли была достигнута температура плавления железа. Начинается размягчение всей толщи планеты. По-видимому, первые возникшие расплавы представляли смесь железа, никеля и серы. По мере накопления расплава между различными слоями возникает значительный градиент температур, приводящий к мощным конвекционным движениям, вследствие чего происходит дифференциация (расслоение) вещества по удельному весу. Более тяжелое вещество постепенно опускается к центру планеты, формируя земное ядро. Из мантии Земли металлические железо и никель полностью переместились в ядро. Предположительно ядро сформировалось за несколько миллионов лет, т.е. по космическим меркам довольно быстро.

Внутреннее ядро Земли более чем на 90 % состоит из железа и имеет кристаллическую структуру, о чем свидетельствует распространение в нем сейсмических волн. Внешнее ядро находится в жидком состоянии (в нем затухают поперечные волны) и в основном состоит из железа, его окислов и серы. Современная геофизика магнитное поле Земли объясняет циркуляцией в ядре расплавленного железа, в результате чего возникает так называемый динамо-эффект. При этом происходит самовозбуждение магнитного поля в движущейся проводящей среде (жидкости или газовой плазмы). Развитие других геосферных оболочек продолжалось гораздо дольше и в каком-то смысле продолжается до
сих пор. Из всех геосфер мантия планеты в наибольшей степени сохранила свой пер-вичный вещественный состав в процессе своей эволюции. По данным О.Г. Сорохтина,
С.А. Ушакова, мантия Земли полностью лишилась тяжелых элементов и их соединений (Fe, Ni, Fe S). Кроме того, она существенно обеднела легкими веществами (H₂, N₂, O, Ca, Al и др.), которые были перемещены конвекционными потоками в земную кору. Вслед-ствие химико-плотностной дифференциации мантия обогатилась окислами кремния (SiO₂) и магния (MgO). Суммарное содержание этих двух окислов составляет 85 % состава сов-ременной мантии (против 57 % в составе первичного вещества Земли).

В эпоху катаархеи (около 4,2 млрд лет назад) Земля испытала активные тектони-ческие процессы. Конвективные процессы – перемешивание вещества Земли, химико-плотностная дифференциация материала земных недр обусловили образование первичной литосферы, зарождение океанов и атмосферы. Литосфера образуется в процессе остывания и кристаллизации магмы, которая представляет собой тестообразное, расплавленное вещество мантии. Наиболее вероятное место зарождения магма-астеносфера. Считается, что в раннем архее Земля сформировала основной объем литосферы (80 % от ее современного объема) и все многообразие горных пород: магматических, осадочных, метаморфических. Возникли невысокие горно-складчатые структуры, первые рифты, прогибы и глубоководные впадины.

В процессе геологического развития происходило наращивание литосферы, обусловленное тектоническими процессами в земной коре и в верхних слоях мантии. Согласно тектонической гипотезе литосфера разбита на крупные плиты, достигающие в поперечнике несколько тысяч километров. Плиты со всех сторон ограничены глубокими разломами и трещинами от нескольких миллиметров до десятков километров. Блоки земной коры включают не только континентальную, но и сопряженную с ней океаническую кору. Они перемещаются по астеносфере в горизонтальном направлении. По глубинным разломам литосферные плиты поднимаются вверх, опускаются вниз или надвигаются на другие плиты, образуя сложную систему надвигов.

Эволюцию литосферы современная геология связывает прежде всего с тектоникой океанических плит. При раздвижении литосферных плит расплавленное вещество астено-сферы внедряется в разломы и выходит на поверхность и, как следствие, происходит увеличение мощности литосферы. В океанах выделяются срединно-океанические хребты – горные сооружения, образующие единую систему, опоясывающую весь земной шар. Близ срединно-океанических хребтов литосферные плиты наращиваются за счет вещества, поднимающегося из недр, и расходятся в стороны (спрединг).

В глубоких желобах одна плита надвигается под другую и поглощается мантией (субдукция). Там, где плиты сталкиваются между собой, возникают складчатые сооружения. Обломки океанических литосферных плит захватываются мантийными потоками, опускаются в глубинные слои мантии, где они перемешиваются с мантийным веществом и вновь поднимаются на поверхность. Такая тектоническая перестройка земной коры носит периодический характер и получила название циклов. Всего в геологической истории Земли выделяют 11 тектонических циклов: катаархейский, раннеархейский, позднеархейский, раннепротерозойский (раннекарельский), среднепротерозойский (позднекарельс-кий), раннерифейский (рифей – Урал), байкальский, раннепалеозойский, позднепалеозойский, мезозойский и кайнозойский (альпийский).

Геологическое развитие Земли имеет направленный необратимый характер. В результате различных геологических процессов, в том числе и тектонических, произошло структурирование земной коры. В качестве структурных элементов первого порядка выступают океаны и континенты. Происходит образование платформ, геосинклинальных поясов, рифтов, срединно-океанических хребтов и многочисленных полезных ископаемых.

Платформа – одна из главных глубинных структур земной коры, характеризующаяся малой интенсивностью тектонических движений, магматической деятельности и плоским рельефом. Платформы имеют двухъярусное строение. Нижний ярус, или фундамент платформы, образуют комплексы сильно деформированных, метаморфизованных и пронизанных гранитами пород. Верхний ярус (платформенный чехол) сложен спокойно залегающими преимущественно осадочными и отчасти вулканическими породами. В пределах платформы выделяют щиты, где складчатый фундамент выступает на поверхность, и плиты, в которых фундамент погружен в мантию. Платформы разделяются на древние с фундаментом докембрийского периода (например, Восточно-Европейская, Сибирская и др.) и молодые с фундаментом палеозойского и мезозойского возраста (например, равнинные территории Западной Сибири, Северного Казахстана, Предкавказья).

Платформы противопоставляются высокоподвижным поясам – геосинклиналиям. Геосинклиналь представляет собой длинный (до сотен километров) относительно узкий и глубокий прогиб земной коры, возникающий на дне морского бассейна. Как правило, он ограничен разломами (рифтами) и заполнен мощными толщами осадочных и вулканических пород. В результате длительных и интенсивных тектонических деформаций геосинклиналь превращается в сложную складчатую структуру – часть горного сооружения. Они обычно расположены в зоне перехода от океана к континенту или между континентами. В геологии геосинклинали рассматриваются как области превращения океанической земной коры в континентальную.

Образование существующих структур земной коры происходило в условиях постоянного усложнения самих геологических процессов от цикла к циклу. Так, первые геосинклинали в начале архея имели очень простое строение, а вертикальные и горизонтальные движения остывшей магмы не отличались сильной контрастностью. В архее наряду с базальтами появились и получили распространение гранитные и осадочные породы. Путем преобразования гранитов и осадочных пород возникли метаморфические породы: мраморы, магнезиты, кремнистые, железистые кварциты и многие другие. Осадочные породы образуются на поверхности земной коры из продуктов разрушения ранее возникших горных пород, а также химических и органических осадков. В среднем протерозое древние платформы, геосинклинали, подвижные пояса обрели уже более сложную структуру и значительное разнообразие пород их слагающих. В раннем протерозое оформляются фундаменты древних платформ, а поздний протерозой и палеозой считаются временем наращивания древних платформ за счет складчатых областей, испытавших процессы горообразования.

Осадочные породы составляют 10 % массы всей земной коры и покрывают 75 % поверхности Земли. Значение осадочных пород очень велико. В них сосредоточены почти все месторождения нефти, газа, угля и многих других полезных ископаемых. В конце архея (в интервале от 2,8 до 2,6 млрд лет) произошло сближение древних платформ в единый суперконтинент. Располагался этот суперконтинент южнее экватора, и по объему он составлял приблизительно 80 % объема современных континентов. Наращивание объема земной коры в позднем архее по расчетам О.Г. Сорохтина шло с огромной скоростью
71 км³ в год. К концу архея мощность земной коры местами уже достигала 35–40 км и сформировался единый суперконтинент Пангея, который возвышался над водами первичного океана с глубиной не более 200 м.

Интенсивные тектонические движения раннего протерозоя (2,2–1,9 млрд лет) при-вели к нарушению целостности суперконтинента. Вследствие горизонтальных дви-
жений происходит значительное утончение земной коры, что вызвало ее прогибание и раскалывание на плиты. Раскол земной коры осуществлялся в зонах спрединга, по которым шло интенсивное раздвижение плит, сопровождающееся выбросом огромной массы базальтовой лавы на поверхность.

Массивы застывшей лавы под влиянием процессов выветривания разрушались и в виде обломков скатывались по склонам в пониженные места, образовывая континен-тальные осадочные породы. Мелкие фракции дали начало песку, глине, а крупные – конг-ломератам. Подвергнутые влиянию метаморфических процессов, первые осадочные породы превращались в основном в кварциты.

С появлением океанов возникли известняки и доломиты, а в верхнем протерозое органогенные карбонатные породы – строматолиты. Большая часть пород на материках испытывала интенсивный процесс метаморфизма, в результате чего они преобразовались в граниты, дальнейший метаморфизм которых привел к возникновению гнейсов. На континентах горные породы обособились в самостоятельные слои: базальтовый, гранитный и осадочный. Под океанами заложились два основных слоя: базальтовый и осадочный.

В начале протерозоя возникли первые складчатые пояса: Бразильский и Внутри-африканский. В позднем протерозое появились и развивались большие подвижные пояса: Урало-Монгольский, Тихоокеанский, Средиземноморский, Атлантический и Арктичес-кий. В прогибах земной коры шло накопление осадочных и вулканических формаций.

Значительные изменения в строении земной коры произошли в палеозойскую эру продолжительностью 335 млн лет. В течение палеозойской эры изменились очертания и положения материков и океанов. Возникли новые платформы и изменились положения магнитных полюсов. Изменения структуры земной коры происходили под влиянием эволюции органического мира.