Skorupa kontynentalna ma strukturę trójwarstwową:

1) Warstwa osadowa utworzone głównie przez skały osadowe. Dominują tu gliny i łupki, licznie reprezentowane są skały piaszczyste, węglanowe i wulkaniczne. W warstwie osadowej znajdują się złoża takich minerałów jak węgiel, gaz, ropa naftowa. Wszystkie są pochodzenia organicznego.

2) Warstwa „granitowa” składa się ze skał metamorficznych i magmowych podobnych w swoich właściwościach do granitu. Najczęściej występują tu gnejsy, granity, łupki krystaliczne itp. Warstwa granitu występuje nie wszędzie, ale na kontynentach, gdzie jest dobrze wyeksponowana, jej maksymalna grubość może sięgać kilkudziesięciu kilometrów.

3) Warstwa „bazaltowa” utworzone przez skały zbliżone do bazaltów. Są to przeobrażone skały magmowe, gęstsze niż skały warstwy „granitowej”.

22. Budowa i rozwój pasów ruchomych.

Geosynklina jest mobilną strefą o wysokiej aktywności, znacznym rozwarstwieniu, charakteryzującą się we wczesnych stadiach jej rozwoju przewagą intensywnego osiadania, a w końcowej fazie intensywnymi wypiętrzeniami, którym towarzyszą znaczne deformacje naporu fałdowego i magmatyzm.

Ruchome pasy geosynklinalne są niezwykle ważnym elementem konstrukcyjnym skorupy ziemskiej. Znajdują się one zwykle w strefie przejściowej od kontynentu do oceanu iw trakcie ewolucji tworzą skorupę kontynentalną. Istnieją dwa główne etapy rozwoju ruchomych taśm, regionów i systemów: geosynclinalne i orogeniczne.

Pierwsza ma dwa główne etapy: geosynclinal wczesny i geosynclinalny późny.

Wczesne geosynklinalne etap charakteryzuje się procesami rozciągania, rozszerzania się dna oceanicznego poprzez rozprzestrzenianie się i jednoczesną kompresję w strefach brzeżnych

Późne geosynklinalne etap rozpoczyna się w momencie komplikacji wewnętrznej struktury ruchomego pasa, co jest spowodowane procesami ściskania, które nasilają się coraz bardziej w związku z rozpoczynającym się zamykaniem basenu oceanicznego i nadchodzącym ruchem płyt litosferycznych.

orogeniczny etap zastępuje późny etap geosynklinalny. Faza orogeniczna w rozwoju ruchomych pasów polega na tym, że najpierw przed frontem wypiętrzeń rosną rynny, w których grube warstwy drobnoziarnistych skał klastycznych z warstwami węglonośnymi i zasolonymi - cienka melasa - gromadzić.

23. Platformy i etapy ich rozwoju.

Platforma, w geologii - jedna z głównych głębokich struktur skorupy ziemskiej, charakteryzująca się niską intensywnością ruchów tektonicznych, aktywnością magmy i płaskorzeźbą. To najbardziej stabilne i spokojne regiony kontynentów.

W konstrukcji peronów wyróżnia się dwie stropy konstrukcyjne:

1) Fundacja. Dolna kondygnacja zbudowana jest ze skał metamorficznych i magmowych, pofałdowanych, poprzerywanych licznymi uskokami.

2) Okładka. Górna faza strukturalna składa się z łagodnie nachylonych, nieprzemienionych warstw warstwowych - osadów osadowych, morskich i kontynentalnych.

Według wieku, struktury i historii rozwoju platformy kontynentalne dzielą się na dwie grupy:

1) starożytne platformy zajmują około 40% powierzchni kontynentów

2) Młode platformy zajmują znacznie mniejszą powierzchnię kontynentów (około 5%) i znajdują się albo na obrzeżach starożytnych platform, albo między nimi.

Etapy rozwoju platformy.

1) Inicjał. Etap kratonizacji, charakteryzuje się przewagą wypiętrzeń i dość silnym końcowym magmatyzmem podstawowym.

2) Stadium aulakogenne, który stopniowo wynika z poprzedniego. Stopniowo aulacogenes (głęboki i wąski rowek w podziemiach starożytnej platformy, przykryty pokrywą platformy. Jest to starożytna szczelina wypełniona osadami.) rozwijają się w depresje, a następnie w zrosty. Narastająca syneklia pokrywa całą platformę pokrywą osadową i rozpoczyna się jej płytkowa faza rozwoju.

3) Etap płytowy. Na starożytnych platformach obejmuje cały fanerozoik, a na młodych zaczyna się od okresu jurajskiego ery mezozoicznej.

4) Etap aktywacji. orogeny epiplatformowe ( Góra)

Struktura planety, na której żyjemy, od dawna zajmowała umysły naukowców. Poczyniono wiele naiwnych osądów i błyskotliwych przypuszczeń, ale do niedawna nikt nie był w stanie udowodnić słuszności lub błędności jakiejkolwiek hipotezy za pomocą przekonujących faktów. I nawet dzisiaj, pomimo kolosalnych sukcesów nauki o Ziemi, przede wszystkim dzięki rozwojowi geofizycznych metod badania jej wnętrza, nie ma jednoznacznej i ostatecznej opinii na temat budowy wewnętrznych części globu.

To prawda, wszyscy eksperci są zgodni co do jednego: Ziemia składa się z kilku koncentrycznych warstw, czyli muszli, wewnątrz których znajduje się sferyczny rdzeń. Najnowsze metody pozwoliły z dużą dokładnością zmierzyć grubość każdej z tych zagnieżdżonych kul, ale nie ustalono jeszcze, czym one są i z czego się składają.

Niektóre właściwości wewnętrznych części Ziemi są znane na pewno, inne zaś można się tylko domyślać. Tak więc za pomocą metody sejsmicznej udało się ustalić prędkość przejścia przez planetę drgań sprężystych (fal sejsmicznych) wywołanych trzęsieniem ziemi lub eksplozją. Wielkość tej prędkości jest na ogół bardzo duża (kilka kilometrów na sekundę), ale w gęstszym ośrodku wzrasta, w luźnym gwałtownie spada, aw płynnym ośrodku takie oscylacje szybko wygasają.

Fale sejsmiczne mogą podróżować przez Ziemię w mniej niż pół godziny. Jednak po dotarciu do granicy między warstwami o różnej gęstości ulegają one częściowemu odbiciu i wracają na powierzchnię, gdzie czułe instrumenty mogą rejestrować czas ich nadejścia.

Fakt, że kolejna warstwa znajduje się pod górną stałą powłoką naszej planety, odgadywano już w czasach starożytnych. Jako pierwszy powiedział to starożytny grecki filozof Empedokles, który żył w V wieku p.n.e. Obserwując erupcję słynnego wulkanu Etna, zobaczył roztopioną lawę i doszedł do wniosku, że pod stałą zimną skorupą powierzchni ziemi znajduje się warstwa roztopionej magmy. Dzielny naukowiec zginął, próbując dostać się do wylotu wulkanu, aby lepiej poznać jego urządzenie.

Idea ognio-płynnej struktury wnętrza głębi ziemi najżywniej rozwinęła się w połowie XVIII wieku w teorii niemieckiego filozofa I. Kanta i francuskiego astronoma P. Laplace'a. Teoria ta przetrwała do końca XIX wieku, chociaż nikt nie był w stanie zmierzyć, na jakiej głębokości kończy się zimna, stała skorupa, a zaczyna płynna magma. W 1910 r. jugosłowiański geofizyk A. Mohorovicic dokonał tego metodą sejsmiczną. Badając trzęsienie ziemi w Chorwacji, odkrył, że na głębokości 60-70 kilometrów prędkość fal sejsmicznych zmienia się dramatycznie. Powyżej tego odcinka, który później nazwano granicą Mohorovichic (lub po prostu „Moho”), prędkość fal nie przekracza 6,5-7 kilometrów na sekundę, podczas gdy poniżej niej gwałtownie wzrasta do 8 kilometrów na sekundę.

Okazało się więc, że bezpośrednio pod litosferą (skorupą) nie ma wcale stopionej magmy, ale przeciwnie, stukilometrowa warstwa, nawet gęstsza niż skorupa. Pod nim znajduje się astenosfera (warstwa osłabiona), której substancja jest w stanie zmiękczonym.

Niektórzy badacze uważają, że astenosfera jest mieszaniną stałych granulek z płynnym stopem.

Sądząc po szybkości propagacji fal sejsmicznych, pod astenosferą, do głębokości 2900 kilometrów, znajdują się warstwy supergęste.

Czym jest ta wielowarstwowa powłoka wewnętrzna (płaszcz), znajdująca się pomiędzy powierzchnią Moho a rdzeniem, trudno powiedzieć. Z jednej strony posiada ślady ciała stałego (fale sejsmiczne szybko się w nim rozchodzą), z drugiej zaś płaszcz ma niezaprzeczalną płynność.

Należy zauważyć, że warunki fizyczne w tej części wnętrzności naszej planety są zupełnie niezwykłe. Dominuje tam wysoka temperatura i kolosalne ciśnienie rzędu setek tysięcy atmosfer. Znany radziecki naukowiec, akademik D. Szczerbakow uważa, że ​​substancja płaszcza, choć solidna, ma plastyczność. Być może można to porównać do boiska do butów, które pod uderzeniami młotka rozpada się na fragmenty o ostrych krawędziach. Jednak z biegiem czasu, nawet na mrozie, zaczyna rozpływać się jak ciecz i spływać po lekkim zboczu, a po dotarciu do krawędzi powierzchni spływać w dół.

Centralna część Ziemi, jej rdzeń, kryje jeszcze więcej tajemnic. Co to jest, płynne czy stałe? Z jakich substancji się składa? Metody sejsmiczne wykazały, że rdzeń jest niejednorodny i dzieli się na dwie główne warstwy - zewnętrzną i wewnętrzną. Według niektórych teorii składa się z żelaza i niklu, według innych z superzagęszczonego krzemu. Ostatnio pojawił się pomysł, że środkowa część rdzenia to żelazo-nikiel, a zewnętrzna część to krzem.

Oczywiste jest, że najbardziej znane ze wszystkich geosfer to te, które są dostępne do bezpośredniej obserwacji i badań: atmosfera, hydrosfera i skorupa. Płaszcz, chociaż zbliża się do powierzchni ziemi, nie wydaje się nigdzie odsłonięty. Dlatego nawet co do jego składu chemicznego nie ma zgody. To prawda, akademik A. Yanshin uważa, że ​​niektóre rzadkie minerały z tak zwanej grupy mer-richbite-redderite, znane wcześniej tylko jako część meteorytów, a ostatnio znajdowane we wschodnich Sajanach, to wychodnie płaszcza. Ale ta hipoteza nadal wymaga starannych testów.

Ziemska skorupa kontynentów została dokładnie zbadana przez geologów. Dużą rolę odegrało w tym głębokie wiercenie. Górną warstwę skorupy kontynentalnej tworzą skały osadowe. Jak sama nazwa wskazuje, mają one pochodzenie wodne, to znaczy cząstki, które utworzyły tę warstwę skorupy ziemskiej, osiadły z wodnej zawiesiny. Zdecydowana większość skał osadowych powstała w dawnych morzach, rzadziej zawdzięczają swoje pochodzenie zbiornikom słodkowodnym. W bardzo rzadkich przypadkach skały osadowe powstały w wyniku wietrzenia bezpośrednio na lądzie.

Głównymi skałami osadowymi są piaski, piaskowce, iły, wapienie, a czasem sól kamienna. Grubość warstwy osadowej skorupy jest różna w różnych częściach powierzchni ziemi. W niektórych przypadkach osiąga 20-25 kilometrów, ale w niektórych miejscach w ogóle nie ma opadów. W tych miejscach na „powierzchnię dnia” wychodzi kolejna warstwa skorupy ziemskiej – granit.

Otrzymał tę nazwę, ponieważ składa się zarówno z samych granitów, jak i ze skał znajdujących się w ich pobliżu - granitoidów, gnejsów i łupków mikowych.

Warstwa granitu osiąga grubość 25-30 kilometrów i jest zwykle pokryta od góry skałami osadowymi. Najniższa warstwa skorupy ziemskiej - bazalt - nie jest już dostępna do bezpośrednich badań, ponieważ nigdzie nie wychodzi na powierzchnię dzienną i nie docierają do niej głębokie studnie. Strukturę i właściwości warstwy bazaltowej ocenia się wyłącznie na podstawie danych geofizycznych. Z dużą dozą pewności przyjmuje się, że ta dolna warstwa skorupy składa się ze skał magmowych zbliżonych do bazaltów pochodzących ze schłodzonej lawy wulkanicznej. Grubość warstwy bazaltu sięga 15-20 kilometrów.

Do niedawna wierzono, że struktura skorupy ziemskiej jest wszędzie taka sama i tylko w górach unosi się, tworząc fałdy, a pod oceanami schodzi, tworząc gigantyczne misy. Jednym ze skutków rewolucji naukowo-technicznej był gwałtowny rozwój w połowie XX wieku szeregu nauk, w tym geologii morza. W tej gałęzi ludzkiej wiedzy dokonano wielu kardynalnych odkryć, które radykalnie zmieniły wcześniejsze poglądy na temat struktury skorupy pod dnem oceanu. Stwierdzono, że jeśli pod morzami marginalnymi iw pobliżu kontynentów, czyli w obszarze szelfowym, skorupa jest nadal w pewnym stopniu podobna do kontynentalnej, to skorupa oceaniczna jest zupełnie inna. Po pierwsze ma bardzo małą grubość: od 5 do 10 kilometrów. Po drugie, pod dnem oceanu składa się nie z trzech, ale tylko z dwóch warstw - osadowej o grubości 1-2 km i bazaltu. Warstwa granitu, tak charakterystyczna dla skorupy kontynentalnej, ciągnie się w kierunku oceanu tylko do zbocza kontynentalnego, gdzie się odrywa.

Odkrycia te gwałtownie wzmogły zainteresowanie geologów badaniami oceanu. Istniała nadzieja na odkrycie na dnie morskim wychodni tajemniczego bazaltu, a może nawet płaszczy. Niezwykle kusząco wyglądają również perspektywy wiercenia podwodnego, przy pomocy którego możliwe jest dotarcie do głębokich warstw przez stosunkowo cienką i łatwą do pokonania warstwę osadów.

1. Powstawanie kontynentów i oceanów

Miliard lat temu Ziemia była już pokryta solidną skorupą, w której wyróżniały się występy kontynentalne i depresje oceaniczne. Wtedy powierzchnia oceanów była około 2 razy większa od powierzchni kontynentów. Jednak od tego czasu liczba kontynentów i oceanów znacznie się zmieniła, podobnie jak ich położenie. Około 250 milionów lat temu na Ziemi istniał jeden kontynent - Pangea. Jego powierzchnia była w przybliżeniu taka sama, jak łączna powierzchnia wszystkich współczesnych kontynentów i wysp. Ten superkontynent został obmyty przez ocean zwany Panthalassa i zajął całą resztę przestrzeni na Ziemi.

Jednak Pangea okazała się kruchą, krótkotrwałą formacją. Z biegiem czasu prądy płaszcza wewnątrz planety zmieniły kierunek, a teraz, unosząc się z głębin pod Pangeą i rozprzestrzeniając się w różnych kierunkach, substancja płaszcza zaczęła rozciągać stały ląd, a nie ściskać go, jak poprzednio. Około 200 milionów lat temu Pangea podzieliła się na 2 kontynenty: Laurazję i Gondwanę. Między nimi pojawił się Ocean Tetydy (obecnie są to głębokowodne części Morza Śródziemnego, Czarnego, Kaspijskiego i płytka Zatoka Perska).

Prądy płaszcza nadal pokrywały Laurazję i Gondwanę siecią pęknięć i rozbijały je na wiele fragmentów, które nie pozostały w określonym miejscu, ale stopniowo rozchodziły się w różnych kierunkach. Byli napędzani prądami wewnątrz płaszcza. Niektórzy badacze uważają, że to właśnie te procesy spowodowały śmierć dinozaurów, ale na razie pytanie to pozostaje otwarte. Stopniowo, pomiędzy rozbieżnymi fragmentami - kontynentami - przestrzeń wypełniała materia płaszcza, która unosiła się z wnętrzności Ziemi. Ochładzając się, uformowało dno przyszłych oceanów. Z czasem pojawiły się tu trzy oceany: Atlantyk, Pacyfik i Indyjski. Według wielu naukowców Ocean Spokojny jest pozostałością po starożytnym oceanie Panthalassa.

Później nowe błędy ogarnęły Gondwanę i Laurazję. Od Gondwany najpierw oddzieliła się kraina, którą jest obecnie Australia i Antarktyda. Zaczęła dryfować na południowy wschód. Następnie podzielił się na dwie nierówne części. Mniejszy - Australia - pospieszył na północ, większy - Antarktyda - na południe i zajął miejsce wewnątrz koła podbiegunowego. Reszta Gondwany podzieliła się na kilka talerzy, z których największa pochodzi z Afryki i Ameryki Południowej. Płyty te oddalają się od siebie w tempie 2 cm rocznie (patrz Płyty litosferyczne).

Błędy dotyczyły również Laurazji. Podzielił się na dwie płyty - północnoamerykańską i euroazjatycką, które stanowią większość kontynentu euroazjatyckiego. Powstanie tego kontynentu to największy kataklizm w życiu naszej planety. W przeciwieństwie do wszystkich innych kontynentów, które opierają się na jednym fragmencie starożytnego kontynentu, Eurazja składa się z 3 części: litosfery eurazjatyckiej (część Laurazji), arabskiej (występ Gondwany) i hindustanu (część Gondwany). Zbliżając się do siebie, prawie zniszczyli starożytny ocean Tetydy. Afryka jest również zaangażowana w tworzenie obrazu Eurazji, której płyta litosferyczna, choć powoli, zbliża się do eurazjatyckiej. Efektem tej zbieżności są góry: Pireneje, Alpy, Karpaty, Sudety i Rudawy (zob. płyty litosferyczne).

Konwergencja płyt litosfery eurazjatyckiej i afrykańskiej nadal trwa, przypomina to aktywność wulkanów Wezuwiusza i Etny, zakłócając spokój mieszkańców Europy.

Zbieżność płyt litosfery arabskiej i eurazjatyckiej doprowadziła do miażdżenia i zgniatania w fałdy skał, które spadały na ich drodze. Towarzyszyły temu najsilniejsze erupcje wulkanów. W wyniku zbieżności tych płyt litosfery powstało Wyżyna Ormiańska i Kaukaz.

Zbieżność płyt litosferycznych Eurazji i Hindustanu sprawiła, że ​​cały kontynent zadrżał od Oceanu Indyjskiego po Arktykę, podczas gdy sam Hindustan, który pierwotnie oderwał się od Afryki, ucierpiał niewiele. Efektem tego zbliżenia było pojawienie się najwyższych wyżyn w świecie Tybetu, otoczonych jeszcze wyższymi łańcuchami gór – Himalajami, Pamirem, Karakorum. Nic dziwnego, że to właśnie tutaj, w miejscu najsilniejszego ściskania skorupy ziemskiej eurazjatyckiej płyty litosferycznej, znajduje się najwyższy szczyt Ziemi - Everest (Chomolungma), wznoszący się na wysokość 8848 m.

„Marsz” płyty litosferycznej Hindustanu mógłby doprowadzić do całkowitego podziału płyty euroazjatyckiej, gdyby nie było w niej części, które mogłyby wytrzymać nacisk z południa. Syberia Wschodnia działała jako godny „obrońca”, ale ziemie położone na południe od niej zostały pofałdowane, zmiażdżone i przeniesione.

Tak więc walka między kontynentami a oceanami trwa od setek milionów lat. Głównymi jej uczestnikami są kontynentalne płyty litosferyczne. Każde pasmo górskie, łuk wysp, najgłębsza depresja oceaniczna są wynikiem tej walki.

2. Struktura kontynentów i oceanów

Kontynenty i oceany to największe elementy w strukturze skorupy ziemskiej. Mówiąc o oceanach, należy mieć na uwadze strukturę skorupy na obszarach zajmowanych przez oceany.

Skład skorupy ziemskiej różni się między kontynentalnym a oceanicznym. To z kolei pozostawia ślad na cechach ich rozwoju i struktury.

Granica między lądem a oceanem przebiega u podnóża stoku kontynentalnego. Powierzchnia tej stopy to równina akumulacyjna z dużymi pagórkami, które powstają w wyniku podwodnych osuwisk i aluwialnych wentylatorów.

W strukturze oceanów sekcje wyróżnia się według stopnia ruchliwości tektonicznej, co wyraża się w przejawach aktywności sejsmicznej. Na tej podstawie rozróżnij:

obszary aktywne sejsmicznie (oceaniczne pasy ruchome),

obszary asejsmiczne (baseny oceaniczne).

Ruchome pasy w oceanach są reprezentowane przez grzbiety śródoceaniczne. Ich długość dochodzi do 20 000 km, szerokość do 1000 km, a wysokość sięga 2-3 km od dna oceanów. W osiowej części takich grzbietów strefy ryftów są prawie stale śledzone. Charakteryzują się wysokimi wartościami strumienia ciepła. Grzbiety śródoceaniczne są uważane za rozciągające się obszary skorupy ziemskiej lub strefy rozprzestrzeniania się.

Druga grupa elementów strukturalnych to baseny oceaniczne lub thalassokratony. Są to płaskie, lekko pagórkowate obszary dna morskiego. Miąższość pokrywy osadowej nie przekracza tu 1000 m.

Innym ważnym elementem struktury jest strefa przejściowa między oceanem a lądem stałym (kontynentem), niektórzy geolodzy nazywają ją ruchomym pasem geosynklinalnym. Jest to obszar maksymalnego rozbioru powierzchni ziemi. To zawiera:

1-łuki wyspowe, 2 - rowy głębokowodne, 3 - głębokowodne baseny mórz marginalnych.

Łuki wysp to wydłużone (do 3000 km) struktury górskie utworzone przez łańcuch struktur wulkanicznych z nowoczesnymi przejawami wulkanizmu bazaltowego andezytowego. Przykładem łuków wyspowych jest Grzbiet Kurylsko-Kamczacki, Wyspy Aleuckie itp. Od strony oceanu łuki wyspowe zastępują głębokowodne rowy, które są głębokowodnymi zagłębieniami o długości 1500–4000 km i głębokości 5–10 km . Szerokość wynosi 5–20 km. Dna rynien pokryte są osadami, które sprowadzają tu mętne strumienie. Zbocza rynien są uskokowe pod różnymi kątami nachylenia. Nie znaleziono na nich depozytów.

Granica między łukiem wyspy a zboczem rowu reprezentuje strefę koncentracji źródeł trzęsień ziemi i nazywana jest strefą Wadati-Zavaritsky-Benioff.

Biorąc pod uwagę oznaki współczesnych brzegów oceanicznych, geolodzy, opierając się na zasadzie aktualizmu, przeprowadzają porównawczą analizę historyczną podobnych struktur, które powstały w dawniejszych okresach. Te znaki obejmują:

osady typu morskiego z przewagą osadów głębinowych,

liniowy kształt struktur i korpusów warstw osadowych,

gwałtowna zmiana miąższości i składu materiałowego warstw osadowych i wulkanicznych w krzyżowym uderzeniu pofałdowanych struktur,

wysoka sejsmiczność,

· specyficzny zestaw formacji osadowych i magmowych oraz obecność formacji wskaźnikowych.

Spośród tych znaków ostatni jest jednym z wiodących. Dlatego definiujemy, czym jest formacja geologiczna. Przede wszystkim jest to prawdziwa kategoria. W hierarchii materii skorupy ziemskiej znasz następującą sekwencję:

Formacja geologiczna to bardziej złożony etap rozwoju po skale. Jest to naturalny związek skał, połączony jednością składu materiałowego i struktury, co wynika ze wspólności ich pochodzenia lub lokalizacji. Utwory geologiczne wyróżnia się w grupach skał osadowych, magmowych i metamorficznych.

Głównymi czynnikami tworzenia trwałych zespołów skał osadowych są otoczenie tektoniczne i klimat. Przykłady formacji i warunki ich powstawania zostaną uwzględnione w analizie rozwoju elementów strukturalnych kontynentów.

Na kontynentach występują dwa rodzaje regionów.

Typ I pokrywa się z regionami górzystymi, w których osady są fałdowane i rozbijane różnymi uskokami. Sekwencje osadowe są intrudowane przez skały magmowe i ulegają metamorfozom.

Typ II pokrywa się z obszarami płaskimi, na których osady występują niemal poziomo.

Pierwszy typ nazywa się złożonym regionem lub złożonym pasem. Drugi typ to platforma. To są główne elementy kontynentów.

Pofałdowane obszary powstają w miejscu występowania pasów geosynklinalnych lub geosynkliny. Geosyncline to mobilny rozszerzony obszar głębokiego koryta skorupy ziemskiej. Charakteryzuje się akumulacją grubych warstw osadowych, przedłużającym się wulkanizmem oraz gwałtowną zmianą kierunku ruchów tektonicznych z tworzeniem struktur fałdowych.

Geosynkliny dzielą się na:

Kontynentalny typ skorupy ziemskiej jest oceaniczny. Dlatego samo dno oceaniczne obejmuje zagłębienia dna oceanicznego znajdujące się za zboczem kontynentalnym. Te ogromne depresje różnią się od kontynentów nie tylko budową skorupy ziemskiej, ale także budową tektoniczną. Najbardziej rozległe obszary dna oceanicznego to równiny głębinowe położone na głębokości 4-6 km i ...

I zagłębienia z ostrymi zmianami wysokości, mierzone w setkach metrów. Wszystkie te cechy budowy pasa osiowego grzbietów środkowych należy oczywiście rozumieć jako przejaw intensywnej tektoniki blokowej, ponadto zagłębienia osiowe są zagłębieniami, a po obu ich stronach grzbiet środkowy jest rozbity na bloki podniesione i opuszczone przez przerwy. Cały zestaw cech strukturalnych, które charakteryzują ...

Powstała pierwotna warstwa bazaltowa Ziemi. Archaean charakteryzował się powstawaniem pierwotnych dużych zbiorników wodnych (mórz i oceanów), pojawieniem się pierwszych oznak życia w środowisku wodnym, powstaniem starożytnej rzeźby Ziemi, podobnej do reliefu Księżyca. W archainie miało miejsce kilka epok składania. Powstał płytki ocean z wieloma wyspami wulkanicznymi. Utworzyła się atmosfera zawierająca opary...

Woda w południowym prądzie równikowym ma 22...28 ° С, we wschodniej Australii zimą z północy na południe zmienia się od 20 do 11 ° С, latem - od 26 do 15 ° С. Antarktyka okołobiegunowa, czyli Prąd Wiatru Zachodniego, wchodzi do Oceanu Spokojnego na południe od Australii i Nowej Zelandii i porusza się w kierunku podpołudniowym w kierunku wybrzeży Ameryki Południowej, gdzie jego główna gałąź odchyla się na północ i przechodzi wzdłuż wybrzeży ...

Struktura i wiek skorupy ziemskiej

Głównymi elementami rzeźby powierzchni naszej planety są kontynenty i depresje oceaniczne. Podział ten nie jest przypadkowy, wynika z głębokich różnic w budowie skorupy ziemskiej pod kontynentami i oceanami. Dlatego skorupa ziemska dzieli się na dwa główne typy: skorupę kontynentalną i oceaniczną.

Grubość skorupy ziemskiej waha się od 5 do 70 km, różni się znacznie pod kontynentami i dnem oceanu. Najpotężniejsza skorupa ziemska pod górzystymi regionami kontynentów ma 50–70 km, pod równinami jej grubość zmniejsza się do 30–40 km, a pod dnem oceanu tylko 5–15 km.

Ziemska skorupa kontynentów składa się z trzech potężnych warstw, różniących się składem i gęstością. Górna warstwa składa się ze stosunkowo luźnych skał osadowych, środkowa to granit, a dolna to bazalt. Nazwy „granit” i „bazalt” wynikają z podobieństwa tych warstw w składzie i gęstości z granitem i bazaltem.

Skorupa ziemska pod oceanami różni się od lądu nie tylko grubością, ale także brakiem warstwy granitu. Tak więc pod oceanami znajdują się tylko dwie warstwy - osadowa i bazaltowa. Na szelfie występuje warstwa granitu, wykształca się tu skorupa typu kontynentalnego. Zmiana skorupy kontynentalnej na oceaniczną następuje w strefie zbocza kontynentalnego, gdzie warstwa granitu staje się cieńsza i odrywa. Skorupa oceaniczna jest nadal bardzo słabo zbadana w porównaniu ze skorupą ziemską kontynentów.

Wiek Ziemi szacuje się obecnie na około 4,2-6 miliardów lat według danych astronomicznych i radiometrycznych. Najstarsze skały skorupy kontynentalnej badane przez człowieka mają nawet 3,98 miliarda lat (południowo-zachodnia część Grenlandii), a skały warstwy bazaltowej mają ponad 4 miliardy lat. Niewątpliwie te skały nie są pierwotną materią Ziemi. Prehistoria tych starożytnych skał trwała setki milionów, a może nawet miliardy lat. Dlatego wiek Ziemi szacuje się w przybliżeniu na 6 miliardów lat.

Struktura i rozwój skorupy ziemskiej kontynentów

Największe struktury ziemskiej skorupy kontynentów to złożone pasy geosynklinalne i starożytne platformy. Różnią się one znacznie od siebie budową i historią rozwoju geologicznego.

Przed przystąpieniem do opisu budowy i rozwoju tych głównych struktur należy porozmawiać o pochodzeniu i istocie terminu „geosynklina”. Termin ten pochodzi od greckich słów „geo” – Ziemia i „synclino” – ugięcie. Po raz pierwszy został użyty przez amerykańskiego geologa D. Dana ponad 100 lat temu podczas badania gór Appalachów. Ustalił, że morskie osady paleozoiczne, które tworzą Appalachy, mają maksymalną grubość w środkowej części gór, znacznie większą niż na ich zboczach. Dan wyjaśnił ten fakt całkiem poprawnie. W okresie sedymentacji w erze paleozoicznej na terenie Appalachów znajdowało się zapadnięcie depresji, którą nazwał geosynkliną. W jego centralnej części obwisłość była bardziej intensywna niż na skrzydłach, o czym świadczy duża miąższość osadów. Dan potwierdził swoje odkrycia rysunkiem przedstawiającym geosynklinę Appalachów. Biorąc pod uwagę, że sedymentacja paleozoiczna miała miejsce w warunkach morskich, odłożył od linii poziomej - zakładanego poziomu morza - wszystkie zmierzone grubości osadów w centrum i na zboczach Appalachów. Postać okazała się wyraźnie wyrażoną dużą depresją w miejscu współczesnych Appalachów.

Na początku XX wieku słynny francuski naukowiec E. Og udowodnił, że geosynkliny odegrały dużą rolę w historii rozwoju Ziemi. Ustalił, że w miejscu geosynklin utworzyły się pofałdowane pasma górskie. E. Og podzielił wszystkie obszary kontynentów na geosynkliny i platformy; opracował podstawy teorii geosynklin. Wielki wkład w tę doktrynę wnieśli radzieccy naukowcy A.D. Archangielski i N.S. Shatsky, którzy ustalili, że proces geosynklinalny zachodzi nie tylko w poszczególnych korytach, ale obejmuje również rozległe obszary powierzchni ziemi, które nazwali regionami geosynklinalnymi. Później zaczęto rozróżniać ogromne pasy geosynklinalne, w których znajduje się kilka regionów geosynklinalnych. W naszych czasach teoria geosynklin urosła do uzasadnionej teorii rozwoju geosynklinalnego skorupy ziemskiej, w tworzeniu której wiodącą rolę odgrywają radzieccy naukowcy.

Pofałdowane pasy geosynklinalne to ruchome części skorupy ziemskiej, których historia geologiczna charakteryzowała się intensywną sedymentacją, powtarzającymi się procesami fałdowania i silną aktywnością wulkaniczną. Gromadziły się tu grube warstwy skał osadowych, tworzyły się skały magmowe i często dochodziło do trzęsień ziemi. Pasy geosynklinalne zajmują rozległe obszary kontynentów, położone między pradawnymi platformami lub wzdłuż ich krawędzi w postaci szerokich pasów. Pasy geosynklinalne powstały w proterozoiku, mają złożoną strukturę i długą historię rozwoju. Istnieje 7 pasów geosynklinalnych: śródziemnomorski, pacyficzny, atlantycki, uralsko-mongolski, arktyczny, brazylijski i wewnątrzafrykański.

Starożytne platformy to najbardziej stabilne i nieaktywne części kontynentów. W przeciwieństwie do pasów geosynklinalnych, starożytne platformy doświadczały powolnych ruchów oscylacyjnych, gromadziły się w nich skały osadowe, zwykle o niewielkiej grubości, nie zachodziły procesy fałdowania, a wulkanizm i trzęsienia ziemi były rzadkie. Starożytne platformy tworzą części kontynentów, które są kręgosłupem wszystkich kontynentów. Są to najstarsze części kontynentów, ukształtowane w archaiku i wczesnym proterozoiku.

Na współczesnych kontynentach wyróżnia się od 10 do 16 starożytnych platform. Największe z nich to wschodnioeuropejskie, syberyjskie, północnoamerykańskie, południowoamerykańskie, afrykańsko-arabskie, hindustanskie, australijskie i antarktyczne.

1. Głęboka struktura Ziemi

Powłoka geograficzna oddziałuje z jednej strony z głęboką materią planety, z drugiej z górnymi warstwami atmosfery. Głęboka struktura Ziemi ma znaczący wpływ na kształtowanie się otoczki geograficznej. Termin „struktura Ziemi” oznacza zwykle jej wewnętrzną, tj. głęboką strukturę, począwszy od skorupy ziemskiej aż do środka planety.

Masa Ziemi to 5,98 x 10 27 g.

Średnia gęstość Ziemi wynosi 5,517 g/cm3.

Skład ziemi. Według współczesnych koncepcji naukowych Ziemia składa się z następujących pierwiastków chemicznych: żelazo - 34,64%, tlen - 29,53%, krzem - 15,20%, magnez - 12,70%, nikiel - 2,39%, siarka - 1,93%, chrom - 0,26 %, mangan - 0,22%, kobalt - 0,13%, fosfor - 0,10%, potas - 0,07% itd.

Najbardziej wiarygodne dane o budowie wewnętrznej Ziemi dostarczają obserwacje fal sejsmicznych, czyli oscylacyjnych ruchów materii ziemskiej wywołanych trzęsieniami ziemi.

Gwałtowna zmiana prędkości fal sejsmicznych (zarejestrowanych na sejsmografach) na głębokości 70 km i 2900 km odzwierciedla nagły wzrost gęstości materii w tych granicach. Daje to podstawę do wyodrębnienia w głębi Ziemi następujących trzech muszli (geosfer): do głębokości 70 km - skorupa ziemska, od 70 km do 2900 km - płaszcz, a od niego do środka Ziemia - rdzeń. Jądro ma jądro zewnętrzne i jądro wewnętrzne.

Ziemia powstała około 5 miliardów lat temu z jakiejś zimnej mgławicy gazowo-pyłowej. Gdy masa planety osiągnęła swoją obecną wartość (5,98 x 10 27 g), rozpoczęło się jej samonagrzewanie. Głównymi źródłami ciepła były: po pierwsze kompresja grawitacyjna, a po drugie rozpad promieniotwórczy. W wyniku rozwoju tych procesów temperatura wewnątrz Ziemi zaczęła rosnąć, co doprowadziło do stopienia metali. Ponieważ materia była silnie skompresowana w centrum Ziemi i chłodzona promieniowaniem z powierzchni, topnienie zachodziło głównie na płytkich głębokościach. W ten sposób utworzyła się stopiona warstwa, z której wznosiły się materiały krzemianowe, jako najlżejsze, dając początek skorupie ziemskiej. Metale pozostały na poziomie topnienia. Ponieważ ich gęstość jest wyższa niż niezróżnicowanej głębokiej materii, stopniowo schodzili. Doprowadziło to do powstania metalowego rdzenia.

RDZEŃ zawiera 85-90% żelaza. Na głębokości 2900 km (granica między płaszczem a jądrem) substancja znajduje się w stanie superstałym z powodu ogromnego ciśnienia (1370000 atm). Naukowcy sugerują, że rdzeń zewnętrzny jest stopiony, podczas gdy rdzeń wewnętrzny jest w stanie stałym. Zróżnicowanie materii ziemskiej i oddzielenie jądra jest najpotężniejszym procesem na Ziemi i głównym, pierwszym wewnętrznym mechanizmem napędowym rozwoju naszej planety.

Rola jądra w tworzeniu magnetosfery Ziemi. Rdzeń ma potężny wpływ na tworzenie ziemskiej magnetosfery, która chroni życie przed szkodliwym promieniowaniem ultrafioletowym. W przewodzącym elektrycznie zewnętrznym płynnym jądrze szybko obracającej się planety zachodzą złożone i intensywne ruchy materii, prowadzące do wzbudzenia pola magnetycznego. Pole magnetyczne rozciąga się w przestrzeń bliską Ziemi na kilka promieni Ziemi. Oddziałując z wiatrem słonecznym, pole geomagnetyczne tworzy magnetosferę Ziemi. Górna granica magnetosfery znajduje się na wysokości około 90 tys. Km. Powstanie magnetosfery i odizolowanie przyrody ziemskiej od plazmy korony słonecznej było pierwszym i jednym z najważniejszych warunków powstania życia, rozwoju biosfery i powstania otoczki geograficznej.

PŁASZCZ składa się głównie z Mg, O, FeO i SiO2, które tworzą magmę. Skład magmy obejmuje wodę, chlor, fluor i inne lotne substancje. W płaszczu proces różnicowania materii przebiega nieprzerwanie. Substancje ułatwiające usuwanie metali unoszą się w kierunku skorupy ziemskiej, podczas gdy cięższe opadają. Podobne przemieszczenia materii w płaszczu określa się terminem „prądy konwekcyjne”.

Pojęcie astenosfery. Górna część płaszcza (w promieniu 100-150 km) nazywana jest astenosferą. W astenosferze połączenie temperatury i ciśnienia jest takie, że substancja jest w stanie stopionym, ruchomym. W astenosferze występują nie tylko stałe prądy konwekcyjne, ale także poziome prądy astenosferyczne.

Prędkość poziomych prądów astenosferycznych osiąga zaledwie kilkadziesiąt centymetrów rocznie. Jednak z biegiem czasu geologicznego prądy te doprowadziły do ​​podziału litosfery na oddzielne bloki i ich ruchu poziomego, zwanego dryfem kontynentalnym. Astenosfera zawiera ogniska wulkanów i ośrodki trzęsień ziemi. Naukowcy uważają, że geosynkliny tworzą się nad prądami zstępującymi, a grzbiety śródoceaniczne i strefy szczelinowe tworzą się nad prądami wstępującymi.

2. Pojęcie skorupy ziemskiej. Hipotezy wyjaśniające powstanie i rozwój skorupy ziemskiej

Skorupa ziemska to zespół warstw powierzchniowych ciała stałego Ziemi. W naukowej literaturze geograficznej nie ma jednej idei pochodzenia i rozwoju skorupy ziemskiej.

Istnieje kilka hipotez (teorii) wyjaśniających mechanizm powstawania i rozwoju skorupy ziemskiej. Najbardziej rozsądne hipotezy są następujące:

• 1. Teoria fiksizmu (od łac. fixus - nieruchomy, niezmienny) głosi, że kontynenty zawsze pozostawały w miejscach, które obecnie zajmują. Teoria ta zaprzecza jakimkolwiek ruchom kontynentów i dużych części litosfery (Charles Darwin, A. Wallace i inni).
• 2. Teoria mobilizmu (z łac. mobilis - mobile) dowodzi, że bloki litosfery są w ciągłym ruchu. Koncepcja ta została szczególnie ugruntowana w ostatnich latach w związku z otrzymaniem nowych danych naukowych w badaniach dna Oceanu Światowego.
• 3. Koncepcja wzrostu kontynentów kosztem dna oceanicznego zakłada, że ​​pierwotne kontynenty powstały w postaci stosunkowo niewielkich masywów, które obecnie tworzą starożytne platformy kontynentalne. Następnie masywy te rosły z powodu formowania się gór na dnie oceanu przylegających do krawędzi pierwotnych rdzeni lądowych. Badania dna oceanów, zwłaszcza w strefie grzbietów śródoceanicznych, dały powody, by wątpić w słuszność tej koncepcji.
• 4. Teoria geosynkliny głosi, że wzrost rozmiaru terenu następuje poprzez tworzenie się gór w geosynklinach. Proces geosynklinalny, jako jeden z głównych procesów rozwoju skorupy ziemskiej kontynentów, jest podstawą wielu współczesnych wyjaśnień naukowych.
• 5. Teoria rotacji opiera swoje wyjaśnienie na tezie, że skoro figura Ziemi nie pokrywa się z powierzchnią matematycznej sferoidy i jest odbudowywana w wyniku nierównomiernego obrotu, to pasma strefowe i sektory południkowe na wirującej planecie są nieuchronnie tektonicznie nierówny. Reagują z różnym stopniem aktywności na naprężenia tektoniczne wywołane procesami wewnątrzziemskimi.

Skorupa oceaniczna i kontynentalna. Istnieją dwa główne typy skorupy ziemskiej: oceaniczna i kontynentalna. Wyróżnia się również jego typ przejściowy.

Skorupa oceaniczna. Miąższość skorupy oceanicznej we współczesnej epoce geologicznej waha się od 5 do 10 km. Składa się z trzech warstw:

• 1) górna cienka warstwa osadów morskich (grubość nie większa niż 1 km);
• 2) środkowa warstwa bazaltowa (grubość od 1,0 do 2,5 km);
• 3) dolna warstwa gabro (około 5 km grubości).

Skorupa kontynentalna (kontynentalna). Skorupa kontynentalna ma bardziej złożoną strukturę i większą grubość niż oceaniczna. Jego średnia miąższość wynosi 35-45 km, aw krajach górskich wzrasta do 70 km. Składa się z trzech warstw:

• 1) warstwa dolna (bazalt), złożona z bazaltów (o grubości ok. 20 km);
• 2) warstwa środkowa (granit), zbudowana głównie z granitów i gnejsów; tworzy główną grubość skorupy kontynentalnej, nie rozciąga się pod oceanami;
• 3) warstwa górna (osadowa) o miąższości ok. 3 km.

Na niektórych obszarach gęstość opadów dochodzi do 10 km: na przykład na nizinie kaspijskiej. W niektórych regionach Ziemi w ogóle nie ma warstwy osadowej, a na powierzchnię wychodzi warstwa granitu. Takie obszary nazywane są tarczami (np. Tarcza Ukrainy, Tarcza Bałtyku).

Na kontynentach w wyniku wietrzenia skał powstaje formacja geologiczna, zwana skorupą wietrzeniową.

Warstwa granitu jest oddzielona od warstwy bazaltowej powierzchnią Konrada. Na tej granicy prędkość fal sejsmicznych wzrasta z 6,4 do 7,6 km/s.

Granica między skorupą ziemską a płaszczem (zarówno na kontynentach, jak i na oceanach) przebiega wzdłuż powierzchni Mohorovichic (linia Moho). Prędkość fal sejsmicznych na nim skacze do 8 km/h.

Oprócz dwóch głównych typów skorupy ziemskiej (oceanicznej i kontynentalnej) istnieją również obszary typu mieszanego (przejściowego).

Na ławicach lub szelfach kontynentalnych skorupa ma około 25 km grubości i jest ogólnie podobna do skorupy kontynentalnej. Może jednak w nim wypaść warstwa bazaltu. W Azji Wschodniej, w rejonie łuków wyspowych (Wyspy Kurylskie, Aleuty, Wyspy Japońskie i inne), szeroko rozpowszechniona jest skorupa ziemska typu przejściowego. Wreszcie, skorupa ziemska grzbietów śródoceanicznych jest bardzo złożona i wciąż mało zbadana. Nie ma tu granicy Moho, a materiał płaszcza wznosi się wzdłuż uskoków do skorupy, a nawet na jej powierzchnię.

Należy odróżnić pojęcie „skorupy ziemskiej” od pojęcia „litosfery”. Pojęcie „litosfery” jest szersze niż „skorupa ziemska”. W litosferze współczesna nauka obejmuje nie tylko skorupę ziemską, ale także najwyższy płaszcz aż do astenosfery, czyli na głębokość około 100 km.

Pojęcie izostazy. Badanie rozkładu grawitacji wykazało, że wszystkie części skorupy ziemskiej - kontynenty, kraje górskie, równiny - są zrównoważone w górnym płaszczu. Ta zrównoważona pozycja nazywana jest izostazą (z łac. isoc - parzysta, stasis - pozycja). Równowagę izostatyczną uzyskuje się dzięki temu, że grubość skorupy ziemskiej jest odwrotnie proporcjonalna do jej gęstości. Ciężka skorupa oceaniczna jest cieńsza niż lżejsza skorupa kontynentalna.

Izostaza nie jest nawet równowagą, ale dążeniem do równowagi, ciągle zaburzanej i przywracanej na nowo. I tak np. Tarcza Bałtycka po roztopieniu się lodu kontynentalnego zlodowacenia plejstoceńskiego podnosi się o około 1 cm rocznie. Powierzchnia Finlandii stale się powiększa ze względu na dno morskie. Natomiast terytorium Holandii zmniejsza się. Linia równowagi zerowej biegnie obecnie nieco na południe od 600 N. Współczesny Petersburg jest o około 1,5 m wyższy od Petersburga w czasach Piotra Wielkiego. Jak pokazują dane współczesnych badań naukowych, nawet ociężałość dużych miast wystarcza do izostatycznej fluktuacji terytorium pod nimi. Dlatego skorupa ziemska na obszarach dużych miast jest bardzo mobilna. Ogólnie rzecz biorąc, relief skorupy ziemskiej jest lustrzanym odbiciem powierzchni Moho (podeszwy skorupy ziemskiej): podwyższone obszary odpowiadają zagłębieniom w płaszczu, a niższe odpowiadają wyższemu poziomowi jego górnej granicy. Tak więc pod Pamirami głębokość powierzchni Moho wynosi 65 km, a na nizinie kaspijskiej około 30 km.

Właściwości cieplne skorupy ziemskiej. Dobowe wahania temperatury gleby sięgają do głębokości 1,0 - 1,5 m, a roczne wahania w umiarkowanych szerokościach geograficznych w krajach o klimacie kontynentalnym - do głębokości 20-30 m. Na głębokości gdzie wpływ rocznych wahań temperatury Nagrzewanie powierzchni ziemi przez Słońce ustaje, powstaje warstwa gleby o stałej temperaturze. Nazywa się to warstwą izotermiczną. Pod warstwą izotermiczną w głąb Ziemi temperatura wzrasta. Ale ten wzrost temperatury jest już spowodowany wewnętrznym ciepłem wnętrza Ziemi. W tworzeniu klimatów ciepło wewnętrzne praktycznie nie bierze udziału. Służy jednak jako jedyna baza energetyczna dla wszystkich procesów tektonicznych.

Liczba stopni, o jaką wzrasta temperatura na każde 100 m głębokości, nazywana jest gradientem geotermalnym.

Odległość w metrach, przy której temperatura wzrasta o 10°C, nazywana jest krokiem geotermalnym. Wartość stopnia geotermalnego zależy od rzeźby terenu, przewodności cieplnej skał, bliskości ognisk wulkanicznych, cyrkulacji wód gruntowych itp. Średnio stopień geotermalny wynosi 33 m. Na obszarach wulkanicznych stopień geotermalny może być niska do 5 m, a na terenach spokojnych geologicznie (na peronach) może osiągnąć 100 m.

3. Strukturalno-tektoniczna zasada podziału kontynentów. Pojęcie kontynentów i części świata

Dwa jakościowo różne typy skorupy ziemskiej - kontynentalna i oceaniczna - odpowiadają dwóm głównym poziomom rzeźby planety - powierzchni kontynentów i dnie oceanów. Selekcja kontynentów we współczesnej geografii odbywa się w oparciu o zasadę strukturalno-tektoniczną.

Strukturalno-tektoniczna zasada alokacji kontynentów.

Zasadnicza różnica jakościowa między skorupą kontynentalną i oceaniczną, a także pewne istotne różnice w budowie górnego płaszcza pod kontynentami i oceanami, powodują konieczność rozróżnienia kontynentów nie według ich widocznego otoczenia przez oceany, ale według struktury strukturalnej. -zasada tektoniczna.

Zasada strukturalno-tektoniczna stwierdza, że ​​po pierwsze, kontynent obejmuje szelf kontynentalny (szelf) i zbocze kontynentalne; po drugie, w sercu każdego kontynentu znajduje się rdzeń lub starożytna platforma; po trzecie, każdy blok kontynentalny jest zrównoważony izostatycznie w górnym płaszczu.

Z punktu widzenia zasady strukturalno-tektonicznej, kontynent jest izostatycznie zrównoważonym układem skorupy kontynentalnej, który ma rdzeń strukturalny w postaci antycznej platformy, do której przylegają młodsze struktury fałdowane.

W sumie na Ziemi jest sześć kontynentów: Eurazja, Afryka, Ameryka Północna, Ameryka Południowa, Antarktyda i Australia. Każdy kontynent zawiera jedną platformę, a w sercu Eurazji jest sześć: wschodnioeuropejska, syberyjska, chińska, Tarim (Chiny Zachodnie, pustynia Takla-Makan), arabska i Hindustan. Platformy arabskie i hinduistyczne są częścią starożytnej Gondwany, która dołączyła do Eurazji. Eurazja jest więc kontynentem niejednorodnym i anomalnym.

Granice między kontynentami są dość oczywiste. Granica między Ameryką Północną a Ameryką Południową przebiega wzdłuż Kanału Panamskiego. Granica między Eurazją a Afryką przebiega wzdłuż Kanału Sueskiego. Cieśnina Beringa oddziela Eurazję od Ameryki Północnej.

Dwa rzędy kontynentów. We współczesnej geografii wyróżnia się następujące dwie serie kontynentów:

• 1. Równikowe serie kontynentów (Afryka, Australia i Ameryka Południowa).
• 2. Północny rząd kontynentów (Eurazja i Ameryka Północna).

Poza tymi rzędami pozostaje Antarktyda - najbardziej wysunięty na południe i najzimniejszy kontynent.

Obecne położenie kontynentów odzwierciedla długą historię rozwoju litosfery kontynentalnej.

Kontynenty południowe (Afryka, Ameryka Południowa, Australia i Antarktyda) są częścią („fragmentami”) megakontynentu Gondwana, który został zjednoczony w paleozoiku. W tym czasie kontynenty północne zostały zjednoczone w kolejny megakontynent - Laurazję. Między Laurazją a Gondwaną w paleozoiku i mezozoiku istniał system rozległych basenów morskich, zwanych Oceanem Tetydy. Ocean ten rozciągał się od Afryki Północnej (przez południową Europę, Kaukaz, Azję Mniejszą, Himalaje po Indochiny) aż po współczesną Indonezję. W neogenie (około 20 milionów lat temu) w miejscu tej geosynkliny powstał pofałdowany pas alpejski.

Zgodnie z dużymi rozmiarami superkontynent Gondwana, zgodnie z prawem izostazy, miał grubą (do 50 km) skorupę ziemską, która była głęboko zanurzona w płaszczu. Na tym superkontynencie prądy konwekcyjne były szczególnie intensywne w astenosferze; zmiękczona substancja płaszcza poruszała się bardzo aktywnie. Doprowadziło to najpierw do powstania zgrubienia w środku kontynentu, a następnie do jego rozszczepienia się na oddzielne bloki, które pod wpływem tych samych prądów konwekcyjnych zaczęły poruszać się poziomo. Wiadomo, że przemieszczeniu konturu na powierzchni kuli zawsze towarzyszy jej obrót (Euler i inni). Dlatego części Gondwany nie tylko się przemieszczały, ale także rozwijały w przestrzeni geograficznej.

Pierwszy podział Gondwany nastąpił na pograniczu triasu i jury (około 190-195 mln lat temu); Afro-Ameryka uległa secesji. Następnie, na pograniczu jury i kredy (około 135-140 mln lat temu), Ameryka Południowa oddzieliła się od Afryki. Na granicy mezozoiku i kenozoiku (około 65-70 mln lat temu) blok Hindustanu zderzył się z Azją, a Antarktyda oddaliła się od Australii. W obecnej epoce geologicznej litosfera, według naukowców, jest podzielona na sześć bloków-płyt, które nadal się poruszają.

Upadek Gondwany z powodzeniem wyjaśnia formę, podobieństwo geologiczne, a także historię szaty roślinnej i życia zwierzęcego kontynentów południowych. Historia rozłamu Laurazji nie została zbadana tak dokładnie, jak Gondwany.

Wzory położenia kontynentów. Obecną lokalizację kontynentów charakteryzują następujące wzorce:

• 1. Większość ziemi znajduje się na półkuli północnej. Półkula północna jest kontynentalna, choć i tutaj ląd stanowi tylko 39%, a oceany około 61%.
• 2. Kontynenty północne są dość zwarte. Kontynenty południowe są bardzo rozproszone i pofragmentowane.
• 3. Ulga planety jest antysemicka. Kontynenty położone są w taki sposób, że każdy z nich po przeciwnej stronie Ziemi z pewnością odpowiada oceanowi. Najlepiej widać to po porównaniu Oceanu Arktycznego i Antarktyki. Jeśli kula ziemska jest ustawiona tak, że na jednym z biegunów znajduje się któryś z kontynentów, to na drugim biegunie na pewno będzie ocean. Jest tylko jeden drobny wyjątek: koniec Ameryki Południowej jest antypodem do Azji Południowo-Wschodniej. Antypodalność, ponieważ prawie nie ma wyjątków, nie może być zjawiskiem przypadkowym. Zjawisko to opiera się na równowadze wszystkich części powierzchni wirującej Ziemi.

Pojęcie części świata. Oprócz zdeterminowanego geologicznie podziału ziemi na kontynenty istnieje również podział powierzchni ziemi na poszczególne części świata, który ukształtował się w procesie kulturowego i historycznego rozwoju ludzkości. W sumie jest sześć części świata: Europa, Azja, Afryka, Ameryka, Australia z Oceanią, Antarktyda. Na jednym kontynencie Eurazji znajdują się dwie części świata (Europa i Azja), a dwa kontynenty półkuli zachodniej (Ameryka Północna i Ameryka Południowa) tworzą jedną część świata - Amerykę.

Granica między Europą a Azją jest bardzo warunkowa i przebiega wzdłuż wododziału Uralu, rzeki Ural, północnej części Morza Kaspijskiego i depresji Kuma-Manych. Wzdłuż Uralu i Kaukazu ciągną się głębokie uskoki oddzielające Europę od Azji.

Obszar kontynentów i oceanów. Powierzchnia lądu liczona jest w obrębie aktualnej linii brzegowej. Powierzchnia kuli ziemskiej wynosi około 510,2 mln km2. Około 361,06 mln km2 zajmuje Ocean Światowy, który stanowi około 70,8% całkowitej powierzchni Ziemi. Około 149,02 mln km 2 przypada na ląd, tj. około 29,2% powierzchni naszej planety.

Obszar współczesnych kontynentów charakteryzuje się następującymi walorami:

Eurazja - 53,45 km2, w tym Azja - 43,45 mln km2, Europa - 10,0 mln km2;

Afryka - 30,30 mln km2;

Ameryka Północna – 24,25 mln km2;

Ameryka Południowa – 18,28 mln km2;

Antarktyda - 13,97 mln km2;

Australia – 7,70 mln km2;

Australia z Oceanią - 8,89 km2.

Współczesne oceany mają powierzchnię:

Ocean Spokojny – 179,68 mln km2;

Ocean Atlantycki - 93,36 mln km2;

Ocean Indyjski - 74,92 mln km2;

Ocean Arktyczny - 13,10 mln km2.

Pomiędzy kontynentem północnym i południowym (zgodnie z ich różnym pochodzeniem i rozwojem) występuje znaczna różnica w powierzchni i charakterze powierzchni. Główne różnice geograficzne między kontynentem północnym i południowym są następujące:

• 1. Nieporównywalna wielkością z innymi kontynentami Eurazji, która skupia ponad 30% ziemi naszej planety.
• 2. Kontynenty północne mają znaczną powierzchnię szelfową. Szelf ma szczególne znaczenie na Oceanie Arktycznym i Atlantyku, a także na Morzu Żółtym, Chińskim i Beringa Pacyfiku. Kontynenty południowe, z wyjątkiem podwodnej kontynuacji Australii na Morzu Arafura, są prawie pozbawione szelfu.
• 3. Większość kontynentów południowych leży na starożytnych platformach. W Ameryce Północnej i Eurazji starożytne platformy zajmują mniejszą część całkowitej powierzchni, a większość z nich przypada na terytoria utworzone przez górską budowlę paleozoiczną i mezozoiczną. W Afryce około 96% jej terytorium przypada na tereny platformowe, a tylko 4% - na góry epoki paleozoicznej i mezozoicznej. W Azji tylko 27% terytorium zajmują starożytne platformy, a 77% góry w różnym wieku.
• 4. Linia brzegowa kontynentów południowych, utworzona głównie przez uskoki tektoniczne, jest stosunkowo prosta; jest kilka półwyspów i wysp na kontynencie. Kontynenty północne charakteryzują się wyjątkowo krętą linią brzegową, obfitością wysp, półwyspów, często sięgających daleko w głąb oceanu. Z całkowitej powierzchni wyspy i półwyspy stanowią około 39% w Europie, Ameryce Północnej - 25%, Azji - 24%, Afryce - 2,1%, Ameryce Południowej - 1,1% i Australii (bez Oceanii) - 1,1% .
• 4. Pionowe rozczłonkowanie ziemi

Każdy z głównych poziomów planetarnych - powierzchnia kontynentów i dno oceaniczne - jest podzielony na szereg poziomów drugorzędnych. Powstawanie zarówno poziomów pierwotnych, jak i wtórnych nastąpiło w procesie długotrwałego rozwoju skorupy ziemskiej i trwa do chwili obecnej geologicznej. Zastanówmy się nad współczesnym podziałem skorupy kontynentalnej na stopnie wysokościowe. Kroki liczone są od poziomu morza.

• 1. Depresje - obszary lądowe leżące poniżej poziomu morza. Największą depresją na Ziemi jest południowa część niziny kaspijskiej o minimalnej wysokości -28 m. W Azji Środkowej znajduje się wyjątkowo sucha depresja turfanowa o głębokości około -154 m. Najgłębszą depresją na Ziemi jest Morze Martwe basen; Brzegi Morza Martwego leżą 392 m poniżej poziomu morza. Zagłębienia zajmowane przez wodę, których poziomy leżą nad poziomem morza, nazywane są kryptodepresjami. Typowymi przykładami kryptodepresji są Jezioro Bajkał i Jezioro Ładoga. Morze Kaspijskie i Morze Martwe to nie krypto-depresje, ponieważ poziom wody w nich nie sięga poziomu oceanu. Obszar zajmowany przez depresje (bez kryptodepresji) jest stosunkowo niewielki i wynosi ok. 800 tys. km2.
• 2. Niziny (niziny) - obszary lądowe leżące na wysokości od 0 do 200 m n.p.m. Niziny są liczne na każdym kontynencie (z wyjątkiem Afryki) i zajmują większy obszar niż jakiekolwiek inne stadium lądowe. Łączna powierzchnia wszystkich nizinnych równin kuli ziemskiej wynosi około 48,2 mln km2.
• 3. Wzgórza i płaskowyże leżą na wysokości od 200 do 500 m i różnią się dominującymi formami rzeźby terenu: na wzgórzach rzeźba jest chropowata, na płaskowyżu jest stosunkowo płaska. Wzniesienia nad nizinami wznoszą się stopniowo, a płaskowyż wznosi się w zauważalnej półce. Wzgórza i płaskowyże różnią się między sobą budową geologiczną. Obszar zajmowany przez wyżyny i płaskowyże to około 33 mln km2.

Góry znajdują się powyżej 500 m. Mogą mieć różne pochodzenie i wiek. Góry są klasyfikowane według wysokości jako niskie, średnie i wysokie.

• 4. Niskie góry wznoszą się nie wyżej niż 1000 m. Zazwyczaj niskie góry to albo starożytne zrujnowane góry, albo podnóża współczesnych systemów górskich. Niskie góry zajmują około 27 mln km2.
• 5. Góry średnie mają wysokość od 1000 do 2000 m. Przykładami gór średnich wysokości są: Ural, Karpaty, Transbaikalia, niektóre grzbiety Syberii Wschodniej i wiele innych krajów górskich. Obszar zajmowany przez średnie góry wynosi około 24 mln km2.
• 6. Wysokie (alpejskie) góry wznoszą się powyżej 2000 m. Termin „góry alpejskie” jest często stosowany tylko do gór z epoki kenozoiku, leżących na wysokości ponad 3000 m. Góry wysokie zajmują około 16 mln km2.

Poniżej poziomu oceanu ciągnie się nizina kontynentalna, zalana wodą - szelf lub szelf kontynentalny. Do niedawna, według tego samego warunkowego rachunku, co stopnie lądowe, szelf nazywano równinami podwodnymi o głębokości do 200 m. Teraz granica szelfu przebiega nie wzdłuż formalnie wybranej izobaty, ale wzdłuż linii rzeczywistej, wyznaczonej geologicznie. koniec powierzchni kontynentalnej i jej przejście w stok kontynentalny. Dlatego szelf ciągnie się w oceanie na różnych głębokościach w każdym morzu, często przekraczając 200 m i osiągając 700, a nawet 1500 m.

Na zewnętrznej krawędzi stosunkowo płaskiego szelfu występuje ostre przerwanie powierzchni do zbocza kontynentalnego i podnóża kontynentalnego. Półka, zbocze i stopa razem tworzą podwodny brzeg kontynentów. Trwa średnio do głębokości 2450 m.

Kontynenty, łącznie z ich podwodnym obrzeżem, zajmują około 40% powierzchni Ziemi, podczas gdy powierzchnia lądowa to około 29,2% całej Ziemi.

Każdy kontynent jest izostatycznie zrównoważony w astenosferze. Istnieje bezpośredni związek między powierzchnią kontynentów, wysokością ich rzeźby a głębokością zanurzenia w płaszczu. Im większa powierzchnia kontynentu, tym większa jego średnia wysokość i grubość litosfery. Średnia wysokość terenu to 870 m. Średnia wysokość Azji to 950 m, Europa 300 m, Australia 350 m.

Pojęcie krzywej hipsometrycznej (batygraficznej). Uogólniony profil powierzchni Ziemi jest reprezentowany przez krzywą hipsometryczną. Jego część oceaniczna nazywana jest krzywą batygraficzną. Krzywa jest skonstruowana w następujący sposób. Wymiary obszarów leżących na różnych wysokościach i głębokościach pobierane są z map hipsometrycznych i batygraficznych i wykreślane w układzie osi współrzędnych: wzdłuż linii rzędnych wysokości wykreślane są od zera w górę, a głębokości w dół; wzdłuż linii odciętej - obszary w milionach kilometrów kwadratowych.

5. Rzeźba i struktura dna oceanu. Wyspy

Średnia głębokość Oceanu Światowego wynosi 3794 m.

Dno Oceanu Światowego składa się z następujących czterech planetarnych form morforzeźbiarskich:

• 1) podwodny brzeg kontynentów,
• 2) strefy przejściowe,
• 3) dno oceanu,
• 4) grzbiety śródoceaniczne.

Podwodny brzeg kontynentów składa się z szelfu, zbocza kontynentalnego, podnóża kontynentalnego. Schodzi na głębokość 2450 m. Skorupa ziemska ma tutaj typ kontynentalny. Całkowita powierzchnia podwodnego obrzeża kontynentów wynosi około 81,5 mln km2.

Stok kontynentalny zapada w ocean stosunkowo stromo, stoki mają średnio około 40, ale czasami dochodzą do 400.

Stopa kontynentalna to niecka na granicy skorupy kontynentalnej i oceanicznej. Morfologicznie jest to równina akumulacyjna utworzona przez osady sprowadzane ze zbocza kontynentalnego.

Grzbiety śródoceaniczne to pojedynczy i ciągły system, który obejmuje wszystkie oceany. Są to ogromne struktury górskie, osiągające szerokość 1-2 tys. Km i wznoszące się ponad dno oceanu o 3-4 tys. Km. Czasami grzbiety śródoceaniczne wznoszą się ponad poziom oceanu i tworzą liczne wyspy (wyspa Islandii, Azory, Seszele itp.). W okazałości znacznie przewyższają górzyste kraje kontynentów i są współmierne do kontynentów. Na przykład Grzbiet Śródatlantycki jest kilka razy większy niż największy ziemski system górski, Kordyliery i Andy. Wszystkie grzbiety śródoceaniczne charakteryzują się zwiększoną aktywnością tektoniczną.

System grzbietów śródoceanicznych obejmuje następujące struktury:

• - Grzbiet Śródatlantycki (rozciąga się od Islandii wzdłuż całego Oceanu Atlantyckiego do wyspy Tristan da Cunha);
• - Grzbiet Środkowoindyjski (jego szczyty wyrażają Seszele);
• - Wschód Pacyfiku (rozciąga się na południe od Półwyspu Kalifornijskiego).

Zgodnie z rzeźbą terenu i cechami aktywności tektonicznej, grzbiety śródoceaniczne to: 1) ryft i 2) bez ryftu.

Grzbiety ryftowe (na przykład Mid-Atlantic) charakteryzują się obecnością doliny „ryftowej” - głębokiego i wąskiego wąwozu o stromych zboczach (wąwóz biegnie wzdłuż grzbietu grzbietu wzdłuż jego osi). Szerokość doliny ryftowej wynosi 20-30 km, a głębokość uskoku może znajdować się poniżej dna oceanu do 7400 m (dorzecze romańskie). Relief zakresów szczelin jest złożony i wytrzymały. Wszystkie grzbiety tego typu charakteryzują się dolinami ryftowymi, wąskimi pasmami górskimi, gigantycznymi uskokami poprzecznymi, zagłębieniami międzygórskimi, stożkami wulkanicznymi, podwodnymi wulkanami i wyspami. Wszystkie grzbiety ryftowe charakteryzują się dużą aktywnością sejsmiczną.

Grzbiety bez ryftów (na przykład wzniesienie wschodniego Pacyfiku) charakteryzują się brakiem doliny „ryftowej” i mają mniej złożoną topografię. Aktywność sejsmiczna nie jest typowa dla grzbietów nieryftowych. Cechuje je jednak wspólna cecha wszystkich grzbietów śródoceanicznych – obecność okazałych uskoków poprzecznych.

Najważniejsze cechy geofizyczne grzbietów śródoceanicznych to:

• -zwiększony przepływ ciepła z wnętrzności Ziemi;
• -specyficzna budowa skorupy ziemskiej;
• - anomalie pola magnetycznego;
• -wulkanizm;
• - aktywność sejsmiczna.

Rozkład osadów, które tworzą górną warstwę skorupy ziemskiej w grzbietach śródoceanicznych, przebiega według następującego schematu: na samym grzbiecie osady są rzadkie lub w ogóle ich nie ma; wraz ze wzrostem odległości od grzbietu rośnie miąższość osadów (do kilku kilometrów) i ich wiek. Jeśli w samej szczelinie wiek law wynosi około 13 tysięcy lat, to na 60 km jest to już 8 milionów lat. Na dnie Oceanu Światowego nie znaleziono skał starszych niż 160 milionów lat. Fakty te świadczą o ciągłej odnowie grzbietów śródoceanicznych.

Mechanizmy powstawania grzbietów śródoceanicznych. Tworzenie grzbietów śródoceanicznych jest związane z górną magmą. Górna magma to ogromny system konwekcyjny. Według naukowców formowanie się grzbietów śródoceanicznych powoduje unoszenie się wnętrza Ziemi. Lawa wypływa na zewnątrz wzdłuż dolin ryftowych i tworzy warstwę bazaltową. Łącząc się ze starą skorupą, nowe porcje lawy powodują poziome przemieszczenie bloków litosfery i rozszerzanie się dna oceanu. Szybkość ruchów poziomych w różnych częściach Ziemi waha się od 1 do 12 cm rocznie: w Oceanie Atlantyckim - ok. 4 cm/rok; na Oceanie Indyjskim – ok. 6 cm/rok, na Oceanie Spokojnym – do 12 cm/rok. Te nieznaczne wartości, pomnożone przez miliony lat, dają ogromne odległości: w ciągu 150 milionów lat, które minęły od rozpadu Ameryki Południowej i Afryki, kontynenty te oddzieliły się o 5 tys. km. Ameryka Północna oddzieliła się od Europy 80 milionów lat temu. A 40 milionów lat temu Hindustan zderzył się z Azją i rozpoczęło się formowanie Himalajów.

W wyniku ekspansji dna oceanicznego w strefie grzbietów śródoceanicznych w ogóle nie następuje przyrost materii lądowej, a jedynie jej przelewanie i przekształcanie. Skorupa bazaltowa, która rośnie wzdłuż grzbietów śródoceanicznych i rozciąga się od nich poziomo, pokonuje tysiące kilometrów przez miliony lat, a na niektórych krańcach kontynentów opada z powrotem w trzewia Ziemi, zabierając ze sobą osady oceaniczne. Proces ten wyjaśnia różny wiek skał na grzbietach i w innych częściach oceanów. Proces ten powoduje również dryf kontynentalny.

Strefy przejściowe obejmują rowy głębinowe, łuki wysp i brzeżne baseny morskie. W strefach przejściowych części skorupy kontynentalnej i oceanicznej są trudne do połączenia.

Głębokie rowy oceaniczne znajdują się w następujących czterech regionach Ziemi:

• - na Oceanie Spokojnym wzdłuż wybrzeży Azji Wschodniej i Oceanii: Rów Aleucki, Rów Kurylsko-Kamczacki, Rów Japoński, Rów Filipiński, Rów Mariański (o maksymalnej głębokości 11022 m dla Ziemi), zachód Wykop Melanezyjski, Tonga;
• - na Oceanie Indyjskim - Rów Jawa;
• - na Oceanie Atlantyckim - Rów Portorykański;
• - na Oceanie Południowym - Sandwich Południowy.

Dno oceanów, które stanowi około 73% całkowitej powierzchni Oceanu Światowego, zajmują równiny głębinowe (od 2450 do 6000 m). Ogólnie rzecz biorąc, te głębokowodne równiny odpowiadają platformom oceanicznym. Pomiędzy równinami znajdują się grzbiety śródoceaniczne, a także wyżyny i wzniesienia o innej genezie. Te wzniesienia dzielą dno oceanu na oddzielne baseny. Na przykład od Grzbietu Północnoatlantyckiego na zachód znajduje się Basen Północnoamerykański, a na wschodzie Baseny Zachodnioeuropejskie i Kanaryjskie. Na dnie oceanu znajdują się liczne stożki wulkaniczne.

Wyspy. W procesie rozwoju skorupy ziemskiej i jej interakcji z Oceanem Światowym powstały duże i małe wyspy. Całkowita liczba wysp stale się zmienia. Niektóre wyspy się pojawiają, inne znikają. Na przykład tworzą się i erodują wyspy deltowe, topnieją masywy lodowe, które wcześniej uważano za wyspy („lądy”). Mierzeje morskie nabierają wyspiarskiego charakteru i odwrotnie, wyspy łączą się z lądem i zamieniają w półwyspy. W związku z tym powierzchnia wysp obliczana jest tylko w przybliżeniu. To około 9,9 mln km2. Około 79% wszystkich gruntów wyspiarskich przypada na 28 dużych wysp. Największą wyspą jest Grenlandia (2,2 mln km2).

W Do 28 największych wysp świata należą:

• 1. Grenlandia;
• 2. Nowa Gwinea;
• 3. Kalimantan (Borneo);
• 4. Madagaskar;
• 5. Wyspa Baffina;
• 6. Sumatra;
• 7. Wielka Brytania;
• 8. Chonsiu;
• 9. Wiktoria (Kanadyjski Archipelag Arktyczny);
• 10. Ziemia Ellesmere (Kanadyjski Archipelag Arktyczny);
• 11. Sulawesi (Celebes);
• 12. Wyspa Południowa Nowej Zelandii;
• 13. Jawa;
• 14. Północna Wyspa Nowej Zelandii;
• 15. Nowa Fundlandia;
• 16. Kuba;
• 17. Luzon;
• 18. Islandia;
• 19. Mindanao;
• 20. Nowa Ziemia;
• 21. Haiti;
• 22. Sachalin;
• 23. Irlandia;
• 24. Tasmania;
• 25. Banki (Kanadyjski Archipelag Arktyczny);
• 26. Sri Lanka;
• 27. Hokkaido;
• 28. Devon.

Zarówno duże, jak i małe wyspy znajdują się pojedynczo lub w grupach. Grupy wysp nazywane są archipelagami. Archipelagi mogą być zwarte (np. Ziemia Franciszka Józefa, Svalbard, Wielkie Wyspy Sundajskie) lub wydłużone (np. Japonia, Filipiny, Wielkie i Małe Antyle). Wydłużone archipelagi są czasami nazywane grzbietami (na przykład grzbiet Kuryl, grzbiet Aleucki). Archipelagi małych wysp rozsianych po rozległych obszarach Oceanu Spokojnego łączą się w trzy duże grupy: Melanezja, Mikronezja (Wyspy Karolinskie, Mariany, Wyspy Marshalla), Polinezja.

Według pochodzenia wszystkie wyspy można pogrupować w następujący sposób:

I. Wyspy kontynentalne:

• 1) wyspy platformowe,
• 2) wyspy stoku kontynentalnego,
• 3) wyspy orogeniczne,
• 4) łuki wyspowe,
• 5) wyspy przybrzeżne: a) szkiery, b) dalmatyńskie, c) fiordy, d) mierzeje i strzały, e) delta.

II. Niezależne wyspy:

• 1) wyspy wulkaniczne, w tym a) szczelinowe wylewy lawy, b) centralne wylewy lawy - tarczowe i stożkowe;
• 2) wyspy koralowe: a) rafy przybrzeżne, b) rafy barierowe, c) atole.

Wyspy kontynentu są genetycznie spokrewnione z kontynentem, ale połączenia te mają inny charakter, co wpływa na charakter i wiek wysp, ich florę i faunę.

Wyspy platformowe leżą na szelfie kontynentalnym i pod względem geologicznym stanowią kontynuację lądu. Wyspy platformowe są oddzielone od głównej masy lądu płytkimi cieśninami. Przykładami wysp platformowych są: Wyspy Brytyjskie, Archipelag Svalbard, Ziemia Franciszka Józefa, Severnaya Zemlya, Wyspy Nowosyberyjskie, Kanadyjski Archipelag Arktyczny.

Powstanie cieśnin i przekształcenie części kontynentów w wyspy sięga ostatnich czasów geologicznych; dlatego charakter lądu wyspy niewiele różni się od lądu.

Częściami kontynentów są również wyspy stoku kontynentalnego, ale ich oddzielenie nastąpiło wcześniej. Wyspy te są oddzielone od sąsiednich kontynentów nie łagodnym korytem, ​​ale głębokim uskokiem tektonicznym. Ponadto cieśniny mają charakter oceaniczny. Flora i fauna wysp na zboczu kontynentalnym bardzo różni się od kontynentu i ma generalnie charakter wyspiarski. Przykładami wysp na zboczu kontynentalnym są: Madagaskar, Grenlandia itp.

Wyspy orogeniczne są kontynuacją górskich fałd kontynentów. Na przykład Sachalin jest jedną z fałd Dalekiego Wschodu górzystego kraju, Nowa Zelandia jest kontynuacją Uralu, Tasmania to Australijskie Alpy, wyspy Morza Śródziemnego są odgałęzieniami alpejskich fałd. Archipelag Nowej Zelandii ma również pochodzenie orogeniczne.

Girlanda łuków wyspowych graniczy z Azją Wschodnią, Ameryką i Antarktydą. Największy region łuków wyspowych znajduje się u wybrzeży Azji Wschodniej: grzbiet Aleucki, grzbiet Kurylski, grzbiet japoński, grzbiet Ryukyu, grzbiet filipiński itp. Drugi region łuków wyspowych znajduje się u wybrzeży Ameryki : Wielkie Antyle, Małe Antyle. Trzeci region to łuk wysp położony między Ameryką Południową a Antarktydą: archipelag Ziemi Ognistej, Falklandy itd. Pod względem tektonicznym wszystkie łuki wysp ograniczają się do współczesnych geosynklin.

Wyspy przybrzeżne na kontynencie mają różne pochodzenie i reprezentują różne typy linii brzegowej.

Niezależne wyspy nigdy nie były częścią kontynentów iw większości przypadków powstały niezależnie od nich. Największa grupa niezależnych wysp ma charakter wulkaniczny.

Wyspy wulkaniczne znajdują się we wszystkich oceanach. Jednak szczególnie licznie występują w strefach grzbietów śródoceanicznych. Wielkość i cechy wysp wulkanicznych zależą od charakteru erupcji. Szczelinowe wylewy lawy tworzą duże wyspy, które nie są mniejsze niż te z platform. Największą wyspą pochodzenia wulkanicznego na Ziemi jest Islandia (103 tys. km2).

Główną masę wysp wulkanicznych tworzą erupcje typu centralnego. Oczywiście wyspy te nie mogą być bardzo duże. Ich powierzchnia zależy od charakteru lawy. Główna lawa rozprzestrzenia się na duże odległości i tworzy wulkany tarczowe (np. Wyspy Hawajskie). Erupcja kwaśnej lawy tworzy ostry stożek o małej powierzchni.

Wyspy koralowe są produktami odpadowymi polipów koralowych, okrzemek, otwornic i innych organizmów morskich. Polipy koralowe są dość wymagające w warunkach siedliskowych. Mogą żyć tylko w ciepłych wodach o temperaturze co najmniej 200C. Dlatego struktury koralowe są rozmieszczone tylko w tropikalnych szerokościach geograficznych i wykraczają poza nie tylko w jednym miejscu - na obszarze Bermudów, obmytym przez Prąd Zatokowy.

W zależności od położenia w stosunku do współczesnego lądu wyspy koralowe dzielą się na następujące trzy grupy:

• 1) rafy przybrzeżne,
• 2) raf koralowych,
• 3) atole.

Rafy przybrzeżne zaczynają się bezpośrednio na wybrzeżu lądu lub wyspy podczas odpływu i graniczą z nim w formie szerokiego tarasu. W pobliżu ujść rzek i przy namorzynach są one przerywane ze względu na niskie zasolenie wody.

Rafy koralowe znajdują się w pewnej odległości od lądu, oddzielone od niego pasem wody - laguną. Obecnie największą rafą jest Wielka Rafa Koralowa. Jego długość wynosi około 2000 km; szerokość laguny waha się od 35 do 150 km na głębokości 30-70 m. Rafy przybrzeżne i barierowe graniczą z prawie wszystkimi wyspami wód równikowych i tropikalnych Oceanu Spokojnego.

Atole znajdują się wśród oceanów. Są to niskie wysepki w formie otwartego pierścienia. Średnica atolu waha się od 200 m do 60 km. Wewnątrz atolu znajduje się laguna o głębokości do 100 m. Głębokość cieśniny między laguną a oceanem jest taka sama. Zewnętrzne zbocze atolu jest zawsze strome (od 9 do 450). Zbocza zwrócone w stronę laguny są płaskie; są gospodarzem różnych organizmów.

Genetyczny związek trzech typów struktur koralowych jest wciąż nierozwiązanym problemem naukowym. Zgodnie z teorią Karola Darwina rafy barierowe i atole powstają z raf przybrzeżnych wraz ze stopniowym zapadaniem się wysp. Jednocześnie wzrost koralowców kompensuje obniżenie jego podstawy. Na szczycie wyspy pojawia się laguna, a rafa przybrzeżna zamienia się w atol pierścieniowy.