52.Земля (от общеславянского зем — пол, низ), третья по порядку от Солнца планета Солнечной системы, астрономический.

З занимает пятое место по размеру и массе среди больших планет, но из планет т. н. земной группы, в которую входят Меркурий, Венера, Земля и Марс, она является самой крупной (см. Планеты).Земля по своей форме отличается от шара, скорее напоминая эллипсоид вращения – сплюснутый сфероид. Малая ось сфероида совпадает с осью вращения; полярный радиус Земли равен 6.356.755 м. Земной экватор можно с достаточной точностью считать окружностью, имеющей радиус, равный 6.378.140 м. Таким образом, экваториальный радиус Земли больше полярного на 21 км 385 м. Важнейшим отличием З. от др. планет Солнечной системы является существование на ней жизни, достигшей с появлением человека своей высшей, разумной формы. Условия для развития жизни на ближайших к З. телах Солнечной системы неблагоприятны; обитаемые тела за пределами последней пока также не обнаружены (см. Внеземные цивилизации). Однако жизнь — естественный этап развития материи, поэтому З. нельзя считать единственным обитаемым космическим телом Вселенной, а земные формы жизни — её единственно возможными формами.

Согласно современным космогоническим представлениям, З. образовалась ~4,5 млрд. лет назад путём гравитационной конденсации из рассеянного в околосолнечном пространстве газо-пылевого вещества, содержащего все известные в природе химические элементы

К физическим свойствам Земли относят температурный режим (внутреннюю теплоту), плотность и давление.

53.внутреннее оболочка

Выделяются следующие геосферы: атмосфера, гидросфера, литосфера, земная кора, мантия и ядро Земли. Ядро Земли делится на внешнее ядро (жидкое) и центральное — субъядро (твёрдое).

1.Земная кора — это верхняя часть твёрдой земли. От мантии отделена границей с резким повышением скоростей сейсмических волн — границей Мохоровичича. Бывает два типа коры — континентальная и океаническая. Толщина коры колеблется от 6 км под океаном, до 30—50 км на континентах[35]. В строении континентальной коры выделяют три геологических слоя: осадочный чехол, гранитный и базальтовый. Океаническая кора сложена преимущественно породами основного состава, плюс осадочный чехол. Земная кора разделена на различные по величине литосферные плиты, двигающиеся относительно друг друга. Кинематику этих движений описывает тектоника плит.

[править]

Мантия ЗемлиГлубина

км Слой Плотность г/см³

0—60 Литосфера (местами варьируется от 5 до 200 км) —

0—35 … Кора (местами варьируется от 5 до 70 км) 2,2—2,9

35—60 … Самая верхняя часть мантии 3,4—4,4

35—2890 Мантия 3,4—5,6

100—700 … Астеносфера —

2890—5100 Внешнее ядро 9,9—12,2

5100—6378 Внутреннее ядро 12,8—13,1

2 Мантия Земли

Мантия — это силикатная оболочка Земли, сложенная преимущественно перидотитами — породами, состоящими из силикатов магния, железа, кальция и др. Частичное плавление мантийных пород порождает базальтовые и им подобные расплавы, формирующие при подъёме к поверхности земную кору.

Мантия составляет 67 % всей массы Земли и около 83 % всего объёма Земли. Она простирается от глубин 5—70 километров ниже границы с земной корой, до границы с ядром на глубине 2900 км. Мантия расположена в огромном диапазоне глубин, и с увеличением давления в веществе происходят фазовые переходы, при которых минералы приобретают всё более плотную структуру. Наиболее значительное превращение происходит на глубине 660 километров. Термодинамика этого фазового перехода такова, что мантийное вещество ниже этой границы не может проникнуть через неё, и наоборот. Выше границы 660 километров находится верхняя мантия, а ниже, соответственно, нижняя. Эти две части мантии имеют различный состав и физические свойства. Хотя сведения о составе нижней мантии ограничены, и число прямых данных весьма невелико, можно уверенно утверждать, что её состав со времён формирования Земли изменился значительно меньше, чем верхней мантии, породившей земную кору.

Теплоперенос в мантии происходит путём медленной конвекции, посредством пластической деформации минералов. Скорости движения вещества при мантийной конвекции составляют порядка нескольких сантиметров в год. Эта конвекция приводит в движение литосферные плиты (см. тектоника плит). Конвекция в верхней мантии происходит раздельно. Существуют модели, которые предполагают ещё более сложную структуру конвекции.

[править]

3.Ядро Земли

Ядро — центральная, наиболее глубокая часть Земли, геосфера, находящаяся под мантией и, предположительно, состоящая из железо-никелевого сплава с примесью других сидерофильных элементов. Глубина залегания — 2900 км. Средний радиус сферы — 3,5 тыс. км. Разделяется на твердое внутреннее ядро радиусом около 1300 км и жидкое внешнее ядро радиусом около 2200 км, между которыми иногда выделяется переходная зона. Температура в центре ядра Земли достигает 5000 С, плотность около 12,5 т/м³, давление до 361 ГПа. Масса ядра — 1,932×1024 кг.

54. Литосфе́ра (от греч. λίθος — камень и σφαίρα — шар, сфера) — твёрдая оболочка Земли. Состоит из земной коры и верхней части мантии, до астеносферы, где скорости сейсмических волн понижаются, свидетельствуя об изменении пластичности пород. В строении литосферы выделяют подвижные области (складчатые пояса) и относительно стабильные платформы.

Блоки литосферы — литосферные плиты — двигаются по относительно пластичной астеносфере. Изучению и описанию этих движений посвящен раздел геологии о тектонике плит.

Литосфера под океанами и континентами значительно различается. Литосфера под континентами состоит из осадочного, гранитного и базальтового слоев общей мощностью до 80 км. Литосфера под океанами претерпела множество этапов частичного плавления в результате образования океанической коры, она сильно обеднена легкоплавкими редкими элементами, в основном состоит из дунитов и гарцбургитов, её толща составляет 5—10 км, а гранитный слой полностью отсутствует.Литосферная плита — это крупный стабильный участок земной коры, часть литосферы. Согласно теории тектоники плит, литосферные плиты ограничены зонами сейсмической, вулканической и тектонической активности — границами плиты. Границы плит бывают трёх типов: дивергентные, конвергентные и трансформные.

Литосферная плита — это крупный стабильный участок земной коры, часть литосферы. Согласно теории тектоники плит, литосферные плиты ограничены зонами сейсмической, вулканической и тектонической активности — границами плиты. Границы плит бывают трёх типов: дивергентные, конвергентные и трансформные.

Из геометрических соображений понятно, что в одной точке могут сходиться только три плиты. Конфигурация, в которой в одной точке сходятся четыре или более плит, неустойчива, и быстро разрушается со временем.

Существует два принципиально разных вида земной коры — кора континентальная и кора океаническая. Некоторые литосферные плиты сложены исключительно океанической корой (пример — крупнейшая тихоокеанская плита), другие состоят из блока континентальной коры, впаянного в кору океаническую.

Литосферные плиты постоянно меняют свои очертания, они могут раскалываться в результате рифтинга и спаиваться, образуя единую плиту в результате коллизии. Литосферные плиты также могут тонуть в мантии планеты, достигая глубины ядра[1]. С другой стороны, разделение земной коры на плиты не однозначно, и по мере накопления геологических знаний выделяются новые плиты, а некоторые границы плит признаются несуществующими. Поэтому очертания плит меняются со временем и в этом смысле. Особенно это касается малых плит, в отношении которых геологами предложено множество кинематических реконструкций, зачастую взаимно исключающих друг друга.

Платформы — это относительно устойчивые участки земной коры. Возникают они на месте существовавших ранее складчатых сооружений высокой подвижности, образующихся при замыкании геосинклинальных систем, путём последовательного их превращения в тектонически стабильные участки.

Характерной чертой строения всех литосферных платформ Земли является их строение из двух ярусов или этажей.

Нижний структурный этаж называется также фундаментом. Сложен фундамент из сильно дислоцированных метаморфизованных и гранитизированных пород, пронизанных интрузиями и тектоническими разломами.

По времени образования фундамента платформы делятся на древние и молодые.

Древние платформы, составляющие к тому же ядра современных материков и называемые кратонами, имеют докембрийский возраст и сформировались в основном к началу позднего протерозоя. Древние платформы разделяются на 3 типа: лавразийский, гондванский и переходный.

К первому типу относятся Северо-Американская (Лавренция), Восточно-Европейская и Сибирская (Ангарида) платформы, образованные в результате распада суперконтинента Лавразия, который в свою очередь образовался после распада протоконтинента Пангея.

Ко второму: Южно-Американская, Африкано-Аравийская, Индостанская, Австралийская и Антарктическая. Антарктическая платформа до палеозойской эры была разделена на Западную и Восточную платформу, которые объединились лишь в палезойской эре. Африканская платформа в архее была разделена на протоплатформы Конго (Заир), Калахари (Южно-Африканская), Сомали (Восточно-Африканская), Мадагаскар, Аравия, Судан, Сахара. После распада суперконтинента Пангея африканские протоплатформы, за исключением Аравийской и Мадагаскарской, объединились. Окончательное объединение произошло в палеозойскую эру, когда Африканская платформа превратилась в Африкано-Аравийскую платформу в составе Гондваны.

К третьему промежуточному типу относятся платформы небольшого размера: Сино-Корейская (Хуанхэ) и Южно-Китайская (Янцзы), которые в разное время являлись как частью Лавразии, так и частью Гондваны.

Складчатые или геосинклинальные (от греческих слов «гео» — Земля и «синклино» — прогиб) пояса являются главным структурным элементом земной коры. Именно после замыкания геосинклиналей формировались складчатые области, которые затем преобразовывались в стабильные платформы.

В строении геосинклинальных поясов выделяют геосинклинальные области, состоящие из геосинклинальных систем, которые в свою очередь делятся на поднятия — антиклинории и прогибы — синклинории. В прогибах накапливаются осадки, развит интенсивный вулканизм. В пределах поднятий, наоборот, шёл процесс вымывания осадков, поэтому осадочный слой в пределах синклиналей развит слабо, а фундамент выходит на поверхность. Несколько поднятий и прогибов образуют геосинклинальную систему.

Пояса являются наиболее подвижными участками литосферы, причём тектонические движения носят строго дифференцированный характер, т.е. в одних зонах происходят только восходящие движения, в — нисходящие. Смежные зоны движутся во встречных направлениях.

В течение геологической истории в пределах геосинклинальных поясов происходили: интенсивное осадконакопление, многочисленные складкообразовательные и магматические процессы.

Средняя мощность осадочного слоя в пределах поясов составляет 10-15 км, достигая максимума в длительно опускающихся прогибах (до 25 км). Мощность осадочного слоя от прогибающихся к поднимающимся участкам меняется чрезвычайно резко, т.е. для геосинклинальных поясов характерен большой градиент мощностей пород.

Складкообразовательные процессы проявляются в многочисленных нарушениях, надвигах, полной линейной складчатости

Магматические процессы в пределах поясов проявляются в интенсивных вулканических извержениях, образовании интрузивных тел батолитов, лакколитов и т.д. В этих районах проявляются все типы метаморфизма: региональный, контактный и дислокационный (динамометаморфизм).

В развитии геосинклинальных поясов выделяют несколько стадий.

Во время первой стадии геосинклинальная область обычно представляет собой единый покрытый морем широкий прогиб или совсем не расчлененный внутренними поднятиями, или слаборасчленённый. Земная кора опускается, что приводит к интенсивному накоплению в прогибах мощных терригенных глинистых осадков. При дальнейшем развитии складкообразовательных процессов геосинклиналь усложняется: появляются поднятия, разделяющие прогибы на узкие внутренние геосинклинали. Процесс осадконакопления во вновь образующихся прогибах не прекращается. Происходит также внедрение основной магмы, образуются пластовые интрузии (силлы), местами подводные трещинные излияния лавы.Вторая стадия развития характеризуется продолжающимся осадконакоплением в прогибах. Прогибы и поднятия разделяются крупными разломами. На этой стадии происходит формирование островных дуг, между которыми в прогибах располагаются окраинные моря. Отложения в прогибах представлены морскими осадками, которые по другому называются флишем. Флиш состоит из нескольких типов пород, каждый набор которых называется ритмом. Ритмы бывают терригенными, состоящими из конгломерата, песчаника, алевролита и аргиллита или же их трёх последних и карбонатными, из обломочного песчанистого известняка, мергеля и аргиллита.

Наряду с образованием новых поднятий внутри геосинклинали слои начинают сминаться в складки (ранняя геосинклинальная складчатость). Магматизм проявляется в излияниях не только основной лавы, но и лав среднего (андезитового) состава. Вдоль глубинных разломов внедряются интрузивные тела основной и ультраосновной магмы.Третья или раннеорогенная стадия отличается от первых двух завершением прогибания и началом интенсивного поднятия области. Формируясь в центральных частях геосинклинали поднятие разрастается всё больше и включает смежные прогибы. Начинает развиваться интенсивная складкообразовательная деятельность, приводящая к закрытию морских бассейнов и формированию лагун, в которых накапливается терригенный глинистый или алевритовый материал. Происходит инверсия тектонического рельефа.

В этой стадии горные породы подвергаются региональному метаморфизму. Образуются крупные интрузивные массивы, преимущественно кислого (гранитного) состава.

На заключительной четвёртой стадии развития геосинклиналей происходит резкое поднятие земной коры с образованием хребтов, передовых и межгорных прогибов. В прогибы с растущих горных хребтов реками сносится большое количество обломочного материала, в них накапливаются мощные конгломераты, песчаники, песчанистые глины, а при создании лагунных условий — соленосные в жарком засушливом климате или угленосные во влажном климате отложения.

Геосинклиналь завершает развитие и превращается в сложную горно-складчатую или глыбово-складчатую область. Происходит т.н. отмирание геосинклинали.

Континентальная кора сложнее. Ее мощность в среднем 35— 45 км, в горных странах увеличивается до 70 км. Она состоит также из трех слоев, но существенно отличных от океанских. Нижний слой, толщиной около 20 км, сложен, по-видимому, базальтами. Этот слой, но меньшей мощности, продолжается и в океанах.

Основная толща материковой коры условно называется «гранитным» слоем. Он сложен гранитами и гнейсами. Под океаны гранитный слой не распространяется. Однако следует иметь в виду, что на океанском дне глубокого бурения еще не было, и утверждение об отсутствии там гранитного слоя не всеми разделяется.

Наконец, самый верхний слой материковой земной коры — осадочный. Его мощность в среднем 3 км, в некот

орых районах (например, в Прикаспийской низменности) до 10 км, а местами (например, в Карелии и Финляндии) он вообще отсутствует (на щитах).

На материках в результате выветривания горных пород образуется геологическая формация, получившая название коры выветривания. Решение вопроса о глубине воздействия экзогенных процессов и биосферы на литосферу зависит от решения проблемы происхождения гранитов. Если они окажутся бывшими корами выветривания, то утверждение В. И. Вернадского о том, что «все бытие земной коры, по крайней мере 99% по весу массы ее вещества, в своих существенных, с геохимической точки зрения, чертах обусловлено жизнью», окажется справедливым. Гранитный слой от базальтового отделен поверхностью Конрада, на которой скорость сейсмических волн возрастает от 6,4 до 7,6 км/с. Граница между земной корой и мантией и на материках и на океанах проходит по поверхности Мохоровичича, сокращенно называемой Мохо. Скорость сейсмических волн на ней скачкообразно увеличивается до 8 км/с.

Кроме коры двух основных типов — океанского и материкового есть участки смешанного типа. На материковых отмелях или шельфах кора толщиной около 25 км и сходна с материковой, но в ней может выпадать слой базальта. В Восточной Азии в области островных идут земная кора переходного типа. Наконец, весьма сложна и пока еще мало изучена земная кора срединных океанических хребтов. Здесь нет границы Мохо, и вещество мантии по разломам поднимается в кору и даже на ее поверхность.

Жизнь земной коры, ее вертикальные и горизонтальные движения, вулканизм и землетрясения тесно связаны с верхней мантией. Поэтому в литосферу современная наука включает земную кору и самую верхнюю мантию до астеносферы, до глубины около 100 км. Над астеносферой и проводится нижняя граница литосферы.

Выше уже указывалось, что мощность материковой земной коры изменяется от 30 км на низменностях до 70 км в горных странах. Разница же высот рельефа гораздо меньше: отметка самой низкой Турфанской впадины—154 м, наивысшей вершины Джомолунгмы 8848 м; амплитуда 8998 м.

55.Минера́л (фр. minéral, от позднелат. minera — руда) — природное тело с определённым химическим составом и кристаллической структурой, образующееся в результате природных физико-химических процессов и обладающее определёнными физическими, механическими и химическими свойствами.Образование минералов.

Минерал - это результат природных физико-химических процессов в земной коре (литосфере). Все виды процессов образования минералов, можно разделить на три основные группы.

1.Эндогенные процессы (гипогенные, глубинные), связанны с внутренними источниками энергии литосферы. Связаны с магматической деятельностью, и поэтому протекают в недрах Земли. Внедрившаяся в земную кору магма застывает, образуя горные породы, а выделяемые ей водные и газовые растворы переносят химические вещества, которые откладываются в трещинах, пустотах породы и образуют минералы.

2.Экзогенные процессы образования (гипергенные, т.е. поверхностные), связанны с внешними источниками энергии. Эти процессы протекают на поверхности литосферы, в гидросфере, иногда в атмосфере. Они связаны с выветриванием (разрушением) горных пород и минералов, вследствие которых, образуются другие породы и минералы, более устойчивые к этой среде. К экзогенному типу, следует отнести и процессы образования минералов, в результате жизнедеятельности биосферы Земли. Такие процессы, называются - биогенными.

3.Метаморфические процессы образования минералов, при течении которых ранее образованные эндогенным или экзогенным способом минералы, изменяют свои физико-химические свойства, образуя совершенно новые минеральные виды.

Теперь, остановимся на каждой группе подробнее.

Свойства минералов

Важнейшими характеристиками минералов являются кристаллохимическая структура и состав. Все остальные свойства минералов вытекают из них или с ними взаимосвязаны. Важнейшие свойства минералов, являющиеся диагностическими признаками и позволяющие их определять, следующие:

Габитус кристаллов. Выясняется при визуальном осмотре, для рассматривания мелких образцов используется лупа

Твердость. Определяется по шкале Мооса

Блеск — световой эффект, вызываемый отражением части светового потока, падающего на минерал. Зависит от отражательной способности минерала.

Спайность — способность минерала раскалываться по определённым кристаллографическим направлениям.

Излом — специфика поверхности минерала на свежем не спайном сколе.

Цвет — признак, с определённостью характеризующий одни минералы (зелёный малахит, синий лазурит, красная киноварь), и очень обманчивый у ряда других минералов, окраска которых может варьировать в широком диапазоне в зависимости от наличия примесей элементов-хромофоров либо специфических дефектов в кристаллической структуре (флюориты, кварцы, турмалины).

Цвет черты — цвет минерала в тонком порошке, обычно определяемый царапанием по шершавой поверхности фарфорового бисквита.

Магнитность — зависит от содержания главным образом двухвалентного железа, обнаруживается при помощи обычного магнита.

Побежалость — тонкая цветная или разноцветная плёнка, которая образуется на выветрелой поверхности некоторых минералов за счёт окисления.

Хрупкость — прочность минеральных зёрен (кристаллов), обнаруживающаяся при механическом раскалывании. Хрупкость иногда увязывают или путают с твёрдостью, что неверно. Иные очень твёрдые минералы могут с лёгкостью раскалываться, то есть быть хрупкими (например, алмаз)

Эти свойства минералов легко определяются в полевых условиях. К другим свойствам минералов относятся, например, оптические свойства: Преломление, Дисперсия и Поляризация, которые характеризуются их оптическими константами: показатель преломления, угол между оптическими осями, оптический знак кристалла, ориентация оптической индикатрисы и др.

Классификация минералов

Основная статья: Классификация минералов

Существует много вариантов классификаций минералов. Большинство из них построено по структурно-химическому принципу.

По распространённости минералы можно разделить на породообразующие — составляющие основу большинства горных пород, акцессорные — часто присутствующие в горных породах, но редко слагающие больше 5 % породы, редкие, случаи нахождения которых единичны или немногочисленны, и рудные, широко представленные в рудных месторождениях.

Наиболее широко используется классификация по химическому составу и кристаллической структуре. Вещества одного химического типа часто имеют близкую структуру, поэтому минералы сначала делятся на классы по химическому составу, а затем на подклассы по структурным признакам.

Общепринятая в настоящее время кристаллохимическая классификация минералов подразделяет все их на КЛАССЫ и выглядит следующим образом:

Наглядный почтовый блок «Минералы», 2009

I. Раздел Самородные элементы и интерметаллические соединения

II. Раздел Сульфиды, сульфосоли и им подобные соединения

1. класс Сульфиды и им подобные соединения

2. класс Сульфосоли

III. Раздел Галоидные соединения (Галогениды)

1. класс Фториды

2. класс Хлориды, бромиды и иодиды

IV. Раздел Окислы (оксиды)

1. класс Простые и сложные окислы

2. класс Гидроокислы или окислы, содержащие гидроксил

V. Раздел Кислородные соли (оксисоли)

1. класс Нитраты

2. класс Карбонаты

3. класс Сульфаты

4. класс Хроматы

5. Класс Вольфраматы и молибдаты

6. Класс Фосфаты, арсенаты и ванадаты

7. Класс Бораты

8. Класс Силикаты

А. Островные силикаты.

Б. Цепочечные силикаты.

В. Ленточные силикаты.

Г. Слоистые силикаты.

Д. Каркасные силикаты.

4 Раздел Органические соединения

56.Магматические горные породы, изверженные горные породы, горные породы, образовавшиеся из расплавленной магмы при её застывании и кристаллизации.

Осадочные горные породы, горные породы, возникшие путём осаждения вещества в водной среде, реже из воздуха и в результате деятельности ледников на поверхности суши, в морских и океанических бассейнах. Осаждение может происходить механическим путём (под влиянием силы тяжести и изменения динамики среды), химическим (из водных растворов при достижении ими концентраций насыщения и в результате обменных реакций), а также биогенным (под влиянием жизнедеятельности организмов). В зависимости от характера осаждения О. г. п. разделяются на обломочные, химические и биогенные.

Источником вещества для образования О. г. п. являются: продукты выветривания магматических, метаморфических и более древних осадочных пород, слагающих земную кору; растворённые в природных водах компоненты; газы атмосферы; продукты, возникающие при жизнедеятельности организмов; вулканогенный материал (твёрдые частицы, выброшенные вулканами, горячие водные растворы и газы, выносимые вулканическими извержениями на поверхность Земли и в водные бассейны). В современных океанических осадках (красная глубоководная глина, ил и др.) и в древних осадочных породах встречается также космический материал (мелкие шарики никелистого железа, силикатные шарики, кристаллы магнетита и т.п.). Кроме того, в составе О. г. п., как правило, присутствуют органические остатки (растит. и животного происхождения), синхронные времени их образования, реже более древние (переотложенные). Некоторые О. г. п. (известняки, угли, диатомиты и др.) целиком сложены органические остатками. Размер частиц (зёрен), их форма и взаимное сочетание определяют структуру О. г. п. (см. Структура горных пород).

Метаморфические горные породы — горные породы, образованные в толще земной коры в результате изменения (метаморфизма) осадочных и магматических горных пород вследствие изменения физико-химических условий. Благодаря движениям земной коры, осадочные горные породы и магматические горные породы подвергаются воздействию высокой температуры, большого давления и различных газовых и водных растворов, при этом они начинают изменяться.

Залегание горных пород (геологические), формы и пространственное положение горных пород в земной коре. Осадочные и метаморфические горные породы залегают обычно в виде слоев или пластов, ограниченных приблизительно параллельными поверхностями. Осадочные породы при ненарушенном первоначальном их залегании располагаются почти горизонтально (рис. 1), реже они имеют первичный наклон в одну сторону или изгибы, обусловленные рельефом той поверхности, на которой отлагались. Нарушения первоначального З. г. п. или их дислокации вызываются двумя причинами: эндогенными, к которым относятся тектоническим движения, и экзогенными, как, например, деятельность поверхностных и особенно грунтовых вод, вызывающих оползни, обвалы, растворение пород и др.

Главные составные компоненты магматических пород:

кварц, полевые шпаты, нефелин, содалит и др., а также амфибол, пироксен, оливин, биотит и т.д.

Минералы, присутствующие в породе в количестве менее 5%, называются второстепенными. Обычно это акцессорные - рутил, магнетит, сфен, циркон и др.

Кроме основных и второстепенных минералов в породах, за редким исключением, присутствуют вторичные минералы, образование которых связано с различной постмагматической деятельностью. К таким минералам относятся серпентинит (по оливину), серицит (по плагиоклазу), хлорит (по биотиту), карбонат и др.

В зависимости от их количества и характера развития меняются состав и струтурно-текстурные особенности пород и как результат - их физико-механические свойства. По условиям накопления осадочных горных пород выделяют 3 вида З. г. п.: Трансгрессивное залегание, Регрессивное залегание и Миграционное залегание.

По характеру нарушений различают 3 главные группы З. г. п.: складчатые, или пликатявные (без разрыва сплошности пластов), разрывные, или дизъюнктивные (с разрывом), и формы нарушения, связанные с внедрением (прорывом) магматических масс или высокопластичных пород (соли, гипсы) в ранее образовавшиеся толщи горных пород.

Среди складчатых форм нарушенного З. г. п. выделяются: односторонний наклон пластов под различными углами (моноклинальное залегание), изгибы пластов с образованием складок самых разнообразных размеров и форм (антиклинальные, синклинальные, прямые, косые, опрокинутые и др.). Среди разрывных нарушений выделяются крутопадающие нарушения, вызывающие разрыв сплошности пластов с движением прилегающих блоков пород в вертикальном, горизонтальном либо наклонном направлениях (сбросы, взбросы, сдвиги, раздвиги, надвиги). Крупные, пологонаклонённые или горизонтальные разрывы со смещением на десятки км носят название покровов или Шарьяжей. К прорывающим формам З. г. п. в осадочных толщах относятся диапировые складки (складки «с протыкающим пластичным ядром») и складки, возникающие при внедрении магматических расплавов. При наличии разновозрастных комплексов слоев различают 2 основных типа З. г. п.: Согласное залегание и Несогласное залегание. Эти термины используются для определения стратиграфических и структурных взаимоотношений. Стратиграфическое согласное залегание характеризует непрерывность накопления пород; при стратиграфическом несогласии в осадочных, вулканогенных и метаморфических толщах выпадают отдельные стратиграфические подразделения (рис. 2). При структурном согласном залегании комплексы пород разного возраста залегают друг на друге параллельно и комплекс верхних слоев повторяет формы залегания нижних. При структурном несогласном залегании нижний и верхний комплексы залегают различно, причём основание верхнего комплекса перекрывает различные слои нижнего комплекса, обычно имеющие более крутые углы наклона (рис. 3). Размещение слоев на косо срезанной эрозионными процессами поверхности более древней толщи называется прислонённым залеганием или прилеганием, а заполнение впадин в древнем комплексе пород более молодыми слоями, отложенными быстро наступающим морем, — ингрессивным залеганием.

57.Поскольку жизнь на Земле возникла в океане, то, без сомнения, самыми древними «предками» человека были морские животные. Палеонтологи полагают, что в конце протерозойского зона (650 млн. лет назад) этот «предок» был представлен каким-то видом трилобита длиной около полутора метров. Длительная видовая эволюция превратила его в крупную рыбу, которая имела широкое распространение в океанах палеозойской эры 300 млн. лет назад. До сих пор зародыш человека в возрасте нескольких месяцев имеет жабры, наличие которых подтверждает мнение о подводном существовании наших «предков». Внутриутробно плод человека окружен околоплодными водами. «Предки» человека были морскими животными около 3,3 млрд., а сухопутными — 270 млн. лет. Эволюция наземных «предков» человека имеет следующие этапы: полутораметровая ящерица — динозавр (200 млн. лет назад), собакообразное существо (80 млн. лет), обезьяна (50 млн.), собственно человек (3 млн. лет назад). В настоящее время накоплена огромная научноантропологическая информация о периоде эволюционного перехода древесной обезьяны к Человеку Разумному. Однако полностью отсутствует достоверная палеонтологическая информация о видовом разнообразии предков человека в «дообезьяний период».

Периодизация истории Земли и международные геохронологическая и стратиграфическая шкалы.

Жизнь на Земле существует около 3-3,5 млрд. лет. За этот грандиозный промежуток времени на планете происходили разнообразные геологические события: изменения климата, горообразовательные процессы, дрейф материков, наступление на сушу вод мирового океана, оледенения и т.д.

Параллельно с этими геологическими событиями, в ряде случаев и под их воздействием изменялся и органический мир.

Стратиграфическая шкала общая международная (a. general stratigraphie scale; н. stratigraphische Vergleichsskala; ф. echelle stratigraphique generale; и. escala estratigrafica comun) - совокупность общих стратиграфич. подразделений (в их полных объёмах, без пропусков и перекрытий), расположенных в порядке стратиграфич. последовательности и таксоно-мич. подчинённости. Tаксономич. единицам C. ш. o. соответствуют единицы геохронологич. шкалы:

Для четвертичной системы используются более дробные единицы, среди к-рых звено (геохронологич. эквивалент - пора) рекомендуется Cтратиграфии, кодексом CCCP.

C. ш. o. сформировалась после выделения Систем геологических (первоначально наз. формациями) при изучении разрезов Eвропы и содержащихся в них остатков организмов (табл.).

Ярусы и зоны (хронозоны) начали выделять на основе биостратиграфии. метода c cep. 19 в. (А. д'Oрбиньи, A. Oппель). Первый проект междунар. стратиграфии, шкалы был подготовлен к 8-й сессии

Mеждунар. геол. конгресса (1900) швейц. геологом Э. Pеневье.

Палеозойская, мезозойская и кайнозойская эратемы объединяются в фанерозойскую эонотему; более древние отложения относят к криптозойской эонотеме (учитывая длительность докембрия, правильнее выделять 2 или 3 эонотемы), к-рая разделена на Архей и Протерозой. B верх. протерозое выделен Рифей c тремя подразделениями и Венд. Tаксономич. шкала докембрийских подразделений не разработана. Подразделения Докембрия выделяются и коррелируются гл. обр. на основе данных геохронологии, тектонич. перестроек, степени метаморфизма и, начиная c рифея, c использованием биостратиграфич. метода, к-рый является основным при выделении и корреляции подразделений фанерозоя. Kлиматостратиграфич. и геоморфологич. методы - основные для изучения Четвертичной системы (периода). См. таблицу.