Океаническая кора. Строение земной коры

Существует два основных типа земной коры: океанская и материковая. Выделяется также переходный тип земной коры.

Океанская земная кора. Мощность океанской земной коры в современную геологическую эпоху колеблется от 5 до 10 км. Она состоит из следующих трех слоев:

• 1) верхний тонкий слой морских осадков (мощность не более 1 км);
• 2) средний базальтовый слой (мощность от 1,0 до 2,5 км);
• 3) нижний слой габбро (мощность около 5 км).

Материковая (континентальная) земная кора. Материковая земная кора имеет более сложное строение и большую мощность, чем океанская земная кора. Ее мощность в среднем составляет 35-45 км, а в горных странах увеличивается до 70 км. Она состоит также их трех слоев, но существенно отличается от океанской:

• 1) нижний слой, сложенный базальтами (мощность около 20 км);
• 2) средний слой занимает основную толщу материковой коры и условно называется гранитным. Он сложен в основном гранитами и гнейсами. Под океаны этот слой не распространяется;
• 3) верхний слой - осадочный. Его мощность в среднем составляет около 3 км. В некоторых районах мощность осадков достигает 10 км (например, в Прикаспийской низменности). В отдельных районах Земли осадочный слой отсутствует вообще и на поверхность выходят гранитный слой. Такие районы называются щитами (например, Украинский щит, Балтийский щит).

На материках в результате выветривания горных пород образуется геологическая формация, получившая название коры выветривания.

Гранитный слой от базальтового отделен поверхностью Конрада, на которой скорость сейсмических волн возрастает от 6,4 до 7,6 км/ сек.

Граница между земной корой и мантией (как на материках, так и на океанах) проходит по поверхности Мохоровичича (линия Мохо). Скорость сейсмических волн на ней скачкообразно увеличивается до 8 км/ час.

Кроме двух основных типов - океанского и материкового - есть также участки смешанного (переходного) типа.

На материковых отмелях или шельфах кора имеет мощность около 25 км и в целом сходна с материковой корой. Однако в ней может выпадать слой базальта. В Восточной Азии в области островных дуг (Курильские острова, Алеутские острова, Японские острова и др.) земная кора переходного типа. Наконец, весьма сложна и пока мало изучена земная кора срединных океанических хребтов. Здесь нет границы Мохо, и вещество мантии по разломам поднимается в кору и даже на ее поверхность.

Понятие «земная кора» следует отличать от понятия «литосфера». Понятие «литосфера» является более широким, чем «земная кора». В литосферу современная наука включает не только земную кору, но и самую верхнюю мантию до астеносферы, то есть до глубины примерно около 100 км.

Понятие об изостазии . Изучение распределения силы тяжести показало, что все части земной коры - материки, горные страны, равнины - уравновешены на верхней мантии. Это уравновешенное их положение называется изостазией (от лат. isoc - ровный, stasis - положение). Изостатическое равновесие достигается благодаря тому, что мощность земной коры обратно пропорциональна ее плотности. Тяжелая океаническая кора тоньше более легкой материковой.

Изостазия - в сущности это даже и не равновесие, а стремление к равновесию, непрерывно нарушаемое и вновь восстанавливаемое. Так, например, Балтийский щит после стаивания материковых льдов плейстоценового оледенения поднимается примерно на 1 метр в столетие. Площадь Финляндии все время увеличивается за счет морского дна. Территория Нидерландов, наоборот, понижается. Нулевая линия равновесия проходит в настоящее время несколько южнее 60 0 с.ш. Современный Санкт-Петербург находится примерно на 1,5 м выше, чем Санкт-Петербург времен Петра Первого. Как показывают данные современных научных исследований, даже тяжесть больших городов оказывается достаточной для изостатического колебания территории под ними. Следовательно, земная кора в зонах больших городов весьма подвижна. В целом же рельеф земной коры является зеркальным отражением поверхности Мохо, подошвы земной коры: возвышенным участкам соответствуют углубления в мантию, пониженным - более высокий уровень ее верхней границы. Так, под Памиром глубина поверхности Мохо составляет 65 км, а в Прикаспийской низменности - около 30 км.

Термические свойства земной коры . Суточные колебания температуры почвогрунтов распространяются на глубину 1,0-1,5 м, а годовые в умеренных широтах в странах с континентальным климатом до глубины 20-30 м. На той глубине, где прекращается влияние годовых колебаний температуры вследствие нагревания земной поверхности Солнцем, находится слой постоянной температуры грунта. Он называется изотермическим слоем. Ниже изотермического слоя вглубь Земли температура повышается, и это вызывается уже внутренней теплотой земных недр. В формировании климатов внутреннее тепло не участвует, но оно служит энергетической основой всех тектонических процессов.

Число градусов, на которое увеличивается температура на каждые 100 м глубины называется геотермическим градиентом. Расстояние в метрах, при опускании на которое температура возрастает на 1 0 С называется геотермической ступенью. Величина геотермической ступени зависит от рельефа, теплопроводности горных пород, близости вулканических очагов, циркуляции подземных вод и др. В среднем геотермическая ступень равна 33 м. В вулканических областях геотермическая ступень может быть равной всего около 5 м, а в геологически спокойных областях (например, на платформах) она может достигать 100 м.

В структуре Земли исследователи выделяют 2 типа земной коры - материковую и океаническую.

Что представляет собой материковая земная кора?

Материковая земная кора , именуемая также континентальной, характеризуется наличием в ее структуре 3 различных слоев. Верхний представлен осадочными породами, второй - гранитом или гнейсами, третий состоит из базальта, гранулитов и других метаморфических пород.

Материковая земная кора

Толщина материковой земной коры - порядка 35-45 км, иногда достигает 75 км (как правило, в областях горных массивов). Рассматриваемый тип земной коры покрывает примерно 40 % поверхности Земли. С точки зрения объема он соответствует приблизительно 70 % от земной коры.

Возраст материковой земной коры достигает 4,4 млрд лет.

Что представляет собой океаническая земная кора?

Основной минерал, формирующий океаническую земную кору , - базальт. Но кроме него в ее структуру входят:

1. осадочные породы;
2. расслоенные интрузии.

В соответствии с распространенной научной концепцией, океаническая кора формируется постоянно за счет тектонических процессов. Она значительно моложе материковой, возраст ее древнейших участков - около 200 млн лет.

Толщина океанической коры составляет порядка 5-10 км в зависимости от конкретного участка измерений. Можно отметить, что с течением времени она почти не меняется. В среде ученых распространен подход, по которому океаническая кора должна рассматриваться как относящаяся к океанической литосфере. В свою очередь, ее толщина во многом зависит от возраста.

Сравнение

Главное отличие материковой земной коры от океанической заключается, очевидно, в их расположении. Первая размещает на себе континенты, сушу, вторая - океаны и моря.

Материковая кора представлена в основном осадочными породами, гранитами и гранулитами. Океаническая - преимущественно базальтом.

Материковая земная кора значительно толще и возрастнее. Она уступает океанической с точки зрения площади покрытия поверхности земли, но превосходит с точки зрения занимаемого объема во всей земной коре.

Можно отметить, что в некоторых случаях океаническая земная кора способна наслаиваться поверх материковой в процессе обдукции.

Определив, в чем разница между материковой и океанической земной корой, зафиксируем выводы в небольшой таблице.

Таблица

В строении земной коры под глубоководной частью океана и на материках имеются существенные различия. Толщина земной коры на материках составляют около 30-40 км, под горными хребтами она увеличивается до 80 км. Под глубоковод­ной частью океана толщина земной коры 5-15 км. В среднем подошва земной коры залегает под материками на глубине 35 км. а под оке­анами на глубине 7 км, т.е. океаническая земная кора примерно в 5 раз тоньше материковой.

Помимо различия в толщине имеются существенные различия в строении земной коры материкового и океанического типов.

Материковая земная кора состоит из трех слоев: верхнего осадочного, образованного из продуктов разрушения кристаллических горных пород и распространяющегося в среднем до глубины 5 км; среднего гранитного (скорость сейсмических волн как в граните), состоящего из кристаллических и метаморфических пород и имеющих толщину 10-15 км; нижнего базальтового, толщиной около 15 км.

Океаническая земная кора состоит также из трех слоев: верх­него осадочного, распространяющегося до глубины 1 км; среднего с малоизвестным составом, залегающего на глубинах 1-2,5 км; ниж­него базальтового, имеющего среднюю толщину около 5 км.

Граница между материковым и океаническим типами земной коры проходит в среднем по изобате 2000 м. На этой глубине происходит выклинивание и исчезновение гранитного слоя. Граница между мате­риковым и океаническим типами земной коры не всегда четко выраже­на. Для отдельных районов характерен постепенный переход от зем­ной коры океанического типа к материковому. Так, например, для дальневосточных морей к краю материковой платформы примыкает котловина окраинного моря, земная кора которой по своему строению близка к океанической, т.е. гранитный слой отсутствует, но оса­дочный слой настолько развит, что общая толщина земной коры в котловинах дальневосточных морей составляет 15-20 км (субокеани­ческий тип).

Границей морей и океанов служат поднятия дна - островные дуги. Земная кора в районе островных дуг близка по строению и толщине к материковому типу и называется субматериковой.

Термин "переходная зона" употребляется в двояком смысле: во-первых, констатируется переходное положение некоторой зоны между материком и океаном (в этом смысле и материковый склон с подно­жием можно считать переходной зоной), во-вторых, подчеркивается ге­нетический и исторический смысл этого понятия, той зоны, где происходит переход, превращение одного состояния земной коры в другое.

Комплексы морская котловина - островная дуга - глубоковод­ный желоб образуют области переходной зоны. Сопоставление этих областей позволяет разделить их на несколько типов, составляющих определенный генетический ряд.

1. Витязевскии тип. К этому типу принадлежит область, вклю­чающая желоб Витязь. Для нее характерны: отсутствие четко выраженной островной дуги, относительно небольшая глубина желоба, слабая сейсмичность.

2. Марианский тип. Марианская переходная область. Четко выраженная (преимущественно в виде подводного хребта) островная дуга, очень большая глубина желоба, интенсивные сейсмичность и вулканизм, малая мощность осадочного слоя в желобе и в морской котловине, которая по существу ничем не отличается от смежных океанических котловин.

3. Курильский тип. По многим чертам переходная область сходна с предшествующим типом, но отличается значительно большей обособленностью морских котловин, субокеаническим типом земной коры под их дном, значительно большими размерами островов. Наблюдаются участки с субматериковой земной корой, островные дуги нередко двойные. Напряженность сейсмических и вулканических процессов достигает максимума. Глубины желобов весьма велики. Заметно возрастает мощность осадочного слоя в желобах и котловинах.

4. Японский тип. Разновозрастные островные дуги сливаются в единые крупные массивы островной или полуостровной суши. Появляются крупные по размерам участки типичной материковой земной коры. Интенсивность вулканизма сильно снижается, но напряженность сейсмических процессов еще очень велика. Днища морских котловин сло­жены субокеанической корой с мощным осадочным слоем.

К рассматри­ваемому типу примыкают еще две разновидности, которые можно назвать Индонезийской и Восточно-Тихоокеанской. Их объединяют весьма существенное участие материковых элементов в строении переходной области, меньшая (по сравнению с предыдущим типом) глубина жело­бов, нередко - спад вулканической активности.

5. Средиземноморский тип. Характеризуется дальнейшим нараста­нием роли материковой коры. Субокеанические котловины остаются в виде "окон", со всех сторон окруженным материковой корой. Бывшие островные дуги по существу представляют собой молодые горные сооружения, образующие край континента или его полуострова. Глубоковод­ные желоба или сохранились в виде реликтов (Эллинский желоб в Средиземном море), или отсутствуют.

Мощность субокеанической коры в котловинах очень велика, в рыхлом чехле возможны современные складчатые процессы или образование диоритовых структур (например, Южный Каспий, Балеарская котловина Средиземного моря). В переходных зонах можно встретить и типично океаническую кору (дно Филиппинского моря), и типично материковую (Японские острова). Переходные зоны характеризуются высокой сейсмичностью и большой контрастностью рельефа: вершины островных дуг поднима­ются до 3-4 км, а глубина моря в желобах может достигать 11 км. Это свидетельствует об интенсивности тектонических движений земной коры в переходных зонах, характерных для геосинклинальных областей, поэтому этот тип земной коры называют еще геосинклина­льным.

В пределах океанической земной коры выделяют еще один тип - рифтогенальный, характерный для зон срединно-океанических хреб­тов. Основная особенность строения океанической коры в зонах сре­динно-океанических хребтов заключается в том, что осадочный пок­ров на дне осевых рифтовых долин практически отсутствует, причем по мере удаления от хребта толщина осадочного слоя возрастает. О своеобразии строения океанической земной коры рифтогенального типа свидетельствует и высокая сейсмичность, большие значения теплово­го потока, аномалии геофизических характеристик.

Таким образом, в пределах Мирового океана земная кора пред­ставлена материковым и океаническим типами, переходным (геосинк­линальным) и рифтогенальным.

Оболочка Земли включает земную кору и верхнюю часть мантии. Поверхность земной коры имеет большие неровности, главные из которых - выступы материков и их понижения - огромные океанические впадины. Существование и взаимное расположение материков и океанических впадин связано с различиями в строении земной коры.

Материковая земная кора . Она состоит из нескольких слоев. Верхний - слой осадочных горных пород. Мощность этого слоя до 10-15 км. Под ним залегает гранитный слой. Горные породы, которые его слагают, по своим физическим свойствам сходны с гранитом. Толщина этого слоя от 5 до 15 км. Под гранитным слоем располагается базальтовый слой, состоящий из базальта и горных пород, физические свойства которых напоминают базальт. Толщина этого слоя от 10 км до 35 км. Таким образом, общая толщина материковой земной коры достигает 30-70 км.

Океаническая земная кора . Она отличается от материковой коры тем, что не имеет гранитного слоя или он очень тонок, поэтому толщина океанической земной коры всего лишь 6-15 км.

Для определения химического состава земной коры доступны только ее верхние части - до глубины не более 15-20 км. 97,2% от всего состава земной коры приходится на: кислород - 49,13%, алюминий - 7,45%, кальций - 3,25%, кремний - 26%, железо - 4,2%, калий - 2,35%, магний - 2,35%, натрий - 2,24%.

На другие элементы таблицы Менделеева приходится от десятых до сотых долей процента.

Большинство ученых полагают, что сначала на нашей планете появилась кора океанического типа. Под влиянием процессов, происходивших внутри Земли, в земной коре образовались складки, то есть горные участки. Толщина коры увеличивалась. Так образовались выступы материков, то есть начала формироваться материковая земная кора.

В последние годы в связи с исследованиями земной коры океанического и материкового типа создана теория строения земной коры, которая основана на представлении о литосферных плитах. Теория в своем развитии опиралась на гипотезу дрейфа материков, созданную в начале XX века немецким ученым А.Вегенером.

Виды земной коры википедия
Поиск по сайту:

Океанские ущелья примитивны в композиции и на самом деле представляют собой верхний дифференцированный слой пальто, в котором преобладает тонкий слой пелагических осадков. В океанической коре обычно выделяются три слоя, из которых первый (верхний) осадок.

На дне осадочного слоя они часто представляют собой тонкие и неустойчивые металлические осадки с преобладанием оксидов железа.

Нижняя часть осадка обычно состоит из карбонатных отложений на глубинах менее 4-4,5 км. При более глубокой рециркуляции карбоната он обычно не осаждается из-за их микроскопического состава оболочек одноцепочечных организмов (фораминифер и коколитофарид) при давлениях выше 400-450 АТМ, немедленно растворенных в морской воде. По этой причине в морских бассейнах на глубинах более 4-4,5 км к верхней части осадочного слоя в основном состоят только некальчатые осадки — темно-красные глины и силикатный тепло.

Рядом с островной дугой и вулканическими островами часто встречаются чечевица и переплетение вулканических дамб и терригенного свалка вблизи дельты крупных рек в части осадочных слоев. В открытых океанах толщина слоя осадка возрастает от рифов центрального океана, где почти нет осадков на их периферийных участках.

Средняя толщина осадков низкая и, по данным А. П. Лисицына, она близка к 0,5 км, вблизи континентальных краев атлантического типа и в районах большой ректальной дельты, увеличивающейся до 10-12 км. Это связано с тем, что практически все терригенные материалы, которые приземляются из-за плавающих процессов седиментации, практически внедряются в прибрежных районах океанов и континентальных склонах континентов.

Другой, или базальтовый, слой океанической коры в верхней части состоит из базальтовых лав толлейской композиции (рис.

5). Под водой лава будет необычной формой гофрированных труб и подушек, поэтому эти подушки — лавы. Ниже расположены долеитовые наберецы, толеиты того же состава, первые представляют собой каналы подачи, для которых базальтовая магма в тектонических районах заполняется на поверхности морского дна.

Базальтовый слой океанической коры обнажается во многих районах дна океана, граничащих с гербом в середине океана рифов и превращая дефекты ножом. Этот слой был подробно рассмотрен в качестве обычных методов исследования дна океана в (горнодобывающей промышленности, бурение проб съемки) или с помощью подводного пилотируемого транспортного средства, чтобы геологи учитывать геологическое строение объектов и выполнять целенаправленный отбор каменных образцов.

Кроме того, за последние двадцать лет поверхность базальтового слоя и его верхних слоев была открыта рядом глубоководных буровых скважин, один из которых также прошел через слой мягких львов и вошел в дольковые комплексы дайкового комплекса. Общая толщина базальтового или другого слоя океанической коры составляет 1,5, иногда 2 км, согласно сейсмическим данным.

Рисунок 5. Структура рифтового пояса океанической коры:
1 — уровень океана; 2 — осадки; 3 — мягкая базальтовая лава (слой 2а); 4 — комплексный комплекс, долерит (слой 2b); 5 — габбро; 6 — слоистый комплекс; 7 — серпентиниты; 8 — лиросолиты литосферных плит; 9 — астеносфера; 10 — изотерма 500 ° C (начало серпентинизации).

Частые находки в рамках основных ошибок трансформации участия габбротолея показывают, что в состав океанической коры входят эти плотные и грубые породы.

Структура офиолитовых листьев в полосах земли, как мы знаем, фрагментирует древнюю океаническую кору, снесенную в этих районах на краю бывших континентов. Поэтому можно сделать вывод, что насыпной комплекс в современной океанической коре (как и в верхнем офиолите) ниже основного слоя свойств габро, составляющего верхнюю часть океанической коры третьего слоя (3а слоев). На определенном расстоянии от хребта в середине морских рифов, согласно сейсмическим данным, лежали следы и нижняя часть коры.

Многие находки в крупных конвертируемых серпентинитовых дефектах, ответственных за состав гидратированного перидотита и серпентинитов, аналогичные структуре офиолитовых комплексов, свидетельствуют о том, что нижняя часть океанической коры состоит из серпентинита.

Согласно сейсмическим данным, толщина габбро-серпентинитового (третьего) слоя океанической коры достигает 4,5-5 км. Под хребтовыми рифами в середине океана толщина океанической коры обычно уменьшается до 3-4 и даже до 2-2,5 км чуть ниже долины реки.

Полная толщина океанической коры без осадочного слоя, достигающая 6,5-7 км. Снизу океаническая кора покрыта кристаллическими породами верхнего слоя, которые образуют подкоровые области литосферных плит. Под хребтом среднего океанского хребта океаническая кора лежит непосредственно над центрами базальтовых заложников, отделенных от материала горячего пальто (из астеносферы).

Площадь океанической коры составляет приблизительно 3,0610 х 18 см2 (306 000 000 км 2), средняя плотность океанической коры (дождя) близка к 2,9 г / см3, следовательно, очищенная масса океанической коры может быть оценена (5,8-6,2) , где h1024

Объем и масса осадочного слоя глубоководных бассейнов Мирового океана, по словам А. П. Лисицына, составляют 133 млн. Км3 и около 0,1 × 1024 г.

Количество осадков сосредоточено на континентальном шельфе, а наклон немного выше — около 190 миллионов км3, примерно (0,4-0,45) 1024 в зависимости от веса (включая осадки)

Характерный рельеф имеет дно океана, которое является поверхностью океанической коры.

В абиссальной впадине дно океана находится на глубине около 66,5 км, в то время как гербы среднего океанического хребта, иногда вырезающего крутой виноград, лихорадка глубин глубин океана уменьшалась на 2-2,5 км.

В некоторых местах дно океана распространяется, например, на поверхность Земли. Исландия и провинция Афар (Северная Эфиопия). До островных дуг вокруг западного края Тихого океана, к северо-востоку от Индийского океана, в передней части дуги Малых Антильских островов и Южные Сандвичевы острова в Атлантике, и до начала активной континентальной окраины в Центральной и Южной Америке, океаническая кора изгибается и ее поверхность раковина на глубину 9 -10 км, чтобы идти дальше в эти структуры и формироваться перед ними и две более длинные узкие канавы.

Океаническая кора образуется в тектонических районах центральных океанических рифов из-за разделения, возникающего под базальтом расплава из горячего слоя (астеносферных слоев Земли) и просачивания на поверхности морского дна.

Ежегодно в этих областях поднимается из astenosfera, выливали на морском дне, и кристаллизуют, по крайней мере 5.5-6 км3 базальтовых расплавов, образуя весь второй слой океанической коры (в том числе объем габбро слоя, имплантированного в кору базальтовых расплавов возрастает до 12 км3).

Эти великолепные тектономагматические процессы, которые постоянно развиваются под хребтом хребта среднего океана, неконтролируемы на суше и сопровождаются повышенной сейсмичностью (рис. 6).

Рисунок 6. Земная сейсмичность; местоположение землетрясения
Barazangi, Dorman, 1968

В рифтовых районах, расположенных на рифах среднего океанского хребта, океанский пол расширяется и распространяется.

Поэтому все такие зоны отмечены частыми, но землетрясениями с небольшим акцентом, с преобладающим эффектом прерывания механизмов движения. Напротив, под изгибами островов и активными краями континентов, т.е.

В областях субдукции панелей, как правило, более сильные землетрясения порождаются преобладанием механизмов сжатия и сдвига. Согласно данным землетрясения, погружение океанической коры и литосферы происходит в верхнем слое и мезосфере на глубину около 600-700 км (рис. 7). Согласно той же томографии, погружение океанических литосферных пластин прослеживалось на глубину около 1400-1500 км и, если возможно, глубже — к поверхности земного ядра.

Рисунок 7. Структура подводного участка плиты на Курильских островах:
1 — астеносфера; 2 — литосфера; 3 — океанические корки; 4-5 — осадочно-вулканогенные слои; 6 — океанические осадки; изолинии показывают сейсмическую активность в единицах A10 (Федотов и др., 1969); β является аспектом заболеваемости Вадати-Бенифа; α — поле зрения области пластической деформации.

Для дна океана существуют характерные и достаточно контрастные магнитные аномалии полосы, которые обычно расположены параллельно гребню в середине океанского хребта (рис.

8). Происхождение этих аномалий связано с возможностью намагничивания базальтов дна океана путем охлаждения магнитным полем Земли, тем самым напоминая направление этого поля во время их выгрузки на поверхность дна океана.

Принимая во внимание, что геомагнитное поле в течение длительного периода времени неоднократно меняло свою полярность, английский ученый Ф. Вайн и Д. Мэтьюз в 1963 году впервые удалось до сих пор отдельные неровности, и предполагает, что различные наклоны в середине океана рифами об этих аномалий симметричные с их гербами. В результате, они были в состоянии восстановить основные законы движения плит в некоторых частях океанической коры в Северной Атлантике и, чтобы показать, что дно океана простираться примерно симметрично по бокам гребней скорости хребта в середине океана порядка нескольких сантиметров в год.

В будущем подобные исследования проводились во всех районах Мирового океана, и повсеместно эта картина была подтверждена. Кроме того, детальное сравнение магнитных аномалий на дне океана с разворота гео-хронология намагниченности материковых пород, возраст которых был известен из других источников, будет способствовать распространению Осиповке нарушений на протяжении кайнозоя, мезозоя, а затем поздно.

Поэтому появился новый и надежный палеомагнитный метод определения возраста дна океана.

Рисунок 8. Карта аномалий магнитного поля в хребте Рейкьянес в Северной Атлантике
(Heirtzler et al., 1966).

Положительные аномалии отмечены черным цветом; AA — нулевая аномалия зоны рифта.

Использование этого метода привело к подтверждению ранее высказанных идей относительно молодости на морском дне: палеомагнитный получает все без исключения то, что только океаны и поздний кенозоик (рис.

9). Позднее этот вывод был полностью подтвержден глубоководным бурением во многих точках дна океана. В этом случае молодой возраст полости океанов (Атлантический, Индийский и Арктический) совпадает с дном их возраста, эпохи древнего Тихого океана, далеко за пределами его дна. Действительно, Тихоокеанский бассейн, по крайней мере поздний протерозой (возможно, даже раньше) и возраст самых старых районов дна океана составляет менее 160 миллионов лет, тогда как большинство было создано только в кенозое, т.е.

моложе 67 миллионов лет.

Рисунок 9. Карта дна океана в миллионы лет
Ларсон, Питман и др., 1985

Механизм модернизации «велосипеда» дна океана при постоянном погружении секций старой коры океана и накопленных осадков на нем в пальто под островными арками объясняет, почему в течение жизни океанических дамб Земли и не успел заполнить пропасти.

Фактически, на нынешнем этапе заполнения морских бассейнов, разрушенных из наземных осадков 2210 х 16 г осадка, общий объем этих скважин составляет приблизительно 1,3710 х 24 см 3, он будет полностью бомбардирован приблизительно 1,2 ГА. Теперь мы можем с уверенностью сказать, что континенты и океанические бассейны сосуществуют около 3,8 миллиарда лет назад, и в то время не было значительного восстановления их депрессий. Кроме того, после операций бурения во всех океанах, мы теперь точно знаем, что на дне океана нет осадков более 160-190 миллионов лет.

Однако это можно наблюдать только в одном случае — в случае эффективного механизма удаления осадков в океане. Этот механизм теперь известен как процесс растяжения дождя, основанный на островных луках и активных континентальных окраинах в областях субдукции, где эти отложения расплавляются и повторно приключаются в виде гранитоидного вторжения в появляющиеся в этих зонах континентальной коры.

Такой процесс переполнения терригенных осадков и повторное прикрепление их материала к континентальной коре называют рециркуляцией осадков.

Океанская и материковая земная кора

Существует два основных типа земной коры: океанская и материковая. Выделяется также переходный тип земной коры.

Океанская земная кора. Мощность океанской земной коры в современную геологическую эпоху колеблется от 5 до 10 км. Она состоит из следующих трех слоев:

1) верхний тонкий слой морских осадков (мощность не более 1 км);

2) средний базальтовый слой (мощность от 1,0 до 2,5 км);

3) нижний слой габбро (мощность около 5 км).

Материковая (континентальная) земная кора. Материковая земная кора имеет более сложное строение и большую мощность, чем океанская земная кора.

Ее мощность в среднем составляет 35-45 км, а в горных странах увеличивается до 70 км. Она состоит также их трех слоев, но существенно отличается от океанской:

1) нижний слой, сложенный базальтами (мощность около 20 км);

2) средний слой занимает основную толщу материковой коры и условно называется гранитным. Он сложен в основном гранитами и гнейсами. Под океаны этот слой не распространяется;

3) верхний слой – осадочный.

Его мощность в среднем составляет около 3 км. В некоторых районах мощность осадков достигает 10 км (например, в Прикаспийской низменности). В отдельных районах Земли осадочный слой отсутствует вообще и на поверхность выходят гранитный слой.

Такие районы называются щитами (например, Украинский щит, Балтийский щит).

На материках в результате выветривания горных пород образуется геологическая формация, получившая название коры выветривания.

Гранитный слой от базальтового отделен поверхностью Конрада , на которой скорость сейсмических волн возрастает от 6,4 до 7,6 км/ сек.

Граница между земной корой и мантией (как на материках, так и на океанах) проходит по поверхности Мохоровичича (линия Мохо). Скорость сейсмических волн на ней скачкообразно увеличивается до 8 км/ час.

Кроме двух основных типов – океанского и материкового – есть также участки смешанного (переходного) типа.

На материковых отмелях или шельфах кора имеет мощность около 25 км и в целом сходна с материковой корой.

Однако в ней может выпадать слой базальта. В Восточной Азии в области островных дуг (Курильские острова, Алеутские острова, Японские острова и др.) земная кора переходного типа. Наконец, весьма сложна и пока мало изучена земная кора срединных океанических хребтов.

Здесь нет границы Мохо, и вещество мантии по разломам поднимается в кору и даже на ее поверхность.

Понятие «земная кора» следует отличать от понятия «литосфера». Понятие «литосфера» является более широким, чем «земная кора».

В литосферу современная наука включает не только земную кору, но и самую верхнюю мантию до астеносферы, то есть до глубины примерно около 100 км.

Понятие об изостазии .

Изучение распределения силы тяжести показало, что все части земной коры – материки, горные страны, равнины – уравновешены на верхней мантии. Это уравновешенное их положение называется изостазией (от лат. isoc — ровный, stasis – положение). Изостатическое равновесие достигается благодаря тому, что мощность земной коры обратно пропорциональна ее плотности.

Тяжелая океаническая кора тоньше более легкой материковой.

Изостазия – в сущности это даже и не равновесие, а стремление к равновесию, непрерывно нарушаемое и вновь восстанавливаемое. Так, например, Балтийский щит после стаивания материковых льдов плейстоценового оледенения поднимается примерно на 1 метр в столетие.

Площадь Финляндии все время увеличивается за счет морского дна. Территория Нидерландов, наоборот, понижается. Нулевая линия равновесия проходит в настоящее время несколько южнее 600 с.ш. Современный Санкт-Петербург находится примерно на 1,5 м выше, чем Санкт-Петербург времен Петра Первого. Как показывают данные современных научных исследований, даже тяжесть больших городов оказывается достаточной для изостатического колебания территории под ними.

Следовательно, земная кора в зонах больших городов весьма подвижна. В целом же рельеф земной коры является зеркальным отражением поверхности Мохо, подошвы земной коры: возвышенным участкам соответствуют углубления в мантию, пониженным – более высокий уровень ее верхней границы. Так, под Памиром глубина поверхности Мохо составляет 65 км, а в Прикаспийской низменности – около 30 км.

Термические свойства земной коры .

Суточные колебания температуры почвогрунтов распространяются на глубину 1,0 – 1,5 м, а годовые в умеренных широтах в странах с континентальным климатом до глубины 20-30 м. На той глубине, где прекращается влияние годовых колебаний температуры вследствие нагревания земной поверхности Солнцем, находится слой постоянной температуры грунта.

Он называется изотермическим слоем . Ниже изотермического слоя в глубь Земли температура повышается, и это вызывается уже внутренней теплотой земных недр. В формировании климатов внутреннее тепло не участвует, но оно служит энергетической основой всех тектонических процессов.

Число градусов, на которое увеличивается температура на каждые 100 м глубины называется геотермическим градиентом . Расстояние в метрах, при опускании на которое температура возрастает на 10С называется геотермической ступенью .

Величина геотермической ступени зависит от рельефа, теплопроводности горных пород, близости вулканических очагов, циркуляции подземных вод и др. В среднем геотермическая ступень равна 33 м.

В вулканических областях геотермическая ступень может быть равной всего около 5 м, а в геологически спокойных областях (например, на платформах) она может достигать 100 м.

ТЕМА 5. МАТЕРИКИ И ОКЕАНЫ

Материки и части света

Двум качественно различным типам земной коры – материковому и океаническому – соответствуют два основных уровня планетарного рельефа – поверхности материков и ложе океанов.

Структурно-тектонический принцип выделения материков.

Принципиально качественное различие материковой и океанической коры, а также некоторые существенные отличия в строении верхней мантии под материками и океанами обязывают выделять континенты не по видимому окружению их океанами, а по структурно-тектоническому принципу.

Структурно-тектонический принцип утверждает, что, во-первых, материк включает в себя материковую отмель (шельф) и материковый склон; во-вторых, в основе каждого материка находится ядро или древняя платформа; в-третьих, каждая материковая глыба изостатически уравновешена в верхней мантии.

С точки зрения структурно-тектонического принципа, материком называется изостатически уравновешенный массив континентальной земной коры, имеющий структурное ядро в виде древней платформы, к которому примыкают более молодые складчатые структуры.

Всего на Земле имеется шесть материков: Евразия, Африка, Северная Америка, Южная Америка, Антарктида и Австралия.

В составе каждого материка лежит одна какая-либо платформа и только в основе Евразии их шесть: Восточноевропейская, Сибирская, Китайская, Таримская (Западный Китай, пустыня Такла-Макан), Аравийская и Индостанская. Аравийская и индостанская платформы представляют собой части древней Гондваны, примкнувшие к Евразии. Таким образом, Евразия – гетерогенный аномальный материк.

Границы между материками вполне очевидны.

Граница между Северной Америкой и Южной Америкой проходит по Панамскому каналу. Граница между Евразией и Африкой проводится по Суэцкому каналу. Берингов пролив отделяет Евразию от Северной Америки.

Два ряда материков . В современной географии выделяется следующие два ряда материков:

Экваториальный ряд материков (Африка, Австралия и Южная Америка).

2. Северный ряд материков (Евразия и Северная Америка).

Вне этих рядов остается Антарктида – самый южный и холодный континент.

Современное расположение материков отражает длительную историю развития материковой литосферы.

Южные материки (Африка, Южная Америка, Австралия и Антарктида) представляют собой части («осколки») единого в палеозое мегаконтинента Гондваны.

Северные материки в то время были объединены в другой мегаконтинент – Лавразию. Между Лавразией и Гондваной в палеозое и мезозое находилась система обширных морских бассейнов, получившая название океана Тетис. Океан Тетис протягивался от Северной Африки, через южную Европу, Кавказ, Переднюю Азию, Гималаи в Индокитай и Индонезию.

В неогене (около 20 млн. лет назад) на месте этой геосинклинали возник альпийский складчатый пояс.

Соответственно своим большим размерам суперконтинет Гондвана. По закону изостазии, имел мощную (до 50 км) земную кору, которая глубоко погружалась в мантию. Под ними в астеносфере особенно интенсивными боли конвекционные токи, размягченное вещество мантии двигалось активно.

Это привело сначала к образованию вздутия в средине континента, а затем к расколу его на отдельные глыбы, которые под действием тех же конвекционных токов стали горизонтально перемещаться. Как доказано математически (Л.Эйлер), перемещение контура на поверхности сферы всегда сопровождается его поворотом. Следовательно, части Гондваны не только перемещались, но и разворачивались в географическом пространстве.

Первый раскол Гондваны произошел на границе триаса и юры (около 190-195 млн.

лет назад); отделилась Афро-Америка. Затем на границе юры и мела (около 135-140 млн. лет назад) Южная Америка отделилась от Африки. На границе мезозоя и кайнозоя (около 65-70 млн.

лет назад) Индостанская глыба столкнулась с Азией и Антарктида отошла от Австралии. В настоящую геологическую эпоху литосфера, по мнению неомобилистов, разбита на шесть плит0блоков, которые продолжают двигаться.

Распадом Гондваны удачно объясняется форма материков, их геологическое сходство, а также история растительного покрова и животного мира южных материков.

История раскола Лавразии так тщательно, как Гондваны, не изучена.

Понятие о частях света .

Кроме геологически обусловленного деления суши на континенты, существует также сложившиеся в процессе культурно-исторического развития человечества деление земной поверхности на отдельные части света. Всего насчитывается шесть частей света: Европа, Азия, Африка, Америка, Австралия с Океанией, Антарктида. На одном материке Евразии располагается две части света (Европа и Азия), а два материка западного полушария (Северная Америка и Южная Америка) образуют одну часть света – Америку.

Граница между Европой и Азией весьма условна и проводится по водораздельной линии Уральского хребта, реке Урал, северной части Каспийского моря и Кума-Манычской впадине.

По Уралу и Кавказу проходят линии глубинных разломов, отделяющих Европу от Азии.

Площадь материков и океанов. Площадь суши высчитывается в пределах современной береговой линии. Площадь поверхности земного шара составляет примерно 510, 2 млн. км 2. Около 361, 06 млн. км 2 занимает Мировой океан, что составляет примерно 70,8 % общей поверхности Земли. На сушу приходится примерно 149, 02 млн.

км 2 , что составляет около 29, 2 % поверхности нашей планеты.

Площадь современных материков характеризуется следующими величинами:

Евразия – 53, 45 км2, в том числе Азия – 43, 45 млн. км2, Европа – 10, 0 млн. км2;

Африка – 30, 30 млн. км 2;

Северная Америка – 24, 25 млн. км2;

Южная Америка – 18, 28 млн. км2;

Антарктида – 13, 97 млн. км2;

Австралия – 7, 70 млн.

Австралия с Океанией – 8, 89 км2.

Современные океаны имеют площадь :

Тихий океан – 179, 68 млн. км 2;

Атлантический океан – 93, 36 млн. км 2;

Индийский океан – 74, 92 млн. км 2;

Северный Ледовитый океан – 13, 10 млн. км2.

Между северными и южными материками в соответствии с различным их происхождением и развитием имеется значительная разница в площади и характере поверхности.

Основные географические различия между северными и южными материками сводятся к следующему:

1.Несравнима по величине с другими материками Евразия, которая сосредоточивает более 30 % суши планеты.

2.У северных материков значителен по площади шельф. Особенно значителен шельф в Северном Ледовитом океане и Атлантическом океанах, а также в Желтом, Китайском и Беринговом морях Тихого океана. Южные материки, за исключением подводного продолжения Австралии в Арафурском море, почти лишены шельфа.

3.Большая часть южных материков приходится на древние платформы.

В Северной Америке и Евразии древние платформы занимают меньшую часть общей площади, а большая часть приходится на территории, образованные палеозойским и мезозойским горообразованием. В Африке 96 % ее территории приходится на платформенные участки и только 4 % на горы палеозойского и мезозойского возраста. В Азии только 27 % приходится на древние платформы и 77 % на горы различного возраста.

4.Береговая линия южных материков, образованная большей частью трещинами раскола, относительно прямолинейна; полуостровов и материковых островов мало.

Для северных же материков характерна исключительно извилистая береговая линия, обилие островов, полуостровов, часто далеко идущих в океан.

Из общей площади на острова и полуострова приходится в Европе около 39 %, Северной Америке – 25 %, Азии – 24 %, Африке – 2,1 %, южной Америке – 1,1 % и Австралии (без Океании) – 1,1 %.

Предыдущая12345678910111213141516Следующая

Строение материковой коры на разных площадях.

Континентальная кора или материковая земная кора — земная кора материков, которая состоит из осадочного, гранитного и базальтового пластов.

Средняя толщина 35-45 км, максимальная — до 75 км (под горными массивами). Противопоставляется океанической коре, которая отлична по строению и составу. Континентальная кора имеет трёхслойное строение. Верхний слой представлен прерывистым покровом осадочных пород, который развит широко, но редко имеет большую мощность. Большая часть коры сложена верхней корой - слоем, состоящим главным образом из гранитов и гнейсов, обладающим низкой плотностью и древней историей.

Исследования показывают, что большая часть этих пород образовались очень давно, около 3 миллиардов лет назад. Ниже находится нижняя кора, состоящая из метаморфических пород - гранулитов и им подобных.

5. Типы структур океанов. Поверхность суши материков составляет только одну третью часть поверхности Земли. Площадь поверхности, занятая Мировым океаном, составляет 361,1 мл кв. км. На подводные окраины континентов (шельфовые плато и континентальный склон) приходится около 1/5 площади его поверхности, на т.н.

“переходные” зоны (глубоководные желоба, островные дуги, окраинные моря) – около 1/10 площади. Остальная поверхность (около 250 мл кв. км.) занята океаническими глубоководными равнинами, впадинами и разделяющими их внутриокеаническими поднятиями. Океаническое дно резко отличается по характеру сейсмичности. Можно выделить области с высокой сейсмической активности и области асейсмичные.

Первые представляют собой протяженные зоны, занятые системами срединно-океанических хребтов, протягивающиеся через все океаны. Иногда эти зоны называют океаническими подвижными поясами . Подвижные пояса характерны интенсивным вулканизмом (толеитовые базальты), повышенным тепловым потоком, резко расчлененным рельефом с системами продольных и поперечных гряд, желобов, уступов, неглубоким залеганием поверхности мантии.

Сейсмически мало активные области выражены в рельефе крупными океанскими котловинами, равнинами, плато, а также подводными хребтами, ограниченными уступами сбросового типа и внутриокеаническими валообразными поднятиями, увенчанными конусами действующих и потухших вулканов. Внутри областей второго типа присутствуют подводные плато и поднятия с корой материкового типа (микроконтиненты).

В отличие от подвижных океанских поясов, эти области, по аналогии со структурами континентов, иногда называют талассократонами .

6. Строение океанической коры в структурах разного типа. Океанические впадины как крупнейшие отрицательные структуры поверхности земной коры имеют целый ряд особенностей строения, позволяющих противопостять их положительным структурам (континентам) и сравнивать между собой.

Главное, что объединяет и отличает все океанические впадины, это низкое положение поверхности земной коры в их пределах и отсутствие геофизического гранит-метаморфического слоя, характерного для континентов.

Через все океанические впадины протягиваются подвижные пояса — горные системы срединно-океанических хребтов с высоким тепловым потоком, приподнятым положением мантийного слоя, что не типично для континентов. Система срединно-океанических хребтов, самая протяженная на поверхности Земли, пронизывает и соединяет тем самым все океанические впадины, занимая в них центральное или краевое положение.Характерно также, что тектонические структуры океанического дна нередко тесно связаны со структурами континентов.

Прежде всего, эти связи выражаются в наличии общих разломов, в переходах рифтовых долин срединно-океанических хребтов в континентальные рифты (Калифорнийский и Аденский заливы), в наличии крупных погруженных блоков континентальной коры в океанах, а также впадин с безгранитной корой на континентах, в переходах трапповых полей континентов на шельф и ложе океана. Внутренняя структура океанических впадин также различна. По положению зоны современного спрединга можно противопоставить впадину Атлантического океана с медианным положением Срединно-Атлантического хребта всем остальным океанам, в которых т.н.

срединный хребет смещен к одному из краев. Сложна внутренняя структура впадины Индийского океана. В западной части она напоминает структуру Атлантического океана, в восточной — более близка к западной области Тихого океана. Сравнивая строение западной области Тихого океана с восточной частью Индийского, обращает внимание их определенное сходство: глубины дна, возраст коры (Кокосовая и Западно-Австралийская котловины Индийского океана, Западная котловина Тихого океана).

В обоих океанах эти части отделены от континента и впадин окраинных морей системами глубоководных желобов и островных дуг.. Связь активных окраин океанов с молодыми складчатыми структурами материков наблюдается в Центральной Америке, где Атлантический океан отделен от Карибского моря глубоководным желобом и островной дугой.

Тесная связь глубоководных желобов, отделяющих впадины океанов от континентальных массивов со структурами материковой земной коры, прослеживается на примере северного продолжения Зондского глубоководного желоба, переходящего в Предараканский краевой прогиб.

Структуры окраин континентов(океанов) и типы коры.

8. Типы границ материковых блоков и океанических впадин. Континентальные массивы и океанические впадины могут иметь два типа границ – пассивные (атлантические) и активные (тихоокеанские). Первый тип распространен по обрамлению большей части Атлантического, Индийского, Северно-Ледовитого океанов. Для этого типа характерно, что через континентальный склон той или иной крутизны с системой ступенчатых сбросов, уступов и относительно пологого континентального подножья происходит смыкание материковых массивов с областью абиссальных равнин дна океанов.

В зоне континентального подножья известны системы глубоких прогибов, но они сглажены мощными толщами рыхлых осадков. Второй тип окраин выражен по обрамлению Тихого океана, по северо-восточной окраине Индийского океана и на окраине Атлантического океана, примыкающей к Центральной Америке. В этих областях между материковыми массивами и абиссальными равнинами дна океана расположена той или иной ширины зона с глубоководными желобами, островными дугами, впадинами окраинных морей.

Литосферные плиты и типы их границ.Изучая литосферу, включающую земную кору и верхнюю мантию, специалисты-геофизики пришли к выводу о наличии в ней своих неоднородностей. Прежде всего, эти неоднородности литосферы выражены наличием пересекающих ее на всю толщину полосовых зон с высоким тепловым потоком, высокой сейсмичностью, активным современным вулканизмом. Площади, расположенные между такими полосовыми зонами получили название литосферных плит, а сами зоны рассматриваются в качестве границ литосферных плит.

При этом одному типу границ свойственны напряжения растяжения (границы расхождения плит), другому типу – напряжения сжатия (границы схождения плит), третьему – растяжения и сжатия, возникающие при сдвигах.

Первый тип границ – это дивергентные (конструктивные) границы, которые на поверхности соответствуют рифтовым зонам.

Второй тип границ – субдукционные (при подвиге океанических блоков под континентальные), обдукционные (при надвиге океанических блоков на континентальные), коллизионные (при сдвижении континентальных блоков). На поверхности они выражены глубоководными желобами, краевыми прогибами, зонами крупных надвигов нередко с офиолитами (сутурами).

Третий тип границ (сдвиговый) получил наименование трансформных границ. Он также нередко сопровождается прерывистыми цепочками рифтовых впадин. Выделяется несколько крупных и мелких литосферных плит. К крупным плитам относятся Евразийская, Африканская, Индо-Австралийская, Южно-Американская, Северо-Американская, Тихоокеанская, Антарктическая.

К мелким плитам относят Карибскую, моря Скоша, Филиппинскую, Кокос, Наска, Аравийскую и др.

10. Рифтогенез, спрединг, субдукция, обдукция, коллизия. Рифтогенез - процесс возникновения и развития в земной коре континентов и океанов полосовидных в плане зон горизонтального растяжения глобального масштаба.

В её верхней хрупкой части он проявляется в формировании рифтов выраженных в виде крупных линейных грабенов, раздвиговых полостей и родственных им структурных форм, и заполнении их осадками и (или) продуктами вулканических извержений, обычно сопутствующих рифтогенезу.

В нижней, более нагретой части коры хрупкие деформации при рифтогенезе сменяются пластичным растяжением, приводящим к её утонению (образованию "шейки"), а при особенно интенсивном и длительном растяжении - и полному разрыву сплошности ранее существовавшей коры (континентальной или океанической) и формированию в образовавшемся "зиянии" новой коры океанического типа.

Последний процесс, называется спредингом, мощно протекал в позднем мезозое и кайнозое в пределах современных океанов, а в меньшем (?) масштабе периодически проявлялся в некоторых зонах более древних подвижных поясов.

Субдукция - поддвигание литосферных плит океанической коры и пород мантии под края других плит (согласно представлениям Тектоники плит).

Сопровождается возникновением зон глубокофокусных землетрясений и формированием активных вулканических островных дуг.

Обдукция - надвигание тектонических пластин, сложенных фрагментами океанической литосферы на континентальную окраину.

В результате формируется офиолитовый комплекс.Обдукция происходит, когда какие-либо факторы нарушают нормальное поглощение океанической коры в мантию. Один из механизмов обдукции заключается в задирании океанической коры на континентальную окраину при попадании в зону субдукции срединно-океанического хребта.Обдукция относительно редкое явление и происходила в земной истории лишь периодически.

Некоторые исследователи считают, что в наше время этот процесс происходит на юго-западном побережье Южной Америки.

Коллизия континентов - это столкновение континентальных плит, которое всегда приводит к смятию коры и образованию горных цепей. Примером коллизии является Альпийско-Гималайский горный пояс, образовавшийся в результате закрытия океана Тетис и столкновения с Евразийской плитой Индостана и Африки. В результате мощность коры значительно увеличивается, под Гималаями она составляет 70 км.

Это неустойчивая структура, её стороны интенсивно разрушается поверхностной и тектонической эрозией. В коре с резко увеличенной мощностью идет выплавка гранитов из метаморфизованных осадочных и магматических пород.

Строение и типы земной коры

В строении земной коры принимают участие все типы горных пород, залегающих выше границы Мохо. Соотношение различных типов горных пород в земной коре изменяется в зависимости от рельефа и структуры Земли. В рельефе Земли выделяются к о н т и н е н т ы и о к е а н ы — структуры первого (планетарного) порядка, существенно отличающиеся друг от друга геологическим строением и характером развития.

В пределах континента выделяют структуры второго порядка — равнины и горные сооружения; в океанах — подводные окраины материков, ложе, глубоководные желоба и срединно-океанические хребты. В рельефе поверхности Земли преобладают два уровня: континентальные равнины и плато (высоты менее 1000 м, занимают более 70% поверхности суши) и плоские относительно выровненные пространства ложа Мирового океана, располагающиеся на глубинах 4-6 км ниже уровня воды.

Вначале выделяли два главных типа земной коры — континентальный и океанический, затем были выделены еще два — субконтинентальный, и субокеанический , характерных для переходных зон континент-океан и впадин окраинных и внутренних морей.

К о н т и н е н т а л ь н а я к о р а состоит из трех слоев.

Первый — верхний, представлен осадочными горными породами мощностью от 0 до 5(10) км в пределах платформ, до 15-20 км в тектонических прогибах горных сооружений. Второй — гранито-гнейсовый или гранито-метаморфический на 50% сложен гранитами, на 40% — гнейсами и другими метаморфизованными породами. Мощность на равнинах 15-20 км, в горных сооружениях до 20-25 км. Третий — гранулито-базитовый (базит — основная порода, гранулит — метаморфическая порода гнейсовидной текстуры высокой (гранулитовой) степени метаморфизма).

Мощность 10-20 км в пределах платформ и до 25-35 км в горных сооружениях. Мощность континентальной коры в пределах платформ 35-40 км, в молодых горных сооружениях 55-70 км, максимум под Гималаями и Андами 70-75 км. Граница между гранито-метаморфическим и гранулито-базитовым слоями называется разделом Конрада. Данные глубинного сейсмозондирования показали, что поверхность Конрада фиксируется лишь в отдельных местах.

Исследования Н. И. Павленковой и др. специалистов, данные бурения Кольской сверхглубокой скважины показали, что континентальная земная кора имеет более сложное строение, чем представленное выше, и неоднозначную интерпретацию полученных данных разными авторами.

О к е а н с к а я к о р а. По современным данным океанская кора имеет трехслойное строение. Мощность ее от 5 до 12 км, в среднем 6-7 км.

Отличается от континентальной коры отсутствием гранито-гнейсового слоя. Первый (верхний) слой рыхлых морских осадков мощностью от первых сотен метров до 1 км. Второй , располагающийся ниже, сложен базальтами с прослоями карбонатных и кремнистых пород.

Мощность от 1 до 3 км. Третий , нижний, еще бурением не вскрыт. По данным драгирования сложен основными магматическими породами типа габбро и частично ультраосновными породами (пироксенитами). Мощность от 3,5 до 5 км.

С у б о к е а н с к и й т и п з е м н о й к о р ы приурочен к глубоководным котловинам окраинных и внутренних морей (южная котловина Каспия, Черное, Средиземное, Охотское, Японское и др.).

По строению близок к океанскому, но отличается большей мощностью осадочного слоя — 4-10 км, местами до 15-20 км. Подобное строение коры характерно для некоторых глубоких впадин на суше — центральная часть Прикаспийской низменности.

С у б к о н т и н е н т а л ь н ы й т и п з е м н о й к о р ы характерен для островных дуг (Алеутской, Курильской и др.) и пассивных окраин атлантического типа, где гранито-гнейсовый слой выклинивается в пределах континентального склона.

По строению близок к материковому, но отличается меньшей мощностью — 20-30 км.

Состав и состояние вещества мантии и ядра Земли

Косвенные, более или менее достоверные данные о составе имеются для слоя В (слой Гутенберга).

Это: 1) выход на поверхность магматических интрузивных ультраосновных горных пород (перидотитов), 2) состав пород, заполняющих алмазоносные трубки, в которых наряду с перидотитами, содержащими гранаты, встречаются эклогиты, высокометаморфизованные породы, близкие по составу к габбро, но с плотностью 3,35-4,2 г/см3, последние могли образоваться только при большом давлении. По данным изучения интрузивных тел и экспериментальном исследовании принимается, что слой В состоит главным образом из ультраосновных пород типа перидотитов с гранатами.

Такую породу А.Е.Рингвуд в 1962 году назвал пиролитом .

Состояние вещества в слое В

В слое В сейсмическим методом установлен слой менее плотных, как бы размягченных пород, называемый астеносферой (греч.

“астенос” — слабый) или волноводом. В нем скорость сейсмических волн, особенно поперечных, понижается. Состояние вещества в астеносфере менее вязкое, более пластичное по отношению к выше — и нижерасположенным слоям. Твердый надастеносферный слой верхней мантии вместе с земной корой называется литосферой (греч. “литос” — камень).

С этим слоем связывают горизонтальные движения литосферных плит. Глубина залегания астеносферы под континентами и океанами разная. Исследования последних десятилетий показали более сложную картину распространения астеносферы под континентами и океанами, чем прежде.

Под рифтами срединно-океанских хребтов астеносферный слой местами находится на глубине 2-3 км от поверхности. В пределах щитов (Балтийский, Украинский и др.) астеносфера не обнаружена сейсмическими методом до глубины 200-250 км. Некоторые исследователи считают, что астеносферный слой прерывистый, в виде астенолинз. Тем не менее есть косвенные данные о наличии астеносферы под щитами платформ.

Известно, что Балтийский и Канадский щиты подвергались мощным четвертичным оледенениям. Под весом льда щиты прогибались (как Антарктида и Гренландия сейчас). После таяния ледников и снятия нагрузки за относительно небольшой интервал времени произошел быстрый подъем щитов — выравнивание нарушенного равновесия.

Здесь проявляется явление изостазии (греч. “изос” — равный, “статис” — состояние) — состояние равновесия масс земной коры и мантии.

По данным В.Е.Хаина, астеносфера под щитами залегает глубже 200-250 км и вязкость ее увеличивается, поэтому ее труднее обнаружить существующими методами.

Получены данные о вертикальной неоднородности астеносферы. Глубина расположения подошвы астеносферы оценивается неоднозначно. Одни исследователи считают, что она опускается до глубин 300-400 км, другие, что захватывает часть слоя С. Учитывая эндогенную активность литосферы и верхней мантии, введено понятие тектоносферы . Тектоносфера включает земную кору и верхнюю мантию до глубин 700 км (где зафиксированы наиболее глубокие очаги землетрясений).

Состав и состояние вещества в слоях С и Д

С глубиной растет температура и давление, вещество переходит в более плотные модификации.

На глубинах более 400(500) км оливин и другие минералы приобретают структуру шпинелей , плотность которых возрастает на 11% по отношению к оливиновым. На глубине 700-1000 км происходит еще большее уплотнение и структура шпинели приобретает более плотную модификацию — перовскитовую . Происходит последовательная смена минеральных фаз:

пиролитовая до глубины 400(420) км,

шпинелевая до глубины 670-700 км,

перовскитовая до глубины 2900 км.

Есть и другое мнение относительно состава и состояния слоев С и Д .

Предполагается распад железисто-магнезиальных силикатов на окислы, обладающих плотнейшей упаковкой.

Ядро Земли

Вопрос сложный и дискуссионный. Резкое падение Р-волн с 13,6 км/с в основании слоя Д до 8-8,1 км/с во внешнем ядре, а S-волны гасятся совсем. Внешнее ядро жидкое, оно не обладает прочностью на сдвиг, в отличие от твердого тела. Внутреннее ядро, по-видимому, твердое. По современным данным плотность ядра на 10% ниже, чем у железоникилевого сплава.

Многие исследователи считают, что ядро Земли состоит из железа с примесью никеля и серы и возможно кремния или кислорода.

Физические характеристики Земли

Плотность

Плотность Земли в среднем равна 5,52 г/см3.

Средняя плотность пород 2,8г/см3 (2,65 по Палмеру). Ниже границы Мохо плотность 3,3-3,4 г/см3, на глубине 2900 км — 5,6-5,7 г/см3 , на верхней границе ядра 9,7-10,0 г/см3 , в центре Земли — 12,5-13 г/см3.

Плотность континентальной литосферы 3-3,1 г/см3. Плотность астеносферы 3,22 г/см3. Плотность океанической литосферы 3,3 г/см3.

Тепловой режим Земли

Различают два источника тепла Земли: 1.

полученное от Солнца, 2. выносимое из недр к поверхности Земли. Прогревание Солнцем распространяется на глубину не более 28-30 м, а местами первые метры.

На некоторой глубине от поверхности располагается пояс постоянной температуры, в котором температура равна среднегодовой температуре данной местности. (Москва -20 м — +4,20, Париж — 28 м — +11,830). Ниже пояса постоянной температурынаблюдается постепенное увеличение температуры с глубиной, связанное с глубинным тепловым потоком. Нарастание температуры с глубиной в градусах Цельсия на единицу длины называется геотермическим градиентом , а интервал глубины в метрах, на котором температура повышается на 10, называется геотермической ступенью. Геотермический градиент и ступень в разных местах земного шара различны.

По данным Б. Гутенберга, пределы колебаний отличаются более чем в 25 раз. Это свидетельствует о различной эндогенной активности земной коры, о различной теплопроводности горных пород. Наибольший геотермический градиент отмечен в штате Орегон (США), равен 1500 на 1 км, наименьший — 60 на 1 км в Ю.Африке.

Среднее значение геотермического градиента издавна принималось равным 300 на 1 км и соответствующая ему геотермическая ступень — 33 м.

По данным В.Н. Жаркова, близ поверхности Земли геотермический градиент оценивается в 200 на 1 км.

Если учесть оба значения, то на глубине 100 км температура 30000 или 20000 С. Это не соответствует фактическим данным. Лава, изливающаяся из магматических очагов с этих глубин, имеет максимальную температуру 1200-12500 С. Ряд авторов, учитывая этот своеобразный термометр, считают, что на глубине 100 км температура не превышает 1300-15000. При более высоких температурах породы мантии были бы полностью расплавлены и S-волны через них бы не прошли.

Поэтому средний геотермический градиент прослеживается до глубины 20-30 км, а глубже он должен уменьшаться. Но изменение температуры с глубиной неравномерное. Например: Кольская скважина. Рассчитывали на геотермический градиент 100 на 1 км. Такой градиент был до глубины 3 км, на глубине 7 км — 1200 С, на 10 км — 1800 С, на 12 км — 2200 С. Более или менее достоверные данные о температуре получены для основания слоя В — 1600 + 500 С.

Вопрос об изменении температуры ниже слоя В не решен.

Предполагают, что температура в ядре Земли в пределах 4000-50000 С.

Гравитационное поле Земли

Гравитация, или сила тяжести, всегда перпендикулярна к поверхности геоида.

Распределение силы тяжести на континентах и в областях океанов неодинаково на любой широте. Гравиметрические измерения абсолютной величины силы тяжести позволяют выявить гравиметрические аномалии — области увеличения или уменьшения силы тяжести.

Увеличение силы тяжести свидетельствует о более плотном веществе, уменьшение — на залегание менее плотных масс. Величина ускорения силы тяжести различна. На поверхности в среднем 982 см/с2 (на экваторе 978 см/с2 , на полюсе 983 см/с2), с глубиной сначала увеличивается, затем быстро падает. У границы с внешним ядром 1037 см/с2 , в ядре уменьшается, в слое F доходит до 452 см/с2, на глубине 6000 км — 126 см/с2 , в центре до нуля.

Магнетизм

Земля — гигантский магнит с силовым полем вокруг.

Геомагнитное поле дипольное, магнитные полюсы Земли не совпадают с географическими. Угол между магнитной осью и осью вращения составляет около 11,50 .

Различают магнитное склонение и магнитное наклонение. М а г н и т н о е с к л о н е н и е определяется углом отклонения магнитной стрелки компаса от географического меридиана. Склонение может быть западным и восточным. Восточное склонение прибавляется к величине произведенного замера, западное вычитается. Линии, соединяющие на карте точки с одинаковым склонением, называются и з о г о н а м и (греч.

“изос” — равный и “гониа” — угол). М а г н и т н о е н а к л о н е н и е определяется как угол между магнитной стрелкой и горизонтальной плоскостью. Магнитная стрелка, подвешенная на горизонтальной оси, притягивается магнитными полюсами Земли, потому не устанавливается параллельно горизонту, образуя с ним больший или меньший угол. В северном полушарии северный конец стрелки опускается вниз, а в южном — наоборот. Максимальный угол наклонения магнитной стрелки (900) будет на магнитном полюсе, нулевое значение он достигает в области, близкой к географическому экватору.

Линии, соединяющие на карте точки с одинаковым наклонением, называется и з о к л и н а м и (греч. “клино” — наклоняю). Линия нулевого значения наклонения магнитной стрелки называется м а г н и т н ы м э к в а т о р о м.

Магнитный экватор не совпадает с географическим.

Магнитное поле характеризуется н а п р я ж е н н о с т ь ю, которая увеличивается от магнитного экватора (31,8 А/м) к магнитным полюсам (55,7 А/м). Происхождение постоянного магнитного поля Земли связывают с действием сложной системы электрических токов, возникающих при вращении Земли и сопровождающих турбулентную конвекцию (перемещение) в жидком внешнем ядре.

Магнитное поле Земли влияет на ориентировку в горных породах ферромагнитных минералов (магнетит, гематит и другие), которые в процессе застывания магмы или накопления в осадочных породах, принимают ориентировку существующего в то время магнитного поля Земли. Исследования остаточной намагниченности горных пород показали, что магнитное поле Земли неоднократно менялось в геологической истории: северный полюс становился южным, а южный — северным, т.е.

происходили и н в е р с и и (переворачивание). Шкалу магнитных инверсий используют для расчленения и сопоставления толщ горных пород и определения возраста ложа океана.

Предыдущая12345678910111213Следующая

Океаническая кора

1. Осадочный слой: от 0,5 км (срединная часть океана) до 15 км (материковый склон);

2. 1,5-2,0 км - подушечные лавы базальтов, подстилаемые долеритовыми дайками;

3. Мощность до 5 км - габбро, серпентиниты (основной состав). Плотность средняя 2,9 г/см3. Состав океанической коры - const. Образуется за счет выделения базальтовых расплавов из астеносферного слоя на дно океана в зонах срединно-океанического хребта.

Континентальная кора - отличается по мощности, от 20 км (островные дуги) - до 70 км (складчатые пояса). Состоит из трех слоев: 1) осадочный (от 0-15 км); 2) гранитный - (породы гранитного состава); 3) базальтовый слой. Наличие повышенного содержания радиоактивных элементов.

Химический состав Земной коры - Al-Si (легкоплавкие соединения). Из химических элементов - О - 46,6 %, Si - 27 %, Al - 8,7 %, Fe, Ca, Na, K, Mg, другие 90 элементов - 1,2 %.

Рис. 1 Литосфера и астеносфера, два типа земной коры.

Астеносфера - пластичная оболочка мантии, зона, где отсутствует жесткость (механические свойства отличаются от литосферы), преобладают высокие температуры и появляются первые проценты расплава, в геологическом времени обладает свойствами очень вязкой жидкости (рис.1).

Литосфера - жесткая внешняя оболочка земли, которая включает в себя земную кору и литосферную часть мантии (обладающими одинаковыми физическими свойствами), подстилается астеносферой.

Литосфера состоит из нескольких лиосферных плит (рис. 2), которые движутся друг относительно друга по астеносфере за счет конвективных течений в мантии. Это перемещение называется тектоникой плит. Тектоника плит отвечает за непрерывное изменение земной коры - породы непрерывно разрушаются и формируются в результате тектонической активности.

Рис. 2 Литосферные плиты

Тектоника плит

В 1915 г Альфред Вегенер (немецкий метеоролог) опубликовал теорию дрейфа континентов. Высказал гипотезу, что все ныне существующие материки были единым континентом Пангеей, состоящей их 2 частей: Лавразии (Европа, Азия без Индии, С.Америка) и Гондваны (Ю.Америка, Африка, Индостан, Австралия, Антарктида), разделенных океаном. 1) Очертания берегов Африки и Ю.Америки совпадают как мозаика. 2) Палеонтологические находки (окаменевшие остатки рептилии Т, растений и семян). 3) Оледенение, которое испытали 300 млн. лет назад Гондвана. Не было объяснения, почему движутся.

В 1928 г Артур Холмс и др. предположили наличие конвективных течений.

После войны открыт СОХ (составлена карта океанического дна) - точная линия совмещения континентов. Бурение океанического дна дало возможность изучить образцы базальтов океанической коры и определить возраст осадков. 140 млн. лет назад - литосферные плиты стали удаляться, образовавшиеся базальтовые расплавы в мантии изливались, образуя новую океаническую кору. Возраст пород увеличивается по мере удаления от СОХ.

В 60-е годы - открытие аномалий магнитного поля, от линии СОХ идет в обе стороны чередование положительных и отрицательных аномалий магнитного поля. СОХ - срединно-океанический хребет, цепи подводных гор высотой - 4000 м.

Наличие огненного кольца вулканов окружающее Тихий океан и эпицентры землетрясений - сосредоточены на границах литосферных плит.

Существует 3 типа границ между плитами:

Плиты удаляются друг от друга (обстановка спрединга);

Плиты движутся навстречу друг другу (обстановка коллизии);

Плиты перемещаются друг относительно друга в горизонтальной плоскости.

Рис. 3 Активные континентальные окраины (конвергентные плиты)

Плиты Наска и Ю.Америка - конвергентные (сближающиеся плиты) К - О. Океаническая погружается в мантию в зоне субдукции, т.к. плотность океанической коры больше чем континентальной, со >ск (рис. 3).

Рис. 4 Коллизия континентов

При коллизии плотности двух континентальных плит равны, поэтому погружения нет. Индия надвигается на Евразию - Тибет, Гималаи поднимаются до сих пор 1 см в год (рис. 4).

Рис. 5 Дивергентные плиты

Дивергентные - удаляющиеся плиты - СОХ, С.Американская и Евразийская, размер Исландии увеличивается 2см в год (рис.5).

Трансформные разломы - крупные сдвиги, которые пересекают всю литосферу. Разлом Сан - Андреас в Калифорнии является границей между Тихоокеанской и Северо-Американской плитами. Тихоокеанская движется к северо-западу относительно С.Американской со скоростью 5-6 см/год.

Вулканизм горячих точек - Гавайи. Остров Кауай за 5 млн. лет переместился на 600 км, т.е. Тихоокеанская плита перемещается относительно горячей точки со скоростью 11-12 см/год.

Горообразование (орогенез) - Анды, Северо-Американские Кордильеры, Каледониды, Альпы, Урал, Гималаи - складчатые пояса (формируются по границам литосферных плит). Также существуют континентальные щиты и стабильные платформы. Вулканические пояса (Анды) образуются над зонами субдукции. Самые высокие горные пояса возникают при столкновении континентальных плит (Гималаи). Сразу после формирования складчатые пояса начинают разрушаться: 1) эрозия, 2) орогенный коллапс (разрушение за счет гравитационных сил).

Методы изучения

Для изучения глубинных слоев земли применяют геофизические методы.

Изучение внутренних оболочек Земли основано на разнице скоростей сейсмических волн при прохождении разных по плотности сред.

На границе различных по плотности слоев происходит преломление и частичное отражение волны (пример с лампой и стеклом). Используют сейсмические волны, порождаемые землетрясениями или искусственными взрывами.

Верхняя часть земной коры - сверхглубокие скважины (12,6 км на Кольском п-ове), самая глубокая шахта - Южная Африка - 3,6 км.

Тепловой режим Земли.

Земная кора имеет 2 источника тепла - Солнце и распад радиоактивных веществ на границе с мантией.

В земной коре выделяют 3 температурные зоны.

1 - зона переменных температур до гл. 30 м, определяется климатом местности;

В зимний период образуется подзона промерзания, которая зависит от климата и типа горной породы и определяется по карте в СНиП, по формулам, по многолетним наблюдениям.

2 - зона постоянных температур до глубины (15-40 м) - среднегодовая Тє местности.

3 - зона нарастания температур - возрастает с глубиной в зависимости от геотермического градиента.

Геотермический градиент - величина возрастания t на каждые 100 м глубины, а глубина, при которой tє повышается на 1є С называется геотермическая ступень. Теоретически средняя величина этой ступени составляет 33 м.