Моя дочка прошлым летом первый раз была в Крыму. Она увидела горы и спросила у меня: «Почему они такие высокие?» Далее последовал еще один вопрос: «А почему море глубокое?». Ребенку 3 годика, а она уже интересуется такими вопросами. А вы не задумывались, почему так? Чем же отличаются горы от моря ? Сейчас я хочу рассказать о типах земной коры.

Какие типы земной коры выделяют

Я думаю, вы знаете, что под океаном и на равнине находится разная земная кора. В первом случае она тоньше, а во втором намного толще.

Земная кора – это твердый шар литосферы с толщиной от 5 км (под океаном) до 70 км (под горами) . В зависимости от состава и толщины пород выделяю 2 типа земной коры: материковая и океаническая.

Материковая (континентальная ) земная кора имеет толщину от 40 до 70 км . В своем составе она имеет 3 слоя:

• осадочный – верхний от земли слой. Его мощность 10-15 км;
• гранитно-метаморфический слой – толщина 5-15 км;
• базальтовый – 10-30 км.

В отличие от материковой, океаническая земная кора не имеет среднего гранитно-метаморфического слоя . В ее составе есть осадочный и базальтовый слои. Ее толщина всего 5 – 15 км.

Своеобразную земную кору имеют океанические хребты . Под вторым океаническим слоем располагается линза (или выступ). Горные породы в их составе не похожи на породы в горах, которые находятся на земле.

Исследования земной коры

Ученые давно доказали, что земная кора под равниной (или горой) отличается от земной коры под океаном. Но даже в наши дни, имея новейшее техническое оборудование, остается много неисследованных мест на земле. На Кольском полуострове, например, пробили самую глубокую скважину в мире. Ее глубина 12 км, что составляет лишь 1/500 радиуса нашей планеты.

Все что нам известно, ученые узнают благодаря сейсмическому методу . Во время землетрясений и вулканической деятельности на землю попадает магма и другие породы, которые накапливаются внутри нашей планеты. По ним и ведется исследование.

Земная кора (литосфера) - верхняя оболочка Земли. Выделяется два типа земной коры: океаническая и континентальная (материковая ). Совпадение их границ с береговой линией мирового океана наблюдается на большей части протяжения последней, но имеются и значительные площади, где они расходятся. При этом существенно преобладают площади континентов, располагающихся ниже уровня моря .

В составе коры принято выделять три слоя - верхний осадочный , средний гранитный и нижний базальтовый (рис. 1.9).

Рис. 1.9.

Выделение слоев основано на данных геофизики по скорости прохождения сейсмических волн. Осадочный и гранитный слои распространены не повсеместно, базальтовый имеется везде. Названия двух нижних слоев не следует понимать буквально. Там находятся породы со скоростями прохождения сейсмических волн, соответствующих гранитам и базальтам. В действительности же могут оказаться и другие породы, сходные или не сходные с ними.

Разделение гранитного и базальтового слоев при бурении скважин во многих случаях не подтвердилось. Заложенные в гранитах скважины вместо границы гранит-базальт вскрывали граниты, гнейсы или еще какие-либо породы. Базальты многократно были вскрыты только там, где гранитный слой вообще отсутствовал. В результате встал вопрос о правомерности выделения гранитного слоя, и этот вопрос остается открытым, но от трехслойной схемы строения земной коры геологи не отказываются.

Два типа земной коры - океаническая кора и континентальная кора выделяются на основе геофизических данных. Океаническая кора тоньше и составляет 5-15 км (в среднем 10 км), в ней отсутствует гранитный слой. Континентальная кора мощнее - 30-40 км (изредка до 80 км). Связь двух типов коры с наличием суши и океанов в одних местах четкая, в других - нет. Более мощная континентальная кора больше погружена в мантию и больше приподнята вверх, выступая над уровнем моря.

Материковая кора менее плотная и как бы плавает по поверхности мантии, сохраняясь миллиарды лет. Океаническая кора более плотная, ее участки втянуты в конвективное движение вещества мантии, т.е. в одних местах они погружаются в мантию и расплавляются там. В других местах происходят подъем мантийного вещества на поверхность, его затвердевание и прирост новой океанической коры (рис. 1.10).

Поэтому в океанах (на океанической коре) не встречаются осадки, имеющие возраст старше 250 млн лет.

Рис. 1.10.

Из рисунка видно, что в месте подъема толщина океанической коры минимальна, в месте погружения - максимальна. Континентальная кора в конвекции не участвует.

Участки континентов, опущенные ниже уровня океана, называются шельфом. Глубина моря в пределах шельфа обычно не превышает 200 м. В настоящее время, например, к шельфу относятся север Атлантического и значительная часть Северного Ледовитого океана (дно Северного, Балтийского, Белого, Карского, Восточно- Сибирского морей, моря Лаптевых, Восточно-Китайского моря), полоса Атлантического океана близ южного побережья Аргентины, пространство между Австралией и Индокитаем, обширные площади вокруг Новой Зеландии и Антарктиды.

В геологическом прошлом шельфовые морские условия регулярно возникали на континентах то в одном, то в другом месте. На это указывает наличие осадочного слоя - чехла морских пород, широко распространенных на континентах. Например, на территории Москвы мощность чехла составляет около 1,5 км.

Считается, что в геологическом прошлом суша и море здесь регулярно сменяли друг друга, причем суша существовала примерно

2/3, а море 1/3 времени, континентальный тип коры сохранялся (рис. 1.11).

Рис. 1.11.

Участков океанической коры, поднимающихся выше уровня моря и образующих сушу, мало - остров Исландия и немного мелких островов в Тихом океане. По современным представлениям главными структурами земной коры являются так называемые литосферные плиты - участки земной коры, совершающие самостоятельные горизонтальные перемещения. Современное расположение литосферных плит показано на рис. 1.12.

Рис. 1.12.

7 - Евроазиатская (/, а - Китайская; 1,6 - Иранская; 1, в - Турецкая; 1,г - Эллинская; 1, д - Адриатическая); 2 - Африканская (2, а - Аравийская); 3 - Индо- Австралийская (3, а - Фиджи; 3,6 - Соломонова); 4 - Тихоокеанская (4, а - Наска; 4,6 - Кокос; 4, в - Карибская; 4, г - Горда; 4, д - Филиппинская; 4, е - Бисмарк); 5 - Американская (5, а - Североамериканская; 5, б - Южноамериканская);

б - Антарктическая

Скорость перемещения литосферных плит - до нескольких сантиметров в год, суммарные перемещения в геологическом времени - многие тысячи километров по горизонтали. Литосферная плита может состоять либо только из куска континентальной или океанической коры, либо из объединенного участка той и другой коры. Во многих местах контакта литосферных плит наблюдается повышенная тектоническая, вулканическая и прочая активность.

Контрольные вопросы и задания

• 1. Расскажите о происхождении Вселенной и Земли.
• 2. Опишите строение Солнечной системы.
• 3. На основе каких методов складываются представления о строении Земли?
• 4. Что такое геофизические методы изучения глубинного строения Земли?
• 5. Каковы форма, размеры, плотность, химический состав Земли?
• 6. Каково строение Земли по геофизическим данным?
• 7. Назовите основные типы земной коры. Что такое шельф?
• 8. Что такое осадочный, гранитный и базальтовые слои?

Земная кора - верхняя часть литосферы. В масштабах всего земного шара её можно сравнить с тончайшей плёнкой - столь незначительна её мощность. Но даже эту самую верхнюю оболочку планеты мы знаем не очень хорошо. Как же можно узнать о строении земной коры, если даже самые глубокие скважины, пробуренные в коре, не выходят за первый десяток километров? На, помощь учёным приходит сейсмолокация. Расшифровывая скорость прохождения сейсмических волн через разные среды, можно получить данные о плотности земных слоёв, сделать вывод об их составе. Под континентами и океаническими впадинами строение земной коры различно.

ОКЕАНИЧЕСКАЯ КОРА

Океаническая земная кора более тонкая (5-7 км), чем континентальная, и состоит из двух слоёв - нижнего базальтового и верхнего осадочного. Ниже базальтового слоя находится поверхность Мохо и верхняя мантия. Рельеф дна океанов очень сложен. Среди разнообразных форм рельефа особенно выделяются огромные срединно-океанические хребты. В этих местах происходит зарождение молодой базальтовой океанической коры из вещества мантии. Через глубинный разлом, проходящий вдоль вершин по центру хребта - рифт, магма выходит на поверхность, растекаясь в разные стороны в виде лавовых подводных потоков, постоянно раздвигая в разные стороны стенки рифтового ущелья. Этот процесс называется спредингом.

Срединно-океанические хребты возвышаются над дном океанов на несколько километров, а их протяженность достигает 80 тыс. км. Хребты рассекаются параллельными поперечными разломами. Их называют трансформными. Рифтовые зоны - самые неспокойные сейсмические зоны Земли. Базальтовый слой перекрывают толщи морских осадочных отложений - илов, глин разного состава.

КОНТИНЕНТАЛЬНАЯ КОРА

Континентальная земная кора занимает меньшую площадь (около 40% поверхности Земли — прим. от geoglobus.ru), но имеет более сложное строение и гораздо большую мощность. Под высокими горами её толщина измеряется 60-70 километрами. Строение коры континентального типа трёхчленное - базальтовый, гранитный и осадочный слои. Гранитный слой выходит на поверхность на участках, именуемых щитами. Например, Балтийский щит, часть которого занимает Кольский полуостров, сложен породами гранитного состава. Именно здесь велось глубокое бурение, и Кольская сверхглубокая скважина достигла отметки 12 км. Но попытки пробурить весь гранитный слой насквозь оказались неудачными.

Шельф - подводная окраина материка - также имеет континентальную кору. То же относится и к крупным островам - Новой Зеландии, островам Калимантан, Сулавеси, Новая Гвинея, Гренландия, Сахалин, Мадагаскар и другим. Окраинные моря и внутренние моря, такие как Средиземное, Чёрное, Азовское, расположены на коре континентального типа.

Говорить о базальтовом и гранитном слоях континентальной коры можно лишь условно. Имеется в виду, что скорость прохождения сейсмических волн в этих слоях сходна со скоростью прохождения их в породах базальтового и гранитного состава. Граница гранитного и базальтового слоев выделяется не очень чётко и изменяется по глубине. Базальтовый слой граничит с поверхностью Мохо. Верхний осадочный слой меняет свою толщину в зависимости от рельефа поверхности. Так, в горных районах он тонкий или вообще отсутствует, так как внешние силы Земли перемещают рыхлый материал вниз по склонам — прим. от geoglobus.ru. Зато в предгорьях, на равнинах, в котловинах и впадинах он достигает значительных мощностей. Например, в Прикаспийской низменности, которая испытывает погружение, осадочный слой достигает 22 км.

ИЗ ИСТОРИИ КОЛЬСКОЙ СВЕРХГЛУБОКОЙ СКВАЖИНЫ

С момента начала бурения этой скважины в 1970 году ученые ставили сугубо научную задачу этого эксперимента: определить границу между гранитным и базальтовым слоями. Место было выбрано с учетом того, что именно в районах щитов гранитный слой, не перекрытый осадочным, может быть пройден «насквозь», что позволило бы прикоснуться к породам базальтового слоя, увидеть разницу. Ранее предполагалось, что такая граница на Балтийском щите, где на поверхность выходят древние магматические породы, должна находиться на глубине примерно 7 км.

За несколько лет бурения скважина неоднократно отклонялась от заданного вертикального направления, пересекая пласты с разной прочностью. Иногда буры ломались, и тогда приходилось начинать бурение заново, обходными стволами. Материал, который доставлялся на поверхность, исследовался разными учеными и постоянно приносил удивительные открытия. Так, на глубине около 2 км были найдены медно-никелевые руды, а с глубины 7 км был доставлен керн (так называется образец породы из бура в виде длинного цилиндра — прим. от geoglobus.ru), в котором были обнаружены окаменевшие остатки древних организмов.

Но, пройдя более 12 км к 1990 году, скважина так и не вышла за пределы гранитного слоя. В 1994 году бурение было остановлено. Кольская сверхглубокая - не единственная в мире скважина, которую закладывали для глубокого бурения. Подобные эксперименты велись в разных местах несколькими странами. Но только Кольская достигла таких отметок, за что была занесена в Книгу рекордов Гиннесса.

Наиболее существенными чертами земной коры в морях и океанах служат ее небольшая толщина и отсутствие в ее строении гранитного слоя.

По соотношению глубинного строения коры с крупными морфологическими чертами океанического дна можно различать следующие типы строения океанической коры.

Окраинно-материковый тип коры распространен на пространствах материковой отмели (шельфе), представляет прямое продолжение материковых структур в пределы шельфа.

Толщина ее от 25 до 35 км. В строении коры здесь выражены осадочный, гранитный и базальтовый слои. От материковых платформ в отдельных случаях она отличается более мощным осадочным покровом.

Морской геосинклинальный тип коры присущ морским геосинклинальным впадинам различных геосинклинальных морей (внутриматериковых, межматериковых, окраинно-материковых). Такого типа кора подстилает моря Средиземное, Карибское, Черное, Каспийское, Японское, Охотское, Берингово.

Она характеризуется большой толщей осадочного покрова и поверхностных рыхлых отложений, составляющих в совокупности осадочную толщу до 20 км и более. Эта толща залегает непосредственно на базальтовом слое. Указанное строение свойственно центральным частям глубоководных морских впадин. На склонах этих впадин породы, относящиеся к гранитному слою, постепенно выклиниваются, что сопровождается крутым падением слоев осадочных пород (мезозойского и кайнозойского возрастов), слагающих прилегающие пространства.

Субокеанический тип коры распространен в пределах материкового склона.

Мощность морских рыхлых осадков по мере увеличения глубины резко возрастает, достигая вблизи основания материкового склона 2-3 км. В других частях материкового склона, где фундамент резко расчленен, структурно обусловленные неровности его постепенно выравниваются толщей осадков.

По мере увеличения глубины на материковом склоне толщина гранитного слоя постепенно уменьшается и угол падения отложений на нем, нередко имеющих трансгрессивный характер залегания, увеличивается. С уменьшением гранитного слоя и покрывающих его отложений толщина коры в нижней части склона уменьшается до 10 км. Характер залегания фундамента и покрывающих его осадочных пород ближе всего отвечает структуре материковой флексуры. В этом случае наиболее прогнутая часть материкового склона (у его основания), заполненная мощными рыхлыми отложениями, представляет растущий геосинклинальный прогиб.

В большинстве случаев он компенсирован накоплением снесенных со склона рыхлых отложений. В других случаях вдоль материкового склона простираются линии глубинных разломов, выраженные в рельефе материкового склона. Они могут определять дальнейшее развитие геосинклинального прогиба между краем материка и дном океана.

Тип абиссальных океанических равнин структуры земной коры распространен на преобладающей части дна океанических бассейнов с глубинами более 4500-5000 м.

Для коры такого типа характерны отсутствие гранитного слоя и наименьшая ее общая мощность (от 2-3 до 10-12 км). Рыхлые океанические осадки, нередко содержащие в своем составе слои вулканических пород, непосредственно залегают на базальтовом слое. Среди абиссальных равнин по признаку мощности верхнего слоя осадков можно различать абиссальные вулканические равнины и абиссальные аккумулятивные равнины. Первым свойственна сравнительно небольшая мощность осадочных отложений (не более 400-500 м) и, что особенно важно, отдельные слои вулканических пород.

Абиссальные аккумулятивные равнины отличаются большой мощностью поверхностного рыхлого покрова, достигающего 2.5-3 км (как правило, более 1 км). Считается наиболее вероятным, что большая мощность рыхлых осадков в коре этого типа связана с мутьевыми потоками. В то же время очевидно, что таким путем столь значительные осадки могли отлагаться лишь в условиях устойчивого прогибания. Таким образом, различные условия накопления отложений осадочного покрова на дне океанов отражают их неотектоническое развитие.

Тип океанических хребтов и поднятий .

Структуры этого типа имеют громадную протяженность и сложно расчлененный рельеф с большим участием в его формировании разломов и движений по ним (рифтовые долины).

К этому типу следует отнести срединные океанические хребты и океанические горные страны (например, в Тихом океане), а также отдельные значительные горы и возвышенности на океаническом дне, нередко служащие фундаментом океанических островов.

Данному типу структуры океанической коры свойственна значительная общая мощность, достигающая 20-30 км. В строении такой коры поверхностную часть разреза слагают осадочно-вулканические породы, на глубине их сменяют породы базальтового слоя, которые в сравнении с другими частями структуры коры дна океанов обладают существенно иными свойствами.

В основании океанических горных хребтов и гор эти породы отличаются большей плотностью, которую объясняют смешением базальтов с породами мантии. Поверхность раздела М под океаническими хребтами значительно понижается. Близкий к этому характер глубинного строения имеют и подводные хребты морских геосинклинальных впадин.

Они отличаются только большим сходством пород поверхностной части разреза с породами прилегающих материковых структур.

Тип абиссальных океанических желобов . Для структур коры данного типа характерна совсем небольшая мощность коры при резком погружении поверхности раздела М.

Приуроченность абиссальных желобов к линиям глубинных разломов, их современная сейсмичность, вулканизм, условия осадконакопления - все это свидетельствует об их принадлежности к современным значительным геосинклинальным прогибам, развитие которых продолжается.

В некоторых желобах известны осадочные породы большой мощности, например в желобе Пуэрто-Рико (8 км). В других желобах (Японском, Тонга) известны породы, относящиеся к гранитной оболочке коры. Осадочная толща залегает на базальтовом слое небольшой мощности. Наиболее обоснованным в данном случае является представление о растяжении земной коры под океаническими желобами, за счет которого уменьшается толщина базальтового слоя. Отрицательные аномалии силы тяжести здесь связаны с отложениями рыхлых осадков большой мощности.

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.

Вконтакте

Одноклассники

(Vp) меньше 5 км/с.

2) Второй — традиционно называемый "гранитный" слой на 50% сложен гранитами, на 40% — гнейсами и другими в разной степени метаморфизованными породами.

Исходя из этих данных, его часто называют гранитогнейсовым . Его средняя мощность составляет 15-20 км (иногда в горных сооружениях до 20- 25 км). Скорость сейсмических волн (Vp) — 5,5-6,0 (6,4) км/с.

3) Третий, нижний слой называется "базальтовым".

По среднему химическому составу и скорости сейсмических волн этот слой близок к базальтам. Правильнее называть этот слой гранулито-базитовым (Vp) 6,5-6,7 (7,4) км/с.

раздела Конрада.

7 Континентальная и субконтинентальная земная кора.

Континентальный тип земной коры.

Мощность континентальной земной коры изменяется от 35-40 (45) км в пределах платформ до 55-70 (75) км в молодых горных сооружениях.

Континентальная кора состоит из трех слоев.

1) Первый — самый верхний слой представлен осадочными горными породами, мощностью от 0 до 5 (10) км в пределах платформ, до 15-20 км в тектонических прогибах горных сооружений.

Скорость продольных сейсмических волн (Vp) меньше 5 км/с.

2) Второй — традиционно называемый "гранитный" слой на 50% сложен гранитами, на 40% — гнейсами и другими в разной степени метаморфизованными породами. Исходя из этих данных, его часто называют гранитогнейсовым .

Его средняя мощность составляет 15-20 км (иногда в горных сооружениях до 20- 25 км). Скорость сейсмических волн (Vp) — 5,5-6,0 (6,4) км/с.

3) Третий, нижний слой называется "базальтовым". По среднему химическому составу и скорости сейсмических волн этот слой близок к базальтам. Правильнее называть этот слой гранулито-базитовым . Его мощность изменяется от 15-20 до 35 км. Скорость распространения волн (Vp) 6,5-6,7 (7,4) км/с.

Граница между гранитогнейсовым и гранулито-базитовым слоями получила название сейсмического раздела Конрада.

Субконтинентальный тип земной коры-По строению аналогичен континентальному, но стал выделяться в связи с нечетко выраженной границей Конрада.

8 Океанический и субокеанический типы земной коры

Океанская кора — имеет трехслойное строение при мощности от 5 до 9(12) км, чаще 6-7 км.

Некоторое увеличение мощности наблюдается под океанскими островами.

1. Верхний, первый слой океанской коры — осадочный, состоит преимущественно из различных осадков, находящихся в рыхлом состоянии. Его мощность от нескольких сот метров до 1 км. Скорость распространения сейсмических волн (Vp) в нем 2,0-2,5 км/с.

Второй океанский слой, располагающийся ниже, по данным бурения, сложен преимущественно базальтами с прослоями карбонатных и кремнистых пород. Мощность его от 1,0-1,5 до 2,5-3,0 км. Скорость распространения сейсмических волн (Vp) 3,5-4,5 (5) км/с.

3. Третий, нижний высокоскоростной океанский слой бурением еще не вскрыт — сложен основными магматическими породами типа габбро с подчиненными ультраосновными породами (серпентинитами, пироксенитами).

Его мощность по сейсмическим данным от 3,5 до 5,0 км. Скорость сейсмических волн (Vp) от 6,3-6,5 км/с, а местами увеличивается до 7,0 (7,4) км/с

Субокеанский тип земной коры — приурочен к котловинным частям (с глубиной выше 2 км) окраинных и внутриконтинентальных морей (Охотское, Японское, Средиземное, Черное и др.).

По строению этот тип близок к океанскому, но отличается от него повышенной мощностью (4-10 и больше км) осадочного слоя, располагающегося на третьем океанском слое мощностью 5-10 км.

9 Относительная и абсолютная геохронология. Характеристика геохронологической и стратиграфической шкал.

ОТНОСИТЕЛЬНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЯ

стратиграфия — одна из ветвей геологической науки, в задачу которой входят расчленение толщ осадочных и вулканогенных пород на отдельные слои и их пачки; описание содержащихся в них остатков фауны и флоры; установление возраста слоев; сопоставление выделенных слоев данного района с другими; составление сводного разреза отложений региона и разработка стратиграфической шкалы не только для отдельных регионов — региональных стратиграфических шкал, но и единой или международной стратиграфической шкалы для всей Земли.

1) литологический метод – любой разрез отложений должен быть расчленен на отдельные слои или их пачки.

2) палеонтологический — основан на выделении слоев, содержащих различные комплексы органических остатков.

3) микропалеонтологический метод, объектом которого являются остатки известковых и кремнистых скелетов простейших организмов.

4) спорово-пыльцевой метод, основанный на изучении остатков спор и зерен пыльцы, которые чрезвычайно устойчивы и не разрушаются, разносясь ветром на большие расстояния в огромном количестве.

Рассмотренные палеонтологические методы применимы лишь к слоистым осадочным отложениям.

Однако большие пространства на земном шаре сложены магматическими и метаморфическими породами, лишенными органических остатков. Кним этот метод неприменим.

5) палеомагнитный метод, основанный на способности горных пород сохранять характер намагниченности той эпохи, в которую они образовались. Следует отметить, что палеомагнитный метод чрезвычайно широко используется для определения перемещений литосферных плит в геологическом прошлом.

Абсолютная геохронология

1) радиометрические методы

таблицу ).

2) Люминесцентные методы

Тоже основан на изменениях, постепенно накапливающихся в кристалле под воздействием радиации. Только в данном случае речь идёт не о количестве „возбуждённых“ электронов, способных „успокаиваться“ с излучением света, а о количестве электронов с изменившимся спином.

4) аминокислотный метод

Или датирование по древесным кольцам, в большой чести у археологов. Этот метод позволяет датировать только самые молодые отложения (возрастом до 5–8 тысяч лет), зато с очень высокой точностью, вплоть до одного года! Нужно лишь, чтобы в раскопе обнаружилось достаточное количество древесины.

В стволах большинства деревьев образуются годовые кольца, ширина которых колеблется в зависимости от погодных условий соответствующего года.

10 Характеристика методов абсолютной геохронологии

Абсолютная геохронология

1) радиометрические методы , основанные на постоянстве скорости распада радиоактивных изотопов (см.

таблицу ).

Пока вещество находится в жидком состоянии (жидкая магма, например) его химический состав переменчив: происходит перемешивание, диффузия, многие компоненты могут улетучиваться и т.

д. Но когда минерал затвердевает, он начинает вести себя как относительно замкнутая система. Это значит, что присутствующие в нём радиоактивные изотопы не вымываются и не улетучиваются из него, и уменьшение их количества происходит только за счёт распада, который идёт с известной постоянной скоростью.

2) Люминесцентные методы абсолютной датировки основаны на способности некоторых широко распространённых минералов (например, кварца и полевого шпата) накапливать в себе энергию ионизирующего излучения, а затем, при определённых условиях, быстро отдавать её в виде света.

Ионизирующее излучение не только прилетает к нам из космоса, но и генерируется горными породами в ходе распада радиоактивных элементов.

3) Метод электронно-парамагнитного или электронно-спинового резонанса тоже основан на изменениях, постепенно накапливающихся в кристалле под воздействием радиации.

Только в данном случае речь идёт не о количестве „возбуждённых“ электронов, способных „успокаиваться“ с излучением света, а о количестве электронов с изменившимся спином.

4) аминокислотный метод , основанный на том, что „левые“ аминокислоты, из которых построены белки всех живых организмов, после смерти постепенно рацемизируются, то есть превращаются в смесь „правых“ и „левых“ форм.

Метод применим только к образцам очень хорошей сохранности, в которых сохранилось достаточное количество первичного органического вещества.

5) Дендрохронологический метод , или датирование по древесным кольцам, в большой чести у археологов.

Континентальный тип земной коры.

Этот метод позволяет датировать только самые молодые отложения (возрастом до 5–8 тысяч лет), зато с очень высокой точностью, вплоть до одного года! Нужно лишь, чтобы в раскопе обнаружилось достаточное количество древесины. В стволах большинства деревьев образуются годовые кольца, ширина которых колеблется в зависимости от погодных условий соответствующего года.

11 Тектонические движения земной коры.

Колебательные движения.

Колебательные движения — важное звено в сложной цепи разнообразных геологических процессов. Они теснейшим образом связаны со складкообразующими и разрывообразующими движениями, ими в значительной степени обусловлен ход трансгрессии и регрессии моря, изменения в очертаниях материков, характер и интенсивность процессов осадконакопления и денудации и т.д.

Другими словами, колебательные движения — ключ к палеогеографическим построениям, они дают возможность понять физико-географическую обстановку прошедших времен и генетически увязать между собой ряд геологических событий.

Некоторые общие свойства колебательных движений:

1) Множественность периодов колебательных движений.

2) Широкое площадное распространение колебательных движений. Колебательные движения распространены всюду.

3) Обратимость колебательных движений.

Это явление смены знака движения: поднятие в одном и том же месте со временем сменяется опусканием и т.д. Но каждый цикл не является повторением предыдущего, он изменяется, усложняется.

4) Колебательные движения не сопровождаются развитием линейной складчатости и разрывов.

5) Колебательные движения и мощность осадочных толщ. При изучении колебательных движений важнейшее значение имеет анализ мощностей осадочных толщ. Мощность данной серии осадков в общих чертах суммарно соответствует глубине погружения участка коры, в пределах которого накопилась данная толща.

6) Колебательные движения и палеогеографические реконструкции.

Тектонические движения — движения земной коры, вызванные процессами проходящими в ее недрах.

Основной причиной тектонических движений считаются конвективные течения в мантии, возбуждаемые теплом распада радиоактивных элементов и гравитационной дифференциацией ее вещества в сочетании с действием силы тяжести и стремлением литосферы к гравитационному равновесию по отношению к поверхности астепосферы.

1.Вертикальные тектонические движения.

Любой участок земной поверхности с течением времени неоднократно испытывал восходящие и нисходящие тектонические движения.

Поднятия.

Морские отложения часто можно обнаружить высоко в горах. Они накапливались первоначально ниже уровня моря, но позже были подняты на большую высоту. Амплитуда подъема в ряде случаев может достигать 10 км.

2.Горизонтальные тектонические движения.

Проявляются в двух видах: сжатия и растяжения.

Сжатия. Собранные в складки осадочные слои указывают на уменьшение горизонтальных расстояний между отдельными точками, происходившие перпендикулярно осям складок.

Объяснение сжатия основывалось на наблюдающейся потере Землей тепла и возможным ее остыванием, что должно обусловливать сокращение ее объема.

Растяжение.

При растяжении возникают трещины, через которые на поверхность поступает огромное количество базальтовой магмы, образующей дайки и потоки.

13 Основные виды разрывных нарушений

Главнейшие виды разрывных нарушений — это сброс, надвиг и сдвиг.

Сброс — лежачее крыло поднято, висячее опущено. Сместитель падает в сторону опущенного крыла. Угол падения чаще всего составляет 40-60¦, но может быть любым. Сброс — деформация растяжения.

Крупные сбросы оконтуривают впадины Байкала, Телецкого озера, Красного моря и др.

Надвиг — лежачее крыло опущено, висячее поднято. Сместитель падает в сторону поднятого крыла. Угол падения чаще всего составляет 40-60¦. Надвиг — деформация скалывания в условиях сжатия. Гадвиги с очень крутым сместителем, более 60¦, называются взбросами.

Сдвиг — тектонический разрыв с перемещением крыльев в основном в горизонтальном направлении вдоль простирания сместителя.

Ориентирован, как правило, под углом к направлению тектонических сил и обладает крутым или вертикальным сместителем.

В природе возможны комбинации различных типов указанных разрывных нарушений (сбросо-сдвиговые, сдвиго-надвиговые и др.). По характеру взаимоотношения сместителя с простиранием пластов в складчатой структуре выделяют продольные, поперечные, косые, согласные и несогласные нарушения.

14 Магматизм и магматические горные породы

Магма — это вещество Земли в расплавленном жидком состоянии.

Она образуется в Земной коре и верхней мантии в интервалах глубин 30-400 км.

Характеристике магматических пород.

1. Минеральный состав — минералы подразделяют на породообразующие (главные и второстепенные) и акцессорные.

Породообразующие минералы — составляют>90% объема породы и представлены главным образом силикатами:

полевые шпаты, кварц, нефелин — светлоокрашенные,

пироксен, оливин, амфиболы, слюды — темноцветные.

В разных по химическому составу породах один и тот же минерал может быть главным или второстепенным.

Акцессорные минералы составляют, в среднем ~1% объема породы, и представляют: апатит, магнетит, циркон, рутил, хромит, золото, платину и др.

Классификация магматических пород

В основу классификации положены признаки — химический состав и генезис.

По химическому составу и в частности по содержанию кремнезема SiO 2 все породы делятся на:

ультраосновные SiO2 >45%

основные SiO2 до 45-52%

средние SiO2 до 52-65%

кислые SiO2 до 65-75%

В свою очередь среди этих групп каждая подразделяется по генезису на интрузивные и эффузивные.

15 ИНТРУЗИВНЫЙ МАГМАТИЗМ

I. Интрузивный магматизм — процесс внедрения магмы в вышележащие толщи и ее кристаллизация в земной коре не достигая поверхности на разных глубинах.

Для этого процесса характерно медленное снижение температуры и давления, кристаллизация в замкнутом пространстве. Магматические породы состоят из полностью раскристаллизованных зернистых агрегатов породообразующих минералов.

Такие магматические породы называются интрузивными.

В зависимости от глубины формирования интрузивные массивы подразделяются на приповерхностные, или субвулканические (последнее слово означает, что магма почти подошла к поверхности, но все-таки не вышла на нее, т.е.

образовался "почти вулкан" или субвулкан) — до первых сотен метров; среднеглубинные, или гипабиссальные,- до 1-1,5 км и глубинные, или абиссальные,- глубже 1-1,5 км.

К глубинным относятся секущие и пластовые жилы. а)секущие жилы пересекают слой горных пород под различными углами, называются дайками. Образуются в результате растяжения горных пород и заполнения пространства магмой.

Породы: порфириты, гранит – порфиры, диабазы, негматиты. б) пластовые жилы – силлы – залегают согласно с вмещающими породами, образуются в результате раздвигания магмой этих пород.

К глубинным также относятся:

лополит (чаша) S = 300 км2, m – 15 км.

в поперечнике, характерен для платформ.

факолит (чечевица) – образуется одновременно со складками; S ~ 300 км2, m ~ 10 км.

лакколит – грибообразный, верхние слои приподняты; S – 300 км2, m – 10 – 15 км.

Различают глубинные формы такие как:

батолиты – крупные гранитные интрузии, S – сотни и тысячи км2, в глубину – неопределено.

штоки – столбообразные тела, изометричные, S < 100 – 150 км2.

Типы строения земной коры

При изучении земной коры было обнаружено ее неодинаковое строение в разных районах.

Обобщение большого фактического материала позволило выделить два типа строения земной коры - континентальный и океанический.

Континентальный тип

Для континентального типа характерна весьма значительная мощность коры и присутствие гранитного слоя.

Граница верхней мантии здесь расположена на глубине 40-50 км и больше. Мощность толщи осадочных горных пород в одних местах достигает 10-15 км, в других - толща может полностью отсутствовать. Средняя мощность осадочных пород континентальной земной коры составляет 5,0 км, гранитного слоя - около 17 км (от 10-40 км), базальтового - около 22 км (до 30 км).

Как упоминалось выше, петрографический состав базальтового слоя континентальной коры пестрый и скорее всего в нем преобладают не базальты, а метаморфические породы основного состава (гранулиты, эклогиты и т.п.).

По этой причине некоторые исследователи предлагали этот слой называть гранулитовым.

Мощность континентальной земной коры увеличивается на площади горно-складчатых сооружений. Например, на Восточно-Европейской равнине мощность коры около 40 км (15 км - гранитный слой и более 20 км - базальтовый), а на Памире - в полтора раза больше (около 30 км в сумме составляют толща осадочных пород и гранитный слой и столько же базальтовый слой).

Особенно большой мощности достигает континентальная кора в горных областях, расположенных по краям материков. Например, в Скалистых горах (Северная Америка) мощность коры значительно превышает 50 км. Совершенно иным строением обладает земная кора, слагающая дно океанов. Здесь мощность коры резко сокращается и вещество мантии подходит близко к поверхности.

Гранитный слой отсутствует, мощность осадочной толщи сравнительно небольшая.

Выделяются верхний слой неуплотненных осадков с плотностью 1,5-2 г/см3 и мощностью около 0,5 км, вулканогенно-осадочный слой (переслаивание рыхлых осадков с базальтами) мощностью 1-2 км и базальтовый слой, среднюю мощность которого оценивают в 5-6 км.

На дне Тихого океана земная кора имеет суммарную мощность 5-6 км; на дне Атлантического океана под осадочной толщей в 0,5-1,0 км располагается базальтовый слой мощностью 3-4 км. Отметим, что с увеличением глубины океана мощность коры не уменьшается.

В настоящее время выделяют также переходные субконтинентальный и субокеанический тип коры, отвечающие подводной окраине материков.

В пределах коры субконтинентального типа сильно сокращается гранитный слой, который замещается толщей осадков, а затем по направлению к ложу Океана начинается уменьшение мощности базальтового слоя. Мощность этой переходной зоны земной коры обычно 15-20 км. Граница между океанической и субконтинентальной корой проходит в пределах материкового склона в интервале глубин 1 -3,5 км.

Океанический тип

Хотя кора океанического типа занимает большую площадь, чем континентальная и субконтинентальная, в силу ее небольшой мощности в ней сосредоточен лишь 21% объема земной коры.

Сведения об объеме и массе разных типов земной коры приведены на рис.1.

Рис.1. Объем, мощность и масса горизонтов разных типов земной коры

Земная кора залегает на подкорковом мантийном субстрате и составляет всего 0,7% от массы мантии. В случае малой мощности коры (например, на океаническом ложе) самая верхняя часть мантии будет находиться также в твердом состоянии, обычном для горных пород земной коры.

Поэтому, как отмечено выше, наряду с понятием о земной коре как об оболочке с определенными показателями плотности и упругих свойств, имеется понятие о литосфере - каменной оболочке, толще твердого вещества, покрывающего поверхность Земли.

Структуры типов земной коры

Типы земной коры различаются также своими структурами.

Для земной коры океанического типа характерны разнообразные структуры. По центральной части дна океанов протягиваются мощные горные системы - срединно-океанические хребты. В осевой части эти хребты рассечены глубокими и узкими рифтовыми долинами с крутыми бортами. Эти образования представляют собой зоны активной тектонической деятельности. Вдоль островных дуг и горных сооружений по окраинам материков располагаются глубоководные желоба. Наряду с этими образованиями имеются глубоководные равнины, занимающие огромные площади.

Столь же неоднородна континентальная земная кора.

В ее пределах можно выделить молодые горноскладчатые сооружения, где мощность коры в целом и каждого из ее горизонтов сильно возрастает. Выделяются также площади, где кристаллические горные породы гранитного слоя представляют древние складчатые области, выровненные на протяжении длительного геологического времени. Здесь мощность коры значительно меньше. Эти обширные участки континентальной коры называются платформами. Внутри платформ различают щиты - районы, где кристаллический фундамент выходит непосредственно на поверхность, и плиты, кристаллическое основание которых покрыто толщей горизонтально залегающих отложений.

Примером щита является территория Финляндии и Карелии (Балтийский щит), в то время как на Восточно-Европейской равнине складчатый фундамент глубоко опущен и перекрыт осадочными отложениями. Средняя мощность осадков на платформах около 1,5 км. Для горноскладчатых сооружений характерна значительно большая мощность толщи осадочных пород, средняя величина которой оценивается в 10 км. Накопление таких мощных отложений достигается длительным постепенным опусканием, прогибанием отдельных участков континентальной коры с последующим их подъемом и складкообразованием.

Такие участки называются геосинклиналями. Это наиболее активные зоны континентальной коры. К ним приурочено около 72% всей массы осадочных пород, в то время как на платформах сосредоточено около 28%.

Проявления магматизма на платформах и геосинклиналях резко различается. В периоды прогибания геосинклиналей по глубинным разломам поступает магма основного и ультраосновного состава.

В процессе превращения геосинклинали в складчатую область происходит образование и внедрение огромных масс гранитной магмы. Для поздних этапов характерны вулканические излияния лав среднего и кислого состава.

На платформах магматические процессы выражены значительно слабее и представлены преимущественно излияниями базальтов или лав щелочно-основного состава. Среди осадочных пород континентов преобладают глины и глинистые сланцы.

На дне океанов увеличивается содержание известковых осадков. Итак, земная кора состоит из трех слоев. Ее верхний слой сложен осадочными породами и продуктами выветривания. Объем этого слоя составляет около 10% общего объема земной коры. Большая часть вещества находится на континентах и переходной зоне, в пределах океанической коры его не более 22% объема слоя.

В так называемом гранитном слое наиболее распространенными породами являются гранитоиды, гнейсы и кристаллические сланцы.

На породы более основного состава приходится около 10% этого горизонта. Это обстоятельство хорошо отражается на среднем химическом составе гранитного слоя. При сопоставлении величин среднего состава обращает на себя внимание ясное различие этого слоя и осадочной толщи (рис.

Рис.2. Химический состав земной коры (в весовых процентах)

Состав базальтового слоя в двух основных типах земной коры неодинаков. На континентах эта толща характеризуется разнообразием горных пород. Здесь присутствуют глубоко метаморфизованные и магматические породы основного и даже кислого состава.

Основные породы составляют около 70% всего объема этого слоя. Базальтовый слой океанической коры значительно более однороден. Преобладающим типом пород являются так называемые толеитовые базальты, отличающиеся от континентальных базальтов низким содержанием калия, рубидия, стронция, бария, урана, тория, циркония и высоким отношением Na/K.

Это связано с меньшей интенсивностью процессов дифференциации при их вплавлении из мантии. В глубоких рифовых разломах выходят ультраосновные породы верхней мантии. Распространенность горных пород в земной коре, сгруппированных для определения соотношения их объема и масс, приведена на рис.3.

Рис.3.

Распространенность горных пород в земной коре

Формирование земной коры

Земная кора континентов состоит из кристаллических пород базальтового и гранитного геофизических слоев (59,2% и 29,8% соответственно от общего объема земной коры), перекрытых оса- дочной оболочкой (стратисферой). Площадь материков и островов составляет 149 млн.

Типы строения земной коры

км2. Осадочная оболочка покрывает 119 млн. км2, т.е. 80% общей площади суши, выклиниваясь в направлении к древним щитам платформ. Сложена она преимущественно позднепротерозойскими и фанерозойскими осадочными и вулканогенными породами, хотя в ее составе присутствуют в незначительном количестве и более древние средне и раннепротерозойские слабо метаморфизованные отложения протоплатформ.

Площади выходов осадочных пород с увеличением возраста убывают, а кристаллических пород – растут.

Осадочная оболочка земной коры океанов, занимающих 58% общей площади Земли, залегает на базальтовом слое. Возраст ее отложений по данным глубоководного бурения охватывает интервал времени от верхней юры до четвертичного периода включительно. Средняя мощность осадочной оболочки Земли оценивается в 2,2 км, что соответствует 1/3000 радиуса планеты. Общий объем слагающих ее образований примерно 1100 млн.

км3, что составляет 10,9% от общего объема земной коры и 0,1% от общего объема Земли. Общий объем океанских осадков оценивается в 280 млн. км3. Средняя мощность земной коры оценивается в 37,9 км, что составляет 0,94% от общего объема Земли. Вулканические породы составляют 4,4% на платформах и 19,4% в складчатых областях от общего объема осадочной оболочки.

В платформенных областях и, особенно, в океанах широко распространены базальтовые покровы, занимающие более чем две трети поверхности Земли.

Земная кора, атмосфера и гидросфера Земли сформированы вследствие геохимической дифференциации нашей планеты, сопровождавшейся плавлением и дегазацией глубинного вещества. Формирование земной коры обусловлено взаимодействием эндогенных (магматических, флюидно-энергетических) и экзогенных (физическое и химическое выветривание, разрушение, разложение пород, интенсивное терригенное осадконакопление) факторов.

Большое значение при этом имеет изотопная систематика магматических пород, поскольку именно магматизм несет в себе информацию о геологическом времени и вещественной специфике поверхностных тектонических и глубинных мантийных процессов, ответственных за формирование океанов и континентов и отражает важнейшие особенности процессов превращения глубинного вещества Земли в земную кору. Наиболее обоснованным считается последовательное образование за счет деплетированной мантии океанской коры, которая в зонах конвергентного взаимодействия плит формирует кору переходного типа островных дуг, а последняя после ряда структурно-вещественных преобразований превращается в континентальную земную кору.

Строение и типы земной коры

Земная кора , слагающая верхнюю оболочку Земли, неоднородна по вертикали и горизонтали.

Верхней границей земной коры является верхняя твердая поверхность планеты, нижней - поверхность мантии. По агрегатному состоянию верхняя часть мантии ближе земной коре, поэтому их объединяют в единую каменную оболочку - литосферу.

Верхняя граница литосферы и земной коры совпадают, нижняя граница проходит по поверхности астеносферы. Под континентами и земная кора, и литосфера имеют большую мощность, чем под океанами, при этом синхронно возрастают или сокращаются мощности и земной коры, и надастеносферного слоя мантии.

Наиболее выдержанное строение имеют древние блоки земной коры, или континентальные ядра, возраст которых более 2 млрд лет. В них выделяются три слоя (оболочки): верхний - осадочный слой, затем гранитный и еще ниже базальтовый.

Названия эти даны по физическим свойствам слоев, а не по составу, поэтому являются условными.

Осадочный слой сложен осадочными и вулканогенно-осадочными породами. Почвы и современные, в том числе и техногенные, отложения в него не входят. Основная масса пород глинистые и песчанистые (почти 70 %): рыхлые (глина, песок) и сцементированные (глинистые сланцы, песчаники).

Карбонатные породы (известняки, мергели и др.) сцементированы. Породы, претерпевшие термодинамические преобразования (раскристаллизацию), отсутствуют или встречаются редко и локально. Залегают такие слои горизонтально и субгоризонтально.

Изредка этот слой прорывается силикатными расплавами, близкими по составу базальтам. Среди осадочных пород нередко залегают пласты угля и слои, насыщенные газами и нефтью. Средняя плотность пород - 2,45 г/см3.

Мощность слоя изменяется от 0 до 20 км, составляя в среднем около 3,5 км. Его подстилает гранитный или базальтовый слои.

Гранитный слой состоит из гнейсов, близких по составу гранитам, и гранитов, в совокупности составляющих почти 80 %.

Поэтому этот слой чаще называют гранито-гнейсовый . Горные породы, слагающие этот слой, образуют тела в форме слоев, линз, жил, нередко прорывают слоистые толщи и по разломам внедряются в виде интрузивов. Все эти тела деформируются, раздавливаются, сминаются в складки, разбиваются на блоки, т.

е. испытывают термодинамические и тектонические воздействия и перекристаллизацию. Мощность слоя изменяется от 0 до 25 км. Он перекрывается осадочным слоем.

Ниже гранитного залегает базальтовый слой. Граница между ними носит название поверхности (раздел) Конрада и выражена, как правило, нечетко. Средняя плотность слоя составляет 2,7 г/см3.

Базальтовый слой состоит в основном из гнейсов, близких по составу базитам, габброидам и гранулитам, поэтому называется часто базито-гнейсовым или гранулито-гнейсовым.

Ниже базальтового слоя земной коры залегает надастеносферный слой мантии, входящий, как уже говорилось, вместе с земной корой в литосферу.

По составу этот слой близок перидотитам и называется ультрабазитовым. Средняя плотность 3,3 г/см3, значительно выше, чем у пород нижнего слоя коры. Под континентами этот слой обеднен кремнием, калием, алюминием и летучими компонентами (си-алическими). Такая мантия называется «истощенной», т. е. отдавшей значительную часть легких элементов для формирования земной коры. Так же отличается и базито-гнейсовый слой континентов от базальтового слоя океанической коры.

В земной коре океанов встречаются два «базальтовых» слоя: континентального и океанического типов. Такая закономерность характерна для древней океанической коры вблизи континентальных окраин.

По принадлежности к основным элементам земной коры, по составу и мощности выделяются два основных типа земной коры: континентальная и океаническая.

Континентальная кора - кора континентов (и примыкающего мелководного шельфа) характеризуется большой мощностью, достигающей 75-80 км в молодых горных сооружениях и 35-45 км в пределах платформ.

Сложена магматическими, осадочными и метаморфическими породами, образующими три слоя (рис. 5.1). Самый верхний осадочный слой, представленный осадочными породами, имеет мощность от 0 до 5 (10) км и отличается прерывистым распространением. Он отсутствует на наиболее поднятых участках древних кратонов - выступах и щитах.

В некоторых, наиболее прогнутых структурах земной коры - впадинах и синеклизах - мощность осадочного слоя достигает 15-20 км. Значения плотности пород здесь небольшие, а скорость распространения продольных сейсмических волн составляет (V) 2-5 км/с.

Ниже залегает гранитный (теперь его называют гранито-гнейсовым) слой, сложенный в основном гранитами, гнейсами и другими метаморфическими породами разных фаций метаморфизма.

Наиболее полные разрезы этого слоя представлены на кристаллических щитах древних кратонов. Значения плотности пород здесь измеряются в пределах 2,5-2,7 г/см3, а скорость распространения продольных сейсмических волн (К) до 5-6,5 км/с. Его средняя мощность составляет 15-20 км, а иногда достигает 25 км.

Третий, нижний, слой называют базальтовым .

По среднему химическому составу и скорости распространения сейсмических волн этот слой близок к базальтам. Правда, существует предположение, что сложен слой основными породами типа габбро и метаморфическими разновидностями пород амфиболитовой и гранулитовой фаций.

He исключается присутствие и ультраосновных пород гранат-пироксенового состава - эклогитов. Поэтому правильнее было бы его называть гранулито-базитовым . Мощность слоя меняется в пределах 15-20-35 км, скорость распространения продольных сейсмических волн увеличивается (К) до 6,5-6,7-7,4 км/с.

Граница между гранито-гнейсовым и гранулито-базитовым слоями называется сейсмическим разделом Конрада, которая выделяется по скачку волн V с 6,5 до 7,4 км/с у подошвы третьего слоя.

В последние годы данные глубинного сейсмозондирования показали, что граница Конрада существует не везде.

В.В. Белоусовым и Н.И. Павленковой была предложена новая четырехслойная модель земной коры (рис. 5.2). В этой модели выделяются верхний осадочный слой с четкой скоростной границей - K0.

Ниже расположены три слоя консолидированной коры: верхний, промежуточный и нижний, разделенные границами K1 и K2. Граница K1 устанавливается на глубине 10-15 км, над ней находятся породы со скоростями V = 5,9-6,3 км/с. Граница K2 проходит на глубине порядка 30 км и породы между K1 и K2 характеризуются Vр = 6,4-6,5 км/с. В нижнем слое V достигают 6,8-7,0 км/с.

Вещественный состав нижнего слоя представлен породами гранулитовой фации метаморфизма и основными, и ультраосновными магматическими породами.

Средний и верхний слои считаются сложенными магматическими и метаморфическими породами кислого состава.

Таким образом, предложенная трехслойная модель консолидированной части континентальной коры основывается лишь на сейсмических данных, а петрографический состав фактически соответствует двухслойной модели: гранулито-гнейсовому и гранулито-базитовому слоям.

Океаническая кора. Раньше считалось, что океаническая кора состоит из двух слоев: верхнего осадочного и нижнего базальтового.

Многолетние исследования океанического дна путем бурения, драгирования и сейсмических работ установили, что океаническая кора имеет трехслойное строение при средней мощности 5-7 км.

1. Осадочный , верхний, слой состоит из рыхлых осадков разного состава и мощности, варьирующей в очень широком диапазоне, от нескольких сотен метров до 6-7 км.

Максимальной мощности осадочный слой достигает в океанических желобах (6,5 км на юго-западе Японии) или в подводных конусах выноса (например, Бенгальский конус на продолжении рек Ганга и Брахмапутры, Амазонский, Миссисипский, где мощность осадков достигает 3-5 км).

Скорость распространения Vр = 1,0-2,5 км/с.

2. Второй слой, расположенный ниже, сложен преимущественно базальтовыми лавами подушечного и покровного типов. Соотношение различных типов лав на дне кальдеры горы Осевой (хребет Хуан де Фука) были детально закартированы в одной из экспедиций НИС «Мстислав Келдыш» в 1985 г. (рис. 5.3).

3. Третий, нижний, слой, по данным драгирования и глубоководного бурения, сложен основными магматическими породами типа габбро и ультраосновными (перидотитами, пироксенитами).

Разрез океанической коры, вскрытый во впадине Хесса в Галапагосском рифте Тихого океана, опробован драгированием и исследован с французского спускаемого аппарата «Наутилус» (рис. 5.4).

Строение континентальной земной коры

В основании разреза залегают габбро с K = 6,8 км/с, которые выше сменяются долеритами мощностью до 1 км и F = 5,5 км/с, а заканчивается разрез подушечными и покровными лавами толеитовых базальтов мощностью около 1 км.

В основании разреза находятся перидотиты. Слоистое строение океанической коры прослеживается на большие расстояния, что подтверждается данными многоканального сейсмического профилирования.


Результатами геофизических исследований последних десятилетий явилось выделение еще двух, промежуточных (переходных) типов земной коры: субконтинентального и субокеанического.

Субконтинентальный тип земной коры по своему строению близок континентальной коре, имеет меньшую мощность 20-30 км и нечетко выраженную границу Конрада.

Характерен для островных дуг и окраин материков.

Субокеанический тип земной коры выделяется в глубоководных котловинах окраинных и внутренних морей (Охотское, Японское, Средиземное, Черное и др.). Этот тип от океанической коры отличается повышенными мощностями осадочного слоя (4-10 км и более), а его общая мощность составляет 10-20, местами 25-30 км.

На материках и под глубинами океанов строение земной коры различно. На равнинных территориях толщина коры около 40 километров, под горными хребтами она еще больше - до 80 километров. Под глубоководной частью океана толщина коры меньше, от 5 до 15 километров. В среднем, под материками земная кора залегает на глубине 35 км, а под океанами - 7 км. Каждый вид имеет разное строение, из-за чего возникает вопрос, а какими типами земной коры образована тихоокеанская плита?

Различия строения материковой и океанической коры

Кроме различия в толщине, наблюдаются различия в строении коры океанического и земного типов. Материковая состоит из трех слоев: осадочного (самый верхний), гранитного (средний слой) и базальтового (нижний). Океаническая осадочного и базальтового слоев.

Граница между материковой и океанической корой не всегда прослеживается, зачастую она размыта. К примеру, к краю материковой платформы могут примыкать окраины котловины морей, где строение земной коры близко к океаническому типу. В таких местах практически отсутствует гранитный слой, а вот верхний осадочный сильно развит.

Граница океанов и морей представлена островными дугами. Земная кора в этих районах схожа по строению и толщине с материковым типом. И это не все типы.

Виды океанической коры

А какими типами земной коры образована тихоокеанская плита и какие вообще типы существуют? Различают несколько категорий строений океанических видов коры.

1. Океаническо-материковый. Данный тип встречается на отмели и представляет собой прямое продолжение материковых структур в пределах шельфа. Толщина коры в этом месте до 35 километров. Строение шельфа такое же, как и у материкового типа: есть базальтовый (нижний), гранитный (средний) и осадочный (верхний, образующий поверхность планеты) слои. Но даже при наличии всех трех слоев земная кора шельфа имеет мощный осадочный слой.
2. Геосинклинальный морской тип. Встречается на впадинах морей. Данный вид подстилает Берингово, Черное, Охотское, Средиземное, Карибское моря и др. Для этого типа коры характерно постепенно выклинивание гранитного слоя.
3. Субокеанический. Располагается в пределах материкового склона. В его нижней части наблюдается уменьшение гранитового слоя.
4. Тип океанических хребтов и поднятий. Характеризуется сложным рельефом с участием разломов. К данному типы относят среднеокеанические хребты, горные страны, расположенные в Тихом океане.

Разные типы могут формировать одну плиту. А вот тихоокеанская литосферная плита образована только корой океанического типа.

Тихоокеанская плита

Самой крупной литосферной плитой является тихоокеанская. С момента развития земной коры она находится в постоянном движении и постепенно ее размеры уменьшаются.

На юге плита граничит с антарктической плитой. Граница между ними проходит по Тихоокеанско-антарктическому хребту. На севере плита формирует Алеутский желоб, а на западе - Марианскую впадину.

Плита движется на север, формируя разлом Сан-Андреас.

Особенности тихоокеанской плиты

Зная, какими типами земной коры образована можно сформулировать ее отличие от коры земного типа.

Первое и главное отличие - отсутствие гранитного слоя. В этом типе плиты есть только два слоя, а в материковом их три. Различаются плиты возрастом. Океанический считается молодым, а земной - более старым.

Знание о том, какими типами земной коры образована тихоокеанская плита и какова ее толщина, можно понять, почему она подгибается под материковую. Последняя более толстая и мощная, имеет твердый слой. А вот океанический тип считается мягким, тонким. Толщина хорошо прослеживается в местах образования хребтов - чем ближе океанических хребет, тем моложе участок коры.

Ученые предполагают, что нарастание идет от хребтов к материкам, а затем наблюдается опускание слоев под тяжестью материкового типа коры. Во время этого процесса возникают островные дуги, желоба, выступы, прогибы. Таким образом, выделяют две зоны: спрединг и субдукция. Первая зона - это участок формирования коры океанического типа, а зона субдукции - это место, где кора начинает погружаться под материковую.

Ярким примером перехода коры из одного типа в другой на тихоокеанской плите является Марианская впадина. Это переходная область с четко выраженной островной дугой, большой глубиной желоба и интенсивной сейсмической активностью.

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 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 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.

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:

1. 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 км 2 , в том числе Азия – 43, 45 млн. км 2 , Европа – 10, 0 млн. км 2 ;

Африка – 30, 30 млн. км 2 ;

Северная Америка – 24, 25 млн. км 2 ;

Южная Америка – 18, 28 млн. км 2 ;

Антарктида – 13, 97 млн. км 2 ;

Австралия – 7, 70 млн. км 2 ;

Австралия с Океанией – 8, 89 км 2 .

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. км 2 .

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 %.