Происхождение Земли. Как вам уже известно. Земля - небольшое космическое тело, часть Солнечной системы. Как же родилась наша планета? Ответить на этот вопрос пытались еще ученые античного мира. Существует много различных гипотез. С ними вы познакомитесь при изучении астрономии в старших классах.

Из современных взглядов на происхождение Земли наиболее распространена гипотеза О. Ю. Шмидта об образовании Земли из холодного газово-пылевого облака. Частицы этого облака, вращаясь вокруг Солнца, сталкивались, «слипались», образуя сгустки, нараставшие как снежный ком.

Существуют и гипотезы образования планет в результате космических катастроф - мощных взрывов, вызванных распадом звездного вещества. Ученые продолжают искать новые пути решения проблемы происхождения Земли.

Строение материковой и океанической земной коры. Земная кора - самая верхняя часть литосферы. Она представляет собой как бы тонкое «покрывало», под которым скрыты неспокойные земные недра. По сравнению с другими геосферами земная кора кажется тонкой пленкой, в которую обернут земной шар. В среднем толщина земной коры составляет всего 0,6% от длины земного радиуса.

Внешний облик нашей планеты определяют выступы материков и впадины океанов, заполненные водой. Чтобы ответить на вопрос, как они образовались, надо знать различия в строении земной коры. Эти различия вы можете установить по рисунку 8.

1. Какие три слоя составляют земную кору?
2. Какова толщина коры у материков? Под океанами?
3. Выделите два признака, отличающие материковую кору от океанической.

Как же объяснить различия в строении земной коры? Большинство ученых считает, что сначала на нашей планете образовалась кора океанического типа. Под влиянием процессов, происходящих внутри Земли, на ее поверхности образовались складки, т. е. горные участки. Толщина коры увеличилась, образовались выступы материков. Относительно дальнейшего развития материков и впадин океанов существует ряд гипотез. Одни ученые утверждают, что материки неподвижны, другие, наоборот, говорят об их постоянном движении.

В последние годы создана теория строения земной коры, основанная на представлении о литосферных плитах и на гипотезе дрейфа материков, созданной в начале XX в. немецким ученым А. Вегенером. Однако в то время он не мог найти ответа на вопрос о происхождении сил, перемещающих континенты.

Рис. 8. Строение земной коры на материках и под океанами

Плиты литосферы. Согласно теории литосферных плит земная кора вместе с частью верхней мантии не является монолитным панцирем планеты. Она разбита сложной сетью глубоких трещин, которые уходят на большую глубину, достигают мантии. Эти гигантские трещины делят литосферу на несколько очень больших блоков (плит) толщиной от 60 до 100 км. Границы между плитами проходят по срединно-океаническим хребтам - гигантским вздутиям на теле планеты или по глубоководным желобам - ущельям на океаническом дне. Есть такие трещины и на суше. Они проходят по горным поясам вроде Алышй-ско-Гималайского, Уральского и др. Эти горные пояса похожи на «швы на месте залеченных старых ран на теле планеты». На суше есть и «свежие раны» - знаменитые Восточно-Африканские разломы.

Выделяют семь громадных плит и десятки плит поменьше. Большинство плит включает как материковую, так и океаническую кору (рис. 9).

Рис. 9. Плиты литосферы

Плиты лежат на сравнительно мягком, пластичном слое мантии, по которому и происходит их скольжение. Силы, вызывающие движение плит, возникают при перемещении вещества в верхней мантии (рис. 10). Мощные восходящие потоки этого вещества разрывают земную кору, образуя в ней глубинные разломы. Эти разломы есть на суше, но больше всего их в срединно-океанических хребтах на дне океанов, где земная кора тоньше. Здесь расплавленное вещество поднимается из недр Земли и расталкивает плиты, наращивая земную кору. Края разломов отодвигаются друг от друга.

Рис. 10. Предполагаемое движение литосферных плит: 1. Атлантический океан. 2. Срединно-океанический хребет. 3. Погружение плит в мантию. 4. Океанический желоб. 5. Анды. 6. Подъем вещества из мантии

Плиты медленно перемещаются от линии подводных хребтов к линиям желобов со скоростью от 1 до б см в год. Этот факт был установлен в результате сопоставления снимков, сделанных с искусственных спутников Земли. Соседние плиты сближаются, расходятся или скользят одна относительно другой (см. рис. 10). Они плавают на поверхности верхней мантии, как куски льда на поверхности воды.

Если плиты, одна из которых имеет океаническую кору, а другая материковую, сближаются, то покрытая морем плита изгибается, как бы ныряет под континент (см. рис. 10). При этом возникают глубоководные желоба, островные дуги, горные хребты, например Курильский желоб. Японские острова, Анды. Если сближаются две плиты с материковой корой, то их края вместе со всеми накопленными на них осадочными породами сминаются в складки. Так образовались, например, на границе Евразийской и Индо-Австралийской плит Гималаи.

Рис. 11. Изменение очертаний материков в разное время

Согласно теории литосферных плит на Земле когда-то был один материк, окруженный океаном. Со временем на нем возникли глубинные разломы и образовалось два континента - в Южном полушарии Гондвана, а в Северном - Лавразия (рис. 11). Впоследствии и эти материки были разбиты новыми разломами. Образовались современные континенты и новые океаны - Атлантический и Индийский. В основании современных материков лежат древнейшие относительно устойчивые и выровненные участки земной коры - платформы, т. е. плиты, образовавшиеся в далеком геологическом прошлом Земли. При столкновении плит возникли горные сооружения. Некоторые материки сохранили следы столкновения нескольких плит. Площадь их постепенно увеличивалась. Так, например, образовалась Евразия.

Учение о литосферных плитах дает возможность заглянуть и в будущее Земли. Предполагают, что примерно через 50 млн лет разрастутся Атлантический и Индийский океаны, Тихий уменьшится в размерах. Африка сместится на север. Австралия пересечет экватор и придет в соприкосновение с Евразией. Однако это только прогноз, который требует уточнения.

Ученые пришли к выводу, что в местах разрыва и растяжения земной коры в срединных хребтах образуется новая океаническая кора, которая постепенно расползается в обе стороны от породившего ее глубинного разлома. На дне океана работает как бы гигантский конвейер. Он переносит молодые блоки литосферных плит от места их зарождения к континентальным окраинам океанов. Скорость движения маленькая, путь длинный. Поэтому эти блоки достигают берега через 15-20 млн лет. Пройдя этот путь, плита опускается в глубоководный желоб и, «ныряя» под континент, погружается в мантию, из которой она образовалась в центральных частях срединных хребтов. Так замыкается круг жизни каждой литосферной плиты.

Карта строения земной коры. Древние платформы, складчатые горные области, положение срединно-океани-ческпх хребтов, зоны разломов на суше и дне океана, выступы кристаллических пород на материках показаны на тематической карте «Строение земной коры».

Сейсмические пояса Земли. Пограничные области между литосферными плитами называют сейсмическими поясами. Это самые беспокойные подвижные области планеты. Здесь сосредоточено большинство действующих вулканов, происходит не менее 95% всех землетрясений. Сейсмические области протянулись на тысячи километров и совпадают с областями глубинных разломов на суше, в океане - со срединно-океаническими хребтами и глубоководными желобами. На Земле более 800 действующих вулканов, извергающих на поверхность планеты много лавы, газов и водяного пара.

Знания о строении и истории развития литосферы важны для поисков месторождений полезных ископаемых, для составления прогнозов стихийных бедствий, которые связаны с процессами, происходящими в литосфере. Предполагают, например, что именно на границах плит образуются рудные ископаемые, происхождение которых связано с внедрением магматических пород в земную кору.

1. Какое строение имеет литосфера? Какие явления происходят на границах ее плит?
2. Как размещаются на Земле сейсмические пояса? Расскажите о землетрясениях и извержениях вулканов, известных вам из сообщений радио, телевидения. газет. Объясните причины этих явлений.
3. Как следует работать с картой строения земной коры?
4. Справедливо ли утверждение, что распространение материковой коры совпадает с площадью суши? 5. Где, по вашему мнению, в далеком будущем на Земле могут образоваться новые океаны? Новые материки?

Земная кора составляет самую верхнюю оболочку твердой Земли и одевает планету почти сплошным слоем, изменяя свою мощность от 0 на некоторых участках средин-но-океанических хребтов и океанских разломов до 70-75 км под высокими горными сооружениями (Хаин, Ломизе, 1995). Мощность коры на континентах, определяемая по возраста­нию скорости прохождения продольных сейсмических волн до 8-8,2 км/с (граница Мохоровичича , или граница Мохо ), достигает 30-75 км, а в океанических впадинах 5-15 км. Первый тип земной коры был назван океаническим, вто­рой - континентальным.

Океанская кора занимает 56% земной поверхности и обладает небольшой мощностью – 5–6 км. В ее строении вы­деляется три слоя (Хаин, Ломизе, 1995).

Первый , или осадочный, слой мощностью не более 1 км встречается в центральной части океанов и достигает мощности 10–15 км на их периферии. Он полностью отсут­ствует в осевых зонах срединно-океанических хребтов. В со­став слоя входят глинистые, кремнистые и карбонатные глу­боководные пелагические осадки (рис. 6.1). Карбонатные осадки распространены не глубже критической глубины на­копления карбонатов. Ближе к континенту появляется при­месь обломочного материала, снесенного с суши; это так на­зываемые гемипелагические осадки. Скорость распростра­нения продольных сейсмических волн здесь составляет 2–5 км/с. Возраст осадков этого слоя не превышает 180 млн лет.

Второй слой в своей основной верхней части (2А) сложен базальтами с редкими и тонкими прослоями пелаги-

Рис. 6.1. Разрез литосферы океанов в сравнении с усреднен­ным разрезом офиолитовых аллохтонов. Внизу – модель формирования главных единиц разреза в зоне океанского спрединга (Хаин, Ломизе, 1995). Условные обозначения: 1 –

пелагические осадки; 2 – излившиеся базальты; 3 – комплекс параллельных даек (долериты); 4 – верхние (не расслоенные) габброиды и габбро-долериты; 5, 6 – расслоенный комплекс (кумуляты): 5 – габброиды, 6 – ультрабазиты; 7 – тектонизи-рованные перидотиты; 8 – базальный метаморфический оре­ол; 9 – базальтовая магма смена I–IV – последовательная смена условий кристаллизации в очаге по мере удаления от оси спрединга

ческих осадков; базальты нередко обладают характерной по­душечной (в поперечном сечении) отдельностью (пиллоу-лавы), но встречаются и покровы массивных базальтов. В нижней части второго слоя (2В) развиты параллельные дай­ки долеритов. Общая мощность 2-го слоя 1,5–2 км, а ско­рость продольных сейсмических волн 4,5–5,5 км/с.

Третий слой океанской коры состоит из полнокри­сталлических магматических пород основного и подчиненно ультраосновного состава. В его верхней части обычно разви­ты породы типа габбро, а нижнюю часть составляет «полос­чатый комплекс», состоящий из чередования габбро и ульт-рамафитов. Мощность 3-го слоя 5 км. Скорость продольных волн в этом слое достигает 6–7,5 км/с.

Считается, что породы 2-го и 3-го слоев образовались одновременно с породами 1-го слоя.

Океанская кора, вернее кора океанского типа, не ограни­чивается в своем распространении ложем океанов, а развита также в глубоководных котловинах окраинных морей, таких как Японское море, Южно-Охотская (Курильская) котловина Охотского моря, Филиппинское, Карибское и многие другие

моря. Кроме того, имеются серьезные основания подозре­вать, что в глубоких впадинах континентов и мелководных внутренних и окраинных морей типа Баренцева, где мощ­ность осадочного чехла составляет 10-12 км и более, он подстилается корой океанского типа; об этом свидетельст­вуют скорости продольных сейсмических волн порядка 6,5 км/с.

Выше говорилось, что возраст коры современных океанов (и окраинных морей) не превышает 180 млн лет. Однако в пределах складчатых поясов континентов мы на­ходим и гораздо более древнюю, вплоть до раннедокембрий-ской, кору океанского типа, представленную так называе­мыми офиолитовыми комплексами (или просто офиолита-ми). Термин этот принадлежит немецкому геологу Г. Штейнманну и был предложен им еще в начале XX в. для обозначения характерной «триады» пород, обычно встре­чающихся вместе в центральных зонах складчатых систем, а именно серпентинизированных ультрамафитов (аналог слоя 3), габбро (аналог слоя 2В), базальтов (аналог слоя 2А) и ра­диоляритов (аналог слоя 1). Сущность этого парагенеза по­род долго интерпретировалась ошибочно, в частности, габб­ро и гипербазиты считались интрузивными и более молоды­ми, чем базальты и радиоляриты. Только в 60-г годы, когда были получены первые достоверные сведения о составе оке­анской коры, стало очевидным, что офиолиты-это океан­ская кора геологического прошлого. Это открытие имело кардинальное значение для правильного понимания условий зарождения подвижных поясов Земли.

Структуры земной коры океанов

Области сплошного распространения земной коры океа­нического типа выражены в рельефе Земли океаническими впадинами . В пределах океанических впадин выделяются два крупнейших элемента: океанические платформы и океани­ческие орогенные пояса . Океанические платформы (или та-лассократоны) в рельефе дна имеют вид обширных абис­сальных плоских или холмистых равнин. К океаническим орогенным поясам относятся срединно-океанические хреб­ты, имеющие высоту над окружающей равниной до 3 км (местами поднимаются в виде островов над уровнем океана). Вдоль оси хребта часто прослеживается зона рифтов - уз­ких грабенов шириной 12-45 км при глубине до 3-5 км, указывающих на господство в этих участках растяжения земной коры. Для них характерны высокая сейсмичность, резко повышенный тепловой поток, низкая плотность верх­ней мантии. Геофизические и геологические данные свиде­тельствуют о том, что мощность осадочного покрова умень­шается по мере приближения к осевым зонам хребтов, а океаническая кора испытывает заметное поднятие.

Следующий крупный элемент земной коры - пере­ходная зона между континентом и океаном. Это область максимального расчленения земной поверхности, где нахо­дятся островные дуги , отличающиеся высокой сейсмично­стью и современным андезитовым и андезито-базальтовым вулканизмом, глубоководные желоба и глубоководные впа­дины окраинных морей. Очаги землетрясений образуют здесь сейсмофокальную зону (зону Беньофа-Заварицкого), погружающуюся под континенты. Переходная зона наиболее

ярко проявлена в западной части Тихого океана. Для нее ха­рактерен промежуточный тип строения земной коры.

Континентальная кора (Хаин, Ломизе, 1995) распро­странена не только в пределах собственно континентов, т. е. суши, за возможным исключением наиболее глубоких впа­дин, но и в пределах шельфовых зон континентальных окра­ин и отдельных участков внутри океанских бассейнов-мик­роконтинентов. Тем не менее общая площадь развития кон­тинентальной коры меньше, чем океанской, и составляет 41% земной поверхности. Средняя мощность континенталь­ной коры 35-40 км; она уменьшается к окраинам континен­тов и в пределах микроконтинентов и возрастает под горны­ми сооружениями до 70-75 км.

В общем, континентальная кора , так же как и океан­ская, имеет трехслойное строение, но состав слоев, особенно двух нижних, существенно отличается от наблюдаемых в океанской коре.

1. Осадочный слой, обычно именуемый осадочным чехлом. Его мощность изменяется от нуля на щитах и менее крупных поднятиях фундамента платформ и осевых зон складчатых сооружений до 10 и даже 20 км во впадинах платформ, передовых и межгорных прогибах горных поясов. Правда, в этих впадинах кора, подстилающая осадки и обычно называемая консолидированной, может уже быть ближе по своему характеру к океанской, чем к континен­тальной. В состав осадочного слоя входят различные оса­дочные породы преимущественно континентального или мелководного морского, реже батиального (опять-таки в пределах глубоких впадин) происхождения, а также, далеко

не повсеместно, покровы и силлы основных магматических пород, образующие трапповые поля. Скорость продольных волн в осадочном слое составляет 2,0-5,0 км/с с максиму­мом для карбонатных пород. Возрастной диапазон пород осадочного чехла-до 1,7 млрд лет, т. е. на порядок выше, чем осадочного слоя современных океанов.

2. Верхний слой консолидированной коры выступа­ет на дневную поверхность на щитах и массивах платформ и в осевых зонах складчатых сооружений; он вскрыт на глуби­ну 12 км в Кольской скважине и на значительно меньшую глубину в скважинах в Волго-Уральской области на Русской плите, на плите Мидконтинента США и на Балтийском щите в Швеции. Золотодобывающая шахта в Южной Индии про­шла по данному слою до 3,2 км, в Южной Африке-до 3,8 км. Поэтому состав этого слоя, по крайней мере его верхней части, в общем хорошо известен-главную роль в его сло­жении играют различные кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты и граниты, в связи с чем он нередко именуется гранито-гнейсовым. Скорость продольных волн в нем со­ставляет 6,0-6,5 км/с. В фундаменте молодых платформ, имеющем рифейско-палеозойский или даже мезозойский возраст, а частично и во внутренних зонах молодых складча­тых сооружений этот же слой сложен менее сильнометамор-физованными (зеленосланцевая фация вместо амфиболито-вой) породами и содержит меньше гранитов; поэтому здесь его часто называют гранитно-метаморфическим слоем, а типичные скорости продольных воли в нем порядка 5,5-6,0 км/с. Мощность данного слоя коры достигает 15-20 км на платформах и 25-30 км в горных сооружениях.

3. Нижний слой консолидированной коры. Перво­начально предполагалось, что между двумя слоями консоли­дированной коры существует четкая сейсмическая граница, получившая по имени ее первооткрывателя-немецкого геофизика-название границы Конрада. Бурение только что упоминавшихся скважин поставило под сомнение существо­вание такой четкой границы; иногда вместо нее сейсмика обнаруживает в коре не одну, а две (К 1 и К 2) границы, что дало основание выделить в нижней коре два слоя (рис. 6.2). Состав пород, слагающих нижнюю кору, как отмечалось, недостаточно известен, так как скважинами она не достигну­та, а на поверхности обнажается фрагментарно. Исходя из

Рис. 6.2. Строение и мощность континентальной коры (Хаин, Ломизе, 1995). А - главные типы разреза по сейсми­ческим данным: I-II - древние платформы (I - щиты, II

Синеклизы), III - шельфы, IV -молодые орогены. K 1 , К 2 -поверхности Конрада, М-поверхность Мохоровичича, скорости указаны для продольных волн; Б - гистограмма распределения мощностей континентальной коры; В - про­филь обобщенной прочности

общих соображений, В. В. Белоусов пришел к заключению, что в нижней коре должны преобладать, с одной стороны, породы, находящиеся на более высокой ступени метамор­физма и, с другой стороны, породы более основного состава, чем в верхней коре. Поэтому он назвал этот слой коры гра- нулит-базитовым. Предположение Белоусова в общем под­тверждается, хотя обнажения показывают, что в сложении нижней коры участвуют не только основные, но и кислые гранулиты. В настоящее время большинство геофизиков различают верхнюю и нижнюю кору по другому признаку- по их отличным реологическим свойствам: верхняя кора же­сткая и хрупкая, нижняя-пластичная. Скорость продольных волн в нижней коре 6,4-7,7 км/с; принадлежность к коре или мантии низов этого слоя со скоростями более 7,0 км/с нередко спорна.

Между двумя крайними типами земной коры-океан­ским и континентальным - существуют переходные типы. Один из них - субокеанская кора - развит вдоль континен­тальных склонов и подножий и, возможно, подстилает дно котловин некоторых не очень глубоких и широких окраин­ных и внутренних морей. Субокеанская кора представляет собой утоненную до 15-20 км и пронизанную дайками и силлами основных магматических пород континентальную

кору. Она вскрыта скважиной глубоководного бурения у входа в Мексиканский залив и обнажена на побережье Крас­ного моря. Другой тип переходной коры - субконтинен­тальный -образуется в том случае, когда океанская кора в энсима-тических вулканических дугах превращается в кон­тинентальную, но еще не достигает полной «зрелости», об­ладая пониженной, менее 25 км, мощностью и более низкой степенью консолидированности, что отражается в понижен­ных скоростях сейсмических волн - не более 5,0-5,5 км/с в низах коры.

Некоторые исследователи выделяют в качестве особых типов еще две разновидности океанской коры, о которых уже шла речь выше; это, во-первых, утолщенная до 25-30 км океанская кора внутренних поднятий океана (Исландия и др.) и, во-вторых, кора океанского типа, «надстроенная» мощным, до 15-20 км, осадочным чехлом (Прикаспийская впадина и др.).

Поверхность Мохоровичича и состав верхней ман­ тии. Граница между корой и мантией, обычно сейсмически достаточно четко выраженная скачком скоростей продоль­ных волн от 7,5-7,7 до 7,9-8,2 км/с, известна как поверх­ность Мохоровичича (или просто Мохо и даже М), по имени установившего ее хорватского геофизика. В океанах эта гра­ница отвечает переходу от полосчатого комплекса 3-го слоя с преобладанием габброидов к сплошным серпентинизиро-ванным перидотитам (гарцбургитам, лерцолитам), реже ду-нитам, местами выступающим на поверхность дна, а в ска­лах Сан-Паулу в Атлантике против берегов Бразилии и на о. Забаргад в Красном море, возвышающимся над поверхно-

стью океана. Верхи океанской мантии можно наблюдать местами на суше в составе низов офиолитовых комплексов. Их мощность в Омане достигает 8 км, а в Папуа-Новой Гви­нее, возможно, даже 12 км. Сложены они перидотитами, в основном гарцбургитами (Хаин, Ломизе, 1995).

Изучение включений в лавах и кимберлитах из трубок показывает, что и под континентами верхняя мантия в ос­новном сложена перидотитами, причем как здесь, так и под океанами в верхней части это шпинелевые перидотиты, а ниже-гранатовые. Но в континентальной мантии, по тем же данным, кроме перидотитов в подчиненном количестве при­сутствуют эклогиты, т. е. глубокометаморфизованные ос­новные породы. Эклогиты могут представлять собой мета-морфизованные реликты океанской коры, затащенные в ман­тию в процессе поддвига этой коры (субдукции).

Верхняя часть мантии вторично обеднена рядом ком­понентов: кремнеземом, щелочами, ураном, торием, редкими землями и другими некогерентными элементами благодаря выплавлению из нее базальтовых пород земной коры. Эта «истощенная» («деплетированная») мантия простирается под континентами на большую глубину (охватывая всю или почти всю ее литосферную часть), чем под океанами, сменя­ясь глубже «неистощенной» мантией. Средний первичный состав мантии должен быть близок к шпинелевому лерцоли-ту или гипотетической смеси перидотита и базальта в про­порции 3:1, названной австралийским ученым А. Е. Ринг-вудом пиролитом.

На глубине около 400 км начинается быстрое возрас­тание скорости сейсмических волн; отсюда до 670 км про-

стирается слой Голицына, названный так в честь русского сейсмолога Б.Б. Голицына. Его выделяют еще в качестве средней мантии, или мезосферы - переходной зоны между верхней и нижней мантией. Возрастание скоростей упругих колебаний в слое Голицына объясняется увеличением плот­ности вещества мантии примерно на 10% в связи с перехо­дом одних минеральных видов в другие, с более плотной упаковкой атомов: оливина в шпинель, пироксена в гранат.

Нижняя мантия (Хаин, Ломизе, 1995) начинается с глубины порядка 670 км. Нижняя мантия должна быть сло­жена в основном перовскитом (МgSiO 3) и магнезиовюсти-том (Fе, Мg)O - продуктами дальнейшего изменения мине­ралов, слагающих среднюю мантию. Ядро Земли в своей внешней части, по данным сейсмологии, является жидким, а внутреннее-снова твердым. Конвекция во внешнем ядре генерирует главное магнитное поле Земли. Состав ядра по­давляющим большинством геофизиков принимается желез­ным. Но опять же по экспериментальным данным приходит­ся допустить некоторую примесь никеля, а также серы, либо кислорода, либо кремния, чтобы объяснить пониженную плотность ядра по сравнению с определенной для чистого железа.

По данным сейсмотомографии, поверхность ядра яв­ляется неровной и образует выступы и впадины с амплиту­дой до 5-6 км. На границе мантии и ядра выделяют пере­ходный слой с индексом D" (кора обозначается индексом А, верхняя мантия-В, среднюю-С, нижнюю - D, верхнюю часть нижней мантии D"). Мощность слоя D" местами дости­гает 300 км.

Литосфера и астеносфера. В отличие от коры и ман­тии, выделяемым по геологическим данным (по веществен­ному составу) и данным сейсмологии (по скачку скоростей сейсмических волн на границе Мохоровичича), литосфера и астеносфера-понятия чисто физические, вернее реологиче­ские. Исходным основанием для выделения астеносферы- ослабленной, пластичной оболочки. подстилающей более же­сткую и хрупкую литосферу,-была необходимость объяс­нения факта изостатической уравновешенности коры, обна­руженного при измерениях силы тяжести у подножия гор­ных сооружений. Первоначально ожидалось, что такие со­оружения, особенно столь грандиозные, как Гималаи, долж­ны создавать избыточное притяжение. Однако когда в сере­дине XIX в. были произведены соответствующие измерения, оказалось, что такого притяжения не наблюдается. Следова­тельно, даже крупные неровности рельефа земной поверх­ности чем-то компенсированы, уравновешены на глубине для того, чтобы на уровне земной поверхности не проявля­лось значительных отклонений от средних значений силы тяжести. Таким образом, исследователи пришли к выводу что имеется общее стремление земной коры к уравновешен­ности за счет мантии; явление это получило название изо-стазии (Хаин, Ломизе, 1995).

Существуют два способа осуществления изостазии. Пер­вый заключается в том, что горы обладают корнями, погру­женными в мантию, т. е. изостазия обеспечивается вариа­циями мощности земной коры и нижняя поверхность по­следней обладает рельефом, обратным рельефу земной по­верхности; это гипотеза английского астронома Дж. Эри

(рис. 6.3). В региональном масштабе она обычно оправдыва­ется, так как горные сооружения действительно обладают более толстой корой и максимальная толщина коры наблю­дается у наиболее высоких из них (Гималаи, Анды, Гинду-куш, Тянь-Шань и др.). Но возможен и другой механизм реализации изостазии: участки повышенного рельефа долж­ны быть сложены менее плотными породами, а участки по­ниженного-более плотными; это гипотеза другого англий­ского ученого-Дж. Пратта. В этом случае подошва земной коры может быть даже горизонтальной. Уравновешенность континентов и океанов достигается комбинацией обоих ме­ханизмов-кора под океанами и много тоньше, и заметно плотнее, чем под континентами.

Большая часть поверхности Земли находится в состоянии, близком к изостатическому равновесию. Наибольшие откло­нения от изостазии-изостатические аномалии-обнаружи­вают островные дуги и сопряженные с ними глубоководные желоба.

Для того чтобы стремление к изостатическому равнове­сию было эффективным, т. е. под дополнительной нагрузкой происходило бы погружение коры, а при снятии нагрузки - ее подъем, надо, чтобы под корой существовал достаточно пластичный слой, способный к перетеканию из областей по­вышенного геостатического давления в области пониженно­го давления. Именно для этого слоя, первоначально выде­ленного гипотетически, американский геолог Дж. Баррелл и предложил в 1916 г. название астеносфера, что оз начает «слабая оболочка». Это предположение было подтверждено лишь много позднее, в 60-е годы, когда сейсмоло-

Рис. 6.3. Схемы изостатического равновесия земной коры:

а - по Дж. Эри, б - по Дж. Пратту (Хаин, Короновский, 1995)

логами (Б. Гутенберг) было обнаружено существование на некоторой глубине под корой зоны понижения или отсутст­вия повышения, естественного при увеличении давления, скорости сейсмических волн. В дальнейшем появился дру­гой метод установления астеносферы-метод магнитотел-лурического зондирования, при котором астеносфера прояв­ляет себя как зона понижения электрического сопротивле­ния. Кроме того, сейсмологи выявили еще один признак ас­теносферы - повышенные затухания сейсмических волн.

Астеносфере принадлежит также ведущая роль в дви­жениях литосферы. Течение астеносферного вещества увле­кает за собой литосферные пластины-плиты и вызывает их горизонтальные перемещения. Подъем поверхности астено­сферы приводит к подъему литосферы, а в предельном слу­чае- к разрыву ее сплошности, образованию раздвига и опусканию. К последнему ведет также отток астеносферы.

Таким образом, из двух оболочек, составляющих тек-тоносферу: астеносфера является активным, а литосфера- относительно пассивным элементом. Их взаимодействием оп­ределяется тектоническая и магматическая «жизнь» земной коры.

В осевых зонах срединно-океанских хребтов, особенно на Восточно-Тихоокеанском поднятии, кровля астеносферы на­ходится на глубине всего 3-4 км, т. е. литосфера ограничи­вается лишь верхней частью коры. По мере движения к пе­риферии океанов толщина литосферы увеличивается за счет

низов коры, а в основном верхов мантии и может достигать 80-100 км. В центральных частях континентов, особенно под щитами древних платформ, таких как Восточно­Европейская или Сибирская, мощность литосферы измеря­ется уже 150-200 км и более (в Южной Африке 350 км); по некоторым представлениям, она может достигать 400 км, т. е. здесь вся верхняя мантия выше слоя Голицына должна входить в состав литосферы.

Трудность обнаружения астеносферы на глубинах бо­лее 150- 200 км породила у некоторых исследователей со­мнения в ее существовании под такими областями и привела их к альтернативному представлению, что астеносферы как сплошной оболочки, т. е. именно геосферы, не существует, а имеется серия разобщенных «астенолинз». С этим выводом, который мог бы иметь важное значение для геодинамики, нельзя согласиться, так как именно указанные области де­монстрируют высокую степень изостатической уравнове­шенности, ведь к ним относятся приведенные выше примеры областей современного и древнего оледенения-Гренландия и др.

Причина того, что астеносферу не везде легко обнару­жить, состоит, очевидно, в изменении ее вязкости но латера-ли.

Основные структурные элементы земной коры континентов

На континентах выделяются два структурных элемента земной коры: платформы и подвижные пояса (Историческая геология, 1985).

Определение: платформа – стабильный жесткий уча­сток земной коры континентов, имеющий изометричную форму и двухэтажное строение (рис. 6.4). Нижний (первый) структурный этаж – кристаллический фундамент , представ­ленный сильно дислоцированными метаморфизованными породами, прорванными интрузиями. Верхний (второй) структурный этаж – полого залегающий осадочный чехол , слабодислоцированный и неметаморфизованный. Выходы на дневную поверхность нижнего структурного этажа называ­ются щитом . Участки фундамента, перекрытые осадочным чехлом называются плитой . Мощность осадочного чехла плиты составляет первые километры.

Пример : на Восточно-Европейской платформе выде­ляются два щита (Украинский и Балтийский) и Русская пли­та.

Структуры второго этажа платформы (чехла) бывают отрицательные (прогибы, синеклизы) и положительные (ан-теклизы). Синеклизы имеют форму блюдца, а антеклизы – перевернутого блюдца. Мощность отложений всегда больше на синеклизе, а на антеклизе – меньше. Размеры этих струк­тур в поперечнике могут достигать сотен или первых тысяч километров, а падение слоев на крыльях обычно - первые метры на 1 км. Существуют два определения этих структур.

Определение: синеклиза – геологическая структура, падение слоев которой направлено от периферии к центру. Антеклиза - геологическая структура, падение слоев которой направлено от центра к периферии.

Определение: синеклиза – геологическая структура, в ядре которой выходят более молодые отложения, а по краям

Рис. 6.4. Схема строения платформы. 1 - складчатый фундамент; 2 - платформенный чехол; 3 разломы (Историческая геология, 1985)

– более древние. Антеклиза – геологическая структура, в яд­ре которой выходят более древние отложения, а по краям – более молодые.

Определение: прогиб – вытянутое (удлиненное) гео­логическое тело, имеющее в поперечном сечении вогнутую форму.

Пример: на Русская плите Восточно-Европейской платформы выделяются антеклизы (Белорусская, Воронеж­ская, Волго-Уральская и др.), синеклизы (Московская, При­каспийская и др.) и прогибы (Ульяновско-Саратовский, Приднестровско-Причерноморский и др.).

Существует структура нижних горизонтов чехла - ав-лакоген.

Определение: авлакоген – узкая вытянутая впадина, протягивающаяся через платформу. Авлакогены располага­ются в нижней части верхнего структурного этажа (чехла) и могут достигать в длину до сотен километров, в ширину – десятки километров. Авлакогены формируются в условиях горизонтального растяжения. В них накапливаются мощные толщи осадков, которые могут быть смяты в складки и близ­кие по составу к формациям миогеосинклиналей. В нижней части разреза присутствуют базальты.

Пример: Пачелмский (Рязано-Саратовский) авлако-ген, Днепрово-Донецкий авлакоген Русской плиты.

История развития платформ. В истории развития мож­но выделить три этапа. Первый – геосинклинальный, на ко­тором происходит формирование нижнего (первого) струк­турного элемента (фундамента). Второй - авлакогенный, на котором в зависимости от климата происходит накопление

красноцветных, сероцветных или угленосных осадков в ав-лакогенах. Третий – плитный, на котором осадконакопление происходит на значительной площади и формируется верх­ний (второй) структурный этаж (плита).

Процесс накопления осадков, как правило, происходит циклично. Сначала накапливается трансгрессивная морская терригенная формация, затем – карбонатная формация (максимум трансгрессии, табл. 6.1). При регрессии в услови­ях аридного климата формируется соленосная красноцвет-ная формация, а в условиях гумидного климата – параличе-ская угленосная формация. В конце цикла осадконакопления формируются осадки континентальной формации. В любой момент этап может прерваться формированием трапповой формации.

Таблица 6.1. Последовательность накопления плитных

формаций и их характеристика.

Окончание таблицы 6.1.

Для подвижных поясов (складчатых областей) харак­терны:

линейность их контуров;

громадная мощность накопившихся отложений (до 15-25 км);

выдержанность состава и мощности этих отложе­ний по простиранию складчатой области и резкие изменения вкрест ее простирания ;

наличие своеобразных формаций- комплексов по­род, образовавшихся на определенных стадиях раз­вития этих районов (аспидная , флишевая , спилито- кератофировая , молассовая и другие формации);

интенсивный эффузивный и интрузивный магма­тизм (особенно характерны крупные гранитные ин­трузии-батолиты);

сильный региональный метаморфизм;

7) сильная складчатость, обилие разломов, в том числе

надвигов, указывающих на господство сжатия. Складчатые области (пояса) возникают на месте гео­синклинальных областей (поясов).

Определение: геосинклиналь (рис. 6.5) - подвижная область земной коры, в которой первоначально накаплива­лись мощные осадочные и вулканогенные толщи, затем про­исходило их смятие в сложные складки, сопровождающееся образованием разломов, внедрением интрузий и метамор­физмом. В развитии геосинклинали различают две стадии.

Первая стадия (собственно геосинклинальная) харак­теризуется преобладанием опускания. Большая мощность осадков в геосинклинали - это результат растяжения земной коры и ее прогибания. В первую половину первой стадии обычно накапливаются песчано-глинистые и глини­стые осадки (в результате метаморфизма они потом образу­ют черные глинистые сланцы, выделяемые в аспидную фор­мацию) и известняки. Прогибание может сопровождаться разрывами, по которым поднимается магма основного соста­ва и изливается в подводных условиях. Возникшие породы после метаморфизма вместе с сопровождающими субвулка­ническими образованиями дают спилит-кератофировую формацию. Одновременно с ней обычно образуются кремни­стые породы, яшмы.

океаническая

Рис. 6.5. Схема строения геосинк-

линали на схемати­ческом разрезе че­рез Зондскую дугу в Индонезии (Струк­турная геология и тектоника плит, 1991). Условные обозначения: 1 – осадки и осадочные породы; 2 – вулка-

нические породы; 3 – фундамент конти-метаморфические породы

Указанные формации накапливаются одновременно , но на разных площадях . Накопление спилито-кератофировой формации обычно происходит во внутрен­ней части геосинклинали - в эвгеосинклинали . Для эвгео- синклинали характерны формирование мощных вулканоген­ных толщ, обычно основного состава, и внедрение интрузии габбро, диабазов и ультраосновных пород. В краевой части геосинклинали, по ее границе с платформой, обычно распо­лагаются миогеосинклинали. Здесь накапливаются главным образом терригенные и карбонатные толщи; вулканические породы отсутствуют, интрузии не типичны.

В первую половину первой стадии большая часть геосинклинали представляет собой море со значительными глубинами . Доказательством служат тонкая зернистость осадков и редкость находок фауны (преимущественно нек­тона и планктона).

К середине первой стадии вследствие разных скоро­стей опускания в различных частях геосинклинали образу­ются участки относительного поднятия (интрагеоантик-линали ) и относительного опускания (интрагеосинклина-ли ). В это время может происходить внедрение небольших интрузий плагиогранитов.

Во вторую половину первой стадии в результате по­явления внутренних поднятий море в геосинклинали мелеет. Теперь это архипелаг , разделенный проливами. Море из-за обмеления наступает на смежные платформы. В геосинкли­нали накапливаются известняки, мощные песчано-глинистые ритмично построенные толщи, образующие флишевую фор-216

мацию; происходит излияние лав среднего состава, слагаю­щих порфиритовую формацию.

К концу первой стадии интрагеосинклинали исчеза­ют, интрагеоантиклинали сливаются в одно центральное поднятие. Это - общая инверсия; она соответствует глав­ной фазе складчатости в геосинклинали. Складчатость обычно сопровождается внедрением крупных синорогенных (одновременных со складчатостью) гранитных интрузий. Происходит смятие пород в складки, часто осложняющееся надвигами. Все это вызывает региональный метаморфизм. На месте интрагеосинклиналей возникают синклинории - сложно построенные структуры синклинального типа, а на месте интрагеоантиклиналей - антиклинории . Геосинкли­наль «закрывается», превращаясь в складчатую область.

В строении и развитии геосинклинали очень важная роль принадлежит глубинным разломам - длительно живу­щим разрывам, которые рассекают все земную кору и уходят в верхнюю мантию. Глубинные разломы определяют конту­ры геосинклиналей, их магматизм, разделение геосинклина­ли на структурно-фациальные зоны, различающиеся соста­вом осадков, их мощностью, магматизмом и характером структур. Внутри геосинклинали иногда выделяют средин­ные массивы, ограниченные глубинными разломами. Это блоки более древней складчатости, сложенные породами то­го основания, на котором заложилась геосинклиналь. По со­ставу осадков и их мощности срединные массивы близки платформам, но их отличают сильный магматизм и складча­тость пород, преимущественно по краям массива.

Вторая стадия развития геосинклинали называется орогенной и характеризуется преобладанием поднятий. Осадконакопление происходит на ограниченных площадях по периферии центрального поднятия - в краевых прогибах, возникающих по границе геосинклинали и платформы и час­тично накладывающихся на платформу, а также в межгор­ных прогибах, образующихся иногда внутри центрального поднятия. Источник осадков - разрушение постоянно воз­дымающегося центрального поднятия. В первую половину второй стадии это поднятие, вероятно, имеет холмистый рельеф; при его разрушении накапливаются морские, иногда лагунные осадки, образующие нижнюю молассовую форма­цию. В зависимости от климатических условий это могут быть угленосные паралические или соленосные толщи. В это же время обычно происходит внедрение крупных гранитных интрузий - батолитов.

Во вторую половину стадии резко возрастает ско­рость воздымания центрального поднятия, что сопровожда­ется его расколами и обрушением отдельных участков. Это явление объясняется тем, что вследствие складчатости, ме­таморфизма, внедрения интрузий складчатая область (уже не геосинклиналь!) становится жесткой и на продолжающееся поднятие реагирует расколами. Море покидает эту террито­рию. В результате разрушения центрального поднятия, кото­рое в это время представляло собой горную страну, накапли­ваются континентальные грубообломочные толщи, обра­зующие верхнюю молассовую формацию. Раскалывание сво­довой части поднятия сопровождается наземным вулканиз­мом; обычно это лавы кислого состава, которые вместе с

субвулканическими образованиями дают порфировую фор­мацию. С ней бывают связаны трещинные щелочные и ма­лые кислые интрузий. Таким образом, в результате развития геосинклинали возрастает мощность континентальной коры.

К концу второй стадии складчатая горная область, возникшая на месте геосинклинали, разрушается, территория постепенно выравнивается и становится платформой. Гео­синклиналь из области накопления осадков превращается в область разрушения, из подвижной территории - в мало­подвижную жесткую выровненную территорию. Поэтому амплитуды движений на платформе невелики. Обычно море, даже мелкое, покрывает здесь обширные площади. Эта тер­ритория уже не испытывает столь сильного прогибания, как раньше, поэтому и мощность осадков значительно меньше (в среднем 2-3 км). Опускание неоднократно прерывается, поэтому наблюдаются частые перерывы в осадконакопле-нии; тогда могут образовываться коры выветривания. Не происходит и энергичных поднятий, сопровождаемых складчатостью. Поэтому вновь образованные маломощные, обычно мелководные осадки на платформе не метамор-физованы и залегают горизонтально или слабо наклонно. Из­верженные породы редки и представлены обычно наземны­ми излияниями лав базальтового состава.

Кроме геосинклинальной модели существует модель тектоники литосферных плит.

Модель тектоники литосферных плит

Тектоника плит (Структурная геология и тектоника плит, 1991) – модель, которая создана с целью объяснения наблю­даемой картины распределения деформаций и сейсмичности во внешней оболочке Земли. Она основывается на обширных геофизических данных, полученных в 1950-е и 1960-е годы. Теоретические основы тектоники плит базируются на двух предпосылках.

Самая внешняя оболочка Земли, называемая литосфе­рой, непосредственно залегает на слое, называемом ас­ теносферой, которая является менее прочной, чем лито­сфера.

Литосфера разбита на ряд жестких сегментов, или плит (рис. 6.6), которые постоянно движутся относительно друг друга и площадь поверхности которых также не­прерывно меняется. Большая часть тектонических про­цессов с интенсивным обменом энергией действует на границах между плитами.

Хотя мощность литосферы нельзя измерить с большой точ­ностью, исследователи согласны в том, что внутри плит она меняется от 70-80 км под океанами до максимальной вели­чины более 200 км под некоторыми частями континентов при среднем значении около 100 км. Подстилающая лито­сферу астеносфера распространяется вниз до глубины около 700 км (предельная глубина распространения очагов глубо­кофокусных землетрясений). Ее прочность растет с глуби­ной, и некоторые сейсмологи считают, что ее нижняя грани-

Рис. 6.6. Литосфер-ные плиты Земли и их активные гра­ницы. Двойными линиями показаны дивергентные гра­ницы (оси спредин-га); линиями с зуб­цами - конвергент­ные гпянины П.ПИТ

одинарными линиями - трансформные разломы (сдвиги); крапом покрыты участки континентальной ко­ры, подвергающиеся активному разломообразованию (Структурная геология и тектоника плит, 1991)

ца расположена на глубине 400 км и совпадает с небольшим изменением физических параметров.

Границы между плитами делятся на три типа:

дивергентные;

конвергентные;

трансформные (со смещениями по простиранию).

На дивергентных границах плит, представленных пре­имущественно рифтами, происходит новообразование лито­сферы, что приводит к раздвиганию океанического дна (спредингу). На конвергентных границах плит литосфера по­гружается в астеносферу, т. е. поглощается. На трансформ­ных границах две литосферные плиты скользят относитель­но друг друга, и вещество литосферы на них не создается и не разрушается.

Все литосферные плиты непрерывно перемещают­ся относительно друг друга . Предполагается, что общая площадь всех плит остается неизменной в течение значи­тельного периода времени. При достаточном удалении от окраин плит горизонтальные деформации внутри них незна­чительны, что позволяет считать плиты жесткими. Посколь­ку смещения по трансформным разломам происходят вдоль их простирания, движение плит должно быть параллельным современным трансформным разломам. Так как все это про­исходит на поверхности сферы, то в соответствии с теоремой Эйлера, каждый участок плиты описывает траекторию, экви­валентную вращению на сферической поверхности Земли. Для относительного перемещения каждой пары плит в лю­бой момент времени можно определить ось, или полюс вра­щения. По мере удаления от этого полюса (вплоть до угло-

вого расстояния в 90°) скорости спрединга, естественно, воз­растают, но угловая скорость для любой данной пары плит относительно их полюса вращения постоянна. Отметим так­же, что в геометрическом отношении полюсы вращения единственны для любой пары плит и никак не связаны с по­люсом вращения Земли как планеты.

Тектоника плит является эффективной моделью про­исходящих в коре процессов, так как она хорошо согласует­ся с известными данными наблюдений, дает изящное объяс­нение ранее несвязанным явлениям и открывает возможно­сти для прогноза.

Цикл Уилсона (Структурная геология и тектоника плит, 1991). В 1966 г. профессор Уилсон из Университета Торонто опубликовал статью, в которой он доказывал, что континентальный дрейф происходил не только после ранне-мезозойского раскола Пангеи, но и в допангейские времена. Цикл раскрытия и закрытия океанов относительно смежных континентальных окраин называется теперь циклом Уилсона.

На рис. 6.7 приведено схематическое пояснение ос­новной концепции цикла Уилсона в рамках представлений об эволюции литосферных плит.

Рис. 6.7, а представляет начало цикла Уилсона – на­чальную стадию раскола континента и формирования аккреционной окраины плиты. Известно, что жесткая

Рис. 6.7. Схема цикла Уилсона развития океанов в рамках эволюции литосферных плит (Структурная геология и тек­тоника плит, 1991)

литосфера покрывает более слабую, частично расплавлен­ную зону астеносферы – так называемый слой низких скоро­стей (рис 6.7, б). При продолжении разделения континентов развиваются рифтовая долина (рис. 6.7, 6) и небольшой оке­ан (рис. 6.7, в). Это – стадии раннего раскрытия океана в цикле Уилсона . Подходящими примерами служат Афри­канский рифт и Красное море. С продолжением дрейфа ра­зобщенных континентов, сопровождающегося симметрич­ной аккрецией новой литосферы на окраинах плит, на грани­це континента с океаном за счет размыва континента накап­ливаются шельфовые осадки. Полностью сформировав­шийся океан (рис. 6.7, г) со срединным хребтом на границе плит и развитым континентальным шельфом называется океаном атлантического типа.

Из наблюдений океанических желобов, их связи с сейсмичностью и реконструкцией по рисунку океанических магнитных аномалий вокруг желобов известно, что океани­ческая литосфера расчленяется и погружается в мезосферу. На рис. 6.7, д показан океан с плитой , имеющей простые окраины приращения и поглощения литосферы, – это на­чальная стадия закрытия океана в цикле Уилсона . Расчле­нение литосферы по соседству с континентальной окраиной ведет к превращению последней в ороген андского типа в результате тектонических и вулканических процессов, про­исходящих на поглощающей границе плит. Если это расчле­нение происходит на значительном расстоянии от континен­тальной окраины в сторону океана, то образуется островная дуга типа Японских островов. Поглощение океанической литосферы приводит к изменению геометрии плит и в конце

концов к полному исчезновению аккрециопной окраины плиты (рис. 6.7, е). В течение этого времени противополож­ный континентальный шельф может продолжать разрастать­ся, превращаясь в полуокеан атлантического типа. По мере сокращения океана противоположная континентальная ок­раина в конечном счете вовлекается в режим поглощения плиты и участвует в развитии аккреционного орогена анд-ского типа . Это – ранняя стадия столкновения двух кон­тинентов (коллизии ) . На следующей стадии благодаря пла­вучести континентальной литосферы, поглощение плиты прекращается. Литосферная пластина отрывается внизу, под растущим орогеном гималайского типа, и наступает завер­шающая орогенная стадия цикла Уилсона с зрелым гор­ным поясом , представляющим собой шов между вновь со­единившимися континентами. Антиподом аккреционного орогена андского типа является коллизионный ороген гима­лайского типа .

Материки и океаны являются наиболее крупными элементами в строении Земной коры. Говоря об океанах, следует иметь в виду строение коры в пределах участков, занимаемых океанами.

По составу земная кора континентальная и океаническая отличаются. Это в свою очередь накладывает отпечаток и на особенности их развития и строения.

Граница между материком и океаном проводится по подножию материкового склона. Поверхность этого подножия представляет собой аккумулятивную равнину с крупными холмами, которые образуются за счет подводных оползней и конусов выноса.

В строении океанов выделяют участки по степени тектонической подвижности, которая выражается в проявлениях сейсмической активности. По этому признаку выделяют:

• сейсмически активные области (океанские подвижные пояса),
• асейсмические области (океанские котловины).

Подвижные пояса в океанах представлены срединно-океаническими хребтами . Протяженность их до 20000 км, ширина - до 1000 км, высота достигает 2-3 км от дна океанов. В осевой части таких хребтов почти непрерывно прослеживаются рифтовые зоны . Они отмечаются высокими значениями теплового потока. Срединно-океанические хребты рассматриваются как участки растяжения земной коры или зоны спрединга .

Вторая группа структурных элементов - океанские котловины или талассократоны. Это равнинные, слабо всхолмленные участки морского дна. Мощность осадочного покрова здесь не более 1000 м.

Другим крупным элементом структуры является переходная зона между океаном и материком (континентом), часть геологов называют её подвижным геосинклинальным поясом. Это область максимального расчленения земной поверхности. Сюда входят:

1-островные дуги, 2 - глубоководные желоба, 3 - глубоководные впадины окраинных морей.

Островные дуги - это протяженные (до 3000 км) горные сооружения, образованные цепочкой вулканических сооружений с современным проявлением андезитобазальтового вулканизма. Пример островных дуг - Курило-Камчатская гряда, Алеутские острова и др. Со стороны океана островные дуги сменяются глубоководными желобами , которые представляют собой глубоководные депрессии протяженностью 1500-4000 км, глубиной 5-10 км. Ширина составляет 5-20 км. Днища желобов покрыты осадками, которые приносятся сюда мутьевыми потоками. Склоны желобов ступенчатые с разными углами наклона. Осадков на них не обнаружено.

Граница между островной дугой и склоном желоба представляет зону концентрации очагов землетрясений и называется зоной Вадати-Заварицкого-Беньофа.

Рассматривая признаки современных океанских окраин, геологи, опираясь на принцип актуализма, проводят сравнительно-исторический анализ подобных структур, формировавшихся в более древние периоды. К таким признакам относятся:

• морской тип осадков с преобладанием глубоководных отложений,
• линейная форма структур и тел осадочных толщ,
• резкое изменение мощностей и вещественного состава осадочных и вулканических толщ в крест простирания складчатых структур,
• высокая сейсмичность,
• специфический набор осадочных и магматических формаций и наличие формаций -индикаторов.

Из перечисленных признаков, последний является одним из ведущих. Поэтому определим, что такое геологическая формация. Прежде всего - это вещественная категория. В иерархии вещества земной коры вы знаете такую последовательность:

Хим. элемент→ минерал → горная порода → геологическая формация

Геологическая формация - это следующая за горной породой более сложная ступень развития. Она представляет собой закономерные ассоциации горных пород, связанные единством вещественного состава и строения, которое обусловлено общностью их происхождения или сонахождения. Геологические формации выделяются в группах осадочных, магматических и метаморфических пород.

Для формирования устойчивых ассоциаций осадочных пород главными факторами являются тектоническая обстановка и климат. Примеры формаций и условия их формирования рассмотрим при анализе развития структурных элементов материков.

На материках выделяют два типа областей.

I тип совпадает с горными районами, в которых осадочные отложения смяты в складки и разбиты различными разломами. Осадочные толщи прорваны магматическими породами и метаморфизованы.

II тип совпадает с равнинными участками, на которых отложения залегают почти горизонтально.

Первый тип называют складчатой областью или складчатым поясом. Второй тип называют платформой. Это - главные элементы материков.

Складчатые области образуются на месте геосинклинальных поясов или геосинклиналей. Геосинклиналь - это подвижная протяженная область глубокого прогиба земной коры. Для неё характерно накопление мощных осадочных толщ, длительный вулканизм, резкая смена направления тектонических движений с образованием складчатых сооружений.

Геосинклинали подразделяются на:

1.Эвгеосинклиналь - представляет внутреннюю часть подвижного пояса,

2. Миогеосинклиналь - внешняя часть подвижного пояса.

Они отличаются проявлением вулканизма, накоплением осадочных формаций, складчатыми и разрывными деформациями.

В формировании геосинклинали выделяют две стадии. В свою очередь в каждой из стадий выделяют этапы, для которых характерны: определенный тип тектонических движений и геологических формаций. Рассмотрим их.

стадии	Этапы тектонических движений	Знак движе ния	Формации в:
			Миогеосинклиналях	Эвгеосинклиналях
	1. Раннегеосинклинальная Опускание - образуются неровности рельефа, к концу этапа частная инверсия т.е. относительное опускание и подъем отдельных участков геосинклинали 2.Позднегеосинклинальная Обмеление моря, образование островных дуг и окраинных морей	↓ ↔ → ←	Аспидная (черносланцевая) песчано-глинистая Флишевая - ритмичное переслаивание песчаноалевролитовых осадков и известняков	Базальтовый вулканизм с кремнистыми осадками Дифференцированная: базальт-андезит-риолитовые лавы и туфы
	1.Раннеорогенная Образование центрального поднятия и краевых прогибов, скорость движений мала. Море мелководное 2.Орогенная Резкий подъем центрального поднятия с расколами на блоки. Межгорные впадины на срединных массивах	→ ← → ←	Тонкие молассы - тонкообломочные породы +соленосные и угленосные толщи Грубая моласса континентальные грубообломочные осадки	Внедрение гранитных батолитов Порфировая:наземный щелочной андезит-иолитовый вулканизм, стратовулканы

Время от начала зарождения геосинклинали до завершения её развития называется этапом складчатости (тектонической эпохой). В истории формирования земной коры выделяют несколькотектонических эпох:

1.Докембрийская , объединяет несколько эпох, среди которых выделим байкальский этап складчатости, завершившийся в раннем Кембрии.

2.Каледонская складчатость - происходила в раннем палеозое, максимально проявилась в конце силура. Сформировались Скандинавские горы, Западный Саян и др.

3. Герцинская складчатость - происходила в позднем палеозое. К ней относятся складчатые сооружения Западной Европы, Урал, Аппалачи и др.

4. Мезозойская (киммерийская) - охватывает весь MZ . Сформировались Кордильеры, Верхояно-Чукотская складчатые области.

5. Альпийская складчатость - проявилась в Кайнозойскую эру и продолжается сейчас. Сформировались Анды, Альпы, Гималаи, Карпаты и др.

После завершения складчатости участок земной коры может вновь быть вовлечен в следующий геосинклинальный цикл. Но в большинстве случаев, после завершения горообразования наступает эпигеосинклинальная стадия развития складчатой области. Тектонические движения становятся медленными колебательными (огромные участки испытывают медленное опускание или подъем), вследствие чего накапливаются мощные толщи осадочных формаций. Магматическая деятельность приобретает новые формы. В этом случае мы говорим о платформенном этапе развития. А крупные участки земной коры с устойчивым тектоническим режимом развития называются платформы .

Признаки платформ:

1-морские мелководные, лагунные и наземные типы осадков;

2-пологое залегание слоев,

3-выдержанные на больших площадях состав и мощность отложений,

4-отсутствие метаморфизма осадочных толщ и др.

Общее в строении платформ - всегда присутствуют два этажа: 1- нижний складчатый и метаморфизованный, прорванный интрузиями - называется фундамент; 2- верхний, представляет горизонтально или полого залегающие мощные осадочные толщи, называется чехол.

По времени формирования платформы делятся на древние и молодые. Возраст платформ определяется возрастом складчатого фундамента.

Древние платформы - это такие, у которых складчатый фундамент представлен гранито-гнейсами архей-протерозойского возраста. Иначе еще их называют кратонами.

Наиболее крупные древние платформы:

1-Северо-Американская, 2-Южно-Американская, 3-Африкано-Аравийская, 4-Восточно-Европейская, 5-Сибирская, 6-Австралийская, 7-Антарктическая, 8-Индостанская.

На платформах выделяют два типа структур - щиты и плиты.

Щит - это участок платформы, на котором складчатый фундамент выходит на поверхность. В этих участках преобладает вертикальный подъем.

Плита - часть платформы, перекрытая осадочным чехлом. Здесь преобладают медленные вертикальные опускания. В строении плит выделяют антеклизы и синеклизы. Их образование обусловлено неровным строением поверхности складчатого фундамента.

Антеклизы - участки осадочного чехла, формирующегося над выступами складчатого фундамента. Признаки антеклизы: сокращение мощности осадочного чехла, перерывы и выклинивания слоев в сторону свода антеклизы.

Синеклиза - крупные впадины над участками погружения поверхности складчатого фундамента.

Для обеих форм характерно пологое (не >5 о) залегание слоев и изометричные формы в плане. Наряду с этим, на плитах выделяют авлакогены - это грабенообразные прогибы. Они возникают на ранней стадии развития платформенного чехла и представляют собой систему ступенчатых глубинных разломов, по которым происходит опускание пород фундамента и увеличение мощности осадочных пород чехла.

Зоны сочленения геосинклинальных и платформенных областей бывают двух типов.

Краевой шов - линейная зона глубинных разломов вдоль края платформы, возникающих при горообразовательных процессах в соседней геосинклинали.

Краевой (передовой) прогиб - линейная зона на границе платформы и геосинклинального пояса, образованная вследствие опускания краевых блоков платформы и части крыла геосинклинали. В разрезе краевой прогиб представляет асимметричную синклинальную форму, у которой крыло со стороны платформы пологое, а примыкающее к складчатому поясу - крутое.

Процесс формирования платформы можно разделить на две стадии.

Первая стадия - начало опускания складчатой орогенной области и преобразование её в фундамент платформы. Вторая стадия охватывает процесс формирования осадочного чехла, который происходит циклично. Каждый цикл разделяется на этапы, которые характеризуются собственным тектоническим режимом и набором геологических формаций.

Этапы тектонических движений	Знак	Формации
1. Погружение участков фундамента по разломам - заложение и развитие авлакогена с накоплением в нем осадков		Базальная, лагунно-континентальная в авлакогенах
2. Плитный - погружение значительной части платформы		Трансгрессивная морская терригенная (пески, глины - часто битуминозные, глинисто-карбонатные)
3 Максимальная трансгрессия		Карбонатная (известняки, доломиты с прослоями песчано-глинистых пород)
4 Обмеление моря - начало регрессии		Соленосная , угленосная или красноцветная
5 Общий подъем - континентальный режим		Континентальная

В развитии платформ выделяются эпохи тектонической активизации, в которые происходило дробление платформ по разломам и возрождение магматизма нескольких типов. Укажем на 2 основных.

1. Трещинные излияния с формированием мощных покровов основных пород - образование трапповой формации (Сибирская платформа).

2. Интрузии щелочно - ультраосновной формации (кимберлитовая) с трубками взрыва. С этой формацией связаны месторождения алмазов в Южной Африке и Якутии.

На некоторых платформах такие процессы тектонической активности сопровождаются воздыманием блоков земной коры и горообразованием. В отличие от складчатых областей их называют областями эпиплатформенного орогенеза , или глыбовыми.

ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ: Наиболее крупными структурными элементами земной коры являются континенты и океаны.

В пределах океанов и континентов выделяются менее крупные структурные элементы, во-первых, это стабильные структуры - платформы, которые могут быть как в океанах, так и на континентах. Они характеризуются, как правило, выровненным, спокойным рельефом, которому соответствует такое же положение поверхности на глубине, только под континентальными платформами она находится на глубинах 30-50 км, а под океанами 5-8 км, так как океанская кора гораздо тоньше континентальной.

В океанах, как структурных элементах, выделяются срединно-океинские подвижные пояса, представленные срединно-океанскими хребтами с рифтовыми зонами в их осевой части, пересеченными трансформными разломами и являющиеся в настоящее время зонами спрединга , т.е. расширения океанского дна и наращивания новообразованной океанской коры.

На континентах как структурных элементах высшего ранга выделяются стабильные области - платформы и эпиплатформенные орогенные пояса, сформировавшиеся в неоген-четвертичное время в устойчивых структурных элементах земной коры после периода платформенного развития. К таким поясам можно отнести современные горные сооружения Тянь-Шаня, Алтая, Саян, Западного и Восточного Забайкалья, Восточную Африку и др. Кроме того, подвижные геосинклинальные пояса, подвергнувшиеся складчатости и орогенезу в альпийскую эпоху, т.е. также в неоген-четвертичное время, составляют эпигеосинклинальные орогенные пояса, такие, как Альпы, Карпаты, Динариды, Кавказ, Копетдаг, Камчатка и др.

Строение Земной коры континентов и океанов: Земная кора - внешняя твёрдая оболочка Земли (геосфера). Ниже коры находится мантия, которая отличается составом и физическими свойствами - она более плотная, содержит в основном тугоплавкие элементы. Разделяет кору и мантию граница Мохоровичича, на которой происходит резкое увеличение скоростей сейсмических волн.

Масса земной коры оценивается в 2,8·1019 тонн (из них 21 % - океаническая кора и 79 % - континентальная). Кора составляет лишь 0,473 % общей массы Земли.

Океаническ ая кора: Океаническая кора состоит главным образом из базальтов. Согласно теории тектоники плит, она непрерывно образуется в срединно-океанических хребтах, расходится от них и поглощается в мантию в зонах субдукции (место, где океаническая кора погружается в мантию). Поэтому океаническая кора относительно молодая. Океан. кора имеет трехслойное строение (осадочный – 1 км, базальтовый – 1-3 км, магматические породы – 3-5 км), общая ее мощность 6-7 км.

Континентальная кора: Континентальная кора имеет трёхслойное строение. Верхний слой представлен прерывистым покровом осадочных пород, который развит широко, но редко имеет большую мощность. Большая часть коры сложена под 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. Средняя мощность 35 км.

Химический состав Земли и земной коры. Минералы и горные породы: определение, принципы и классификация.

Химический состав Земли: состоит в основном из железа (32,1 %), кислорода (30,1 %), кремния (15,1 %), магния (13,9 %), серы (2,9 %), никеля (1,8 %), кальция (1,5 %) и алюминия (1,4 %); на остальные элементы приходится 1,2 %. Из-за сегрегации по массе внутреннее пространство, предположительно, состоит из железа (88,8 %), небольшого количества никеля (5,8 %), серы (4,5 %)

Химический состав земной коры : земная кора чуть более, чем на 47 % состоит из кислорода. Наиболее распространённые породосоставляющие минералы земной коры практически полностью состоят из оксидов; суммарное содержание хлора, серы и фтора в породах обычно составляет менее 1 %. Основными оксидами являются кремнезём (SiO2), глинозём (Al2O3), оксид железа (FeO), окись кальция (CaO), окись магния (MgO), оксид калия (K2O) и оксид натрия (Na2O). Кремнезём служит главным образом кислотной средой, формирует силикаты; природа всех основных вулканических пород связана с ним.

Минералы: - природные химические соединениявозникающие в результате определенныхфизико-химических процессов. Большинство минералов представляют собой кристаллические тела. Кристаллическая форма обусловлена строением кристаллической решеткой.

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

Св-ва минералов: твердость, морфология кристаллов, цвет, блеск, прозрачность, спаянность, плотность, растворимость.

Горные породы: природная совокупность минералов более или менее постоянного минералогического состава, образующая самостоятельное тело в земной коре.

По происхождению горные породы делятся на три группы: магматические (эффузивные (застывшая на глубине) и интрузивные (вулканический, излившийся)), осадочные и метаморфические (горные породы, образованные в толще земной коры в результате изменения осадочных и магматических горных пород вследствие изменения физико-химических условий). Магматические и метаморфические горные породы слагают около 90 % объёма земной коры, однако, на современной поверхности материков области их распространения сравнительно невелики. Остальные 10 % приходятся на долю осадочных пород, занимающие 75 % площади земной поверхности.

Типы коры Земли: океаническая, материковая

Кора Земли (твердая оболочка Земли над мантией) состоит из двух типов коры, имеет два типа строения: континентальный и океанический. Разделение литосферы Земли на кору и верхнюю мантию - достаточно условные, зачастую употребляются термины океаническая и континентальная литосфера.

Континентальная кора Земли

Континентальная кора Земли (материковая земная кора, земная кора материков) которая состоит из осадочного, гранитного и базальтового пластов. Земная кора континентов имеет среднюю толщину 35-45 км, максимальную - до 75 км (под горными массивами).

Строение континентальной коры "по-американски" несколько иное. В ней присутствуют слои магматических, осадочных и метаморфических пород.

Континентальная кора имеет еще одно название "сиаль" - т.к. граниты и некоторые другие породы содержат кремний и алюминий - отсюда происхождение термина сиаль: силиций и алюминий, SiAl.

Средняя плотность коры материков - 2,6-2,7 г/см³.

Гнейс является (обычно рыхлой слоистой структыры) метаморфической горной породой, состоит из плагиоклаза, кварца, калиевого полевого шпата и т.п.

Гранит - "кислая магматическая интрузивная горная порода. Состоит из кварца, плагиоклаза, калиевого полевого шпата и слюд" (статья "Гранит", линк - внизу страницы). Граниты состоят из полевых шпатов, кваца. Граниты на других телах солнечной системы не обнаружены.

Океаническая кора Земли

Насколько известно, гранитный слой в коре Земли на дне океанов не обнаружен, осадочный слой коры лежит сразу на базатьтовом слое. Океанический тип коры также называется "сима", в породах преобладают кремний и магния - аналогично сиалю, MgSi.

Толщина коры океанического типа (мощность) - меньше 10 километров, обычно 3-7 километров. Средняя плотность под-океанской земной коры - около 3,3 г/см³.

Считается, что океаническая образуется в срединно-океанических хребтах и поглощается в зонах субдукции (почему, не очень понятно) - как некий транспортер от линии роста в серединном океаническом хребте к континенту.

Различия коры континентального и океанического типов, гипотезы

Все сведения о строении земной коры основаны на косвенных геофизических измерениях, кроме отдельных уколов поверхности скважинами. Причем геофизические исследования - это, в основном, исследования скорости распространения продольных упругих волн.

Можно утверждать, что "акустика" (прохождение сейсмических волн) земной коры континентального типа отличается от "акустики" коры океанического типа. А всё остальное - более-менее правдоподобные гипотезы на косвенных данных.

"... по строению и вещественному составу оба главные типа литосферы кардинально отличаются друг от друга, и "базальтовый слой" геофизиков в них одинаков только по названию, равно как и литосферная мантия. Различаются эти типы литосферы и по возрасту - если в пределах континентальных сегментов устанавливается весь спектр геологических событий начиная примерно с 4 млрд. лет, то возраст пород дна современных океанов не превышает триасового, а возраст доказанных наиболее древних фрагментов океанической литосферы (офиолитов в понимании Пенроузской конференции) не превышает 2 млрд. лет (Kontinen, 1987; Scott et al., 1998). В пределах современной Земли на долю океанической литосферы приходится ~60% твердой поверхности. В связи с этим, естественно, возникает вопрос - а всегда ли было такое соотношение между этими двумя типами литосферы или оно менялось во времени, и вообще - всегда ли они оба существовали? Ответы на эти вопросы, очевидно, может дать как анализ геологических процессов на деструктивных границах литосферных плит, так и изучение эволюции тектоно-магматических процессов в истории Земли."
"Где исчезает древняя континентальная литосфера?", Е.В.Шарков

Что же тогда это - литосферные плиты?

http://earthquake.usgs.gov/learn/topics/plate_tectonics/
Earthquakes and Plate Tectonics:
"... a concept which has revolutionized thinking in the Earth"s sciences in the last 10 years. The theory of plate tectonics combines many of the ideas about continental drift (originally proposed in 1912 by Alfred Wegener in Germany) and sea-floor spreading (suggested originally by Harry Hess of Princeton University)."

Дополнительная информация о структуре литосферы и источники

The Earth"s Crust
Кора Земли
Earthquake Hazards Program - USGS.
Программа опасностей землетрясений - Геологическая служба Соединенных Штатов.
На карте Земного шара показаны:
границы тектонических плит;
толщина земной коры, в километрах.
На карте почему-то не показаны границы тектонических плит на континентах; границы континентальных плит и океанических плит - границы земной коры континентального и океанического типов.