Главные структурные элементы

Общие сведения о строении земной коры.

Земная кора представляет собой относительно тонкую (5-75км) твёрдую оболочку, покрывающую с поверхности земной шар. Её мощность колеблется от 5-20км под водами океанов до 30-40км в равнинных областях и до 50-75км в горных регионах.

Для познания глубоких недр Земли основное значение имеют геофизические методы исследований. Изучение скоростей распространения сейсмических волн позволяет в разрезе земной коры выделить три слоя, которые условно называют осадочный, гранитный и базальтовый. В пределах этих слоёв скорости прохождения волн соответствуют таковым в осадочных породах (1.8-5.0км/с), гранитах (5.0-6.2км/с) и базальтах (6.0-7.6км/с).

Осадочный слой слагает верхнюю часть разреза земной коры. Он образован различными осадочными породами плотностью от 2.2 до 2.5г/см³ .Мощность этого слоя колеблется от первых метров до 20км.

Гранитный слой образован магматическими породами кислого состава, гнейсами, кристаллическими сланцами. Его плотность - 2.4 - 2.7г/см³. На континентах он подстилает осадочный слой, а местами выходит на поверхность. Мощность его не превышает 25км (рис.33).

Базальтовый слой слагает нижнюю часть разреза земной коры. Он образован магматическими и метаморфическими породами основного состава, а также гранулитами (гнейсами, содержащими гранат). Плотность пород - 2.7 - 2.9г/см³ .

Базальтовый слой отделён от подстилающей его мантии поверхностью Мохоровичича (Мохо), с которой связано резкое увеличение значений скоростей прохождения упругих волн (до 8.0км/с) и плотности пород (рис.3.3 – Геология).

Мантия Земли распространяется под земной корой до глубины 2900км от поверхности. Её делят на две части: верхнюю – слои В и С, которые распространяются до глубины 900-1000км, и нижнюю – слои D и D_1, до глубины 2900км. Слой В называют слоем Гуттенберга, а слой С – переходным или слоем Голицына. Граница между ними расположена на глубине около 410км, при переходе через которую сверху вниз скорости сейсмических волн резко возрастают.

В слое В верхней мантии установлен слой относительно менее плотных, как бы размягчённых пластичных пород. Он называется астеносферой. В нём понижается скорость сейсмических волн. Это состояние пород вязкое. Астеносферный слой располагается на разных глубинах. Под континентами он находится от 80-120 до 200-250км, а под океанами – от 50-60 до 300-400км.

Слой С отделяется от нижней мантии границей на глубине около 1000км, где скорость волн резко замедляется. В нижней мантии скорости волн продолжают расти, но более медленно, достигая на глубине 2900км – 13.6км/с. На этой глубине начинается новый раздел, который отделяет мантию от ядра. Здесь скорость волн скачкообразно падает с 13.6 до 8.1км/с (поэтому считается, что внешнее ядро находится в жидком состоянии).

Ядро Земли. В нём выделяют внешнее, переходное и внутреннее ядра. Внешнее располагается на глубине от 2900 до 4980км, переходное – до 5120км, а внутреннее – ниже 5120км.

Типы земной коры и её главные элементы

Выделяются два основных типа строения коры: континентальный и океанический, и несколько переходных

Эти структурные элементы надо понимать не в географическом плане, а в геологическом и даже – геофизическом. Во-первых, тип строения коры можно определить только сейсмическими методами, во-вторых, не всё пространство, занятое водами океанов, представляет собой океаническую структуру: ведь обширные шельфовые области и значительная площадь материкового склона слагаются континентальной корой.

Континентальный тип земной коры характеризует крупнейшие положительные структуры – материковые массивы. Он развит в пределах материковой суши и под шельфовыми морями, а также в пределах крупных островов (Мадагаскар, Шри-Ланка и др.). Общая мощность континентальной коры колеблется от 25 до 75км (средняя 30-35км). Наибольшая мощность имеет в горных областях: 50-60км на Кавказе, Памире, в Тянь-Шане, 70-75км – в Гималаях и Андах.

Осадочный слой на континентах колеблется от 0 (в областях выходов на поверхность раннедокембрийских метаморфических толщ) до 5-6км и даже 20км (в некоторых впадинах Восточно-Европейской платформы). Мощность гранитного слоя 10-25км. Наличие этого слоя является определяющим для континентальной коры. Его толщина характеризует «зрелость» континентальной коры. Базальтовый слой обычно имеет мощность 15-20км.

Океанический тип земной коры характеризует впадины океанов. В океанах осадочный слой залегает непосредственно на базальтовом. Иногда между ними выделяется промежуточный (второй слой океанов), с промежуточными характеристиками.

Осадочный слой океанов (до1км) сложен глубоководными кремнисто-глинистыми и кремнисто-карбонатными породами. Второй слой океанической коры сложен чередующимися базальтовыми покровами и слоями осадочных пород и имеет мощность 1-1.5км и распространён не повсеместно.

Базальтовый слой сложен базальтовыми лавами.

Кроме двух основных типов выделяются переходные типы: срединноокеанический, с уменьшением по мощности базальтовыми и осадочными слоями; субокеанический – с мощным осадочным слоем и субконтинентальный – с маломощным гранитным слоем.

Смена типов коры происходит в пределах континентального склона. В сторону ложа океанов и котловин окраинных морей под континентальным склоном утоняется и выклинивается гранитный слой.

Участки распространения субокеанического и субконтинентального типов тяготеют к периферии Тихого океана, образуя область обширной океанской окраины. Эта область состоит из котловин окраинных морей, глубоководных желобов и разделяющих их островных дуг.

Структурные элементы океанских впадин

В океанах выделяются платформы (материковый склон), срединно-океанические подвижные пояса, представленные срединно-океаническими хребтами с рифтовыми зонами в их осевой части. Рифтовые зоны рассекаются трансформными разломами, по которым в горизонтальном направлении смещены осевые отрезки СОХов. Рифтовые зоны являются зонами спрединга, т.е. расширения океанического дна и наращивания новообразованной океанической коры.

Внутриокеанические структуры резко различаются степенью подвижности. Среди них выделяются: сейсмически активные области (океанические подвижные пояса) и асейсмические области (океанские платформы или талассократоны). Первая категория структур соответствует СОХам, вторая – океанским впадинам (плитам), и различным типам внутриокеанских сводовых и глыбовых поднятий и краевым валам.

Материковый склон (шельф) представляет собой устойчивую, стабильную структуру, чаще с выровненным спокойным рельефом, хотя и пересечённую серией глобальных разломов.

Срединно-океанические хребты составляют протяжённую (до 60000км) и широкую (до 1000км) систему горных сооружений высотой 2-3км над дном океана. Это самая крупная горная система на поверхности земного шара. Срединно-океанические хребты наиболее чётко выражены в Атлантическом и Индийском океанах. Отдельным вершинам их соответствуют острова вулканического происхождения (о. Пасхи, Св. Елены и др.). Вдоль осевой части непрерывно прослеживается система рифтовых долин. Над хребтами наблюдаются высокие значения теплового потока (в 5-7 раз выше среднего), свидетельствующие о том, что конвекционные потоки в мантии под хребтами направлены снизу вверх. К хребтам приурочены системы полосных магнитных аномалий разных знаков и интенсивности. Отдельные отрезки СОХов смещены друг относительно друга поперечными трансформными разломами.

В пределах талассократона наибольшие площади заняты океаническими котловинами – участками, где дно опущено на глубину 4-6км. Поверхность дна этих котловин слабо всхолмлена, с отдельными холмами и горами вулканического происхождения. Многочисленные разломы предопределяют ступенчатый рельеф дна многих котловин. Мощность осадочного покрова в этих котловинах менее 1км.

Важной особенностью всех океанских структур является развитие в их пределах лав основного и ульраосновного состава. Наиболее распространены щелочные базальты.

Для установления положения древнего океанического бассейна важное значение имеет наличие офиолитовой ассоциации пород. Нижняя её часть состоит из ультраосновных, часто серпентизированных пород – гарцбургитов и дунитов; выше располагается расслоенный комплекс габброидов и амфиболитов, выше – комплекс параллельных даек, сменяющийся подушечными толеитовыми базальтами, которые, в свою очередь, перекрыты кремнистыми сланцами.

Переходные структуры (структуры подвижных поясов).

Типичными современными областями подвижных поясов принято считать области океанических окраин, наиболее отчётливо выраженные в Тихом океане. Главнейшими элементами их являются котловины окраинных морей, островные дуги и глубоководные желоба.

Котловины окраинных морей представляют собой крупные депрессии глубиной 3-5км с океанической и субокеанической корой. Поверхность их дна имеет черты аккумулятивной равнины, но там, где осадков мало, дно сильно раздроблено. У некоторых морей оно осложнено подводными поднятиями, которые возвышаются над дном котловины на 1.5-3км.

Островные дуги образуют протяжённые (1-3км) горные сооружения, которые вместе с сопряжёнными с ними глубоководными желобами отделяют окраинные котловинные моря от области океанического ложа.

Среди островных дуг выделяются два типа: одинарные и двойные. Одинарные дуги образованы узкой (50-70км) цепочкой вулканических сооружений, покоящихся на низком и широком (до 200км) сводовом поднятии (Марианская), или же широким (70-120км) и высоким (2-3км) хребтом, увенчанном цепочкой вулканических аппаратов, смещённых к приматериковому склону дуги (Алеутская, средняя часть Курило-Камчатской дуги). Двойные дуги образованы двумя грядами хребтов с одним цоколем и обладают зрелой корой материкового типа. На внешнем хребте вулканизм почти не проявлен.

Глубоководные желоба располагаются у подножий горных поднятий кайнозойских складчатых систем (Анды) или островных дуг со стороны океана. Имеются также они и со стороны окраинных морей. Они представляют собой протяжённые депрессии (1.5-4км) глубиной 5-10км и шириной по дну 5-20км. Их поперечный профиль асимметричный, склоны ступенчатые, средняя крутизна склонов – 5⁰. Желоба образуют протяжённые системы, опоясывающие область центральной части океана. К склону желоба, примыкающего к островной дуге, приурочены зоны высокой сейсмической активности, происхождение которой объясняется выходом на поверхность гигантских поверхностей скола, с которыми связаны глубокофокусные землетрясения (зоны Заварицкого-Беньофа).

Т.о., области подвижных поясов, или зоны взаимодействия океанской и континентальной коры фиксируют активную континентальную окраину. Напротив, те участки континентов, которые составляют с частью океанов единую литосферную плиту, называют пассивной континентальной окраиной.

Структурные элементы материков.

В пределах материков выделяют два типа областей: 1) платформы – крупные области устойчивого погружения или слабого поднятия, охватывающие большие пространства суши и шельфовых морей и 2) орогенные области с резко расчленённым горным рельефом.

Платформы: Восточно-Европейская, Северо-Американская, Африканская, Сибирская.

Для платформенных областей характерны следующие признаки:

1. морские мелководные, наземные и лагунные типов осадков, среди которых широко развиты коры выветривания и продукты их переотложения.

2. крупные структурные формы с очень пологим наклоном слоёв.

3. выдержанные на большой территории состав и мощность отложений.

4. отсутствие метаморфизма осадков.

5. отсутствие магматических комплексов, за исключением траппов и щелочных пород.

6. специфический набор осадочных формаций (писчего мела, глауконитоых глин, кварц-аркозовых песчаников и др.)

На основании изучения платформ установлено, что в их строении всегда выделяются два структурных этажа: 1) верхний, обладающий перечисленными признаками и слагающий платформенный чехол; 2) нижний – складчатый фундамент. Он сложен глубоко метаморфизованными породами, прорванными гранитными интрузиями, с широким развитием гнейсовых куполов. Фундамент формировался в течение длительного (более 2млрд лет) периода и впоследствии подвергался очень сильному размыву и денудации. В результате этих процессов обнажились породы, залегавшие ранее на незначительной глубине.

Верхний этаж представлен чехлом полого залегающих осадочных и вулканогенно-осадочных пород. Они залегают с резким угловым и стратиграфическим несогласием на сильно дислоцированном фундаменте.

Строение платформенного чехла оказывается сложным, и на многих платформах на ранних стадиях образования чехла возникли грабены, грабенообразные прогибы – авлакогены (чаще они возникали в конце протерозоя, в рифее). Этот нижний структурный ярус платформенного чехла, соответствующий авлакогенному этапу развития, сменяется формированием сплошного чехла платформенных отложений, чаще всего начинающихся с отложений венда.

Среди наиболее крупных структурных элементов платформ выделяются щиты и плиты. Щит – это выступ на поверхность фундамента платформы, который на протяжении всего платформенного этапа развития испытывал тенденцию к поднятию. Плита – часть платформы, перекрытая чехлом отложений и обладающая тенденцией к прогибанию.

В пределах плит различают и более мелкие структуры: синеклизы – обширные плоские впадины, под которыми фундамент прогнут, и антеклизы – пологие своды с приподнятым фундаментом и утончённым чехлом.

По краям платформ, т.е. там, где граничат со складчатыми поясами, часто образуются глубокие впадины, которые называют перикратонными – располагающимися на краю кратона (фундамента) или платформы.

Часто встречаются флексуры – изгибы слоёв чехла без разрыва сплошности и с сохранением параллельности крыльев.

Состав отложений платформенного чехла разнообразен, но чаще всего преобладают осадочные отложения морского и континентального генезиса. Они образуют выдержанные пласты и толщи, протягивающиеся на большие расстояния (толщи белого писчего мела, органогенных известняков, эвапоритов – доломитов с сульфатными осадками). Широко развиты континентальные терригенные толщи, приуроченные к основанию крупных осадочных комплексов. На смену им приходят эвапоритовые или угленосные толщи, в зависимости от климатических условий и терригенные – песчаные с фосфоритами и песчано-глинистые. Карбонатные толщи знаменуют верхи развития комплекса, а далее часто происходит смена в обратном порядке. Для многих платформ характерны покровно-ледниковые, тиллитовые отложения, которые образовались в венде, в конце ордовика и в конце карбоне.

Платформенный чехол в процессе своего развития неоднократно претерпевал перестройку структурного плана, приуроченную к рубежам крупных геотектонических циклов: байкальского (R/V), салаирского (E₁/E₂), каледонского (D₁p), герцинского (P₁/P₂), киммерийского (K₂t) и альпийского (Q₁).

Для платформ характерен специфический магматизм, который проявляется в моменты их тектонической активизации. Наиболее типична трапповая формация – лавы, туфы и интрузивы, сложенные толеитовыми базальтами континентального типа (содержания калия повышенно, но не превышает 1-1.5%). Очень важное значение имеет щелочно-ультраосновная (кимберлитовая) формация.

Для орогенных областей характерны следующие признаки:

1. резкое преобладание восходящих движений земной коры;

2. широкое распространение континентальных отложений, накопившихся в условиях расчленённого горного рельефа;

3. преобладание озёрных, лагунных осадков, накопившихся в условиях ненормальной солёности;

4. преимущественно глыбовый тип складчатых структур;

5. высокая сейсмичность;

6. чередование продуктов кислого наземного вулканизма с лавами основного состава, наличие одновозрастных крупных гранитных массивов;

7. широкое распространение во впадинах грубообломочных отложений – продуктов разрушения горных поднятий – молассовых формаций.

Орогенный этап развития состоит в том, что вначале перед фронтом растущих поднятий возникают передовые прогибы, в которых накапливаются мощные толщи тонкообломочного материала с угленосными и соленосными толщами – тонкие молассы. В заключительную стадию горное сооружение растёт быстрее, а передовые прогибы как бы «накатываются», смещаются в сторону платформ и заполняются грубообломочной молассой. В самих горных сооружениях возникают межгорные впадины.

В складчатых областях широко распространены тектонические покровы (шарьяжи) – крупные пластины земной коры, перемещённые по пологим поверхностям на значительные расстояния от первоначального места образования слагающих их пород. Надвинутые друг на друга пластины образуют системы тектонических чешуй.

Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском: