Земная кора

Несколько по-другому протекало  развитие восточной половины Тихоокеанского подвижного кольца. На окраине Северной Америки активно шел процесс  ее наращивания различными террейнами, пока она не превратилась в окраину андского типа, но затем в олигоцене началось столкновение с ней Восточно-Тихоокеанского поднятия, значительный его отрезок ушел под континент и североамериканская окраина на калифорнийском участке превратилась в трансформную. Южно-американская окраина в центре и на юге, а также антарктическая сохраняли свой андский тип на протяжении всего этапа, но в Антарктиде шло постепенное отмирание зоны субдукции и к настоящему времени она сохранилась лишь против северной оконечности Антарктического полуострова и смежных архипелагов. В олигоцене нарушилась связь между Южной Америкой и Антарктидой, между Андами и Антарктандами в связи с образованием спредингового бассейна моря Скотия. В Северных Андах еще раньше произошла аккреция вулканической дуги и окраина приобрела тот же характер, что и южнее.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рисунок 1 - Корреляция главных проявлений тектогенеза в мезозое и кайнозое, по М. Г. Ломизе (1986)

I — эвстатические изменения  уровня океана, по П. Вэнлу и др., с небольшими изменениями. II — океанский спрединг: 1 — неравномерность спрединга по вероятностной модели Д. Спрага и Г. Поллака, 2 — суммарный график скоростей перемещения литосферы (относительно Северо-Американской плиты), по Д. Дэвису и С. Соломону, 3 — позднеюрский максимум, по Р. Шеридану. III — субдукция на конвергентных границах (интенсивность магматических проявлений): 1 — суммарный график по интрузивным образованиям восточного обрамления Тихого океана (по М.Г. Ломизе), 2 — по позднекайнозойским вулканитам Центральной Америки и Орегона (по П. Фогту), круглые значки — главные и второстепенные максимумы для Кордильер и Японии (по Т. Мацумото). IV — частота геомагнитных инверсий (по Ф. Виганку и М. Меннингу). V — пульсационный ритм тектоносферы: С — эпохи складчатости, по Н.Я. Кунину и Н.М. Сардонникову (РК — раннекиммерийская, ПК — позднекиммерийская, А — австрийская, Л — ларамийская, ПА — позднеальпийская), Р — эпохи рифтогенеза, по Е.Е. Милановскому и В.Г. Казьмину

 

Рубеж эоцен—олигоцен явился важным переломным моментом в рамках рассматриваемого этапа. На этом рубеже, по существу, завершилось формирование главных черт современных структуры  и рельефа Земли — распределение  континентов и океанов, платформ и подвижных поясов, включая срединно-океанские  хребты, и началось образование подавляющего большинства современных горных сооружений. В Азии к северу от Альпийско-Гималайского пояса в качестве побочного эффекта  столкновения Индии с Евразией возник могучий Центральноазиатский горный пояс. Вдоль западных окраин обеих Америк протянулся столь же мощный пояс Кордильер, сомкнутый Центральноамериканской и Антильской вулканическими дугами. Поднялись и другие горные системы, многие из которых явились лишь возрождением более древних, палеозойских.

Все это вполне оправдывает  выделение особой, неотектонической стадии развития земной коры, подчиненной, однако, более крупному позднемезозойско-кайнозойскому этапу. По значению этот этап сравним с позднепротерозойско-раннепалеозойским, который также знаменовался распадом Пангеи и новообразованием океанских впадин.

Позднемезозойско-кайнозойский этап в истории Земли известен много лучше предыдущих благодаря большей полноте геологических данных и, в первую очередь, той огромной информации, которая заключена в океанской литосфере. Только для этого этапа по магнитным аномалиям океана могут быть детально восстановлены проявления спрединга и относительные перемещения плит, что создает возможность корреляции всех главных форм тектогенеза.

Результаты такого исследования, проведенного М.Г. Ломизе, отражены на диаграмме (рис. 1). На ней видна прямая корреляция между интенсивностью спрединга (II) и субдукций (III), предсказанная тектоникой плит. Ясно выражена и прямая корреляция общего хода эвстатической кривой (I) с кривой спрединга, что подтверждает представление о решающем влиянии суммарного объема срединных хребтов на уровень океана. Столь же отчетлива (но отрицательна) корреляция всех этих величин с частотой инверсии геомагнитного поля (IV), вероятно, они контролируются общими причинами. В совокупности по всей этой группе графиков (I—IV) вырисовываются альпийский тектонический цикл, а также осложняющие его максимумы и минимумы. Особенно выделяется позднем еловая кульминация тектонической и магматической активности, которая, как известно, является выдающимся событием в масштабах всего фанерозоя.

Главные эпохи складчатости и рифтогенеза, составляющие другую группу проявлений тектогенеза (V), чередуются между собой и служат выражением пульсационного ритма с переходом от условий господствующего сжатия к условиям господствующего растяжения. Пульсационный ритм накладывается на согласованный ход кривых перемещения литосферы (I—IV), которые имеют иную периодичность и, возможно, иную природу. Вместе с тем этот ритм увязывается с крупными перестройками в системах спрединга — субдукции.

 

ГЛАВА 2 Строение земной коры

 

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 (сокращённо Мохо), на которой происходит резкое увеличение скоростейсейсмических волн. С внешней стороны большая часть коры покрыта гидросферой, а меньшая - находится под воздействием атмосферы. Кора есть на Марсе и Венере, Луне и многих спутниках планет-гигантов. На Меркурии, хотя он и принадлежит к планетам земной группы, кора земного типа отсутствует. В большинстве случаев она состоит из базальтов. Земля уникальна тем, что обладает корой двух типов: континентальной и океанической. 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.

 

2.1 Океаническая кора

 

Океаническая кора состоит главным образом из базальтов. Согласно теории тектоники плит, она непрерывно образуется всрединно-океанических хребтах, расходится от них и поглощается в мантию в зонах субдукции. Поэтому океаническая кора относительно молодая, и самые древние её участки датируются поздней юрой.

Толщина океанической коры практически  не меняется со временем, поскольку  в основном она определяется количеством  расплава, выделившегося из материала мантии в зонах срединно-океанических хребтов. До некоторой степени влияние оказывает толщина осадочного слоя на дне океанов. В разных географических областях толщина океанической коры колеблется в пределах 5-7 километров.

В рамках стратификации Земли по механическим свойствам, океаническая кора относится к океанической литосфере. Толщина океанической литосферы, в отличие от коры, зависит в основном от её возраста. В зонах срединно-океанических хребтов астеносфера подходит очень близко к поверхности, и литосферный слой практически полностью отсутствует. По мере удаления от зон срединно-океанических хребтов толщина литосферы сначала растет пропорционально её возрасту, затем скорость роста снижается. В зонах субдукции толщина океанической литосферы достигает наибольших значений, составляя 130-140 километров.

 

2.2 Континентальная кора

 

Континентальная кора имеет трёхслойное строение. Земная материковая кора состоит из таких оболочек как кора выветривания, осадочная кора, метаморфическая, гранитная, базальтовая.

Кора выветривания — это верхняя часть земной коры. Академик О. Е. Ферсман определил, что ее толщина составляет около 800 м, температура не превышает 90 °С, давление — 150—250 атмосфер. В этой зоне непрерывно происходят процессы физического и химического выветривания всех пород и минералов, вследствие чего образуются разные осадочные породы, формирующие поверхностную зону.

Осадочная оболочка глубиной до 25 км состоит из разных пород — обломочных, глинистых и органических. Средний удельный вес этих пород 2,5, температура — меньше 100°, а давление — до 100 атмосфер.

Метаморфическая оболочка залегает на гранитах и базальтах и размещена между изверженными и осадочными породами несплошным слоем. Она начинается на глубине 20—25 км и ближе от поверхности. Под влиянием высокой температуры и давления осадочные и изверженные породы видоизменяются до гнейсов, сланцев, мрамора и кварцитов.

Удельная масса пород метаморфической  оболочки составляет 2,7. Из химических элементов преобладают кислород, водород, кремний, алюминий, углерод  и др. В этой зоне происходят перекристаллизация и изменение химического состава горных пород.

Гранитная оболочка залегает неплотно, толщина в значительной мере колеблется. Например, под северной частью Ледовитого океана она составляет около 8 км, под Атлантическим — около 16, под большей частью европейского материка — 26, под Кавказским массивом — 50, под Тянь-Шанем — 84 км. Химический состав ее различный. Наиболее распространенными элементами являются кислород, кремний, калий, натрий, железо, кальций, магний, водород. Поскольку главное место в гранитной оболочке принадлежит кремнию и алюминию, ее еще называют сиал.

Базальтовая оболочка имеет толщину 70—85 км (под океаном толще, а под континентами тоньше). Удельная масса ее 2,1—3,3, давление в нижней границе — до 20000 атмосфер, температура — до 1000 °С. Эта оболочка состоит из плагиоклазов, авгита, оливина и магнитного железняка. Из химических элементов распространены кислород, кремний, алюминий, магний и кальций.

Кора Земли под влиянием разных геологических процессов с начала ее возникновения непрерывно изменяется. В процессе изменений образуются горы, понижения и глубокие впадины, изменяются границы морей и океанов, морское дно превращается в горы и суходолы. Такие изменения иногда происходят быстро, катастрофично, например, при возникновении вулканов, землетрясений, а иногда очень медленно, а часто и малозаметно, например вековые колебания коры Земли, разрушения гор, отложения на дне морей и океанов.

Эти геологические процессы на поверхности  Земли и в ее недрах принято делить на две большие группы по источникам энергии: экзогенные и эндогенные.

 

2.2.1 Состав верхней континентальной коры

 

Земную кору составляет сравнительно небольшое число элементов. Около  половины массы земной коры приходится на кислород, более 25% — на кремний. Всего 18 элементов: O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg, H, Ti, C, Cl, P, S, N, Mn, F, Ba — составляют 99,8 % массы земной коры.

Распространенность элементов.(Табл.1)

 

Таблица 1 – Химический состав земной коры

Элемент	Порядковый номер	Содержание массы, %	Молярная масса	Содержание,  % кол-во в-ва
Кислород	8	49,13	16	53,52
Кремний	14	26,0	28,1	16,13
Алюминий	13	7,45	27	4,81
Железо	26	4,2	55,8	1,31
Кальций	20	3,25	40,1	1,41
Натрий	11	2,4	23	1,82
Калий	19	2,35	39,1	1,05
Магний	12	2,35	34,3	1,19
Водород	1	1,00	1	17,43
Титан	22	0,61	47,9	0,222
Углерод	6	0,35	12	0,508
Хлор	17	0,2	35,5	0,098
Фосфор	15	0,125	31,0	0,070
Сера	16	0,1	32,1	0,054
Марганец	25	0,1	54,9	0,032
Фтор	9	0,08	19,0	0,073
Барий	56	0,05	137,3	0,006
Азот	7	0,04	14,0	0,050
Остальные	-	~0,2	-	-

 

Определение состава верхней континентальной  коры стало одной из первых задач, которую взялась решать молодая  наука геохимия. Собственно из попыток решения этой задачи и появилась геохимия. Эта задача весьма сложна, поскольку земная кора состоит из множества пород разнообразного состава. Даже в пределах одного геологического тела состав пород может сильно варьировать. В разных районах могут быть распространены совершенно разные типы пород. В свете всего этого и возникла задача определения общего, среднего состава той части земной коры, что выходит на поверхность на континентах. С другой стороны, сразу же возник вопрос о содержательности этого термина.

Первая оценка состава верхней  земной коры была сделана Кларком. Кларк был сотрудником геологической службы США и занимался химическим анализом горных пород. После многих лет аналитических работ, он обобщил результаты анализов и рассчитал средний состав пород. Он предположил, что многие тысячи образцов, по сути, случайно отобранных, отражают средний состав земной коры. Эта работа Кларка вызвала фурор в научном сообществе. Она подверглась жёсткой критике, так как многие исследователи сравнивали такой способ с получением «средней температуры по больнице, включая морг». Другие исследователи считали, что этот метод подходит для такого разнородного объекта, каким является земная кора. Полученный Кларком состав земной коры был близок к граниту.

Следующую попытку определить средний  состав земной коры предпринял Виктор Гольдшмидт. Он сделал предположение, что ледник, двигающийся по континентальной коре, соскребает все выходящие на поверхность породы, смешивает их. В результате породы, отлагающиеся в результате ледниковой эрозии, отражают состав средней континентальной коры. Гольдшмидт проанализировал состав ленточных глин, отлагавшихся в Балтийском море во время последнего оледенения. Их состав оказался удивительно близок к среднему составу, полученному Кларком. Совпадение оценок, полученных столь разными методами, стало сильным подтверждением геохимических методов.

Впоследствии определением состава  континентальной коры занимались многие исследователи. Широкое научное  признание получили оценки Виноградова, Ведеполя, Ронова и Ярошевского.

Некоторые новые попытки определения  состава континентальной коры строятся на разделении её на части, сформированные в различных геодинамических  обстановках.

2.4 Граница между верхней и нижней корой

 

Для изучения строения земной коры применяются  косвенные геохимические и геофизические  методы, но непосредственные данные можно  получить в результате глубинного бурения. При проведении научного глубинного бурения часто ставится вопрос о  природе границы между верхней (гранитной) и нижней (базальтовой) континентальной  корой. Для изучения этого вопроса  в СССР была пробурена Саатлинская скважина. В районе бурения наблюдалась гравитационная аномалия, которую связывали с выступом фундамента. Но бурение показало, что под скважиной находится интрузивный массив. При бурении Кольской сверхглубокой скважины граница Конрада также не была достигнута. Недавно (2005) в печати обсуждалась возможность проникновения к границе Мохоровичича и в верхнюю мантию с помощью самопогружающихся вольфрамовых капсул, обогреваемых теплом распадающихся радионуклидов.