В момента огромното мнозинство геолози, геохимици, геофизици и планетарни учени приемат, че Земята има условно сферична структура с неясни граници (или преход), а сферите са условно мозаечно-блокови. Основните сфери са земната кора, трислойната мантия и двуслойното ядро ​​на Земята.

земната кора

Земната кора съставлява най-външния слой на твърдата Земя. Дебелината му варира от 0 в някои области на средноокеанските хребети и океански разломи до 70-75 km под планинските структури на Андите, Хималаите и Тибет. Земната кора има странична хетерогенност , т.е. Съставът и структурата на земната кора варират под океаните и континентите. Въз основа на това се разграничават два основни типа кора - океанска и континентална и един тип междинна кора.

● Океанска кора заема около 56% на Земята земната повърхност. Дебелината му обикновено не надвишава 5-6 km и е максимална в подножието на континентите. В структурата му има три слоя.

Първи слойпредставени от седиментни скали. Това са предимно глинести, силикатни и карбонатни дълбоководни пелагични седименти, като карбонатите от определена дълбочина изчезват поради разтваряне. По-близо до континента се появява примес от кластичен материал, пренесен от сушата (континента). Дебелината на седиментите варира от нула в зоните на разпространение до 10-15 km близо до континенталните подножия (в периокеанските падини).

Втори слойокеанска кора на върха(2A) е съставен от базалти с редки и тънки слоеве от пелагични седименти. В базалтите често има лава на възглавница (лава на възглавница), но се забелязват и покрития от масивни базалти. В долната частВъв втория слой (2В) в базалтите са развити паралелни долеритни дайки. Общата дебелина на втория пласт е около 1,5-2 км. Структурата на първия и втория слой на океанската кора е добре проучена с помощта на подводници, драгиране и сондиране.

Трети слойОкеанската кора се състои от холокристални магмени скали с основен и ултраосновен състав. В горната част са развити скали от габрови тип, а долната част е изградена от „лентов комплекс“, състоящ се от редуване на габрови и ултраосновни скали. Дебелината на третия пласт е около 5 км. Изследван е с помощта на данни от драгиране и наблюдения от подводни превозни средства.

Възрастта на океанската кора не надвишава 180 милиона години.

При изучаване на сгънатите пояси на континентите в тях са идентифицирани фрагменти от асоциации на скали, подобни на океанските. Г. Щейман предложи в началото на 20 век да ги наречем офиолитни комплекси(или офиолити) и считат „триадата“ от скали, състояща се от серпентенизирани ултрамафични скали, габро, базалти и радиоларити, като останки от океанската кора. Потвърждение за това е получено едва през 60-те години на 20 век, след публикуването на статия по тази тема от A.V. Пейве.

● Континентална кора разпространени не само в рамките на континентите, но и в шелфовите зони на континенталните граници и микроконтинентите, разположени в океанските басейни. Общата му площ е около 41% от земната повърхност. Средната дебелина е 35-40 km. На континенталните щитове и платформи тя варира от 25 до 65 km, а под планински структури достига 70-75 km.

Континенталната кора има трислойна структура:

Първи слой– седиментен, обикновено наричан седиментна покривка. Дебелината му варира от нула върху щитове, фундаментни повдигания и в аксиалните зони на сгънати структури до 10-20 km в екзогонални вдлъбнатини на платформени плочи, предни падини и междупланински падини. Състои се предимно от седиментни скали с континентален или плиткоморски, по-рядко батиален (в дълбоководни котловини) произход. В този седиментен слой има възможни покрития и якост от магмени скали, които образуват трапови полета (трапови образувания). Възрастовият диапазон на седиментните покриващи скали е от кайнозоя до 1,7 милиарда години. Скоростта на надлъжните вълни е 2,0-5,0 km/s.

Втори слойконтиненталната кора или горният слой от консолидирана кора излиза на повърхността върху щитове, масиви или издатини на платформи и в аксиалните части на нагънати структури. Открит е на Балтийския (феноскандийски) щит на дълбочина повече от 12 км от свръхдълбокия кладенец Кола и на по-малка дълбочина в Швеция, на руската плоча в кладенеца Саатлинская Урал, на плоча в САЩ, в мини в Индия и Южна Африка. Съставен е от кристални шисти, гнайси, амфиболити, гранити и гранит-гнайси и се нарича гранит-гнайс или гранитно-метаморфенслой. Дебелината на този коров слой достига 15-20 km на платформи и 25-30 km в планински структури. Скоростта на надлъжните вълни е 5,5-6,5 km/s.

Трети слойили долният слой от консолидирана кора е изолиран като гранулитно-мафиченслой. По-рано се предполагаше, че има ясна сеизмична граница между втория и третия слой, кръстен на своя откривател Конрадова граница (K) . По-късно по време на сеизмични проучвания започнаха да се идентифицират дори до 2-3 граници ДА СЕ . В допълнение, данните от сондажите от Kola SG-3 не потвърдиха разликата в скалния състав при пресичане на границата на Конрад. Ето защо понастоящем повечето геолози и геофизици правят разлика между горната и долната кора по техните различни реологични свойства: горната кора е по-твърда и крехка, а долната кора е по-пластична. Въпреки това, въз основа на състава на ксенолитите от експлозионните тръби, може да се предположи, че „гранулитно-мафичният” слой съдържа фелзични и мафични гранулити и мафични скали. В много сеизмични профили долната земна кора се характеризира с наличието на множество рефлектори, което също вероятно може да се счита за наличие на пластови магмени скали (нещо подобно на трапови полета). Скоростта на надлъжните вълни в долната земна кора е 6,4-7,7 km/s.

● Преходна кора е вид земна кора между два крайни типа земна кора (океанска и континентална) и може да бъде два вида - субокеанска и субконтинентална. Подокеанска кораразвива се по континенталните склонове и подножията и вероятно лежи под дъното на котловини на не много дълбоки и широки гранични и вътрешни морета. Дебелината му не надвишава 15-20 km. Пронизва се от диги и сили от основни магмени скали. Подокеанската кора е пробита на входа на Мексиканския залив и е разкрита на брега на Червено море. Субконтинентална корасе образува, когато океанската кора в енсиматичните вулканични дъги се превърне в континентална кора, но все още не е достигнала „зрялост“. Има намалена (под 25 км) мощност и по-ниска степен на консолидация. Скоростта на надлъжните вълни в преходната кора е не повече от 5,0-5,5 km/s.

● Състав на повърхността и мантията на Мохоровичич. Границата между кората и мантията е доста ясно дефинирана от рязък скок в скоростите на надлъжните вълни от 7,5-7,7 до 7,9-8,2 km/sec и е известна като повърхността на Мохоровичич (Moho или M) на името на хърватския геофизик. който го е идентифицирал.

В океаните той съответства на границата между лентовия комплекс от 3-ти слой и серпентинизирани мафитно-ултрабазични скали. На континентите се намира на дълбочина от 25-65 км и до 75 км в сгънати области. В редица структури се разграничават до три повърхности на Moho, разстоянията между които могат да достигнат няколко километра.

Въз основа на резултатите от изследването на ксенолити от лави и кимберлити от експлозивни тръби се предполага, че освен перидотитите, под континентите в горната мантия присъстват и еклогити (като реликти от океанската кора, попаднала в мантията по време на процес на субдукция?).

Горенчаст от мантията е "изчерпаната" ("изчерпана") мантия. Той е обеднен на силициев диоксид, основи, уран, торий, редкоземни елементи и други некохерентни елементи поради топенето на базалтови скали от земната кора. Обхваща почти цялата му литосферна част. По-дълбоко тя е заменена от „неизтощена“ мантия. Средният първичен състав на мантията е близък до шпинел лерцолит или хипотетична смес от перидотит и базалт в съотношение 3:1, която е наречена от A.E. Рингууд пиролит.

Голицин слойили средна мантия(мезосфера) – преходна зона между горната и долната мантия. Простира се от дълбочина 410 km, където се забелязва рязко увеличение на скоростите на надлъжните вълни, до дълбочина 670 km. Увеличаването на скоростите се обяснява с увеличаване на плътността на материала на мантията с около 10%, поради прехода на минерални видове в други видове с по-плътна опаковка: например оливин в вадслиит и след това вадслиит в рингвудит с структура на шпинел; пироксен до гранат.

Долна мантиязапочва от дълбочина около 670 km и се простира до дълбочина 2900 km със слой д в основата (2650-2900 км), т.е. до ядрото на Земята. Въз основа на експериментални данни се предполага, че той трябва да бъде съставен главно от перовскит (MgSiO 3) и магнезиовюстит (Fe,Mg)O - продукти от по-нататъшни промени в веществото на долната мантия с общо увеличение на съотношението Fe/Mg .

Последните сеизмични томографски данни разкриват значителна нехомогенност на мантията, както и наличието на по-голям брой сеизмични граници (глобални нива - 410, 520, 670, 900, 1700, 2200 km и междинни нива - 100, 300, 1000, 2000 km), причинени от границите на минерални трансформации в мантията (Павленкова, 2002; Пущаровски, 1999, 2001, 2005 и др.).

Според D.Yu. Pushcharovsky (2005) представя структурата на мантията малко по-различно от горните данни според традиционния модел (Khain, Lomise, 1995):

Горна мантиясе състои от две части: горната част до 410 км, долната част 410-850 км. Между горната и средната мантия се идентифицира участък I - 850-900 км.

Средна мантия: 900-1700 км. II участък – 1700-2200 км.

Долна мантия: 2200-2900 км.

● земното ядро според сеизмологията се състои от външна течна част (2900-5146 km) и вътрешна твърда част (5146-6371 km). Съставът на ядрото се счита от повечето за желязо с примес на никел, сяра или кислород или силиций. Конвекцията във външното ядро ​​генерира основното магнитно поле на Земята. Предполага се, че на границата между ядрото и долната мантия, пера , които след това се издигат нагоре под формата на поток от енергия или високоенергийно вещество, образувайки магмени скали в земната кора или на нейната повърхност.

Мантиен шлейф – тесен възходящ поток от твърд мантиен материал с диаметър около 100 km, който произхожда от горещ граничен слой с ниска плътност, разположен или над сеизмичната граница на дълбочина 660 km, или близо до границата между ядрото и мантията при дълбочина 2900 km (A.W. Hofmann, 1997). Според A.F. Грачев (2000), мантийният плюм е проява на вътреплочеста магматична активност, причинена от процеси в долната мантия, чийто източник може да се намира на произволна дълбочина в долната мантия, чак до границата ядро-мантия (слой „D“ “). (За разлика от гореща точка,където проявата на вътрешноплочеста магматична активност е причинена от процеси в горната мантия.) Мантийните плюмове са характерни за дивергентни геодинамични режими. Според J. Morgan (1971) струйните процеси възникват под континентите на начална фазарифтинг (разрив). Проявата на мантийния плюм е свързана с образуването на големи дъговидни издигания (до 2000 км в диаметър), в които се появяват интензивни пукнатини на базалти от тип Fe-Ti с коматиитна тенденция, умерено обогатени с леки редкоземни елементи, с киселинни диференциати, съставляващи не повече от 5% от общия обем на лавите. Изотопни съотношения 3 He/ 4 He(10 -6)>20; 143 Nd/ 144 Nd – 0,5126-0/5128; 87 Sr/ 86 Sr – 0,7042-0,7052. Образуването на дебели (от 3-5 km до 15-18 km) слоеве лава от архейски зеленокаменни пояси и по-късни рифтови структури е свързано с мантийния плюм.

В североизточната част на Балтийския щит и по-специално на Колския полуостров се предполага, че мантийните струи са причинили образуването на късноархейски толеитно-базалтови и коматиитни вулканити от зеленокаменни пояси, късноархейски алкален гранит и анортозитен магматизъм, комплекс от Раннопротерозойски слоести интрузии и палеозойски алкално-ултрабазични интрузии (Митрофанов, 2003).

Тектоника на плюма – тектоника на мантийния плюм, свързана с тектониката на плочите. Тази връзка се изразява във факта, че субдуцираната студена литосфера потъва до границата на горната и долната мантия (670 км), натрупва се там, частично се притиска и след това след 300-400 милиона години прониква в долната мантия, достигайки нейната граница с ядрото (2900 км). Това предизвиква промяна в характера на конвекцията във външното ядро ​​и взаимодействието му с вътрешното ядро ​​(границата между тях на дълбочина около 4200 km) и за да се компенсира притока на материал отгоре, образуването на възходящи суперплюми на границата на ядрото/мантията. Последните се издигат до основата на литосферата, като частично изпитват забавяне на границата на долната и горната мантия, а в тектоносферата се разделят на по-малки шлейфи, с които се свързва вътрешнопластовият магматизъм. Те очевидно стимулират конвекцията в астеносферата, която е отговорна за движението на литосферните плочи. Японските автори определят процесите, протичащи в ядрото, за разлика от тектониката на плочите и струите, като тектоника на растежа, което означава растеж на вътрешното, чисто желязо-никелово ядро ​​за сметка на външното ядро, попълнено със силикатен материал от кората и мантията.

Появата на мантийни струи, водещи до образуването на обширни провинции от платови базалти, предхожда рифтинга в континенталната литосфера. По-нататъшното развитие може да настъпи по протежение на пълна еволюционна серия, включително образуването на тройни кръстовища на континентални разриви, последващо изтъняване, разкъсване на континенталната кора и началото на разпространението. Развитието на един шлейф обаче не може да доведе до разкъсване на континенталната кора. Разкъсване възниква в случай на установяване на система от шлейфи на континента и след това процесът на разделяне се извършва според принципа на напредваща пукнатина от един шлейф към друг.

Литосфера и астеносфера

Литосферасе състои от земната кора и част от горната мантия. Тази концепция е чисто реологична, за разлика от кората и мантията. Тя е по-твърда и крехка от по-отслабената и пластична обвивка на мантията, която е идентифицирана като астеносфера. Дебелината на литосферата варира от 3-4 km в аксиалните части на средноокеанските хребети до 80-100 km по периферията на океаните и 150-200 km или повече (до 400 km?) Под щитовете на древните платформи. Дълбоките граници (150-200 km или повече) между литосферата и астеносферата се определят много трудно или изобщо не се откриват, което вероятно се обяснява с високия изостатичен баланс и намаляването на контраста между литосферата и астеносферата в гранична зона, поради висок геотермален градиент, намаляване на броя на стопилката в астеносферата и др.

тектоносфера

Източниците на тектонични движения и деформации не се намират в самата литосфера, а в по-дълбоките нива на Земята. Те включват цялата мантия до граничния слой с течното ядро. Поради факта, че източниците на движения се появяват и в по-пластичния слой на горната мантия, непосредствено под литосферата - астеносферата, литосферата и астеносферата често се комбинират в едно понятие - тектоносферакато области на проявление на тектонични процеси. В геоложки смисъл (на базата на материалния състав) тектоносферата се дели на земна кора и горна мантия до дълбочина приблизително 400 km, а в реологичен смисъл - на литосфера и астеносфера. Границите между тези единици като правило не съвпадат и литосферата обикновено включва, в допълнение към кората, част от горната мантия.

Слой C не може да се счита за хомогенен. Той претърпява или промяна в химичния състав, или фазови преходи (или и двете).

Що се отнася до слой B, който лежи директно под земната кора, тогава най-вероятно тук също има известна хетерогенност и се състои от скали като дунит, перидотити и еклогити.

Докато изучава земетресение, станало на 40 км от Загреб (Югославия), А. Мохоровичич забелязва през 1910 г., че на разстояние повече от 200 км от източника на сеизмограмата първо се появява надлъжна вълна от различен тип, отколкото на по-близки разстояния. Той обясни това с това, че в Земята на дълбочина около 50 км има граница, на която скоростта внезапно се увеличава. Това изследване е продължено от неговия син С. Мохоровичич след Конрад, който през 1925 г. открива друга фаза на надлъжни вълни P *, докато изучава вълни от земетресения в източните Алпи. Съответстващата фаза на срязваща вълна S* беше идентифицирана по-късно. Фазите P* и S* показват съществуването на поне една граница - "границата на Конрад" - между основата на седиментната последователност и границата на Мохоровичич.

Вълните, генерирани от земетресения и изкуствени експлозии и разпространяващи се в земната кора, се изучават интензивно през последните години. Използвани са както методите на пречупена, така и на отразена вълна. Резултатите от изследването са следните. Според измервания, извършени от различни изследователи, стойностите на надлъжната V p и напречната V S скорости се оказаха равни: в гранит - V p = 4,0 ÷ 5,7, V s = 2,1 ÷ 3,4, в базалт - V p = 5,4 ÷ 6,4, V s ≈ 3,2, V

габро - V p = 6,4 ÷ 6,7, V s ≈ 3,5, в дунит - V p = 7,4, V s = 3,8 и в еклогит - V p = 8,0, V s = 4,3

км/сек

Освен това в различни области бяха получени индикации за съществуването на вълни с други скорости и граници в гранитния слой. От друга страна, няма индикации за съществуването на гранитен слой под дъното на океана отвъд шелфовете. В много континентални области основата на гранитния слой е границата на Конрад.

Сега има индикации за допълнителни отчетливи граници между повърхностите на Конрад и Мохоровичич; за няколко континентални региона дори са посочени слоеве с надлъжни вълнови скорости от 6,5 до 7 и от 7 до 7,5 km/s. Предполага се, че може да има слой от "диорит" (V p = 6.1

km/s) и слоя „габро” (V p = 7 km/s).

В много океански райони дълбочината на границата на Мохо под океанското дъно е по-малка от 10 km. За повечето континенти дълбочината му се увеличава с увеличаване на разстоянието от брега и под високите планини може да достигне повече от 50 km. Тези планински „корени“ бяха открити за първи път с помощта на гравитационни данни.

В повечето случаи определянето на скоростите под границата на Мохо дава едни и същи цифри: 8,1 - 8,2 km/s за надлъжни вълни и около 4,7 km/s за напречни.

Земната кора [Сорохтин, Ушаков, 2002, с. 39-52]

Земната кора е горният слой на твърдата обвивка на Земята - нейната литосфера и се различава от подкоровите части на литосферата по структура и химичен състав. Земната кора е отделена от подлежащата литосферна мантия от границата на Мохоровичич, при която скоростта на разпространение на сеизмичните вълни нараства рязко до 8,0 - 8,2 km/s.

Повърхността на земната кора се формира поради многопосочните ефекти на тектонските движения, които създават неравномерен релеф, денудация на този релеф чрез разрушаване и изветряне на съставните му скали и поради процеси на утаяване. В резултат на това непрекъснато се развива и едновременно

Изглаждането на повърхността на земната кора се оказва доста сложно. Максималният контраст на релефа се наблюдава само в местата на най-голямата съвременна тектонична активност на Земята, например на активната континентална граница Южна Америка, където разликата в нивата на релефа между Перуанско-чилийския дълбоководен ров и върховете на Андите достига 16-17 km. Значителни контрасти на надморска височина (до 7-8 км) и голям разчленен релеф се наблюдават в съвременните зони на континентална колизия, например в алпийско-хималайския гънков пояс.

Океанска кора

Океанската кора е примитивна по своя състав и по същество представлява горния диференциран слой на мантията, покрит от тънък слой пелагични седименти. Океанската кора обикновено се разделя на три слоя, първият от които (горният) е седиментен.

Долната част на седиментния слой обикновено се състои от карбонатни седименти, отложени на дълбочини по-малки от 4-4,5 km. На дълбочини, по-големи от 4-4,5 km, горната част на седиментния слой е изградена главно от безвъглеродни седименти - червени дълбоководни глини и силикатни тини. Вторият, или базалтов, слой от океанска кора в горната част е изграден от базалтови лави с толеитов състав. Общата дебелина на базалтовия слой на океанската кора, съдейки по сеизмичните данни, достига 1,5, понякога 2 км. Според сеизмичните данни дебелината на габро-серпентитовия (трети) слой на океанската кора достига 4,5-5 km. До хребетите на средноокеанските хребети дебелината на океанската кора обикновено се намалява до 3-4 и дори 2-2,5 km непосредствено под рифтовите долини.

Така общата дебелина на океанската кора без седиментния слой достига 6,5-7 km. Отдолу океанската кора е покрита от кристални скали на горната мантия, които изграждат подкоровите участъци на литосферните плочи. Под гребените на средноокеанските хребети океанската кора лежи точно над джобове от базалтова стопилка, освободена от горещата мантия (от астеносферата).

Площта на океанската кора е приблизително 306 милиона km 2, средна плътностокеанската кора (без валежи) е близо до 2,9 g/cm 3, следователно масата на консолидираната океанска кора може да се оцени на (5,8-6,2)·1024 g. Обемът и масата на седиментния слой в дълбоководните басейни на Световния океан според A.P. Лисицин, е съответно 133 милиона km 3 и около 0,1·1024 g. Обемът на седиментите, концентрирани върху рафтовете и континенталните склонове, е малко по-голям - около 190 милиона km 3, което по отношение на масата (като се вземе предвид уплътняването на седиментите) е приблизително

(0,4-0,45) 1024 g.

Океанската кора се образува в рифтовите зони на средноокеанските хребети поради отделянето на базалтови стопилки от горещата мантия (от астеносферния слой на Земята) под тях и изливането им на повърхността на океанското дъно. Всяка година в тези зони най-малко 5,5-6 km 3 базалтови стопилки се издигат от астеносферата, изливат се на океанското дъно и кристализират, образувайки целия втори слой на океанската кора (като се вземе предвид габровият слой, обемът на стопилките, въведени в земната кора, се увеличават до 12 km 3) . Тези огромни тектономагматични процеси, непрекъснато развиващи се под гребените на средноокеанските хребети, нямат равни на сушата и са придружени от повишена сеизмичност.

В рифтовите зони, разположени на гребените на средноокеанските хребети, се случва разтягане и разстилане на океанското дъно. Следователно, всички такива зони са белязани от чести, но плитки фокусни земетресения с преобладаване на механизми за изместване на разкъсване. За разлика от тях под островните дъги и активните континентални граници, т.е. в зоните на подпъхване на плоча обикновено се случват по-силни земетресения с доминиране на механизмите на компресия и срязване. Според сеизмичните данни,

потъването на океанската кора и литосферата може да се проследи в горната част на мантията и мезосферата до дълбочини около 600-700 km. Според томографски данни, потъването на океанските литосферни плочи е проследено до дълбочини от около 1400-1500 km и, вероятно, по-дълбоко - чак до повърхността на земното ядро.

Океанското дъно се характеризира с характерни и доста контрастиращи ивични магнитни аномалии, обикновено разположени успоредно на средноокеанските хребети (фиг. 7.8). Произходът на тези аномалии се свързва със способността на базалтите на океанското дъно да се магнетизират при охлаждане магнитно полеЗемята, като по този начин запомня посоката на това поле в момента на изливането им върху повърхността на океанското дъно.

„Конвейерният“ механизъм за обновяване на океанското дъно с постоянното потапяне на по-стари участъци от океанската кора и натрупаните върху нея утайки в мантията под островните дъги обяснява защо по време на живота на Земята океанските басейни никога не са имали време да бъдат пълни с утайки. Наистина, при сегашната скорост на запълване на океанските депресии с теригенни седименти, пренасяни от сушата, 2,2 × 1016 g/година, целият обем на тези депресии, приблизително равен на 1,37 × 1024 cm 3, ще бъде напълно запълнен за приблизително 1,2 милиарда години . Сега можем да кажем с голяма увереност, че континентите и океанските басейни са съществували заедно от около 3,8 милиарда години и през това време не е настъпило значително запълване на техните падини. Освен това, след сондиране във всички океани, вече знаем със сигурност, че на океанското дъно няма седимент, по-стар от 160-190 милиона години. Но това може да се наблюдава само в един случай - в случая на съществуването ефективен механизъмпремахване на утайки от океаните. Този механизъм, както вече е известно, е процесът на изтегляне на седимент под островните дъги и активните континентални граници в зоните на изтласкване на плочи.

Континентална кора

Континенталната кора както по състав, така и по структура се различава рязко от океанската кора. Дебелината му варира от 20-25 km под островни дъги и области с преходен тип кора до 80 km под младите нагънати пояси на Земята, например под Андите или алпийско-хималайския пояс. Средната дебелина на континенталната кора под древните платформи е приблизително 40 km, а масата й, включително субконтиненталната кора, достига 2,25·1025 g. Релефът на континенталната кора също се характеризира с максимални денивелационни разлики, достигащи 16-17 km от подножието на континенталните склонове в дълбоководни ровове до най-високите планински върхове.

Структурата на континенталната кора е много разнородна, но както и в океанската кора, в нейната дебелина, особено в древните платформи, понякога се разграничават три слоя: горният седиментен и два долни, съставени от кристални скали. Под младите подвижни колани структурата на кората се оказва по-сложна, въпреки че общото му разделение се доближава до двуслойна структура.

Дебелината на горния седиментен слой на континенталната кора варира в широки граници - от нула върху древните щитове до 10-12 и дори 15 km по пасивните граници на континентите и в крайните падини на платформите. Средната дебелина на седиментите на стабилни протерозойски платформи обикновено е близо 2-3 km. Седиментите на такива платформи са доминирани от глинести седименти и карбонати от плитки морски басейни.

Горната част на консолидирания участък на континенталната кора обикновено е представена от древни, главно докамбрийски скали. Понякога тази част от участъка на твърдата кора се нарича "гранитен" слой, като по този начин се подчертава преобладаването на гранитоидните скали в него и подчинението на базалтоидите.

В по-дълбоките части на земната кора (приблизително на дълбочина около 15-20 km) често се вижда дифузна и нестабилна граница, по която скоростта на разпространение на надлъжните вълни се увеличава с около 0,5 km/s. Това е т.нар

Континенталната кора както по състав, така и по структура се различава рязко от океанската кора. Дебелината му варира от 20-25 km под островни дъги и области с преходен тип кора до 80 km под младите нагънати пояси на Земята, например под Андите или алпийско-хималайския пояс. Средно дебелината на континенталната кора под древните платформи е приблизително 40 km, а нейната маса, включително субконтиненталната кора, достига 2,2510 × 25 g. Релефът на континенталната кора е много сложен. Той обаче съдържа обширни равнини, пълни със седименти, обикновено разположени над протерозойски платформи, издатини на най-древните (архейски) щитове и по-млади планински системи. Релефът на континенталната кора също се характеризира с максимални денивелационни разлики, достигащи 16-17 km от подножието на континенталните склонове в дълбоководни ровове до най-високите планински върхове.

Структурата на континенталната кора е много разнородна, но както и в океанската кора, в нейната дебелина, особено в древните платформи, понякога се разграничават три слоя: горен седиментен слой и два долни слоя, съставени от кристални скали. Под младите подвижни колани структурата на кората се оказва по-сложна, въпреки че общото й разделение се доближава до двуслойно.

Седиментният слой на континентите е проучен доста пълно както с помощта на геофизични методи за проучване, така и с директно сондиране. Структурата на повърхността на консолидираната кора в местата, където е била изложена върху древни щитове, е изследвана както чрез директни геоложки и геофизични методи, така и на континентални платформи, покрити със седименти - главно чрез геофизични методи на изследване. Така беше установено, че скоростите на сеизмичните вълни в слоевете на земната кора се увеличават отгоре надолу от 2-3 до 4,5-5,5 km/s в долните седиментни слоеве; до 6-6,5 km/s в горния слой на кристалните скали и до 6,6-7,0 km/s в долния слой на кората. Почти навсякъде континенталната кора, подобно на океанската, е подложена от високоскоростни скали на границата на Мохоровичич със скорости на сеизмичните вълни от 8,0 до 8,2 km/s, но това вече са свойствата на подкоровата литосфера, съставена от скали на мантията .

Дебелината на горния седиментен слой на континенталната кора варира в широки граници - от нула върху древните щитове до 10-12 и дори 15 km по пасивните граници на континентите и в крайните падини на платформите. Средната дебелина на седиментите на стабилни протерозойски платформи обикновено е близо 2-3 km. Седиментите на такива платформи са доминирани от глинести седименти и карбонати от плитки морски басейни. В предните пропадни и по пасивните граници на континентите от атлантически тип седиментните участъци обикновено започват с груб кластичен фациес, отстъпвайки по-високо в участъка на пясъчно-глинести седименти и карбонати от крайбрежен фациес. Както в основата, така и в най-горните части на участъци от седиментни слоеве на маргинални падини, понякога се срещат хемогенни утайки - изпарители, които маркират условията на утаяване в тесни полузатворени морски басейни със сух климат. Обикновено такива басейни възникват само в началния или крайния етап на развитие на морски басейни и океани, ако, разбира се, тези океани и басейни по време на тяхното формиране или затваряне са били разположени в сухи климатични зони. Примери за отлагане на такива образувания в ранните етапи от образуването на океански басейни са изпарителите в основата на седиментните участъци на африканските шелфови зони в Атлантическия океан и солоносните отлагания на Червено море. Примери за отлагане на солоносни образувания, ограничени до затварящи се басейни, са изпарителите на ренохерцинската зона в Германия и пермските пластове, носещи сол и гипс в предуралския предуралски пад на изток от Руската платформа.

Горната част на участъка на консолидираната континентална кора обикновено е представена от древни, предимно докамбрийски скали с гранитно-гнайсов състав или редуване на гранитоиди с пояси от зеленокаменни скали с основен състав. Понякога тази част от участъка на твърдата кора се нарича "гранитен" слой, като по този начин се подчертава преобладаването на гранитоидните скали в него и подчинението на базалтоидите. Скалите от “гранитния” слой обикновено са трансформирани от процеси на регионален метаморфизъм до и включително амфиболитния фациес. Горната част на този слой винаги представлява денудационна повърхност, по която някога е протичала ерозията на тектонични структури и магмени образувания на древните нагънати (планински) пояси на Земята. Следователно, покриващите седименти върху основната скала на континенталната кора винаги се срещат със структурно несъответствие и обикновено с голяма промяна във времето във възрастта.

В по-дълбоките части на земната кора (приблизително на дълбочина около 15-20 km) често се вижда дифузна и нестабилна граница, по която скоростта на разпространение на надлъжните вълни се увеличава с около 0,5 km/s. Това е така наречената граница на Конрад, очертаваща отгоре долния слой на континенталната кора, понякога условно наричан „базалт“, въпреки че все още имаме много малко категорични данни за неговия състав. Най-вероятно долните части на континенталната кора са съставени от скали с междинен и основен състав, метаморфозирани до амфиболит или дори гранулитен фациес (при температури над 600 ° C и налягания над 3-4 kbar). Възможно е в основата на онези блокове от континентална кора, които са се образували по едно време поради сблъсъците на островните дъги, да лежат фрагменти от древна океанска кора, включително не само основни, но и серпентинизирани ултрабазични скали.

Хетерогенността на континенталната кора е особено ясно видима дори с прост поглед върху геоложката карта на континентите. Обикновено отделни и тясно преплетени блокове на земната кора, разнородни по състав и структура, представляват геоложки структури от различна възраст - останки от древни сгънати пояси на Земята, последователно съседни един на друг по време на растежа на континенталните масиви. Понякога такива структури, напротив, са следи от предишни разцепления на древни континенти (например авлакогени). Такива блокове обикновено контактуват помежду си по протежение на зони на шев, често не много добре наречени дълбоки разломи.

Изследванията на дълбоката структура на континенталната кора, проведени през последното десетилетие с помощта на сеизмичния метод на отражателните вълни с натрупване на сигнал (проект COCORT), показват, че зоните на шевове, разделящи гънкови пояси с различна възраст, като правило са гигантски навлизащи разломи . Напорните повърхности, които са стръмни в горните части на земната кора, бързо се изравняват с дълбочина. Хоризонтално, такива навлачни структури често могат да бъдат проследени на много десетки и до стотици километри, докато в дълбочина те понякога се приближават до самата основа на континенталната кора, маркирайки древни и сега изчезнали зони на подтискване на литосферни плочи или вторични навлачвания, свързани с тях .

Планирайте

1. Земна кора (континентална, океанска, преходна).

2. Основните компоненти на земната кора са химически елементи, минерали, скали, геоложки тела.

3. Основи на класификацията на магмените скали.

Земна кора (континентална, океанска, преходна)

Въз основа на данни от дълбоко сеизмично сондиране са идентифицирани редица слоеве в земната кора, характеризиращи се с различни скорости на еластични вибрации. От тези слоеве три се считат за първични. Най-горната от тях е известна като седиментна черупка, средната е гранитно-метаморфна, а долната е базалтова (фиг.).

Ориз. . Схема на структурата на кората и горната мантия, включително твърдата литосфера

и пластична астеносфера

Седиментен слойсъставен главно от най-меките, най-рохавите и най-плътните (поради циментация на насипни) скали. Седиментните скали обикновено се срещат в слоеве. Дебелината на седиментния слой на земната повърхност е много променлива и варира от няколко m до 10-15 km. Има райони, където седиментният слой напълно липсва.

Гранитно-метаморфен пластсъставен главно от магмени и метаморфни скали, богати на алуминий и силиций. Местата, където няма седиментен слой и гранитен слой излиза на повърхността, се наричат кристални щитове(Колски, Анабарски, Алдански и др.). Дебелината на гранитния слой е 20-40 км, на места този слой отсъства (на дъното Тихи океан). Според изследването на скоростта на сеизмичните вълни, плътността на скалите на долната граница от 6,5 км/сек до 7,0 км/сек се променя рязко. Тази граница на гранитния слой, разделяща гранитния слой от базалтовия слой, се нарича Границите на Конрад.

Базалтов слойсе откроява в основата на земната кора, присъства навсякъде, дебелината му варира от 5 до 30 km. Плътността на веществото в базалтовия слой е 3,32 g / cm 3, съставът му се различава от гранитите и се характеризира със значително по-ниско съдържание на силициев диоксид. На долната граница на слоя се наблюдава рязка промяна в скоростта на преминаване на надлъжните вълни, което показва рязка промяна в свойствата на скалите. Тази граница се приема за долната граница на земната кора и се нарича граница на Мохоровичич, както беше обсъдено по-горе.

IN различни частиЗемната кора е разнородна както по състав, така и по дебелина. Видове земна кора - континентален или континентален, океански и преходен.Океанската кора заема около 60%, а континенталната кора около 40% от земната повърхност, което се различава от разпределението на площта на океаните и сушата (съответно 71% и 29%). Това се дължи на факта, че границата между разглежданите видове кора минава по протежение на континенталното подножие. Плитките морета, като например Балтийското и Арктическото море на Русия, принадлежат към Световния океан само от географска гледна точка. В района на океаните има океански тип, характеризиращ се с тънък седиментен слой, под който има базалтов слой. Освен това океанската кора е много по-млада от континенталната - възрастта на първата е не повече от 180 - 200 милиона години. Земната кора под континента съдържа всичките 3 слоя, има голяма дебелина (40-50 km) и се нарича континентална част. Преходната кора съответства на подводните континентални граници. За разлика от континенталния, тук гранитният слой рязко намалява и изчезва в океана, а след това дебелината на базалтовия слой намалява.

Седиментни, гранитно-метаморфни и базалтови слоеве заедно образуват обвивка, която се нарича сиал - от думите силиций и алуминий. Обикновено се смята, че в сиаличната обвивка е препоръчително да се идентифицира концепцията за земната кора. Установено е също, че през цялата геоложка история земната кора абсорбира кислород и към днешна дата се състои от 91% от него по обем.

Основните компоненти на земната кора са химични елементи, минерали, скали, геоложки тела

Веществото на Земята се състои от химични елементи. В скалната обвивка химичните елементи образуват минерали, минералите образуват скали, а скалите на свой ред образуват геоложки тела. Познанията ни за химията на Земята, или иначе геохимията, намаляват катастрофално с дълбочината. Под 15 км знанията ни постепенно се заменят с хипотези.

американският химик F.W. Кларк, заедно с G.S. Вашингтон, след като започна анализа на различни скали (5159 проби) в началото на миналия век, публикува данни за средното съдържание на около десет от най-често срещаните елементи в земната кора. Франк Кларк изхожда от позицията, че твърдата земна кора до дълбочина 16 км се състои от 95% магмени скали и 5% седиментни скали, образувани от магмени скали. Следователно, за изчислението, Ф. Кларк използва 6000 анализа на различни скали, като взема средното им аритметично. Впоследствие тези данни бяха допълнени със средни данни за съдържанието на други елементи. Оказа се, че най-често срещаните елементи на земната кора са (тегл.%): О – 47,2; Si – 27,6; Al – 8,8; Fe – 5,1; Ca – 3,6; Na – 2,64; Mg – 2,1; К – 1,4; H – 0,15, което прави 99,79%. Тези елементи (с изключение на водорода), както и въглерод, фосфор, хлор, флуор и някои други се наричат ​​​​скалообразуващи или петрогени.

Впоследствие тези цифри бяха прецизирани няколко пъти. от различни автори(таблица).

Сравнение на различни оценки на състава на континенталната кора,

Средните масови фракции на химичните елементи в земната кора са наречени по предложение на академик А. Е. Ферсман Clarks. Последни данни за химичен съставСферите на Земята са обобщени в следната диаграма (фиг.

Цялата материя в земната кора и мантията се състои от минерали, които се различават по форма, структура, състав, изобилие и свойства. В момента са идентифицирани повече от 4000 минерала. Невъзможно е да се даде точна цифра, тъй като всяка година броят на минералните видове се попълва с 50-70 наименования на минерални видове. Например на територията бившия СССРОткрити са около 550 минерала (320 вида се съхраняват в музея A.E. Fersman), от които повече от 90% са открити през 20 век.

Минералният състав на земната кора е както следва (об.%): фелдшпати - 43,1; пироксени - 16,5; оливин - 6,4; амфиболи - 5,1; слюда - 3,1; глинести минерали - 3,0; ортосиликати – 1,3; хлорити, серпентини - 0,4; кварц – 11,5; кристобалит - 0,02; тридимит - 0,01; карбонати - 2,5; рудни полезни изкопаеми - 1,5; фосфати - 1,4; сулфати - 0,05; железни хидроксиди - 0,18; други - 0,06; органична материя- 0,04; хлориди - 0,04.

Тези цифри, разбира се, са много относителни. Като цяло минералният състав на земната кора е най-разнообразен и богат в сравнение със състава на по-дълбоките геосфери и метеоритите, веществото на Луната и външните обвивки на други планети земна група. И така, 85 минерала са идентифицирани на Луната и 175 в метеоритите.

Естествените минерални агрегати, изграждащи самостоятелни геоложки тела в земната кора, се наричат ​​скали. Понятието „геоложко тяло“ е многомащабно понятие, което включва обеми от минерален кристал до континенти. Всяка скала образува триизмерно тяло в земната кора (пласт, леща, масив, покривка...), характеризиращо се с определен материален състав и специфична вътрешна структура.

Терминът "скала" е въведен в руската геоложка литература в края на 18 век от Василий Михайлович Севергин. Изследването на земната кора показа, че тя е изградена от различни скали, които въз основа на техния произход могат да бъдат разделени на 3 групи: магмени или магмени, седиментни и метаморфни.

Преди да преминете към описание на всяка от групите скали поотделно, е необходимо да се спрем на техните исторически връзки.

Общоприето е, че земното кълбо първоначално е било разтопено тяло. От тази първична стопилка или магма чрез охлаждане се е образувала твърдата земна кора, първоначално съставена изцяло от магмени скали, които трябва да се считат за исторически най-древната група скали.

Едва в по-късен етап от развитието на Земята могат да възникнат скали с различен произход. Това стана възможно след появата на всичките му външни обвивки: атмосферата, хидросферата, биосферата. Първичните магмени скали са били унищожени под тяхното влияние и слънчева енергия, разрушеният материал е бил преместен от вода и вятър, сортиран и циментиран отново. Така са възникнали седиментните скали, които са вторични спрямо магматичните скали, от които са се образували.

Както магмените, така и седиментните скали са послужили като материали за образуването на метаморфни скали. В резултат на различни геоложки процеси големи участъци от земната кора са улегнали и в тези участъци са се натрупали седиментни скали. По време на тези слягания долните части на пластовете падат на все по-големи дълбочини в района високи температурии налягания, в зоната на проникване на различни пари и газове от магмата и циркулация на горещи водни разтвори, въвеждайки нови химични елементи в скалите. Резултатът от това е метаморфизъм.

Разпространението на тези породи варира. Изчислено е, че литосферата е съставена от 95% магмени и метаморфни скали и само 5% седиментни скали. На повърхността разпределението е малко по-различно. Седиментните скали покриват 75% от земната повърхност и само 25% са магмени и метаморфни скали.

Различават се 2 основни типа земна кора: континентална и океанска и 2 преходни типа - субконтинентална и субокеанска (виж фигурата).

1- седиментни скали;

2- вулканични скали;

3- гранитен слой;

4- базалтов слой;

5- Мохоровичича граница;

6- горна мантия.

Континенталният тип земна кора е с дебелина от 35 до 75 km, в шелфовата зона - 20 - 25 km, и се изщипва на континенталния склон. Има 3 слоя континентална кора:

1-ва – горна, изградена от седиментни скали с дебелина от 0 до 10 km. на платформи и 15 – 20 км. в тектонски отклонения на планински структури.

2-ри – среден “гранит-гнайс” или “гранит” - 50% гранити и 40% гнайси и други метаморфозирани скали. Средната му дебелина е 15–20 km. (в планински съоръжения до 20 - 25 км.).

3-ти – долен, „базалт” или „гранит-базалт”, състав близък до базалта. Мощност от 15 – 20 до 35 км. Границата между слоевете „гранит“ и „базалт“ е участъкът Конрад.

Според съвременните данни океанският тип земна кора също има трислойна структура с дебелина от 5 до 9 (12) km, по-често 6–7 km.

1 слой – горен, седиментен, състои се от рохкави седименти. Дебелината му варира от няколкостотин метра до 1 км.

2-ри слой – базалти с междинни слоеве от карбонатни и силициеви скали. Дебелина от 1 – 1,5 до 2,5 – 3 km.

Третият слой е най-долният, не се отваря чрез пробиване. Изградена е от основни магмени скали от типа габро с подчинени ултраосновни скали (серпентинити, пироксенити).

Субконтиненталният тип земна повърхност е подобен по структура на континенталния, но няма ясно изразено Конрадово сечение. Този тип кора обикновено се свързва с островните дъги - Курилските, Алеутските и континенталните граници.

1 слой – горен, седиментно – вулканичен, дебелина – 0,5 – 5 km. (средно 2 – 3 км.).

2 пласт – островна дъга, “гранит”, дебелина 5 – 10 km.

Третият слой е „базалтов”, на дълбочина 8 – 15 km, с дебелина от 14 – 18 до 20 – 40 km.

Субокеанският тип земна кора е ограничен до басейновите части на маргиналните и вътрешните морета (Охотско, Японско, Средиземно море, Черно и др.). Той е близък по структура до океанския, но се отличава с увеличена дебелина на седиментния слой.

1-ви горен – 4 – 10 или повече km, разположен непосредствено върху третия океански слой с дебелина 5 – 10 km.

Общата дебелина на земната кора е 10–20 km, на места до 25–30 km. поради увеличаване на седиментния слой.

Своеобразна структура на земната кора се наблюдава в централните рифтови зони на средноокеанските хребети (Средния Атлантик). Тук, под втория океански слой, има леща (или издатина) от нискоскоростен материал (V = 7,4 - 7,8 km / s). Смята се, че това е или изпъкналост на необичайно нагрята мантия, или смес от материя на земната кора и мантия.

Строеж на земната кора

На повърхността на Земята, на континентите, на различни места се срещат скали с различна възраст.

Някои райони на континентите са изградени на повърхността на най-древните скали от архейска (AR) и протерозойска (PT) възраст. Те са силно метаморфозирани: глини, превърнати в метаморфни шисти, пясъчници в кристални кварцити, варовици в мрамори. Сред тях има много гранити. Областите, на чиято повърхност излизат тези най-древни скали, се наричат ​​кристални масиви или щитове (Балтийски, Канадски, Африкански, Бразилски и др.).

Други области на континентите са заети от скали с преобладаваща по-млада възраст - палеозой, мезозой, кайнозой (Pz, Mz, Kz). Това са главно седиментни скали, но сред тях има и скали от магматичен произход, изригнали на повърхността под формата на вулканична лава или вградени и замръзнали на известна дълбочина. Има две категории земни площи: 1) платформи - равнини: слоеве от седиментни скали лежат спокойно, почти хоризонтално, с редки и малки гънки, наблюдавани в тях. В такива скали има много малко магмени, особено интрузивни скали; 2) нагънати зони (геосинклинали) - планини: седиментните скали са силно нагънати, проникнати от дълбоки пукнатини; Често се срещат проникнали или изригнали магмени скали. Разликите между платформите или нагънатите зони са във възрастта на почиващите или нагънати скали. Следователно има древни и млади платформи. Казвайки, че платформите може да са се образували в различно време, по този начин показваме различни възрасти на сгънати зони.

Карти, изобразяващи местоположението на платформи и сгънати зони от различни възрасти и някои други характеристики на структурата на земната кора, се наричат ​​тектонски. Те служат като допълнение към геоложките карти, които представляват най-обективните геоложки документи, осветляващи структурата на земната кора.

Видове земна кора

Дебелината на земната кора не е еднаква под континентите и океаните. Той е по-голям под планини и равнини, по-тънък под океански острови и океани. Следователно съществуват два основни типа земна кора – континентална и океанска.

Средната дебелина на континенталната кора е 42 km. Но в планината се увеличава до 50-60 и дори 70 км. Тогава те говорят за „корените на планините“. Средната дебелина на океанската кора е около 11 km.

По този начин континентите представляват, така да се каже, ненужни натрупвания на маси. Но тези маси трябва да създават по-силно привличане и в океаните, където привличащото тяло е по-лека вода, силата на гравитацията трябва да отслабне. Но в действителност няма такива разлики. Силата на гравитацията е приблизително еднаква навсякъде по континентите и океаните. Това води до заключението: континенталните и океанските маси са балансирани. Те се подчиняват на закона за изостазия (равновесие), който гласи така: допълнителните маси на повърхността на континентите съответстват на липса на маси в дълбочина и обратното - липсата на маси на повърхността на океаните трябва да съответства на някои тежки маси в дълбочина.