- Что такое земная кора и ее виды
- Океаническая кора
- Континентальная кора
- Типы строения океанической коры
- Тип океанических хребтов и поднятий
- Тип абиссальных океанических желобов
- Континентальный тип земной коры
- Континентальная и субконтинентальная земная кора
- Океанический и субокеанический типы земной коры
- Относительная и абсолютная геохронология: характеристика
- Относительная геохронология
- Абсолютная геохронология
- Тектонические движения земной коры
- Колебательные движения
- Вертикальные тектонические движения
- Горизонтальные тектонические движения
- Основные виды разрывных нарушений
- Магматизм и магматические горные породы
- Характеристике магматических пород
- Классификация магматических пород
- Интрузивный магматизм
Что такое земная кора и ее виды
Земная кора — верхняя часть литосферы. В масштабах всего земного шара её можно сравнить с тончайшей плёнкой — столь незначительна её мощность.
Но даже эту самую верхнюю оболочку планеты мы знаем не очень хорошо.
Как же можно узнать о строении земной коры, если даже самые глубокие скважины, пробуренные в коре, не выходят за первый десяток километров?
На, помощь учёным приходит сейсмолокация. Расшифровывая скорость прохождения сейсмических волн через разные среды, можно получить данные о плотности земных слоёв, сделать вывод об их составе.
Под континентами и океаническими впадинами строение земной коры различно.
Океаническая кора
Океаническая земная кора более тонкая (5—7 км), чем континентальная, и состоит из двух слоёв — нижнего базальтового и верхнего осадочного.
Ниже базальтового слоя находится поверхность Мохо и верхняя мантия. Рельеф дна океанов очень сложен. Среди разнообразных форм рельефа особенно выделяются огромные срединно-океанические хребты.
В этих местах происходит зарождение молодой базальтовой океанической коры из вещества мантии. Через глубинный разлом, проходящий вдоль вершин по центру хребта — рифт, магма выходит на поверхность, растекаясь в разные стороны в виде лавовых подводных потоков, постоянно раздвигая в разные стороны стенки рифтового ущелья. Этот процесс называется спредингом.
Срединно-океанические хребты возвышаются над дном океанов на несколько километров, а их протяженность достигает 80 тыс. км. Хребты рассекаются параллельными поперечными разломами.
Их называют трансформными. Рифтовые зоны — самые неспокойные сейсмические зоны Земли. Базальтовый слой перекрывают толщи морских осадочных отложений — илов, глин разного состава.
Континентальная кора
Континентальная земная кора занимает меньшую площадь (около 40% поверхности Земли — прим. от geoglobus.ru), но имеет более сложное строение и гораздо большую мощность. Под высокими горами её толщина измеряется 60—70 километрами.
Строение коры континентального типа трёхчленное — базальтовый, гранитный и осадочный слои. Гранитный слой выходит на поверхность на участках, именуемых щитами.
Например, Балтийский щит, часть которого занимает Кольский полуостров, сложен породами гранитного состава. Именно здесь велось глубокое бурение, и Кольская сверхглубокая скважина достигла отметки 12 км. Но попытки пробурить весь гранитный слой насквозь оказались неудачными.
Шельф — подводная окраина материка — также имеет континентальную кору. То же относится и к крупным островам — Новой Зеландии, островам Калимантан, Сулавеси, Новая Гвинея, Гренландия, Сахалин, Мадагаскар и другим. Окраинные моря и внутренние моря, такие как Средиземное, Чёрное, Азовское, расположены на коре континентального типа.
Говорить о базальтовом и гранитном слоях континентальной коры можно лишь условно. Имеется в виду, что скорость прохождения сейсмических волн в этих слоях сходна со скоростью прохождения их в породах базальтового и гранитного состава. Граница гранитного и базальтового слоев выделяется не очень чётко и изменяется по глубине.
Базальтовый слой граничит с поверхностью Мохо. Верхний осадочный слой меняет свою толщину в зависимости от рельефа поверхности. Так, в горных районах он тонкий или вообще отсутствует, так как внешние силы Земли перемещают рыхлый материал вниз по склонам — прим.
Зато в предгорьях, на равнинах, в котловинах и впадинах он достигает значительных мощностей. Например, в Прикаспийской низменности, которая испытывает погружение, осадочный слой достигает 22 км.
Типы строения океанической коры
Наиболее существенными чертами земной коры в морях и океанах служат ее небольшая толщина и отсутствие в ее строении гранитного слоя.
По соотношению глубинного строения коры с крупными морфологическими чертами океанического дна можно различать следующие типы строения океанической коры.
Окраинно-материковый тип коры распространен на пространствах материковой отмели (шельфе), представляет прямое продолжение материковых структур в пределы шельфа.
Толщина ее от 25 до 35 км. В строении коры здесь выражены осадочный, гранитный и базальтовый слои. От материковых платформ в отдельных случаях она отличается более мощным осадочным покровом.
Морской геосинклинальный тип коры присущ морским геосинклинальным впадинам различных геосинклинальных морей (внутриматериковых, межматериковых, окраинно-материковых). Такого типа кора подстилает моря Средиземное, Карибское, Черное, Каспийское, Японское, Охотское, Берингово.
Она характеризуется большой толщей осадочного покрова и поверхностных рыхлых отложений, составляющих в совокупности осадочную толщу до 20 км и более. Эта толща залегает непосредственно на базальтовом слое. Указанное строение свойственно центральным частям глубоководных морских впадин. На склонах этих впадин породы, относящиеся к гранитному слою, постепенно выклиниваются, что сопровождается крутым падением слоев осадочных пород (мезозойского и кайнозойского возрастов), слагающих прилегающие пространства.
Субокеанический тип коры распространен в пределах материкового склона.
Мощность морских рыхлых осадков по мере увеличения глубины резко возрастает, достигая вблизи основания материкового склона 2—3 км. В других частях материкового склона, где фундамент резко расчленен, структурно обусловленные неровности его постепенно выравниваются толщей осадков.
По мере увеличения глубины на материковом склоне толщина гранитного слоя постепенно уменьшается и угол падения отложений на нем, нередко имеющих трансгрессивный характер залегания, увеличивается. С уменьшением гранитного слоя и покрывающих его отложений толщина коры в нижней части склона уменьшается до 10 км.
Характер залегания фундамента и покрывающих его осадочных пород ближе всего отвечает структуре материковой флексуры. В этом случае наиболее прогнутая часть материкового склона (у его основания), заполненная мощными рыхлыми отложениями, представляет растущий геосинклинальный прогиб.
В большинстве случаев он компенсирован накоплением снесенных со склона рыхлых отложений. В других случаях вдоль материкового склона простираются линии глубинных разломов, выраженные в рельефе материкового склона. Они могут определять дальнейшее развитие геосинклинального прогиба между краем материка и дном океана.
Тип абиссальных океанических равнин структуры земной коры распространен на преобладающей части дна океанических бассейнов с глубинами более 4500—5000 м.
Для коры такого типа характерны отсутствие гранитного слоя и наименьшая ее общая мощность (от 2—3 до 10—12 км). Рыхлые океанические осадки, нередко содержащие в своем составе слои вулканических пород, непосредственно залегают на базальтовом слое. Среди абиссальных равнин по признаку мощности верхнего слоя осадков можно различать абиссальные вулканические равнины и абиссальные аккумулятивные равнины. Первым свойственна сравнительно небольшая мощность осадочных отложений (не более 400—500 м) и, что особенно важно, отдельные слои вулканических пород.
Абиссальные аккумулятивные равнины отличаются большой мощностью поверхностного рыхлого покрова, достигающего 2.5—3 км (как правило, более 1 км). Считается наиболее вероятным, что большая мощность рыхлых осадков в коре этого типа связана с мутьевыми потоками.
В то же время очевидно, что таким путем столь значительные осадки могли отлагаться лишь в условиях устойчивого прогибания. Таким образом, различные условия накопления отложений осадочного покрова на дне океанов отражают их неотектоническое развитие.
Тип океанических хребтов и поднятий
Структуры этого типа имеют громадную протяженность и сложно расчлененный рельеф с большим участием в его формировании разломов и движений по ним (рифтовые долины).
К этому типу следует отнести срединные океанические хребты и океанические горные страны (например, в Тихом океане), а также отдельные значительные горы и возвышенности на океаническом дне, нередко служащие фундаментом океанических островов.
Данному типу структуры океанической коры свойственна значительная общая мощность, достигающая 20—30 км. В строении такой коры поверхностную часть разреза слагают осадочно-вулканические породы, на глубине их сменяют породы базальтового слоя, которые в сравнении с другими частями структуры коры дна океанов обладают существенно иными свойствами.
В основании океанических горных хребтов и гор эти породы отличаются большей плотностью, которую объясняют смешением базальтов с породами мантии. Поверхность раздела М под океаническими хребтами значительно понижается. Близкий к этому характер глубинного строения имеют и подводные хребты морских геосинклинальных впадин.
Они отличаются только большим сходством пород поверхностной части разреза с породами прилегающих материковых структур.
Тип абиссальных океанических желобов
Для структур коры данного типа характерна совсем небольшая мощность коры при резком погружении поверхности раздела М.
Приуроченность абиссальных желобов к линиям глубинных разломов, их современная сейсмичность, вулканизм, условия осадконакопления — все это свидетельствует об их принадлежности к современным значительным геосинклинальным прогибам, развитие которых продолжается.
В некоторых желобах известны осадочные породы большой мощности, например в желобе Пуэрто-Рико (8 км). В других желобах (Японском, Тонга) известны породы, относящиеся к гранитной оболочке коры. Осадочная толща залегает на базальтовом слое небольшой мощности.
Наиболее обоснованным в данном случае является представление о растяжении земной коры под океаническими желобами, за счет которого уменьшается толщина базальтового слоя. Отрицательные аномалии силы тяжести здесь связаны с отложениями рыхлых осадков большой мощности.
Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.
Континентальный тип земной коры
Мощность континентальной земной коры изменяется от 35-40 (45) км в пределах платформ до 55-70 (75) км в молодых горных сооружениях.
Континентальная кора состоит из трех слоев.
1) Первый — самый верхний слой представлен осадочными горными породами, мощностью от 0 до 5 (10) км в пределах платформ, до 15-20 км в тектонических прогибах горных сооружений.
Скорость продольных сейсмических волн (Vp) меньше 5 км/с.
2) Второй — традиционно называемый «гранитный» слой на 50% сложен гранитами, на 40% — гнейсами и другими в разной степени метаморфизованными породами.
Исходя из этих данных, его часто называют гранитогнейсовым. Его средняя мощность составляет 15-20 км (иногда в горных сооружениях до 20- 25 км). Скорость сейсмических волн (Vp) — 5,5-6,0 (6,4) км/с.
3) Третий, нижний слой называется «базальтовым».
По среднему химическому составу и скорости сейсмических волн этот слой близок к базальтам. Правильнее называть этот слой гранулито-базитовым. Его мощность изменяется от 15-20 до 35 км. Скорость распространения волн (Vp) 6,5-6,7 (7,4) км/с.
Граница между гранитогнейсовым и гранулито-базитовым слоями получила название сейсмического раздела Конрада.
Континентальная и субконтинентальная земная кора
Субконтинентальный тип земной коры по строению аналогичен континентальному, но стал выделяться в связи с нечетко выраженной границей Конрада.
Океанический и субокеанический типы земной коры
Океанская кора — имеет трехслойное строение при мощности от 5 до 9(12) км, чаще 6-7 км.
Некоторое увеличение мощности наблюдается под океанскими островами.
- 1. Верхний, первый слой океанской коры — осадочный, состоит преимущественно из различных осадков, находящихся в рыхлом состоянии. Его мощность от нескольких сот метров до 1 км. Скорость распространения сейсмических волн (Vp) в нем 2,0-2,5 км/с.
- 2. Второй океанский слой, располагающийся ниже, по данным бурения, сложен преимущественно базальтами с прослоями карбонатных и кремнистых пород. Мощность его от 1,0-1,5 до 2,5-3,0 км. Скорость распространения сейсмических волн (Vp) 3,5-4,5 (5) км/с.
- 3. Третий, нижний высокоскоростной океанский слой бурением еще не вскрыт — сложен основными магматическими породами типа габбро с подчиненными ультраосновными породами (серпентинитами, пироксенитами).
Его мощность по сейсмическим данным от 3,5 до 5,0 км. Скорость сейсмических волн (Vp) от 6,3-6,5 км/с, а местами увеличивается до 7,0 (7,4) км/с
Субокеанский тип земной коры — приурочен к котловинным частям (с глубиной выше 2 км) окраинных и внутриконтинентальных морей (Охотское, Японское, Средиземное, Черное и др.).
По строению этот тип близок к океанскому, но отличается от него повышенной мощностью (4-10 и больше км) осадочного слоя, располагающегося на третьем океанском слое мощностью 5-10 км.
Относительная и абсолютная геохронология: характеристика
Относительная геохронология
стратиграфия — одна из ветвей геологической науки, в задачу которой входят расчленение толщ осадочных и вулканогенных пород на отдельные слои и их пачки; описание содержащихся в них остатков фауны и флоры; установление возраста слоев; сопоставление выделенных слоев данного района с другими; составление сводного разреза отложений региона и разработка стратиграфической шкалы не только для отдельных регионов — региональных стратиграфических шкал, но и единой или международной стратиграфической шкалы для всей Земли.
- 1) литологический метод – любой разрез отложений должен быть расчленен на отдельные слои или их пачки.
- 2) палеонтологический — основан на выделении слоев, содержащих различные комплексы органических остатков.
- 3) микропалеонтологический метод, объектом которого являются остатки известковых и кремнистых скелетов простейших организмов.
- 4) спорово-пыльцевой метод, основанный на изучении остатков спор и зерен пыльцы, которые чрезвычайно устойчивы и не разрушаются, разносясь ветром на большие расстояния в огромном количестве.
Рассмотренные палеонтологические методы применимы лишь к слоистым осадочным отложениям.
Однако большие пространства на земном шаре сложены магматическими и метаморфическими породами, лишенными органических остатков. К ним этот метод неприменим.
палеомагнитный метод, основанный на способности горных пород сохранять характер намагниченности той эпохи, в которую они образовались. Следует отметить, что палеомагнитный метод чрезвычайно широко используется для определения перемещений литосферных плит в геологическом прошлом.
Абсолютная геохронология
1) радиометрические методы, основанные на постоянстве скорости распада радиоактивных изотопов.
Пока вещество находится в жидком состоянии (жидкая магма, например) его химический состав переменчив: происходит перемешивание, диффузия, многие компоненты могут улетучиваться и т. д. Но когда минерал затвердевает, он начинает вести себя как относительно замкнутая система. Это значит, что присутствующие в нём радиоактивные изотопы не вымываются и не улетучиваются из него, и уменьшение их количества происходит только за счёт распада, который идёт с известной постоянной скоростью.
2) Люминесцентные методы абсолютной датировки основаны на способности некоторых широко распространённых минералов (например, кварца и полевого шпата) накапливать в себе энергию ионизирующего излучения, а затем, при определённых условиях, быстро отдавать её в виде света.
Ионизирующее излучение не только прилетает к нам из космоса, но и генерируется горными породами в ходе распада радиоактивных элементов.
3) Метод электронно-парамагнитного или электронно-спинового резонанса тоже основан на изменениях, постепенно накапливающихся в кристалле под воздействием радиации. Только в данном случае речь идёт не о количестве „возбуждённых“ электронов, способных „успокаиваться“ с излучением света, а о количестве электронов с изменившимся спином.
4) аминокислотный метод, основанный на том, что „левые“ аминокислоты, из которых построены белки всех живых организмов, после смерти постепенно рацемизируются, то есть превращаются в смесь „правых“ и „левых“ форм.
Метод применим только к образцам очень хорошей сохранности, в которых сохранилось достаточное количество первичного органического вещества.
5) Дендрохронологический метод, или датирование по древесным кольцам, в большой чести у археологов. Этот метод позволяет датировать только самые молодые отложения (возрастом до 5–8 тысяч лет), зато с очень высокой точностью, вплоть до одного года! Нужно лишь, чтобы в раскопе обнаружилось достаточное количество древесины.
В стволах большинства деревьев образуются годовые кольца, ширина которых колеблется в зависимости от погодных условий соответствующего года.
Тектонические движения земной коры
Колебательные движения
Колебательные движения — важное звено в сложной цепи разнообразных геологических процессов. Они теснейшим образом связаны со складкообразующими и разрывообразующими движениями, ими в значительной степени обусловлен ход трансгрессии и регрессии моря, изменения в очертаниях материков, характер и интенсивность процессов осадконакопления и денудации и т.д.
Другими словами, колебательные движения — ключ к палеогеографическим построениям, они дают возможность понять физико-географическую обстановку прошедших времен и генетически увязать между собой ряд геологических событий.
Некоторые общие свойства колебательных движений:
1) Множественность периодов колебательных движений.
2) Широкое площадное распространение колебательных движений. Колебательные движения распространены всюду.
3) Обратимость колебательных движений.
Это явление смены знака движения: поднятие в одном и том же месте со временем сменяется опусканием и т.д. Но каждый цикл не является повторением предыдущего, он изменяется, усложняется.
4) Колебательные движения не сопровождаются развитием линейной складчатости и разрывов.
5) Колебательные движения и мощность осадочных толщ. При изучении колебательных движений важнейшее значение имеет анализ мощностей осадочных толщ. Мощность данной серии осадков в общих чертах суммарно соответствует глубине погружения участка коры, в пределах которого накопилась данная толща.
6) Колебательные движения и палеогеографические реконструкции.
Тектонические движения — движения земной коры, вызванные процессами проходящими в ее недрах.
Основной причиной тектонических движений считаются конвективные течения в мантии, возбуждаемые теплом распада радиоактивных элементов и гравитационной дифференциацией ее вещества в сочетании с действием силы тяжести и стремлением литосферы к гравитационному равновесию по отношению к поверхности астепосферы.
Вертикальные тектонические движения
Любой участок земной поверхности с течением времени неоднократно испытывал восходящие и нисходящие тектонические движения.
Поднятия.
Морские отложения часто можно обнаружить высоко в горах. Они накапливались первоначально ниже уровня моря, но позже были подняты на большую высоту. Амплитуда подъема в ряде случаев может достигать 10 км.
Горизонтальные тектонические движения
Проявляются в двух видах: сжатия и растяжения.
Сжатия.
Собранные в складки осадочные слои указывают на уменьшение горизонтальных расстояний между отдельными точками, происходившие перпендикулярно осям складок.
Объяснение сжатия основывалось на наблюдающейся потере Землей тепла и возможным ее остыванием, что должно обусловливать сокращение ее объема.
Растяжение.
При растяжении возникают трещины, через которые на поверхность поступает огромное количество базальтовой магмы, образующей дайки и потоки.
Основные виды разрывных нарушений
Главнейшие виды разрывных нарушений — это сброс, надвиг и сдвиг.
Сброс — лежачее крыло поднято, висячее опущено. Сместитель падает в сторону опущенного крыла. Угол падения чаще всего составляет 40-60¦, но может быть любым. Сброс — деформация растяжения.
Крупные сбросы оконтуривают впадины Байкала, Телецкого озера, Красного моря и др.
Надвиг — лежачее крыло опущено, висячее поднято. Сместитель падает в сторону поднятого крыла. Угол падения чаще всего составляет 40-60¦.
Надвиг — деформация скалывания в условиях сжатия. Гадвиги с очень крутым сместителем, более 60¦, называются взбросами.
Сдвиг — тектонический разрыв с перемещением крыльев в основном в горизонтальном направлении вдоль простирания сместителя.
Ориентирован, как правило, под углом к направлению тектонических сил и обладает крутым или вертикальным сместителем.
В природе возможны комбинации различных типов указанных разрывных нарушений (сбросо-сдвиговые, сдвиго-надвиговые и др.). По характеру взаимоотношения сместителя с простиранием пластов в складчатой структуре выделяют продольные, поперечные, косые, согласные и несогласные нарушения.
Магматизм и магматические горные породы
Магма — это вещество Земли в расплавленном жидком состоянии.
Она образуется в Земной коре и верхней мантии в интервалах глубин 30-400 км.
Характеристике магматических пород
Минеральный состав — минералы подразделяют на породообразующие (главные и второстепенные) и акцессорные.
Породообразующие минералы — составляют>90% объема породы и представлены главным образом силикатами:
- полевые шпаты, кварц, нефелин — светлоокрашенные,
- пироксен, оливин, амфиболы, слюды — темноцветные.
В разных по химическому составу породах один и тот же минерал может быть главным или второстепенным.
Акцессорные минералы составляют, в среднем ~1% объема породы, и представляют: апатит, магнетит, циркон, рутил, хромит, золото, платину и др.
Классификация магматических пород
В основу классификации положены признаки — химический состав и генезис.
По химическому составу и в частности по содержанию кремнезема SiO 2 все породы делятся на :
- ультраосновные SiO2 >45%
- основные SiO2 до 45-52%
- средние SiO2 до 52-65%
- кислые SiO2 до 65-75%
В свою очередь среди этих групп каждая подразделяется по генезису на интрузивные и эффузивные.
Интрузивный магматизм
I. Интрузивный магматизм — процесс внедрения магмы в вышележащие толщи и ее кристаллизация в земной коре не достигая поверхности на разных глубинах.
Для этого процесса характерно медленное снижение температуры и давления, кристаллизация в замкнутом пространстве. Магматические породы состоят из полностью раскристаллизованных зернистых агрегатов породообразующих минералов.
Такие магматические породы называются интрузивными .
В зависимости от глубины формирования интрузивные массивы подразделяются на приповерхностные, или субвулканические (последнее слово означает, что магма почти подошла к поверхности, но все-таки не вышла на нее, т.е. образовался «почти вулкан» или субвулкан) — до первых сотен метров; среднеглубинные, или гипабиссальные,- до 1-1,5 км и глубинные, или абиссальные,- глубже 1-1,5 км.
К глубинным относятся секущие и пластовые жилы. а)секущие жилы пересекают слой горных пород под различными углами, называются дайками. Образуются в результате растяжения горных пород и заполнения пространства магмой.
Породы: порфириты, гранит – порфиры, диабазы, негматиты. б) пластовые жилы – силлы – залегают согласно с вмещающими породами, образуются в результате раздвигания магмой этих пород.
К глубинным также относятся:
- лополит (чаша) S = 300 км2, m – 15 км. в поперечнике, характерен для платформ.
- факолит (чечевица) – образуется одновременно со складками; S ~ 300 км2, m ~ 10 км.
- лакколит – грибообразный, верхние слои приподняты; S – 300 км2, m – 10 – 15 км.
Различают глубинные формы такие как:
- батолиты – крупные гранитные интрузии, S – сотни и тысячи км2, в глубину – неопределено.
- штоки – столбообразные тела, изометричные, S < 100 – 150 км2.