Вещественный состав земной коры

Степень деформированности осадочного слоя океанов изучена пока

недостаточно. Обычно осадки выполняют неровности рельефа дна, залегая субгоризонтально. Однако во многих местах Мирового океана обнаружены складки, соляные и глинистые  диапиры, разломы. Всё это свидетельствует  о напряженной динамической обстановке в пределах осадочной толщи океанов.

Второй (“базальтовый”) слой сложен чередованием базальтовых лавовых потоков, брекчий, вулканических пеплов и долеритовых даек. Такая

разнородность слоя определяет и резкие колебания скоростей  продольных сейсмических волн от 2,2 до 5,5 км /с. Формирование верхней части  слоя

происходило в условиях подводного вулканизма, о чём свидетельствуют шаровые поверхности базальтовых потоков, напоминающих гигантские колбасы или причудливо переплетающиеся слоновьи хоботы. Потоки лав иногда перекрывали донные осадки, и образовывался своеобразный «слоёный пирог». С глубиной количество и мощность базальтовых пластов увеличиваются, а слои осадочных пород исчезают. Базальты имеют толеитовый состав¹, а на вулканических островах распространены щелочные базальтоиды с меньшим содержанием кремнезема, оксидов кальция и магния.

В нижней части “базальтового” слоя располагаются долеритовые дайки - система субвертикальных трещин, которые в свое время служили подводящими каналами для базальтовых лав, изливавшихся на океаническое дно. Базальтовый слой является акустической границей с вышележащими осадками. Поэтому его рассматривают как акустический фундамент осадочной толщи океанов. Мощность слоя варьирует от 1,5 ÷ 2 км в районах подводных поднятий, до 0 ÷ 500 м в наиболее глубоководных впадинах.

Третий (габбро-серпентинитовый) слой представляет фундамент

океанической коры. Он прослеживается стабильно во всех частях океанов.

Слой характеризуется постоянством мощности (5 ÷ 6 км) и скоростью распространения сейсмических волн в пределах 6,4 ÷ 7,2 км/с. Данные драгирования океанического дна в узких и глубоких расселинах показывают, что верхняя часть третьего слоя представлена габбро, которые образовались при медленной кристаллизации толеитовых базальтовых расплавов в магматическом очаге, питающем рифтовые зоны океанов. Нижняя часть состоит из серпентинитов, возникших при гидратации ультраосновных пород мантии океаническими водами, проникающими вглубь по трещинам литосферы.

Трехслойное строение океанической коры, состоящей из осадочного,

“базальтового” и габбро-серпентинитового слоёв, характерно лишь для ложа океанов. Иное строение имеет океаническая кора в пределах срединно-океанических хребтов. Здесь практически отсутствует первый слой, не имеет чёткого распространения и третий, он как бы выклинивается к центральной части срединно-океанических хребтов. Это дало основания некоторым учёным говорить о своеобразной смеси «мантия - кора» в пределах центральных частей срединно-океанических хребтов. Коромантийная смесь залегает в виде гигантских линз (осевых тел), вытянутых практически на всю длину хребтов при мощности до 80 км. Промежуточная кора выделяется по предложению И.Л.Косминской. Для этого типа коры характерны признаки как континентальной, так и океанической коры, в связи с чем различают два подтипа: субконтинентальный и субокеанический.

Субконтинентальная кора характерна для некоторых островных  дуг (Алеутской, Курильской, Южно-Антильской и др.). В её строении присутствуют осадочный, «гранитный» и «базальтовый» слои.

«Гранитный» слой, в отличие  от континентов, существенно сокращён в своей мощности. Более того, он не имеет резкой границы с нижерасположенным  «базальтовым» слоем. Общая мощность субконтинентальной коры 30 ÷ 35 км.

       Субокеаническая кора присуща окраинным и некоторым

внутриконтинентальным морям (Черное, Средиземное, Охотское и др.). По своему строению она тождественна океанической коре, но отличается значительно увеличенной мощностью осадочного слоя (до 20 км). «Гранитный» слой практически отсутствует и происходит как бы постепенное уплотнение осадочных пород с глубиной. Мощность субокеанической коры 30 ÷ 35 км.

1.2 Тектонические структуры земной коры.

Прежде всего необходимо уяснить само понятие «тектоническая структура». Под тектоническими структурами  понимают участки земной коры, отличные по строению, составу и условиям образования, главным определяющим фактором развития которых являются тектонические движения наряду с  магматизмом и метаморфизмом.

Главной тектонической структурой, безусловно, можно назвать саму земную кору с ее особенностями строения и состава. Как уже говорилось выше, земная кора неоднородна на земном шаре, ее подразделяют на 4 типа, два  из которых основные – континентальная  и океаническая. Соответственно, следующими по рангу тектоническими структурами  будут являться континенты и океаны, характерная разница между которыми заключена в особенностях строения слагающей их коры. Более низкими  по рангу будут структуры, слагающие  континенты и океаны. Важнейшими из них являются платформы, подвижные  геосинклинальные пояса и пограничные  участки древних платформ и складчатых поясов.

Земная кора (и литосфера) обнаруживает регионы сейсмичные (тектонически активные) и асейсмичные (спокойные). Спокойными являются внутренние области континентов и ложа океанов - континентальные и океанические платформы. Между платформами располагаются узкие сейсмичные зоны, которые маркируются вулканизмом, землетрясениями, тектоническими подвижками. Эти зоны соответствуют срединно-океаническим хребтам и сочленениям островных дуг или окраинных горных хребтов и глубоководных желобов на периферии океана.

В океанах различают следующие  структурные элементы:

-    срединно-океанические хребты - подвижные пояса с осевыми рифтами типа грабенов;

-    океанические платформы - спокойные области абиссальных котловин с осложняющими их поднятиями.

На континентах основными структурными элементами являются:

-   геосинклинальные пояса

- горные сооружения (орогены), которые, подобно срединно-океаническим хребтам, могут обнаруживать тектоническую активность;

- платформы - в основном спокойные в тектоническом отношении обширные территории с мощным чехлом осадочных горных пород.

Характерной особенностью строения узких грабенообразных

континентальных прогибов (рифтов) является сравнительно малая скорость распространения упругих колебаний  в верхах мантии: 7,6 ÷ 7,8 км/с. Это связывают  с частичным плавлением вещества мантии под рифтами, что в свою очередь указывает на подъём к  подошве коры горячих масс из верхней  мантии (астеносферный апвеллинг). Обращает на себя внимание утончение земной коры в зонах рифтов до 30 ÷ 35 км, причём уменьшение мощности происходит преимущественно за счёт «гранитного» слоя. Так, по данным В.Б.Соллогуба и А.В.Чекунова, мощность коры Украинского щита достигает 60 км, на долю «гранитного» слоя приходится 25 ÷ 30 км. Расположенный рядом Днепровско-Донецкий грабенообразный прогиб, который отождествляют с рифтом, имеет земную кору мощностью не более 35 км, из которых 10 ÷ 15 км составляет «гранитный» слой. Такое строение коры существует несмотря на то, что Украинский щит испытывал длительное поднятие и интенсивный размыв, а Днепровско-Донецкий рифт - устойчивое прогибание, начиная с рифея.

Геосинклинальные пояса  – линейно вытянутые участки  земной коры с активно проявляющимися в их пределах тектоническими процессами. Как правило, первые этапы рождения пояса сопровождаются опусканием коры и накоплением осадочных пород. Конечный, собственно орогенный этап, представляет собой поднятие коры, сопровождающееся вулканизмом и  магматизмом. В пределах геосинклинальных поясов выделяют антиклинории, синклинории, срединные массивы, межгорные впадины, заполненные обломочным материалом, поступающим с гор – молассой. Для моласс характерно богатство  полезными ископаемыми, в том  числе и каустобиллитами. Геосинклинальные пояса обрамляют древние платформы  и разделяют их. Крупнейшими поясами  являются: Тихоокеанский, Урало-Охотский, Средиземноморский, Северо-Атлантический, Арктический. В настоящее время  активность сохранилась в Тихоокеанском  и Средиземноморском поясах.

Горноскладчатые области континентов (орогены) характеризуются

«раздутием» мощности коры. В их пределах наблюдается, с одной  стороны, воздымание рельефа, с другой, - углубление поверхности М, т.е. существование корней гор. Впоследствии было доказано, что это понятие справедливо для горноскладчатых областей в целом, внутри же их наблюдаются как корни, так и антикорни.

Особенностью орогенов является также присутствие в низах коры -

верхах мантии областей понижения  скоростей упругих колебаний (менее 8 км/с). По своим параметрам эти области  схожи с телами разогретой мантии в осевых частях рифтов. Нормальные мантийные скорости в орогенах наблюдаются на глубинах 50 ÷ 60 км и более. Следующей особенностью строения коры орогенов является увеличение мощности верхнего слоя со скоростями 5,8 ÷ 6,3 км/с. Сложен он метаморфическим комплексом, претерпевшим инверсию. В ряде случаев в его составе обнаруживаются слои пониженных скоростей. Так, в Альпах выявлено два слоя пониженных скоростей, залегающих на глубинах 10 ÷ 20 км и 25 ÷ 50 км. Скорости продольных волн в их пределах равны соответственно: 5,5 ÷ 5,8 км/с и 6 км/с.

Такие низкие скорости (в особенности у верхнего слоя) позволяют предположить существование жидкой фазы в твёрдом остове земной коры Альп. Таким образом, комплекс геофизических данных свидетельствует о

повсеместном утолщении  коры под континентальными горноскладчатыми сооружениями, существовании латеральной неоднородности внутри них, наличии в коре орогенов - особых тел с промежуточными между корой и мантией скоростями сейсмических волн.

Платформа – крупная геологическая  структура, обладающая тектонической  устойчивостью и стабильностью. По возрасту их разделяют на древние (архейского и протерозойского происхождения) и молодые, заложенные в фанерозое. Древние платформы делятся на две группы: северную (лавразийскую) и южную (гондванскую). К северной группе относятся: Северо-Американская, Русская (или Восточно-Европейская), Сибирская, Китайско-Корейская. Южная  группа включает Африкано-Аравийскую, Южно-Американскую, Австралийскую, Индостанскую, Антарктическую платформы. Древние  платформы занимают крупные участки  суши (около 40%). Молодые составляют значительно меньшую площадь  материков (5%), они располагаются  либо между древними (Западно-Сибирская), либо по их периферии (Восточно-Австралийская, Средне-Европейская).

Как древние, так и молодые платформы  имеют двухслойное строение: кристаллический  фундамент, сложенный глубоко метаморфизированными породами (гнейсы, кристаллические  сланцы) с большим количеством  гранитных структур, и осадочный  чехол, сложенный океаническими  и терригенными осадками, а также органо-вулканогенными породами. Часть древних платформ, которая покрыта чехлом, называется плитой. Эти участки, как правило, характеризуются общей тенденцией к опусканию и прогибанию фундамента. Участки платформ, не покрытые чехлом осадков, носят название щиты и характеризуются направленностью к поднятию. Менее крупные выступы фундамента платформ, часто покрывающиеся морем называют массивами. Молодые платформы отличаются от древних не только возрастом. Их фундамент менее метаморфизирован, в нем содержится меньше гранитных интрузий, поэтому вернее его называть складчатым. В силу возраста фундамент и чехол не достаточно дифференцированы в молодых платформах, поэтому определить четкую границу между ними достаточно сложно в отличие от древних платформ. Кроме того молодые платформы полностью покрыты осадочным чехлом, щиты в их структуре крайне редки, поэтому их принято называть просто плитами. Отмечено, что на платформах северного ряда более распространены плиты, в то время как на платформах южного ряда чаще встречаются щиты.

В пределах плит различают: синеклизы, антеклизы, авлакогены. Синеклизы  – крупные пологие впадины  фундамента, антеклизы в свою очередь  крупные и пологие поднятия фундамента. В районах синеклиз повышена мощность осадочного чехла, в то время как  вершины антеклиз могут выступать  на поверхность в форме массивов. Авлакогены – линейные прогибы длиной в сотни и шириной в десятки  километров, ограниченные сбросами. На склонах антеклиз и синеклиз располагаются  тектонические структуры более  низкого ранга: плакантиклинали (складки  с очень малым наклоном), флексуры и купола.

В пограничных участках выделяют краевые швы, краевые прогибы, окраинные  вулканические пояса. Краевые швы  – линии разломов, по которым  соединяются щиты и складчатые пояса. Краевые прогибы приурочены к  границам подвижных поясов и платформ. Окраинные вулканические пояса располагаются по окраинам платформ в местах проявления вулканизма. Слагаются они в основном гранитогнейсовыми и вулканическими породами.

Кроме них в последнее  время были выявлены дополнительные тектонические структуры: сквозные пояса, которые разделяют складчатые напластования пород, рифтовые пояса, сходные с авлакогенами, но обладающие большей протяженностью и не содержащие смятых в складки пород в своем составе, глубинные разломы.

Т.о. существует большое разнообразие тектонических структур, в связи  со своими масштабами разделенных на разные ранги: от общепланетных (земная кора) до локальных (щиты, массивы). Помимо масштаба тектонические структуры  также различаются по форме (поднятые, прогнутые) и по комплексу тектонических  процессов, преобладающих в них (поднятия, опускания, вулканизм).

Глава 2. Вещественный состав земной коры.

Земная кора сложена минералами и горными породами. Минералы - это  достаточно устойчивые химические соединения и самородные элементы, имеющие строго конкретное, только им присущее внутреннее строение. Минералы образуются в результате эндогенных и экзогенных процессов, а также могут выращиваться в  лабораториях, на заводах (драгоценные  камни) и на морских фермах (жемчуг).

В природе существуют твердые (алмаз, кварц), жидкие (вода, нефть, ртуть) и  газообразные (все газы) минералы. Твердые  минералы могут быть кристаллическими (галит, кварц) и аморфными (опал, все  смолы). Кристаллические состоят  из множества структурных элементов, представляющих собой многогранники-кристаллы, аморфные кристаллов не имеют. Кристаллические минералы в природе преобладают - их 98%. Кроме того, встречаются скрытокристаллические минералы, кристаллическая структура которых устанавливается, например, при их микроскопическом исследовании. Строение минералов определяет их свойства. Один и тот же химический элемент (или соединение) может образовывать разные кристаллические формы, т.е. разные минералы. Так, алмаз и графит состоят из углерода (С), пирит и марказит - из сульфида железа (FeS₂), кальцит и арагонит - из карбоната кальция (CaCO₃) и т.д.