Строение земной коры
Большая часть нашей планеты (5/8) покрыта океанами. Только 3/8 Земли представляют собой сушу. Строение земной коры в пределах материков и океанов имеет принципиальные различия.
К земной коре относится сиалическая (Si-AL) оболочка Земли. Снизу она ограничена поверхностью Мохоровичича (Мохо или М). Положение этой поверхности определяет толщину земной коры. При переходе через поверхность Мохо скачком возрастает скорость продольных сейсмических волн.
Ниже поверхности «М» находится мантия. Она делится на верхнюю и нижнюю.
В верхней мантии различают три слоя: надастеносферный, астеносферный и подастеносферный.
Надастеносферный слой + литосфера = земная кора.
Земная кора по различию в скоростях прохождения сейсмических волн и плотности слагающих ее пород делится на три слоя: осадочный - верхний; гранитный - средний; базальтовый - нижний.
Переход от гранитного слоя к базальтовому - поверхность Конрада ? характеризуется скачком скоростей сейсмических волн.
Материки: строение земной коры трехслойное (осадочный слой, гранитный, базальтовый); толщина земной коры 40-60 км и более; граница «М» глубоко.
Моря внутренние и окраинные (переходный тип коры): мантия повышенной плотности; гранитный слой отсутствует; мощность коры небольшая; граница «М» неглубоко (15 - 20 км).
Океаны: земная кора тонкая (в среднем 10 км); осадочный слой мощностью 1-2 км; (только в отдельных частях Тихого океана 10 -15 км); базальтовый слой не более 5-8 км; гранитный слой отсутствует; граница «М» неглубоко; мантия в пределах срединных океанических хребтов сложена породами пониженной плотности.
Тектонические движения земной коры
Тектонические движения земной коры - перемещение вещества, отражающее развитие земной коры и глубинных оболочек Земли.
1. Современные движения - происходят на наших глазах и могут быть измерены инструментально;
2. Неотектонические или новейшие движения тесно связаны с формированием современного рельефа. Это движения за неоген-четвертичный период - последние 24+1 млн. лет.
3. Древние тектонические движения - более древние, чем неоеген-четвертичные.
Все три вида движений составляют непрерывную цепь. Они отражают события как бы в разных масштабах и потому с разной степенью детальности.
Структуры земной коры создаются под влиянием эндогенного (внутреннего) фактора ? процессов, происходящих внутри Земли.
С позиций фиксизма считается, что в глубине происходят, в основном, вертикальные движения земной коры. Роль горизонтальных движений незначительна. С позиций мобилизма главными считаются горизонтальные тектонические движения земной коры. Ранее преобладала позиция фиксистов, сейчас главенствует позиция мобилистов.
Возникновение форм рельефа с позиций фиксизма
С позиций фиксизма (по В. В. Белоусову) выделяют следующие режимы:
Платформенный режим. Земная кора и астеносфера спокойны. Все слои однородны, выдержаны по своему протяжению. Только в пределах земной коры отдельные магматические очаги. Современный рельеф ровный. Эпиплатформенный режим. Со временем платформы могут перерождаться. В нижней мантии возникает разогрев вещества. Разогретые массы проникают в астеносферу и проплавляют верхнюю мантию, а через нее и земную кору. В результате происходит дробление платформы на блоки, возникают горсты и грабены. В рельефе возникают неровности, например, складчато-глыбовые горы. В межгорных долинах идет осадконакопление. Пример ? возрожденные горы Памир.
Рифтовый режим. Он является, по-существу, продолжением эпиплатформенного режима. Сильно разогретое вещество из нижней мантии поступает в астеносферу. Происходит выплавление базальта, сливающегося в большие тела. Эти тела формируются под земной корой и прогревают ее. Кора поднимается в виде свода. В осевой части свода происходит растяжение и формируется рифт (примеры ? Байкал и озера на востоке Африки).
Геосинклинальный режим. Разогретое вещество из астеносферы поступает в верхнюю мантию. Из верхней мантии разогретые базальты поднимаются и проплавляют земную кору. В результате земная кора сильно проседает, рельеф становится ниже, образуется водный бассейн. В других местах, где проплавление не массовое, а локальное, по трещинам образуется серия одиночных вулканов.
Этапы геосинклинального режима
Заложение геосинклинального прогиба. Происходит опускание земной коры в период ее проплавления. Образуется отрицательная форма рельефа, заполняется водоемом, в котором начинается осадконакопление.
Начало инверсионной фазы. В центральной части прогиба происходит подъем земной коры. В середине отрицательной формы начинает формироваться положительная форма рельефа.
Заложение передовых прогибов и начало горообразования. Водоемов почти нет, они редуцируются (преобразуются) в предгорные краевые прогибы, Формы рельефа менее глубокие, менее масштабные (мелкие водоемы).
Кульминационная фаза. Водоемов нет. Горы контрастно обозначены, разбиты на блоки. Активное проявление вулканизма. По периферии горного сооружения создаются молодые складчатые горы, на месте водоема создается структурный рельеф (современный рельеф соответствует поверхности напластования пород).
Затухание тектонических движений, интенсивное выравнивание рельефа (активный экзогенный фактор). Пример? пенеплен на складчатом основании ? Казахстан.
Возрождение тектонических движений. От бывшей равнины (пенеплена) остались поверхности выравнивания, которые поднялись на высокие отметки рельефа за счет внутренних сил. Создаются межгорные аккумулятивные равнины.
Если возрождение тектонических движений после стадии пенепленизаци не происходит, то возникают структурные равнины.
Возникновение форм рельефа с позиций мобилизма
Самые крупные формы рельефа ? материки не находятся в стабильном положении, они перемещаются.
Существует теория литосферных плит. Континенты и окружающая их часть океана являются единым образованием ? плитой, которая в течение геологического времени перемещается в пространстве.
Согласно последним данным, некоторые участки суши и моря в настоящее время перемещаются со скоростью 10 см/год в горизонтальной плоскости.
Причины смещения континентов до конца не установлены. Предполагается, что в мантии существуют вековые конвекционные ячейки. В них происходит тепловое вращательное движение вещества (конвекция) со скоростью 1?3 см/год. Это движение разнонаправленное.
В зависимости от того, как вращаются конвекционные ячейки в нижней мантии, они либо сжимают земную кору, либо разрывают ее. При движении вещества пластичной нижней мантии в двух соседних конвекционных ячейках создается разнонаправленное растяжение в верхней части (жесткой) мантии. На поверхности Земли это проявляется в образовании срединно-океанического хребта. Идет раскрытие океана.
Швы между литосферными плитами совпадают с рифтовыми зонами срединно-океанических хребтов. Рифты срединных хребтов служат срединными зонами расширения (спрединга) океанов. Система рифтов Земли едина. Она опоясывает весь земной шар. Рифты осложнены трансформными разломами, расположенными поперек рифта. По этим разломам происходит смещение рифта.
Мощность осадочного слоя земной коры океанов уменьшается по направлению к срединно-океаническим хребтам. В том же направлении изменяется их возраст. Наиболее молодые осадки находятся вблизи срединно-океанических хребтов.
В зонах пластичной нижней мантии движение вещества в конвекционных ячейках идет навстречу друг другу. Происходит сжатие в верхней мантии, формирование глубоководных желобов, ныряние океанической коры под континентальную, утолщение земной коры и создание гор.
От Срединно-океанических хребтов (зон растяжения) литосферные плиты движутся к окраинам материков. Плиты погружаются под материк в мантию в пределах глубоководных желобов вдоль глубинных разломов. Это явление называется субдукция.
По Н. И. Николаеву, конвективные течения мантийного вещества приводят к перемещению литосферных плит со скоростью несколько сантиметров в год. За продолжительное время перемещение может составить многие тысячи километров. В местах расхождения плит возникают разломы и рифтовые зоны, формируется новая океаническая кора. В местах сближения плит образуется континентальная кора, возникают островные дуги.
Этапы развития земной коры
В строении земной коры от позднего протерозоя до современности выделено шесть геотектонических этапов: готский 1400 - 1350 млн. лет;
гренвильский - 1000 - 950 млн. лет;
байкальский - поздний рифей, венд - средний кембрий;
каледонский - до конца силура или до среднего девона;
герцинский - до конца перми, иногда до среднего триаса;
альпийский - до средней юры;
позднеальпийский - в настоящее время.
Каждый геосинклинальный этап проходит в определенной последовательности: накопление геосинклинальных формаций, складчатость, магматизм, минерагения. Границы между тектоническими этапами резкие и выражены сменой формаций, региональными и тектоническими несогласиями.
В геотектоническом этапе различают две стадии. Они отличаются по режиму развития.
Ранняя стадия - главная - ортогеосинклинальная. Образуется ряд геосинклинальных формаций, тектонические движения в основном горизонтальные; этой стадии характерна резко выраженная линейная складчатость.
Поздняя стадия - заключительная - орогенная - тектонические движения имеют преимущественно вертикальные; складчатость глыбовая и брахиформная.
Геологические формации ? естественные комплексы, сообщества горных пород, отдельные части которых связаны друг с другом в возрастном и пространственном отношении. Это естественноисторические тела, такие же, как минералы, почва, горные породы, которые можно научно описать и изучить геологическими методами (Шатский).
Осадочные формации - комплекс фаций осадочных толщ, отвечающих определенной стадии геотектонического цикла и определенной геотектонической зоне (Белоусов).
Формации ортогеосинклинального режима
1. В основании - вулканогенная кератофир-спиллит-диабазовая формация. Она образуется в морских условиях при растяжениях и прогибаниях земной коры.
2. Выше ?яшмово-кремнистая формация;
3. Граувакковая формация - чередование граувакковых песчаников, сланцев, вулканогенных и кремнистых пород;
4. Аспидная формация - глинистые сланцы и филлиты;
5. Карбонатная;
6. Флишевая.
Структурные элементы ортогеосинклинального режима
Геосинклинали - прогибы, испытывающие длительное погружение под влиянием отрицательных вертикальных движений земной коры. В них накапливаются мощные толщи осадочных и вулканогенных пород. Преобладают тонкообломочные породы. Это толщи объединяются в формации. Наиболее распространены узкие длинные геосинклинали, где длина больше ширины.
Геоантиклинали ? структуры, противоположные геосинклиналям. Они разделяют геосинклинали. В них преобладают положительные движения земной коры, мощности осадочных и вулканогенных пород меньше, преобладают грубообломочные породы.
При превращении геосинклинальных областей в складчатые сооружения геосинклинали превращаются в синклинории, геоантиклинали - в антиклинории.
Геосинклинали и геоантиклинали объединяются в геосинклинальные системы они при развитии превращаются в мегаантиклинории и мегасинклинории.
Более крупные элементы ? геосинклинальные области. Они охватывают пространства, разделяющие смежные платформы. В процессе развития они превращаются в складчатые области (Урало-Тяньшанская герцинская складчатая область).
Для геосинклинальных областей характерна складчатость (см. лекции ранее):
1) параллельная; 2) кулисообразная; 3) миндалевидная; 4) расщепление крупных складок на пучки и мелкие складки - виргация.
Для геосинклинального развития характерен эффузивный и интрузивный магматизм. Различные формы магматизма приурочены к глубинным разломам. Современные вулканы Камчатки, Анд и других горных стран ориентированы линейно вдоль зон глубинных разломов.
При выявлении зон глубинных разломов важны геофизические признаки. Вдоль линий глубинных разломов наблюдаются магнитные, гравитационные аномалии. Из геофизических методов наиболее эффективно глубинное сейсмическое зондирование.
По глубине проникновения глубинные разломы делятся на:
Коровые - охватывают всю толщину земной коры;
литосферные - нарушают строение литосферы и затихают в астеносфере;
мантийные - устанавливаются по глубине гипоцентров землетрясений.
В складчатых областях наиболее распространены глубинные сдвиги. Они проявляют активность на протяжении стен миллионов лет. Наиболее изучен глубинный сдвиг Сан-Андреас. Он прослежен на суше более чем на 1000 км, и на дне океана к северу от Калифорнии на 2000 км. Возникновение его относится к поздней юре. Общие горизонтальные смещения к настоящему времени достигли 580 км. Средняя скорость смещения за четвертичный период составила 1,5 см/год.