Океаническая кора примитивна по своему составу и, по существу, представляет собой верхний дифференцированный слой мантии, перекрытый сверху тонким слоем пелагических осадков. В океанической коре обычно выделяют три слоя, первый из них (верхний) — осадочный.

В основании осадочного слоя часто залегают тонкие и не выдержанные по простиранию металлоносные осадки с преобладанием в них окислов железа. Нижняя часть осадочного слоя обычно сложена карбонатными осадками, отложившимися на глубинах менее 4-4,5 км. На больших глубинах карбонатные осадки, как правило, не отлагаются, поскольку слагающие их микроскопические раковины одноклеточных организмов (фораминифер и коколитофарид) при давлениях выше 400-450 атм легко растворяются в морской воде. По этой причине в океанических впадинах на глубинах больше 4-4,5 км верхняя часть осадочного слоя сложена в основном только бескарбонатными осадками — красными глубоководными глинами и кремнистыми илами. Возле островных дуг и вулканических островов в разрезе осадочной толщи часто встречаются линзы и прослои вулканогенных отложений, а вблизи дельт крупных рек — и терригенные осадки. В открытых океанах толщина осадочного слоя возрастает от гребней срединно-океанических хребтов, где осадков почти нет, к их периферийным частям. Средняя мощность осадков невелика и, по оценкам А. П. Лисицына, близка к 0,5 км, возле же континентальных окраин атлантического типа и в районах крупных речных дельт она возрастает до 10-12 км. Связано это с тем, что практически весь терригенный материал, сносимый с суши, благодаря процессам лавинной седиментации отлагается в прибрежных участках океанов и на материковых склонах континентов.

Второй, или базальтовый, слой океанической коры в верхней части сложен базальтовыми лавами толеитового состава (рис. 5). Изливаясь в подводных условиях, эти лавы приобретают причудливые формы гофрированных труб и подушек, поэтому они и называются подушечными лавами. Ниже располагаются долеритовые дайки того же толеитового состава, представляющие собой бывшие подводящие каналы, по которым базальтовая магма в рифтовых зонах изливалась на поверхность океанского дна. Базальтовый слой океанической коры обнажается во многих местах океанского дна, примыкающих к гребням срединно-океанических хребтов и оперяющих их трансформных разломов. Этот слой был подробно изучен как традиционными методами исследования океанского дна (драгирование, отбор проб грунтовыми трубками, фотографирование), так и с помощью подводных обитаемых аппаратов, позволяющих геологам наблюдать геологическое строение исследуемых объектов и проводить целенаправленный отбор образцов пород. Кроме того, за последние 20 лет поверхность базальтового слоя и верхние его слои были вскрыты многочисленными скважинами глубоководного бурения, одна из которых даже прошла слой подушечных лав и вошла в долериты дайкового комплекса. Общая мощность базальтового, или второго, слоя океанической коры, судя по сейсмическим данным, достигает 1,5, иногда 2 км.

Рисунок 5. Строение рифтовой зоны и океанической коры:
1 — уровень океана; 2 — осадки; 3 — подушечные базальтовые лавы (слой 2а); 4 — дайковый комплекс, долериты (слой 2б); 5 — габбро; 6 — расслоенный комплекс; 7 — серпентиниты; 8 — лерцолиты литосферных плит; 9 — астеносфера; 10 — изотерма 500 °С (начало серпентинизации).

Частые находки в пределах крупных трансформных разломов включений габбро толеитового состава говорят о том, что в состав океанической коры входят и эти плотные и крупнокристаллические породы. Строение офиолитовых покровов в складчатых поясах Земли, как известно, представляют собой фрагменты древней океанической коры, надвинутой в этих поясах на бывшие края континентов. Поэтому можно заключить, что дайковый комплекс в современной океанической коре (как и в офиолитовых покровах) снизу подстилается слоем габбро, слагающим собой верхнюю часть третьего слоя океанической коры (слой 3а). На некотором удалении от гребней срединно-океанических хребтов, судя по сейсмическим данным, прослеживается и нижняя часть этого слоя коры. Многочисленные находки в крупных трансформных разломах серпентинитов, отвечающих по составу гидратированным перидотитам и аналогичным по строению серпентинитам офиолитовых комплексов, позволяют считать, что нижняя часть океанической коры также сложена серпентинитами. По сейсмическим данным, мощность габбро-серпентинитового (третьего) слоя океанической коры достигает 4,5-5 км. Под гребнями срединно-океанических хребтов мощность океанической коры обычно сокращается до 3-4 и даже до 2-2,5 км непосредственно под рифтовыми долинами.

Общая мощность океанической коры без осадочного слоя, таким образом, достигает 6,5-7 км. Снизу океаническая кора подстилается кристаллическими породами верхней мантии, слагающими подкоровые участки литосферных плит. Под гребнями срединно-океанических хребтов океаническая кора залегает непосредственно над очагами базальтовых расплавов, выделившихся из вещества горячей мантии (из астеносферы).

Площадь океанической коры приблизительно равна 3,0610×18 см2 (306 млн км2), средняя плотность океанической коры (без осадков) близка к 2,9 г/см3, следовательно, массу консолидированной океанической коры можно оценить значением (5,8-6,2)х1024 г. Объём и масса осадочного слоя в глубоководных котловинах мирового океана, по оценке А. П. Лисицына, составляет соответственно 133 млн км3 и около 0,1×1024 г. Объём осадков, сосредоточенных на шельфах и материковых склонах, несколько больший — около 190 млн км3, что в пересчёте на массу (с учётом уплотнения осадков) составляет примерно (0,4-0,45) 1024 г.

Океанское дно, представляющее собой поверхность океанической коры, имеет характерный рельеф. В абиссальных котловинах океанское дно залегает на глубинах около 66,5 км, тогда как на гребнях срединно-океанических хребтов, иногда расчленённых крутыми ущельями, рифтовыми долинами, глубины океана уменьшаются до 2-2,5 км. В некоторых местах океанское дно выходит на дневную поверхность Земли, например, на о. Исландия и в провинции Афар (Северная Эфиопия). Перед островными дугами, окружающими западную периферию Тихого океана, северо-восток Индийского океана, перед дугой Малых Антильских и Южно-Сандвичевых островов в Атлантике, а также перед активной окраиной континента в Центральной и Южной Америке океаническая кора прогибается и её поверхность погружается на глубины до 9-10 км, уходя далее под эти структуры и формируя перед ними узкие и протяжённые глубоководные желоба.

Океаническая кора формируется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов за счёт происходящей под ними сепарации базальтовых расплавов из горячей мантии (из астеносферного слоя Земли) и их излияния на поверхность океанического дна. Ежегодно в этих зонах поднимается из астеносферы, изливается на океанское дно и кристаллизуется не менее 5,5-6 км3 базальтовых расплавов, формирующих собой весь второй слой океанической коры (с учётом же слоя габбро объем внедряемых в кору базальтовых расплавов возрастает до 12 км3). Эти грандиозные тектономагматические процессы, постоянно развивающиеся под гребнями срединно-океанических хребтов, не имеют себе равных на суше и сопровождаются повышенной сейсмичностью (рис. 6).

Рисунок 6. Сейсмичность Земли; размещение землетрясений
Barazangi, Dorman, 1968

В рифтовых зонах, расположенных на гребнях срединно-океанических хребтов, происходит растяжение и раздвижение дна океанов. Поэтому все такие зоны отмечаются частыми, но мелкофокусными землетрясениями с доминированием разрывных механизмов смещений.

В противоположность этому под островными дугами и активными окраинами континентов, т.е. в зонах поддвига плит, обычно происходят более сильные землетрясения с доминированием механизмов сжатия и сдвига. По сейсмическим данным, погружение океанической коры и литосферы прослеживается в верхней мантии и мезосфере до глубин около 600-700 км (рис. 7). По данным же томографии, погружение океанических литосферных плит прослежено до глубин около 1400-1500 км и, возможно, глубже — вплоть до поверхности земного ядра.

Рисунок 7. Строение зоны поддвига плит в районе Курильских островов:
1 — астеносфера; 2 — литосфера; 3 — океаническая кора; 4–5 — осадочно-вулканогенная толща; 6 — океанические осадки; изолиниями показана сейсмическая активность в единицах A10 (Федотов и др., 1969); β — угол падения зоны Вадати — Беньефа; α — угол падения зоны пластических деформаций.

Океанскому дну присущи характерные и достаточно контрастные полосчатые магнитные аномалии, обычно располагающиеся параллельно гребням срединно-океанических хребтов (рис. 8). Происхождение этих аномалий связано со способностью базальтов океанского дна при остывании намагничиваться магнитным полем Земли, запоминая тем самым направление этого поля в момент их излияния на поверхность океанского дна. Учитывая теперь, что геомагнитное поле с течением времени многократно меняло свою полярность, английским учёным Ф. Вайну и Д. Мэтьюзу ещё в 1963 г. впервые удалось датировать отдельные аномалии и показать, что на разных склонах срединно-океанических хребтов эти аномалии оказываются приблизительно симметричными по отношению к их гребням. В результате им удалось восстановить основные закономерности перемещений плит на отдельных участках океанической коры в Северной Атлантике и показать, что океанское дно приблизительно симметрично раздвигается в стороны от гребней срединно-океанических хребтов со скоростями порядка нескольких сантиметров в год. В дальнейшем аналогичные исследования были проведены по всем акваториям Мирового океана, и везде эта закономерность была подтверждена. Более того, подробное сопоставление магнитных аномалий океанского дна с геохронологией перемагничивания континентальных пород, возраст которых был известен по другим данным, позволило распространить датировку аномалий на весь кайнозой, а потом и на поздний мезозой. В результате был создан новый и надёжный палеомагнитный метод определения возраста океанского дна.

Рисунок 8. Карта аномалий магнитного поля в районе подводного хребта Рейкьянес в Северной Атлантике
(Heirtzler et al., 1966). Положительные аномалии обозначены чёрным; АА — нулевая аномалия рифтовой зоны.

Использование этого метода привело к подтверждению высказывавшихся ранее идей о сравнительной молодости океанского дна: палеомагнитный возраст всех без исключения океанов оказался только кайнозойским и позднемезозойским (рис. 9). В дальнейшем этот вывод был блестяще подтверждён и глубоководным бурением во многих точках океанского дна.

При этом получалось, что возраст впадин молодых океанов (Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого) совпадают с возрастом их дна, возраст же древнего Тихого океана значительно превосходит возраст его дна. Действительно, впадина Тихого океана существует, по крайней мере, с позднего протерозоя (может быть, и ранее), а возраст наиболее древних участков дна этого океана не превышает 160 млн лет, тогда как его большая часть образовалась только в кайнозое, т.е. моложе 67 млн лет.

Рисунок 9. Карта возраста дна океана в миллионах лет
по Larson, Pitman et al., 1985

«Конвейерный» механизм обновления океанского дна с постоянным погружением более древних участков океанической коры и накопившихся на ней осадков в мантию под островными дугами объясняет, почему за время жизни Земли океанические впадины так и не успели засыпаться осадками. Действительно, при современных темпах засыпки океанических впадин сносимыми с суши терригенными осадками 2,210×16 г/год весь объём этих впадин, примерно равный 1,3710×24 см3, оказался бы полностью засыпанным приблизительно через 1,2 млрд лет. Сейчас можно с большой уверенностью утверждать, что континенты и океанические бассейны совместно существуют около 3,8 млрд лет и никакой значительной засыпки их впадин за это время не произошло. Более того, после проведения буровых работ во всех океанах теперь мы достоверно знаем, что на океанском дне не существует осадков древнее 160-190 млн лет. Но такое может наблюдаться только в одном случае — в случае существования эффективного механизма удаления осадков из океанов. Этим механизмом, как теперь известно, является процесс затягивания осадков под островные дуги и активные окраины континентов в зонах поддвига плит, где эти осадки переплавляются и вновь причленяются в виде гранитоидных интрузий к формирующейся в этих зонах континентальной коре. Такой процесс переплавления терригенных осадков и повторного причленения их материала к континентальной коре называется рециклингом осадков.

Гипотезы, объясняющие происхождение и развитие земной коры

Понятие о земной коре.

 

Земная кора – это комплекс поверхностных слоев твердого тела Земли. В научной географической литературе нет единого представления о происхождении и путях развития земной коры.

Существует несколько концепций (гипотез), раскрывающих механизмы образования и развития земной коры, наиболее обоснованными из которых являются следующие:

1. Теория фиксизма ( от лат. fixus – неподвижный, неизменный) утверждает, что материки всегда оставались на тех местах, которые они занимают в настоящее время. Данная теория отрицает всякое движение материков и крупных частей литосферы.

2. Теория мобилизма (от лат. mobilis – подвижный) доказывает, что блоки литосферы находятся в постоянном движении. Эта концепция особенно утвердилась в последние годы в связи с получением новых научных данных при исследовании дна Мирового океана.

3. Концепция роста материков за счет дна океана полагает, что первоначальные материки образовались в виде сравнительно небольших массивов, которые теперь составляют древние материковые платформы. В последствии эти массивы разрастались за счет образования гор на океаническом дне, примыкающем к краям первоначальных ядер суши. Исследование дна океанов, особенно в зоне срединно-океанических хребтов, дало основание сомневаться в правильности концепции роста материков за счет океанского дна.

4. Теория геосинклиналей утверждает, что увеличение размеров суши происходит путем образования гор в геосинклиналях. Геосинклинальный процесс, как один из основных в развитии земной коры материков, положен в основу многих современных научных объяснений процесса происхождения и развития земной коры.

5. Ротационная теория строит свое объяснение на положении о том, что поскольку фигура Земли не совпадает с поверхностью математического сфероида и перестраивается в связи с неравномерным вращением, зональные полосы и меридиональные секторы на вращающейся планете неизбежно тектонически неравнозначны. Они с разной степенью активности реагируют на тектонические напряжения, вызванные внутриземными процессами.

 

 

Существует два основных типа земной коры: океанская и материковая. Выделяется также переходный тип земной коры.

Океанская земная кора. Мощность океанской земной коры в современную геологическую эпоху колеблется от 5 до 10 км. Она состоит из следующих трех слоев:

1) верхний тонкий слой морских осадков (мощность не более 1 км);

2) средний базальтовый слой (мощность от 1,0 до 2,5 км);

3) нижний слой габбро (мощность около 5 км).

Материковая (континентальная) земная кора. Материковая земная кора имеет более сложное строение и большую мощность, чем океанская земная кора. Ее мощность в среднем составляет 35-45 км, а в горных странах увеличивается до 70 км. Она состоит также их трех слоев, но существенно отличается от океанской:

1) нижний слой, сложенный базальтами (мощность около 20 км);

2) средний слой занимает основную толщу материковой коры и условно называется гранитным. Он сложен в основном гранитами и гнейсами. Под океаны этот слой не распространяется;

3) верхний слой – осадочный. Его мощность в среднем составляет около 3 км. В некоторых районах мощность осадков достигает 10 км (например, в Прикаспийской низменности). В отдельных районах Земли осадочный слой отсутствует вообще и на поверхность выходят гранитный слой.

Такие районы называются щитами (например, Украинский щит, Балтийский щит).

На материках в результате выветривания горных пород образуется геологическая формация, получившая название коры выветривания.

Гранитный слой от базальтового отделен поверхностью Конрада, на которой скорость сейсмических волн возрастает от 6,4 до 7,6 км/ сек.

Граница между земной корой и мантией (как на материках, так и на океанах) проходит по поверхности Мохоровичича (линия Мохо). Скорость сейсмических волн на ней скачкообразно увеличивается до 8 км/ час.

Кроме двух основных типов – океанского и материкового – есть также участки смешанного (переходного) типа.

На материковых отмелях или шельфах кора имеет мощность около 25 км и в целом сходна с материковой корой. Однако в ней может выпадать слой базальта. В Восточной Азии в области островных дуг (Курильские острова, Алеутские острова, Японские острова и др.) земная кора переходного типа. Наконец, весьма сложна и пока мало изучена земная кора срединных океанических хребтов.

Здесь нет границы Мохо, и вещество мантии по разломам поднимается в кору и даже на ее поверхность.

Понятие «земная кора» следует отличать от понятия «литосфера». Понятие «литосфера» является более широким, чем «земная кора». В литосферу современная наука включает не только земную кору, но и самую верхнюю мантию до астеносферы, то есть до глубины примерно около 100 км.

Понятие об изостазии. Изучение распределения силы тяжести показало, что все части земной коры – материки, горные страны, равнины – уравновешены на верхней мантии. Это уравновешенное их положение называется изостазией (от лат. isoc — ровный, stasis – положение). Изостатическое равновесие достигается благодаря тому, что мощность земной коры обратно пропорциональна ее плотности. Тяжелая океаническая кора тоньше более легкой материковой.

Изостазия – в сущности это даже и не равновесие, а стремление к равновесию, непрерывно нарушаемое и вновь восстанавливаемое. Так, например, Балтийский щит после стаивания материковых льдов плейстоценового оледенения поднимается примерно на 1 метр в столетие. Площадь Финляндии все время увеличивается за счет морского дна. Территория Нидерландов, наоборот, понижается. Нулевая линия равновесия проходит в настоящее время несколько южнее 600 с.ш. Современный Санкт-Петербург находится примерно на 1,5 м выше, чем Санкт-Петербург времен Петра Первого. Как показывают данные современных научных исследований, даже тяжесть больших городов оказывается достаточной для изостатического колебания территории под ними. Следовательно, земная кора в зонах больших городов весьма подвижна. В целом же рельеф земной коры является зеркальным отражением поверхности Мохо, подошвы земной коры: возвышенным участкам соответствуют углубления в мантию, пониженным – более высокий уровень ее верхней границы. Так, под Памиром глубина поверхности Мохо составляет 65 км, а в Прикаспийской низменности – около 30 км.

Термические свойства земной коры. Суточные колебания температуры почвогрунтов распространяются на глубину 1,0 – 1,5 м, а годовые в умеренных широтах в странах с континентальным климатом до глубины 20-30 м. На той глубине, где прекращается влияние годовых колебаний температуры вследствие нагревания земной поверхности Солнцем, находится слой постоянной температуры грунта. Он называется изотермическим слоем. Ниже изотермического слоя в глубь Земли температура повышается, и это вызывается уже внутренней теплотой земных недр. В формировании климатов внутреннее тепло не участвует, но оно служит энергетической основой всех тектонических процессов.

Число градусов, на которое увеличивается температура на каждые 100 м глубины называется геотермическим градиентом. Расстояние в метрах, при опускании на которое температура возрастает на 10С называется геотермической ступенью. Величина геотермической ступени зависит от рельефа, теплопроводности горных пород, близости вулканических очагов, циркуляции подземных вод и др. В среднем геотермическая ступень равна 33 м. В вулканических областях геотермическая ступень может быть равной всего около 5 м, а в геологически спокойных областях (например, на платформах) она может достигать 100 м.

 

⇐ Предыдущая234567891011Следующая ⇒


Дата добавления: 2014-11-20; Просмотров: 3234; Нарушение авторских прав?;




Читайте также:

Оболочка Земли включает земную кору и верхнюю часть мантии.

Поверхность земной коры имеет большие неровности, главные из которых — выступы материков и их понижения — огромные океанические впадины. Существование и взаимное расположение материков и океанических впадин связано с различиями в строении земной коры.

Материковая земная кора. Она состоит из нескольких слоев. Верхний — слой осадочных горных пород. Мощность этого слоя до 10-15 км. Под ним залегает гранитный слой. Горные породы, которые его слагают, по своим физическим свойствам сходны с гранитом. Толщина этого слоя от 5 до 15 км. Под гранитным слоем располагается базальтовый слой, состоящий из базальта и горных пород, физические свойства которых напоминают базальт. Толщина этого слоя от 10 км до 35 км. Таким образом, общая толщина материковой земной коры достигает 30-70 км.

Океаническая земная кора. Она отличается от материковой коры тем, что не имеет гранитного слоя или он очень тонок, поэтому толщина океанической земной коры всего лишь 6-15 км.

Для определения химического состава земной коры доступны только ее верхние части — до глубины не более 15-20 км. 97,2% от всего состава земной коры приходится на: кислород — 49,13%, алюминий — 7,45%, кальций — 3,25%, кремний — 26%, железо — 4,2%, калий — 2,35%, магний — 2,35%, натрий — 2,24%.

На другие элементы таблицы Менделеева приходится от десятых до сотых долей процента.

Большинство ученых полагают, что сначала на нашей планете появилась кора океанического типа.

Под влиянием процессов, происходивших внутри Земли, в земной коре образовались складки, то есть горные участки. Толщина коры увеличивалась. Так образовались выступы материков, то есть начала формироваться материковая земная кора.

В последние годы в связи с исследованиями земной коры океанического и материкового типа создана теория строения земной коры, которая основана на представлении о литосферных плитах. Теория в своем развитии опиралась на гипотезу дрейфа материков, созданную в начале XX века немецким ученым А.Вегенером.


Буду благодарен, если Вы поделитесь этой статьей в социальных сетях:

Виды земной коры википедия
Поиск по сайту:

Гипотезы, объясняющие происхождение и развитие земной коры

Понятие о земной коре.

 

Земная кора – это комплекс поверхностных слоев твердого тела Земли. В научной географической литературе нет единого представления о происхождении и путях развития земной коры.

Существует несколько концепций (гипотез), раскрывающих механизмы образования и развития земной коры, наиболее обоснованными из которых являются следующие:

1. Теория фиксизма ( от лат. fixus – неподвижный, неизменный) утверждает, что материки всегда оставались на тех местах, которые они занимают в настоящее время. Данная теория отрицает всякое движение материков и крупных частей литосферы.

2. Теория мобилизма (от лат. mobilis – подвижный) доказывает, что блоки литосферы находятся в постоянном движении. Эта концепция особенно утвердилась в последние годы в связи с получением новых научных данных при исследовании дна Мирового океана.

3. Концепция роста материков за счет дна океана полагает, что первоначальные материки образовались в виде сравнительно небольших массивов, которые теперь составляют древние материковые платформы. В последствии эти массивы разрастались за счет образования гор на океаническом дне, примыкающем к краям первоначальных ядер суши. Исследование дна океанов, особенно в зоне срединно-океанических хребтов, дало основание сомневаться в правильности концепции роста материков за счет океанского дна.

4. Теория геосинклиналей утверждает, что увеличение размеров суши происходит путем образования гор в геосинклиналях. Геосинклинальный процесс, как один из основных в развитии земной коры материков, положен в основу многих современных научных объяснений процесса происхождения и развития земной коры.

5. Ротационная теория строит свое объяснение на положении о том, что поскольку фигура Земли не совпадает с поверхностью математического сфероида и перестраивается в связи с неравномерным вращением, зональные полосы и меридиональные секторы на вращающейся планете неизбежно тектонически неравнозначны. Они с разной степенью активности реагируют на тектонические напряжения, вызванные внутриземными процессами.

 

 

Существует два основных типа земной коры: океанская и материковая. Выделяется также переходный тип земной коры.

Океанская земная кора. Мощность океанской земной коры в современную геологическую эпоху колеблется от 5 до 10 км. Она состоит из следующих трех слоев:

1) верхний тонкий слой морских осадков (мощность не более 1 км);

2) средний базальтовый слой (мощность от 1,0 до 2,5 км);

3) нижний слой габбро (мощность около 5 км).

Материковая (континентальная) земная кора. Материковая земная кора имеет более сложное строение и большую мощность, чем океанская земная кора. Ее мощность в среднем составляет 35-45 км, а в горных странах увеличивается до 70 км. Она состоит также их трех слоев, но существенно отличается от океанской:

1) нижний слой, сложенный базальтами (мощность около 20 км);

2) средний слой занимает основную толщу материковой коры и условно называется гранитным. Он сложен в основном гранитами и гнейсами. Под океаны этот слой не распространяется;

3) верхний слой – осадочный. Его мощность в среднем составляет около 3 км.

В некоторых районах мощность осадков достигает 10 км (например, в Прикаспийской низменности). В отдельных районах Земли осадочный слой отсутствует вообще и на поверхность выходят гранитный слой. Такие районы называются щитами (например, Украинский щит, Балтийский щит).

На материках в результате выветривания горных пород образуется геологическая формация, получившая название коры выветривания.

Гранитный слой от базальтового отделен поверхностью Конрада, на которой скорость сейсмических волн возрастает от 6,4 до 7,6 км/ сек.

Граница между земной корой и мантией (как на материках, так и на океанах) проходит по поверхности Мохоровичича (линия Мохо). Скорость сейсмических волн на ней скачкообразно увеличивается до 8 км/ час.

Кроме двух основных типов – океанского и материкового – есть также участки смешанного (переходного) типа.

На материковых отмелях или шельфах кора имеет мощность около 25 км и в целом сходна с материковой корой. Однако в ней может выпадать слой базальта. В Восточной Азии в области островных дуг (Курильские острова, Алеутские острова, Японские острова и др.) земная кора переходного типа. Наконец, весьма сложна и пока мало изучена земная кора срединных океанических хребтов. Здесь нет границы Мохо, и вещество мантии по разломам поднимается в кору и даже на ее поверхность.

Понятие «земная кора» следует отличать от понятия «литосфера». Понятие «литосфера» является более широким, чем «земная кора». В литосферу современная наука включает не только земную кору, но и самую верхнюю мантию до астеносферы, то есть до глубины примерно около 100 км.

Понятие об изостазии. Изучение распределения силы тяжести показало, что все части земной коры – материки, горные страны, равнины – уравновешены на верхней мантии. Это уравновешенное их положение называется изостазией (от лат. isoc — ровный, stasis – положение). Изостатическое равновесие достигается благодаря тому, что мощность земной коры обратно пропорциональна ее плотности. Тяжелая океаническая кора тоньше более легкой материковой.

Изостазия – в сущности это даже и не равновесие, а стремление к равновесию, непрерывно нарушаемое и вновь восстанавливаемое. Так, например, Балтийский щит после стаивания материковых льдов плейстоценового оледенения поднимается примерно на 1 метр в столетие. Площадь Финляндии все время увеличивается за счет морского дна. Территория Нидерландов, наоборот, понижается. Нулевая линия равновесия проходит в настоящее время несколько южнее 600 с.ш. Современный Санкт-Петербург находится примерно на 1,5 м выше, чем Санкт-Петербург времен Петра Первого. Как показывают данные современных научных исследований, даже тяжесть больших городов оказывается достаточной для изостатического колебания территории под ними. Следовательно, земная кора в зонах больших городов весьма подвижна. В целом же рельеф земной коры является зеркальным отражением поверхности Мохо, подошвы земной коры: возвышенным участкам соответствуют углубления в мантию, пониженным – более высокий уровень ее верхней границы. Так, под Памиром глубина поверхности Мохо составляет 65 км, а в Прикаспийской низменности – около 30 км.

Термические свойства земной коры. Суточные колебания температуры почвогрунтов распространяются на глубину 1,0 – 1,5 м, а годовые в умеренных широтах в странах с континентальным климатом до глубины 20-30 м. На той глубине, где прекращается влияние годовых колебаний температуры вследствие нагревания земной поверхности Солнцем, находится слой постоянной температуры грунта. Он называется изотермическим слоем. Ниже изотермического слоя в глубь Земли температура повышается, и это вызывается уже внутренней теплотой земных недр. В формировании климатов внутреннее тепло не участвует, но оно служит энергетической основой всех тектонических процессов.

Число градусов, на которое увеличивается температура на каждые 100 м глубины называется геотермическим градиентом. Расстояние в метрах, при опускании на которое температура возрастает на 10С называется геотермической ступенью. Величина геотермической ступени зависит от рельефа, теплопроводности горных пород, близости вулканических очагов, циркуляции подземных вод и др. В среднем геотермическая ступень равна 33 м. В вулканических областях геотермическая ступень может быть равной всего около 5 м, а в геологически спокойных областях (например, на платформах) она может достигать 100 м.

 

⇐ Предыдущая234567891011Следующая ⇒


Дата добавления: 2014-11-20; Просмотров: 3233; Нарушение авторских прав?;




Читайте также:

Океанская и материковая земная кора

 

Существует два основных типа земной коры: океанская и материковая. Выделяется также переходный тип земной коры.

Океанская земная кора. Мощность океанской земной коры в современную геологическую эпоху колеблется от 5 до 10 км. Она состоит из следующих трех слоев:

1) верхний тонкий слой морских осадков (мощность не более 1 км);

2) средний базальтовый слой (мощность от 1,0 до 2,5 км);

3) нижний слой габбро (мощность около 5 км).

Материковая (континентальная) земная кора. Материковая земная кора имеет более сложное строение и большую мощность, чем океанская земная кора. Ее мощность в среднем составляет 35-45 км, а в горных странах увеличивается до 70 км. Она состоит также их трех слоев, но существенно отличается от океанской:

1) нижний слой, сложенный базальтами (мощность около 20 км);

2) средний слой занимает основную толщу материковой коры и условно называется гранитным. Он сложен в основном гранитами и гнейсами. Под океаны этот слой не распространяется;

3) верхний слой – осадочный. Его мощность в среднем составляет около 3 км. В некоторых районах мощность осадков достигает 10 км (например, в Прикаспийской низменности). В отдельных районах Земли осадочный слой отсутствует вообще и на поверхность выходят гранитный слой. Такие районы называются щитами (например, Украинский щит, Балтийский щит).

На материках в результате выветривания горных пород образуется геологическая формация, получившая название коры выветривания.

Гранитный слой от базальтового отделен поверхностью Конрада, на которой скорость сейсмических волн возрастает от 6,4 до 7,6 км/ сек.

Граница между земной корой и мантией (как на материках, так и на океанах) проходит по поверхности Мохоровичича (линия Мохо). Скорость сейсмических волн на ней скачкообразно увеличивается до 8 км/ час.

Кроме двух основных типов – океанского и материкового – есть также участки смешанного (переходного) типа.

На материковых отмелях или шельфах кора имеет мощность около 25 км и в целом сходна с материковой корой. Однако в ней может выпадать слой базальта. В Восточной Азии в области островных дуг (Курильские острова, Алеутские острова, Японские острова и др.) земная кора переходного типа. Наконец, весьма сложна и пока мало изучена земная кора срединных океанических хребтов. Здесь нет границы Мохо, и вещество мантии по разломам поднимается в кору и даже на ее поверхность.

Понятие «земная кора» следует отличать от понятия «литосфера». Понятие «литосфера» является более широким, чем «земная кора». В литосферу современная наука включает не только земную кору, но и самую верхнюю мантию до астеносферы, то есть до глубины примерно около 100 км.

Понятие об изостазии. Изучение распределения силы тяжести показало, что все части земной коры – материки, горные страны, равнины – уравновешены на верхней мантии. Это уравновешенное их положение называется изостазией (от лат. isoc — ровный, stasis – положение). Изостатическое равновесие достигается благодаря тому, что мощность земной коры обратно пропорциональна ее плотности. Тяжелая океаническая кора тоньше более легкой материковой.

Изостазия – в сущности это даже и не равновесие, а стремление к равновесию, непрерывно нарушаемое и вновь восстанавливаемое. Так, например, Балтийский щит после стаивания материковых льдов плейстоценового оледенения поднимается примерно на 1 метр в столетие. Площадь Финляндии все время увеличивается за счет морского дна. Территория Нидерландов, наоборот, понижается. Нулевая линия равновесия проходит в настоящее время несколько южнее 600 с.ш. Современный Санкт-Петербург находится примерно на 1,5 м выше, чем Санкт-Петербург времен Петра Первого. Как показывают данные современных научных исследований, даже тяжесть больших городов оказывается достаточной для изостатического колебания территории под ними. Следовательно, земная кора в зонах больших городов весьма подвижна. В целом же рельеф земной коры является зеркальным отражением поверхности Мохо, подошвы земной коры: возвышенным участкам соответствуют углубления в мантию, пониженным – более высокий уровень ее верхней границы. Так, под Памиром глубина поверхности Мохо составляет 65 км, а в Прикаспийской низменности – около 30 км.

Термические свойства земной коры. Суточные колебания температуры почвогрунтов распространяются на глубину 1,0 – 1,5 м, а годовые в умеренных широтах в странах с континентальным климатом до глубины 20-30 м. На той глубине, где прекращается влияние годовых колебаний температуры вследствие нагревания земной поверхности Солнцем, находится слой постоянной температуры грунта. Он называется изотермическим слоем. Ниже изотермического слоя в глубь Земли температура повышается, и это вызывается уже внутренней теплотой земных недр. В формировании климатов внутреннее тепло не участвует, но оно служит энергетической основой всех тектонических процессов.

Число градусов, на которое увеличивается температура на каждые 100 м глубины называется геотермическим градиентом. Расстояние в метрах, при опускании на которое температура возрастает на 10С называется геотермической ступенью. Величина геотермической ступени зависит от рельефа, теплопроводности горных пород, близости вулканических очагов, циркуляции подземных вод и др. В среднем геотермическая ступень равна 33 м. В вулканических областях геотермическая ступень может быть равной всего около 5 м, а в геологически спокойных областях (например, на платформах) она может достигать 100 м.

 

ТЕМА 5. МАТЕРИКИ И ОКЕАНЫ

 

Материки и части света

 

Двум качественно различным типам земной коры – материковому и океаническому – соответствуют два основных уровня планетарного рельефа – поверхности материков и ложе океанов.

Структурно-тектонический принцип выделения материков. Принципиально качественное различие материковой и океанической коры, а также некоторые существенные отличия в строении верхней мантии под материками и океанами обязывают выделять континенты не по видимому окружению их океанами, а по структурно-тектоническому принципу.

Структурно-тектонический принцип утверждает, что, во-первых, материк включает в себя материковую отмель (шельф) и материковый склон; во-вторых, в основе каждого материка находится ядро или древняя платформа; в-третьих, каждая материковая глыба изостатически уравновешена в верхней мантии.

С точки зрения структурно-тектонического принципа, материком называется изостатически уравновешенный массив континентальной земной коры, имеющий структурное ядро в виде древней платформы, к которому примыкают более молодые складчатые структуры.

Всего на Земле имеется шесть материков: Евразия, Африка, Северная Америка, Южная Америка, Антарктида и Австралия. В составе каждого материка лежит одна какая-либо платформа и только в основе Евразии их шесть: Восточноевропейская, Сибирская, Китайская, Таримская (Западный Китай, пустыня Такла-Макан), Аравийская и Индостанская. Аравийская и индостанская платформы представляют собой части древней Гондваны, примкнувшие к Евразии. Таким образом, Евразия – гетерогенный аномальный материк.

Границы между материками вполне очевидны. Граница между Северной Америкой и Южной Америкой проходит по Панамскому каналу. Граница между Евразией и Африкой проводится по Суэцкому каналу. Берингов пролив отделяет Евразию от Северной Америки.

Два ряда материков. В современной географии выделяется следующие два ряда материков:

1. Экваториальный ряд материков (Африка, Австралия и Южная Америка).

2.

Северный ряд материков (Евразия и Северная Америка).

Вне этих рядов остается Антарктида – самый южный и холодный континент.

Современное расположение материков отражает длительную историю развития материковой литосферы.

Южные материки (Африка, Южная Америка, Австралия и Антарктида) представляют собой части («осколки») единого в палеозое мегаконтинента Гондваны. Северные материки в то время были объединены в другой мегаконтинент – Лавразию. Между Лавразией и Гондваной в палеозое и мезозое находилась система обширных морских бассейнов, получившая название океана Тетис. Океан Тетис протягивался от Северной Африки, через южную Европу, Кавказ, Переднюю Азию, Гималаи в Индокитай и Индонезию. В неогене (около 20 млн. лет назад) на месте этой геосинклинали возник альпийский складчатый пояс.

Соответственно своим большим размерам суперконтинет Гондвана. По закону изостазии, имел мощную (до 50 км) земную кору, которая глубоко погружалась в мантию. Под ними в астеносфере особенно интенсивными боли конвекционные токи, размягченное вещество мантии двигалось активно. Это привело сначала к образованию вздутия в средине континента, а затем к расколу его на отдельные глыбы, которые под действием тех же конвекционных токов стали горизонтально перемещаться. Как доказано математически (Л.Эйлер), перемещение контура на поверхности сферы всегда сопровождается его поворотом.

Следовательно, части Гондваны не только перемещались, но и разворачивались в географическом пространстве.

Первый раскол Гондваны произошел на границе триаса и юры (около 190-195 млн. лет назад); отделилась Афро-Америка. Затем на границе юры и мела (около 135-140 млн. лет назад) Южная Америка отделилась от Африки. На границе мезозоя и кайнозоя (около 65-70 млн. лет назад) Индостанская глыба столкнулась с Азией и Антарктида отошла от Австралии. В настоящую геологическую эпоху литосфера, по мнению неомобилистов, разбита на шесть плит0блоков, которые продолжают двигаться.

Распадом Гондваны удачно объясняется форма материков, их геологическое сходство, а также история растительного покрова и животного мира южных материков.

История раскола Лавразии так тщательно, как Гондваны, не изучена.

Понятие о частях света. Кроме геологически обусловленного деления суши на континенты, существует также сложившиеся в процессе культурно-исторического развития человечества деление земной поверхности на отдельные части света. Всего насчитывается шесть частей света: Европа, Азия, Африка, Америка, Австралия с Океанией, Антарктида. На одном материке Евразии располагается две части света (Европа и Азия), а два материка западного полушария (Северная Америка и Южная Америка) образуют одну часть света – Америку.

Граница между Европой и Азией весьма условна и проводится по водораздельной линии Уральского хребта, реке Урал, северной части Каспийского моря и Кума-Манычской впадине. По Уралу и Кавказу проходят линии глубинных разломов, отделяющих Европу от Азии.

Площадь материков и океанов. Площадь суши высчитывается в пределах современной береговой линии. Площадь поверхности земного шара составляет примерно 510, 2 млн. км 2. Около 361, 06 млн. км 2 занимает Мировой океан, что составляет примерно 70,8 % общей поверхности Земли. На сушу приходится примерно 149, 02 млн. км 2 , что составляет около 29, 2 % поверхности нашей планеты.

Площадь современных материков характеризуется следующими величинами:

Евразия – 53, 45 км2, в том числе Азия – 43, 45 млн. км2, Европа – 10, 0 млн. км2;

Африка – 30, 30 млн. км 2;

Северная Америка – 24, 25 млн. км2;

Южная Америка – 18, 28 млн. км2;

Антарктида – 13, 97 млн. км2;

Австралия – 7, 70 млн. км 2;

Австралия с Океанией – 8, 89 км2.

Современные океаны имеют площадь:

Тихий океан – 179, 68 млн. км 2;

Атлантический океан – 93, 36 млн. км 2;

Индийский океан – 74, 92 млн. км 2;

Северный Ледовитый океан – 13, 10 млн. км2.

Между северными и южными материками в соответствии с различным их происхождением и развитием имеется значительная разница в площади и характере поверхности. Основные географические различия между северными и южными материками сводятся к следующему:

1.Несравнима по величине с другими материками Евразия, которая сосредоточивает более 30 % суши планеты.

2.У северных материков значителен по площади шельф. Особенно значителен шельф в Северном Ледовитом океане и Атлантическом океанах, а также в Желтом, Китайском и Беринговом морях Тихого океана. Южные материки, за исключением подводного продолжения Австралии в Арафурском море, почти лишены шельфа.

3.Большая часть южных материков приходится на древние платформы. В Северной Америке и Евразии древние платформы занимают меньшую часть общей площади, а большая часть приходится на территории, образованные палеозойским и мезозойским горообразованием. В Африке 96 % ее территории приходится на платформенные участки и только 4 % на горы палеозойского и мезозойского возраста. В Азии только 27 % приходится на древние платформы и 77 % на горы различного возраста.

4.Береговая линия южных материков, образованная большей частью трещинами раскола, относительно прямолинейна; полуостровов и материковых островов мало. Для северных же материков характерна исключительно извилистая береговая линия, обилие островов, полуостровов, часто далеко идущих в океан. Из общей площади на острова и полуострова приходится в Европе около 39 %, Северной Америке – 25 %, Азии – 24 %, Африке – 2,1 %, южной Америке – 1,1 % и Австралии (без Океании) – 1,1 %.

 

Предыдущая12345678910111213141516Следующая

Рубрики: Путешествия

Добавить комментарий

Ваш e-mail не будет опубликован. Обязательные поля помечены *