ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 13.04.2021
Просмотров: 1830
Скачиваний: 4
6
Во
второй
половине
ХХ
века
началось
интенсивное
изучение
гео
-
логии
дна
Мирового
океана
,
была
открыта
остаточная
намагниченность
горных
пород
,
положившая
начало
развитию
палеомагнитных
исследо
-
ваний
,
в
результате
которых
были
установлены
инверсии
магнитного
поля
Земли
и
открыты
полосовые
магнитные
аномалии
срединно
-
оке
-
анических
хребтов
.
Все
это
и
многое
другое
привело
к
появлению
в
1962–1968
гг
.
тектоники
литосферных
плит
–
новой
парадигмы
в
гео
-
логии
,
характеризующей
настоящую
революцию
в
геотектонике
и
в
гео
-
логии
в
целом
.
В
процессе
своего
развития
эта
парадигма
дополнилась
тектоникой
мантийных
плюмов
.
Вместе
с
тем
,
тектоника
литосферных
плит
,
определяя
геодинамику
земной
коры
и
верхней
мантии
,
должна
рассматриваться
как
часть
более
общей
геодинамической
концепции
,
находящейся
в
стадии
становления
.
1.
СОВРЕМЕННЫЕ
ПРЕДСТАВЛЕНИЯ
О
СТРОЕНИИ
ЗЕМЛИ
Современные
представления
о
строении
нашей
планеты
получены
на
основе
комплекса
данных
,
включающих
,
прежде
всего
,
результаты
геофизических
исследований
,
материалы
дистанционного
зондирова
-
ния
Земли
из
космоса
,
данные
изучения
геохимических
особенностей
магматических
пород
,
а
также
результаты
геологического
картирования
и
полевых
геологических
наблюдений
.
Строение
Земли
описывается
моделями
,
в
которых
выделяются
,
с
одной
стороны
,
концентрические
оболочки
–
геосферы
,
а
с
другой
–
ла
-
теральные
неоднородности
внутри
геосфер
.
Разделение
геосфер
может
проводиться
двояко
–
по
вещественному
(
минералого
-
петрографическо
-
му
)
составу
и
по
реологическим
(
деформационным
)
свойствам
вещества
.
По
вещественному
составу
выделяются
земная
кора
,
мантия
и
ядро
Земли
.
1.1.
Земная
кора
и
верхняя
мантия
Земная
кора
–
самая
верхняя
оболочка
,
в
минералого
-
петрографи
-
ческом
отношении
характеризуется
наиболее
сложным
и
разнообраз
-
ным
составом
.
Это
и
широкий
спектр
осадочных
,
вулканогенно
-
осадоч
-
ных
пород
,
и
магматические
образования
кислого
,
среднего
,
основного
и
ультраосновного
состава
,
представленные
эффузивными
,
интрузив
-
ными
,
экструзивными
породами
.
Мощность
земной
коры
изменяется
от
0
км
на
некоторых
участках
срединно
-
океанических
хребтов
и
транс
-
формных
разломов
до
70–75
км
под
высокими
горными
сооружения
-
7
ми
Анд
,
Гималаев
и
Тибета
.
По
латерали
земная
кора
делится
на
два
основных
типа
:
кору
океаническую
и
кору
континентальную
.
Помимо
этого
выделяются
переходные
типы
коры
:
субокеаническая
и
субконти
-
нентальная
кора
.
Океаническая
кора
по
площади
занимает
56 %
земной
поверхно
-
сти
.
Ее
мощность
в
среднем
составляет
5–6
км
,
закономерно
увеличива
-
ясь
к
подножию
континентов
.
В
разрезе
океанической
коры
выделяются
три
слоя
.
Самый
верхний
–
осадочный
слой
(1)
мощностью
не
более
1
км
–
в
центральных
областях
океанов
,
выклинивается
в
осевых
частях
сре
-
динно
-
океанических
хребтов
,
а
у
подножий
континентов
увеличивается
до
10–15
км
.
Слой
состоит
из
глинистых
,
кремнистых
и
карбонатных
глубоководных
пелагических
осадков
.
Причем
карбонаты
распростра
-
няются
лишь
до
некоторой
глубины
,
вследствие
растворения
.
Ближе
к
континентам
появляется
примесь
терригенного
материала
(
гемипелаги
-
ческие
осадки
).
Возраст
пород
осадочного
слоя
увеличивается
от
осе
-
вых
частей
срединно
-
океанических
хребтов
,
но
не
превышает
170
млн
лет
.
Скорость
продольных
сейсмических
волн
в
осадочном
слое
изме
-
няется
от
2
до
5
км
/
с
.
Второй
слой
–
базальтовый
(2)
в
верхней
части
(2
А
)
представлен
базальтами
с
подушечной
отдельностью
(
пиллоу
-
лавы
),
в
которых
от
-
мечаются
редкие
и
тонкие
прослои
пелагических
осадков
.
В
его
нижней
части
(2
В
)
развиты
параллельные
дайки
долеритов
.
Мощность
второго
слоя
1,5–2
км
,
а
скорость
продольных
сейсмических
волн
4,5–5,5
км
/
с
.
Третий
слой
–
габбровый
(3)
состоит
из
полнокристаллических
по
-
род
основного
и
в
самых
низах
ультраосновного
состава
.
В
верхней
ча
-
сти
разреза
третьего
слоя
залегают
массивные
габбро
,
а
в
нижней
части
разреза
расслоенные
при
магматической
дифференциации
габбро
(«
по
-
лосчатый
комплекс
»).
Мощность
третьего
слоя
около
5
км
.
Скорость
продольных
сейсмических
волн
в
третьем
слое
достигает
6–7,5
км
/
с
.
Континентальная
кора
занимает
41 %
площади
земной
поверх
-
ности
.
Ее
средняя
мощность
35–40
км
.
Мощность
коры
уменьшается
к
окраинам
континентов
и
возрастает
под
горными
сооружениями
до
70–75
км
.
В
разрезе
континентальной
коры
выделяются
осадочный
слой
и
консолидированная
кора
.
Осадочный
слой
(
осадочный
чехол
)
характеризуется
весьма
из
-
менчивой
мощностью
:
от
0
км
(
на
щитах
платформ
,
в
осевых
частях
складчатых
сооружений
))
до
20
км
(
во
впадинах
платформ
,
в
передо
-
вых
и
межгорных
прогибах
складчатых
поясов
).
Вещественный
состав
осадочного
слоя
образован
континентальными
и
относительно
мелко
-
8
водными
морскими
образованиями
:
известняками
,
доломитами
,
мерге
-
лями
,
глинами
,
песками
и
песчаниками
,
алевритами
и
алевролитами
,
галечниками
и
конгломератами
,
гипсами
,
ангидритами
и
др
.
породами
.
Помимо
осадочных
пород
в
разрезе
осадочного
чехла
могут
участво
-
вать
магматические
трапповые
образования
основного
состава
.
Ско
-
рость
продольных
сейсмических
волн
в
осадочном
слое
2–5
км
/
с
,
воз
-
раст
пород
достигает
1,7
млрд
лет
.
Консолидированная
кора
в
верхней
части
разреза
представлена
гранитогнейсовым
(
гранитно
-
метаморфическим
)
слоем
,
мощность
которого
составляет
15–20
км
на
платформах
и
25–30
км
в
горных
со
-
оружениях
.
Скорость
продольных
волн
в
пределах
верхнекорового
слоя
колеблется
от
5,5
до
6,5
км
/
с
.
Нижняя
часть
разреза
консолидированной
коры
(
гранулит
-
базитовый
слой
)
представлена
кислыми
гранулитами
с
пластовыми
внедрениями
основных
пород
,
выраженными
многочис
-
ленными
отражающими
площадками
(
рефлекторами
).
Скорость
про
-
дольных
волн
в
нижней
части
коры
6,4–7,7
км
/
с
.
Субокеаническая
кора
распространена
вдоль
континентальных
склонов
и
подножий
континентов
.
Она
представляет
собой
утоненную
до
15
км
,
пронизанную
дайками
магматических
пород
континенталь
-
ную
кору
.
Субконтинентальная
кора
–
это
кора
энсиматических
островных
дуг
.
Ее
мощность
менее
25
км
,
а
степень
консолидации
более
низкая
,
чем
у
континентальной
коры
,
что
отражается
в
скоростях
продольных
волн
–
не
более
5–5,5
км
/
с
.
Поверхность
Мохоровичича
(
Мохо
,
М
)
представляет
подошву
земной
коры
и
выражена
скачком
скорости
продольных
сейсмических
волн
от
7,5–7,7
км
/
с
до
7,9–8,2
км
/
с
.
В
океанах
она
в
некоторых
местах
доступна
непосредственному
наблюдению
и
представлена
переходом
«
полосчатого
комплекса
»
третьего
слоя
к
сплошным
серпентинизиро
-
ванным
перидотитам
.
Вдоль
поверхности
Мохо
в
океанах
отмечены
значительные
смещения
по
горизонтальным
срывам
и
сильная
тектони
-
зация
пород
.
На
континентах
поверхность
Мохоровичича
недоступна
непосредственному
наблюдению
.
Здесь
переход
от
коры
к
мантии
носит
более
сложный
характер
.
В
некоторых
районах
выделяются
несколько
границ
Мохо
.
Верхняя
мантия
по
сравнению
с
земной
корой
обладает
менее
разнообразным
составом
.
Верхняя
часть
разреза
океанической
мантии
образована
перидотитами
,
в
основном
гарцбургитами
(
разновидность
перидотита
,
состоящая
из
оливина
и
ромбического
пироксена
–
энста
-
тита
).
По
результатам
изучения
включений
в
лавах
и
кимберлитах
из
9
трубок
взрыва
на
континентах
верхи
мантии
также
образованы
в
основ
-
ном
перидотитами
,
причем
как
здесь
,
так
и
под
океанами
в
верхней
ча
-
сти
это
шпинелевые
,
а
ниже
–
гранатовые
перидотиты
.
Но
в
континен
-
тальной
мантии
,
кроме
перидотитов
,
в
подчиненном
количестве
при
-
сутствуют
эклогиты
(
глубоко
метаморфизованные
основные
породы
–
реликты
океанской
коры
,
затащенные
в
процессе
субдукции
).
Верхняя
часть
мантии
вторично
обеднена
кремнеземом
,
щелочами
,
ураном
,
то
-
рием
,
редкими
землями
и
другими
,
так
называемыми
некогерентными
элементами
благодаря
выплавлению
из
нее
базальтов
земной
коры
.
Эта
«
истощенная
» («
деплетированная
»)
мантия
под
континентами
уходит
на
большую
глубину
,
чем
под
океанами
и
сменяется
«
неистощенной
»
мантией
.
Средний
первичный
состав
мантии
должен
быть
близок
к
шпинелевому
лерцолиту
или
гипотетической
смеси
перидотита
и
ба
-
зальта
в
пропорции
3 : 1,
названной
австралийцем
А
.
Е
.
Рингвудом
пи
-
ролитом
.
Верхняя
мантия
охватывает
объем
планеты
до
глубин
около
410
км
.
Сейсмическая
граница
на
этой
глубине
объясняется
фазовым
переходом
оливина
в
более
плотную
модификацию
с
выделением
тепла
.
1.2.
Литосфера
,
астеносфера
и
мезосфера
.
Тектоносфера
Кроме
выделения
оболочек
по
вещественному
составу
существует
их
градация
по
реологическим
свойствам
.
В
этом
отношении
в
верх
-
них
геосферах
твердой
Земли
выделяются
литосфера
,
астеносфера
и
мезосфера
.
Литосфера
–
это
хрупкая
оболочка
,
объединяющая
земную
кору
и
часть
верхней
мантии
.
Ее
нижняя
граница
по
сейсмическим
данным
выражена
затуханием
сейсмических
волн
.
По
данным
магнито
-
теллу
-
рического
зондирования
–
снижением
электрического
сопротивления
.
В
гравитационном
поле
литосфера
отделяется
от
подстилающей
ее
астеносферы
по
явлению
изостазии
.
В
тепловом
поле
граница
прово
-
дится
по
изотерме
1200–1300 °
С
.
Мощность
литосферы
под
океанами
изменяется
от
3–4
км
в
осевых
частях
срединно
-
океанических
хреб
-
тов
и
до
100
км
на
периферии
океанов
.
На
континентах
она
составляет
150–200
км
и
более
(
в
Южной
Африке
350
км
).
Астеносфера
,
как
ослабленная
пластичная
оболочка
,
впервые
ги
-
потетически
была
выделена
американским
геологом
Дж
.
Баррелом
в
1916
г
.
Исходным
основанием
для
ее
выделения
была
необходимость
объяснить
гравитационную
уравновешенность
земной
коры
,
обнару
-
женную
при
измерениях
силы
тяжести
у
подножия
горных
сооруже
-
ний
.
Оказалось
,
что
даже
крупные
неровности
земной
поверхности
10
уравновешены
на
глубине
.
Это
явление
получило
название
изостазии
.
Выделяются
две
модели
,
объясняющие
изостазию
.
Модель
английского
астронома
Дж
.
Эри
утверждает
,
что
горные
сооружения
обладают
кор
-
нями
,
погруженными
в
мантию
,
и
изостазия
обеспечивается
тем
,
что
подошва
коры
обладает
зеркальным
рельефом
по
отношению
к
релье
-
фу
земной
поверхности
.
В
соответствии
с
моделью
другого
англичани
-
на
Дж
.
Пратта
подошва
коры
может
быть
горизонтальной
,
а
поднятые
участки
земной
поверхности
соответствуют
менее
плотным
частям
коры
по
сравнению
с
пониженными
участками
.
Исследования
показы
-
вают
,
что
уравновешенность
континентов
и
океанов
достигается
комби
-
нацией
обоих
механизмов
–
кора
под
океанами
тоньше
и
плотнее
,
чем
под
континентами
.
Для
осуществления
изостатической
уравновешен
-
ности
необходимо
наличие
на
некоторой
глубине
пластичной
оболоч
-
ки
–
астеносферы
.
Пластичность
астеносферы
объясняют
частичным
(1–5 %)
плавлением
вещества
,
при
котором
пленка
расплава
окружает
твердые
зерна
.
Этот
процесс
обусловлен
повышением
температуры
,
эф
-
фект
которого
на
определенной
глубине
может
превзойти
эффект
повы
-
шения
давления
,
препятствующего
плавлению
.
Аналогичную
роль
мо
-
жет
играть
и
снижение
давления
(
декомпрессия
)
в
условиях
растяжения
или
в
областях
динамического
влияния
разломов
.
Дальнейшее
повыше
-
ние
температуры
или
снижение
давления
может
стать
причиной
обра
-
зования
магматических
камер
с
базальтовой
магмой
или
даже
с
магмой
ультраосновного
состава
.
Продуктом
мантийных
магм
являются
толе
-
итовые
базальты
,
образовавшиеся
за
счет
деплетированной
мантии
и
отличающиеся
низкими
содержаниями
щелочей
и
некогерентных
эле
-
ментов
.
Если
в
образовании
магмы
участвует
вещество
,
поступающее
с
больших
глубин
из
неистощенной
мантии
,
формируются
щелочные
базальты
,
обогащенные
некогерентными
элементами
.
Астеносфера
является
,
таким
образом
,
одним
из
главных
источников
магматической
деятельности
на
Земле
.
Магматические
очаги
могут
возникать
и
в
коре
,
и
в
литосферной
мантии
,
но
они
обычно
вторичны
по
отношению
к
астеносферным
и
играют
подчиненную
роль
.
Коровые
магмы
имеют
более
разнообразный
и
кислый
состав
(
до
риолитов
и
гранитов
).
Ши
-
роко
распространены
породы
,
образовавшиеся
в
результате
взаимодей
-
ствия
мантийных
магм
с
коровым
веществом
(
диориты
,
монцониты
и
др
.).
Течение
астеносферы
перемещает
литосферные
плиты
.
Вязкость
астеносферы
изменяется
по
латерали
,
что
определяется
изменением
со
-
держания
расплава
или
аморфизацией
вещества
(
под
толстой
литосфе
-
рой
континентов
).
Мощность
астеносферы
может
изменяться
в
широ
-
ких
пределах
.
Под
щитами
древних
платформ
она
составляет
примерно