/ Главная / Без рубрики / Структура земної кори /

Структура земної кори

Количество просмотров публикации Розвиток структури земної кори. - 369

В еволюції земної кори протягом тривалої геологічної історії спостерігається чітка направленість всіх явищ і процесів, поступове ускладнення структури. В.Ю.Хаїн (1985) виділяє 7 основних етапів у розвитку земної кори.

1. Догеологічний етап (4,6-4,0 млрд. років). На стадії догеологічної історії Землі відбувалась диференціація на внутрішні геосфери: ядро, мантію (з астеносферою) і земну кору базальтоїдного складу. Планета зазнавала інтенсивного бомбардування метеоритами, відбувався потужний вулканізм, внаслідок чого формувався рельєф, подібний до сучасного місячного. У кінці етапу внаслідок дегазації мантії були сформовані первісні атмосфера і гідросфера. 2. Катархейський етап (4-3,5 млрд. років). В утворених первісних водоймах почалось нагромадження перших осадових порід, які перешаровувались з продуктами вулканічних вивержень. На поверхні планети починаються екзогенні процеси, які поступово змінюють "місячний" рельєф, а утворювані при процесах фізичного та хімічного вивітрювання продукти руйнування первісної кори зносяться в моря, нейтралізуючи наявні там кислоти. Утворюються перші зародки майбутніх континœентів - куполоподібні структури (нуклеари) - ділянки гранітизованої земної кори. 3. Пізньоархейський етап (3,5-2,6 млрд. років). На "сіро-гнейсовому" субстраті, тобто на корі континœентального типу в умовах розтягу і суттєвого потоншення закладаються зелœено-кам'яні пояси, які проходять повний цикл розвитку, що завершується загальним стиском, складчастістю, вторгненням гранітоїдів та метаморфізмом (біломорська складчастість).

4. Ранньопротерозойський етап (2,6-1,7 млрд. років). Це час дроблення первісної протоконтинœентальної кори та поділу на стійкі ізометричні чи округло-овальні блоки-протоплатформи та рухомі зони, які їх розділяли - протогеосинкліналі. Завершення етапу знаменується карельською епохою складчастості, яка перетворює протогеосинкліналі у складчасті гірські країни. Кареліди, об'єднавшись із протоплатформами, утворили обширні ділянки континœентальної кори (за деякими даними від 67 до 80% основної маси кори сучасних континœентів) - сформувався фундамент древніх платформ. існує уявлення, що в кінці раннього- на початку пізнього протерозою всі платформи об'єднувались в єдиний континœентальний масив Пангея. 5. Пізньопротерозойський етап (1,7 -0,6 млрд. років). У пізньому протерозої за рахунок деструкції континœентальної кори платформ починається розвиток таких великих міжконтинœентальних геосинклінальних поясів, як Урало-Монгольський, Середземноморський, Північно-Атлантичний. інші пояси (обидва Тихоокеанські та Арктичний) закладались по периферії континœентів. У кінці етапу проявляється потужний байкальський орогенез, який спричиняє завершення геосинклінального розвитку малих поясів (Бразильського та Внутрішньо-африканського),закладених ще на початку протерозою в тілі південних платформ. Значні території в межах великих поясів перетворились у складчасті гірські країни, приєднавшись до платформ, чи спаявши в єдинœе ціле їх розрізнені частини. Ряд байкальських структур в палеозої був втягнений у новий цикл геосинклінального розвитку. Пангея-1 виявилась роздробленою на ряд континœентальних брил - великий суперконтинœент Гондвана, до складу якого входили теперішні південні платформи, та північні материки - Північно- Американський, Східно-Європейський, Сибірський, відділені від Гондвани субширотним океаном Палеотетіс.

6. Палеозойський (геосинклінально-платформений) етап (570-230 млн. років). Розвиваються великі геосинклінальні пояси.

Внаслідок каледонської орогенії в кінці силуру - початку девону спостерігається відмирання геосинклінального режиму на значних площах міжконтинœентальних поясів та на окремих ділянках Тихоокеанського поясу. Північно-Американська та Східно-Європейська платформи спаялись у єдиний континœентальний масив Лавренцію, що призвело до закриття північної частини Північно-Атлантичного поясу (океан Япетус). Після герцинської орогенії в кінці етапу завершився розвиток ще двох великих поясів - Арктичного і Урало-Монгольського. Різко зростають площі, зайняті корою континœентального типу. Лавренція, Сибірський материк (Ангарида) та Китайські платформи об'єднуються герцинідами Урало-Монгольського поясу в гігантську брилу - Лавразію, яка, очевидно, разом із Гондваною становили єдиний континœент - Пангею.

7. Мезозойсько-кайнозойський етап (етап утворення нових океанів) (230-0 млн. років). На цьому етапі розвивались лише три геосинклінальних пояси: Середземноморський та обидва Тихоокеанські. Скорочення океану Тетіс, розташованого в межах Середземноморського поясу, яке почалося ще в мезозої, в неогені завершилось зіткненням (колізією) континœентальних брил Євразії та Гондвани і формуванням поясу молодих альпійських структур від Піренеїв до Гімалаїв. Розпад Пангеї на протязі мезозою призвів до розкриття нових океанів - індійського, Атлантичного і Північного Льодовитого. Тихий океан та геосинклінальні пояси, які розміщувались по його периферії,в мезозої та кайнозої пережили свій активний розвиток. В мезозої в поясах сформувалися складчасті області в Кордільєрах та у північно-східній Азії. Під впливом процесів, що проходили в межах Тихого океану та Тетісу, в кайнозої активно проявились рухи епіплатформеного орогенезу в Центральній Азії.

Поряд із древніми розвивались і молоді платформи: епібайкальські, епікаледонські, епігерцинські. З кінця олігоцену континœенти вступили в неотектонічний етап - час посилення піднять в орогенах, тектонічної активізації платформ.

Таким чином, як видно із вищесказаного, існує певна послідовна закономірність в перебігу еволюції земної кори і літосфери, "тектонічний кругообіг" за висловом В.Ю.Хаїна. Коротко такий кругообіг, чи геодинамічний цикл за іншою термінологією, можна уявити наступним чином.

1. Догеосинклінальна (чи доокеанічна) стадія починається деструкцією кори континœентального типу. Активізація верхньої мантії спричинює утворення на континœентах склепінчастих піднять ( аркогенез), які можуть розтріскуватись і переходити в континœентальні рифти. Процеси супроводжуються утворенням трапової формації. 2. Геосинклінальна ( або океанічна) стадія знаменує вже розкриття океанічного басейну. Спочатку це неширокі міжконтинœентальні моря з корою океанічного типу, в яких нагромаджуються глинисті формації на фоні підводних вивержень основних лав. Розширення океанів призводить до формування в них серединно-океанічних хребтів з рифтовими долинами , де відбувається нарощування базальтової кори (спредінг). Характерне нагромадження вапняків, глибоководних глин, флішу. Початок переважання процесів субдукції і обдукції над спредінгом фіксує і початок закриття океанічного басейну. Відбуваються процеси складкоутворення, згромадження осадових товщ за рахунок підсування літосферних плит одна під одну. В цей час іде відкладання тонких молас, флішу, нафтогазоносних формацій, відбувається вулканізм кислого та середнього складу, проходять вторгнення гранітних інтрузій та процеси метаморфізму. Кінець стадії знаменується закриттям океанічного басейну, утворенням на його місці складчастої низовинної суші з корою континœентального типу. 3. Орогенна (або епіокеанічна) стадія характеризується створенням гірського рельєфу на місці геосинкліналі. В цей час формуються насуви, покриви, шар'яжі, спричинœені горизонтальним стиском, в умовах міжгірних западин, передгірських прогинів відкладаються грубоуламкові моласи. Затухання тектонічної активності в регіоні, згладжування гірського рельєфу, приводять до переходу території у платформену стадію розвитку. Власне платформений розвиток тих чи інших ділянок земної кори також проходить у декілька етапів. На початковому, авлакогенному, етапі відбувається розтріскування фундаменту платформ, просідання лінійних блоків літосфери і утворення вузьких глибоких грабеноподібних структур - авлакогенів, в яких нагромаджуються континœентальні уламкові породи, соленосні формації та ефузиви. На наступних етапах еволюції платформи - синœеклізному і плитному загальна тенденція до прогинання призводить до формування над авлакогенами плоских депресій, заповнення їх осадками, а в подальшому до утворення суцільного осадового чохла, як наслідок осадконакопичення в умовах обширних морських трансгресій.

Епіплатформена стадія може наступати на окремих ділянках платформ після плитної і виражається у формуванні складчасто-брилових структур, гірського рельєфу, часто аркогенезу, нагромадженні грубоуламкових відкладів в міжгірних западинах. В деяких випадках утворення склепінчастих піднять (як у Східній Африці) призводить до формування у їх осьових частинах розривів, в таких випадках починаються уже процеси рифтогенезу, який веде до деструкції континœентальної кори і знаменує початок геосинклінального процесу (догеосинклінальна стадія).

Таким чином, направлений розвиток літосфери і кори носить чітко виявлений циклічний характер.
Размещено на реф.рф
При цьому кожен тектонічний цикл в історії Землі (байкальський, каледонський, герцинський, мезозойський та альпійський) умовно складався із двох стадій: тривалої еволюційної стадії, яка змінювалась відносно короткочасною революційною - стадією інтенсивних тектонічних деформацій, потужного магматизму та метаморфізму осадових товщ. У першому випадку на Землі встановлювався таласократичний режим, у другому - геократичний.

5. Сучасні уявлення про будову Землі.

Матеріали, що складають тверду Землю непрозорі і щільні. Найглибші пробурені свердловини і наявні нині проекти обмежені глибинами 10 - 15 км, що складає дещо більше 0,1 % від радіусу. Можливо, що проникнути на глибину більше декількох десятків кілометрів не вдасться. Тому використовують непрямі методи. До них відноситься сейсмічний, гравітаційний, магнітний,елœектричний, елœектромагнітний, термічний, ядерний і інші методи. Найбільш надійним з них є сейсмічний.

Сейсмічні хвилі, проходячи через земні надра, дають можливість скласти уявлення про внутрішню будову Землі і про зміну физ. властивостей речовини земних надр з глибиною. Сейсмічні хвилі підрозділяються на подовжні і поперечні відповідно до того, що зміщення речовини при коливаннях спрямоване вздовж і поперек напрями поширення хвилі. Подовжні хвилі можуть поширюватися як в рідині, так і в твердій речовині, а поперечні - тільки в твердих породах. Крім того, швидкість подовжніх хвиль в твердій речовині приблизно в 1,7 разу перевищує швидкість поперечних хвиль. Маючи в розпорядженні мережу сейсмічних станцій на 146 поверхонь Землі, записуючи показання приладів, що реєструють землетруси - сейсмографів і порівнюючи ці свідчення, можна визначити епіцентр землетрусу, а також швидкість поширення хвиль в різних внутрішніх областях планети. Оскільки швидкість поширення хвиль залежить від щільності і пружності речовини, можна отримати дані про ці параметри, а також про агрегатний стан речовини (рідке або тверде) в усій внутрішній області Землі.

В результаті сейсмічних досліджень було визначено, що внутрішня область Землі неоднорідна по своєму складу і физ. властивостям: Відмінність швидкості поширення сейсмічних хвиль на континœентах і на дні океану дозволила зробити висновок про те, що на Землі існують два головні типи земної кори : континœентальний і океанічний. Потужність кори континœентального типу в середньому 30 - 40 км, а під багатьма горами досягає місцями 80 км. Континœентальна кора розпадається на ряд шарів, потужність яких змінюються.

1. Верхній шар Землі − земна кора, яка підрозділяється на декілька шарів. Самі верхні шари земної кори складаються переважно з осадових гірських порід. Загальна потужність осадових порід не перевищує 15 - 20 км. Зазвичай нижче осадових порід виділяють два головні шари: верхній - "гранітний", близький за фізичними властивостями і складом до граніту і нижній, такий, що складається з важчих порід, - "базальтовий". Товщина кожного з цих шарів 15 - 20 км. Океанічна кора набагато тонша (5 - 8 км). По складу і властивостям вона близька до речовини нижньої частини базальтового шару континœентів. На дні океанів є області, де кора має будову континœентального або проміжного типу. Поверхня Мохоровича, на межі якої різко змінюється швидкість сейсмічних хвиль, відділяє земну кору від мантії. Поверхня Мохоровичича (рос. Мохоровичича поверхность, англ. Mohorovičić discontinuity; нім. Mohorovičić-Diskontinuität f) — границя розділу (складна перехідна зона) між земною корою та верхньою мантією Землі, що виявляється за стрибкоподібним збільшенням швидкості проходження поздовжніх сейсмічних хвиль від 6,7 — 7,6 до 7,9 — 8,2 км/с, поперечних з 3,6 — 4,2 до 4,4 — 4,7 км/с. Глибина залягання поверхні Мохоровичича — від 25-90км під континœентами та 7-10 км під океанами.

Встановлена в 1909 р.
Размещено на реф.рф
хорватським сейсмологом А. Мохоровичичем (1857 — 1936). Досліджуючи показники сейсмічних хвиль, спричинœених землетрусом поблизу Загреба у 1909 році, він помітив, що деякі хвилі поширювалися раніше за інші. Вчений пояснив це зміною густини середовища всœередині Землі (на глибині 30 км).

Літосфе́ра (від грец. Λίθος - камінь і σφαίρα - куля, сфера) — верхня тверда оболонка земної кулі. До її складу входять земна кора та субстрат (верхня частина мантії Землі). Потужність літосфери під океанами становить 5 — 100 км (мінімальна під серединно-океанічними хребтами, максимальна на периферії океанів), під континœентами — 25 — 200 км і більше (мінімальна під молодими гірськими спорудами, вулканічними дугами і континœентальними рифтовими зонами, максимальна — під щитами древніх платформ). Найбільші значення потужності літосфери спостерігаються в найменш прогрітих, а найменші — в найбільш прогрітих областях. Найбільш великі структурні одиниці літосфери — літосферні плити, розміри яких в поперечнику становлять 1 — 10 тис. км. У сучасну епоху літосфера розділена на 7 головних і декілька більш дрібних плит. Межі плит є зонами максимальної тектонічної, сейсмічної і вулканічної активності. Рух літосферних плит і блоків, а також його можливі причини вивчаються геодинамікою. Під континœентами і океанами літосфера переходить в астеносферу, твердість і в'язкість речовини якої нижчі, ніж у літосфери. Разом з астеносферою літосфера утворює тектоносферу Землі, в якій відбуваються основні геологічні процеси. Для позначення зовнішньої оболонки літосфери застосовувався нині застарілий термін Сіаль, що походить від назви основних елœементів гірських порід Si (лат. Silicium - кремній) і Al (лат. Aluminium - алюміній).

2. Мантія поширюється до глибини 2900 км. Мантія Землі (рос. мантия Земли, англ. Earth’s mantle, нім. Erdmantel m, Mantel m der Erde) — одна з внутрішніх оболонок (геосфер) земної кулі, лежить між земною корою, від якої відокремлена поверхнею Мохоровичича, та ядром Землі. Складає 83 % об'єму і 67 % маси Землі. Верхня межа М. З. проходить на глибині від дек. км (під океанами) до 70 км (під континœентами). Пересічна глибина близько 2900 км. У її розрізі (зверху вниз) за швидкістю поширення сейсмічних хвиль виділяють верхню мантію (товщина 850 — 900 км), яка поділяється на субстрат, астеносферу й Голицина шар, та нижню мантію (товщина близько 2000 км), для якої характерний уповільнений темп зростання швидкості сейсмічних хвиль.

У складі мантії Землі переважають залізо, магній, хром та ін. Температура й тиск магми Землі змінюються з глибиною. Вважають, що під земною корою океанічного типу тиск менший, ніж під континœентальною корою. З глибиною збільшується елœектропровідність.

Вона підрозділяється на 3 шари: верхній, проміжний і нижній. Верхня мантія Землі (рос. верхняя мантия Земли, англ. upper mantle, outer mantle, peridotite shell; англ. oberer Mantel m, Peridotit-Schale f) — одна з оболонок земної кулі, верхня частина мантії Землі, лежить під земною корою, з якою межує по поверхні Мохоровичича.

Глибина залягання верхньої мантії — від 5-10 км в океанах до 65-75 км у складчастих геосинклінальних поясах. Її підошва лежить на глибині 800-1000 км. У межах верхньої мантії виділяють субстрат (разом із земною корою утворює літосферу), астеносферу і шар Голіцина, який іноді відносять до середньої мантії. Середня частина верхньої мантії називається астеносферою, або шаром Ґутенберґа, нижня — шаром Голіцина.

У верхньому шарі швидкості сейсмічних хвиль відразу за кордоном Мохоровичича ростуть, потім на глибині 100 - 120 км під континœентами і 50 - 60 км під океанами цей ріст змінюється слабким зменшенням швидкостей, а далі на глибині 250 км під континœентами і 400 км під океанами зменшення знову змінюється ростом. Таким чином, в цьому шарі є область знижених швидкостей - астеносфера, що характеризується відносно малою в'язкістю речовини. Деякі учені вважають, що в астеносфері речовина знаходиться в "кашеподобном" стані, тобто складається з суміші твердих і частково розплавлених порід. У астеносфері знаходяться вогнища вулканів. Вони утворюються, ймовірно, там, де з яких-небудь причин знижується тиск і, отже температура плавлення речовини астеносфери. Пониження температури плавлення призводить до розплавлення речовини і утворення магми, яка потім по тріщинах і каналах в земній корі може вилитися на поверхню Землі.

Проміжний шар характеризується сильним зростанням швидкостей сейсмічних хвиль і збільшенням елœектропровідності речовини Землі. Більшість учених вважають, що в проміжному шарі змінюється склад речовини або мінерали, що складають його, переходять в інший стан, з щільнішою "упаковкою" атомів.

Нижній шар оболонки відрізняється однорідністю в порівнянні з верхнім шаром. Речовина в цих двох шарах знаходиться в твердій, мабуть, кристалічному стані. Ни́жня ма́нтія Землі́ (рос. нижняя мантия Земли, англ. lower mantle of the Earth; нім. unterer Erdmantel m) — частина мантії, розташована на глибині від 800 – 900 км до 2900 км, між верхньою мантією Землі і ядром Землі.

Складена перовськітоподібною фазою (Mg, Fe) SiO3, на частку якої припадає близько 70 % її об"єму, та магнезіовюститом (Mg, Fe) O — близько 20 %, останні 10 % складають стишовіт і оксидні фази, що містять Ca, Mg, K, Al, Fe.

На цих глибинах під дією великого тиску відбувається перекристалізація породотвірних мінералів у інші, більш щільні. Так, експериментально показано, що при тиску, який відповідає 1000 км, структура піроксену стає ільменітовою, а шпінель та інші мінерали набувають нової, більш щільної структури. Густина речовини нижньої мантії Землі згідно розрахунків складає 5,5-5,8 г/см3.

3. Під мантією знаходиться земне ядро з радіусом 3471 км. Воно підрозділяється на рідке зовнішнє ядро (шар між 2900 і 5100 км) і тверде ядерце. При переході від мантії до ядра різко змінюються фізичні властивості речовини, мабуть в результаті високого тиску.

Температура усередині Землі з глибиною підвищується до 2000 -30000С, при цьому найшвидше вона зростає в земній корі, далі йде уповільнення, і на великих глибинах температура залишається, вірогідна постійною. Щільність Землі зростає з 2,6 г / см3 на поверхні до 6,8 г / см3 на межу ядра Землі, а в центральних областях складає приблизно 16 г/см3. Тиск зростає з глибиною і досягає на межі між мантією і ядром 1,4 млн. атм, а в центрі ядра - 3,5 млн. атм.

РАДИУС ЗЕМЛИ (ТЫС.КМ)

Рис. 2. Схема внутреннего строения Земли (стрелками показано направление

крупномасштабных вероятных перемещений вещества в толще планеты и

на ее поверхности) (Сивер Р.Динамичная Земля. // В мире науки. – 1983. - № 11).

Внутрішні зони Землі.

Слой Товща, км Зона: глибина, розділ, км Об’єм,% Швидкість сейсмічних хвиль, км/с Розрахована щільність, г/см3
Р-хвилі S-хвилі
Кора 5-33 Зона А (0-33) 1.5 5.8-7.6 3.2-3.4 2.8
Мантія Зона В (33-413) Зона С (413-984) Зона D’ (494-2700) Зона D’’(2700-2998) 82.3 7.9-8.2 13.6 4.3-4.6 7.3 3.3-3.6 3.6-4.5 4.55-5.11
Зовнішнє ядро Зона E (2900-4980) Зона F (4980-5120) 15.4 8.1 10.4 -- 9.98-11.17 12.7-12.25
Внутрішнє ядро Зона G (5120-6371) 0.8 11.1   12.25-12.51

Зона А− кора. Зона В − підкоркова зона, характеризується зниженням швидкості хвиль за рахунок близькості температури надр у цьому шарі до температур плавління. Зона С − перехідний шар з аномально швидким зростанням сейсмічних хвиль за рахунок фазових переходів мінералів у більш щільні та більш жорсткі. Зона D − однорідний шар, який розділяється на зону D’ нормального зростання швидкостей за рахунок тиску віще лежачих порід, та зону D’’ − візька зона на межі з ядром, яка характеризується постійними швидкостями сейсмічних хвиль. Зона Е − рідке зовнішне ядро. Зона F − перехідна зона ядра зі складними змінами швидкостей хвиль. Зона G − зона твердого внутрішнього ядра Землі.

Source: referatwork.ru