Физика Земли. История формирования земной коры

• Название: История формирования земной коры
• Анкор: Физика Земли
• Дата: 26.10.2019
• Размер: 40.8 Kb.
• Имя файла: Физика Земли.docx
• Тип: Литература; #91909

Титульный лист

Оглавление

Введение 3

1.История формирования земной коры 4

2.Сравнительная характеристика континентальной и океанической земной коры 5

2.1.Структурные элементы земной коры 5

2.2. Океаническая кора 6

2.3. Континентальная кора 7

2.4.Тектоника земной коры 10

Заключение 12

Литература 13

Введение

В 1909 году сейсмолог А. Мохоровичич выделил сейсмическую границу на глубине порядка 50 км, которую он определил как подошву земной коры, сейчас она называется поверхностью Мохоровичича. Было научно обосновано представление о существовании двух принципиально различных типов коры: континентальной и океанической.

Также было установлено, что гранитный слой имеет скорость продольной волны 5-6 км/с, свойственную для гранитов, а нижний – 6-7 км/с, характерную для базальтов. Земную кору, состоящую из гранитного и базальтового слоев, назвали консолидированной корой, на которой располагается еще один, верхний, осадочный слой. Мощность гранитного слоя варьируется в пределах 0÷5-6 км. Максимальная мощность осадочного слоя достигает 20-25 км.

В свою очередь океаническая кора по своему строению принципиально отличается от континентальной. Она состоит из трех слоев: первого – осадочного, второго – базальтового, и третьего – габбро-серпентинитового. Мощность океанской коры достигает 6-7 км.

В работе дана сравнительная характеристика континентальной и океанической земной коры, которая рассматривается с нескольких сторон: в статике и движении. Актуальным в работе является детальное рассмотрение фундаментальных законов строения земной коры и ее классификации. Применение этих знаний необходимо в промышленных и научных разработках.

1. История формирования земной коры

Геологическая стадия развития Земли началась, когда температура на поверхности понизилась и выделявшиеся из недр Земли водяные пары сконденсировались в жидкую воду. Геологические процессы разделяют на два типа. С одной стороны, это подземные вулканические и иные силы, приводящие к излиянию лав и подъему или опусканию земной коры; с другой – процессы разрушения, эрозия горных пород, перенос их водами и ветром по земной поверхности.

Пока на Земле вода была только в парообразном состоянии, переноса горных пород практически не происходило. Вулканические горы еще не размывались, а пониженные места рельефа между вулканами не заполнялись осадками. С появлением же на Земле жидкой воды впервые возникли осадочные породы, отлагавшиеся в неглубоких тогда еще морских водоемах. В результате поверхность планеты стала более ровной, т.к. высокие вулканы разрушались и постепенно исчезали с земной поверхности. Хотя поверхность планеты уже остыла, на небольшой глубине земные породы были по-прежнему разогреты и потому достаточно пластичны. В этот период земная кора еще не трескалась и крупных разломов не существовало.

Примерно 300-500 млн. лет назад Земля вступила в современную стадию эволюции, которую называют океанической, важнейшей особенностью этой стадии является уничтожение мощной континентальной коры и превращение ее в тонкую океаническую. Но для полного уничтожения континентов потребовалось сотни миллионов лет. Главной особенностью процесса океанообразования является то, что, начавшись в пределах относительно узкой линейной зоны, он затем постепенно расширялся, захватив к настоящему времени пространство, превышающее площадь материков.

2. Сравнительная характеристика континентальной и океанической земной коры

1. Структурные элементы земной коры

Земная кора составляет самую верхнюю оболочку твердой Земли и одевает планету почти сплошным слоем, изменяя свою мощность от 0 на некоторых участках океанских разломов до 70-75 км под высокими горными образованиями. Мощность коры на континентах, определяемая по возраста­нию скорости прохождения продольных сейсмических волн до 8-8,2 км/с, достигает 30-75 км, а в океанических впадинах 5- 15 км. Первый тип земной коры был назван океаническим, вто­рой – континентальным.

Океаническая кора занимает 56% земной поверхности и обладает небольшой мощностью – 5-6 км. В ее строении вы­деляется три слоя.

Первый слой называется осадочным, его мощность не более 1 км. Он встречается в центральной части океанов и достигает мощности 10-15 км на их периферии. Слой полностью отсут­ствует в осевых зонах срединно-океанических хребтов. В со­став слоя входят глинистые, кремнистые и карбонатные глу­боководные пелагические осадки. Карбонатные осадки распространены не глубже критической глубины на­копления карбонатов. Ближе к континенту появляется при­месь обломочного материала, снесенного с суши; это так на­зываемые гемипелагические осадки. Скорость распростра­нения продольных сейсмических волн здесь составляет 2-5 км/с. Возраст осадков этого слоя не превышает 180 млн лет.

Второй слой в своей основной верхней части сложен базальтами с редкими и тонкими прослоями пелагических осадков; базальты нередко обладают характерной по­душечной (в поперечном сечении) отдельностью, но встречаются и покровы массивных базальтов. В нижней части второго слоя развиты параллельные дай­ки долеритов. Общая мощность 2-го слоя 1,5–2 км, а ско­рость продольных сейсмических волн 4,5–5,5 км/с.

Третий слой океанической коры состоит из полнокри­сталлических магматических пород основного и подчиненно ультраосновного состава. В его верхней части обычно разви­ты породы типа габбро, а нижнюю часть составляет комплекс, состоящий из чередования габбро и ульт-рамафитов. Мощность 3-го слоя 5 км. Скорость продольных волн в этом слое достигает 6–7,5 км/с.

Считается, что породы 2-го и 3-го слоев образовались одновременно с породами 1-го слоя.

Океаническая кора не ограни­чивается в своем распространении ложем океанов, а развита также в глубоководных котловинах окраинных морей, таких как Японское море, Южно-Охотская (Курильская) котловина Охотского моря, Филиппинское, Карибское и многие другие моря. Кроме того, имеются серьезные основания подозре­вать, что в глубоких впадинах континентов и мелководных внутренних и окраинных морей типа Баренцева, где мощ­ность осадочного чехла составляет 10-12 км и более, он подстилается корой океанского типа; об этом свидетельст­вуют скорости продольных сейсмических волн порядка 6,5 км/с.

2. Океаническая кора

Области сплошного распространения земной коры океа­нического типа выражены в рельефе Земли океаническими впадинами. В пределах океанических впадин выделяются два крупнейших элемента: океанические платформы и океани­ческие орогенные пояса. Океанические платформы в рельефе дна имеют вид обширных абис­сальных плоских или холмистых равнин. К океаническим орогенным поясам относятся срединно-океанические хреб­ты, имеющие высоту над окружающей равниной до 3 км и местами поднимаются в виде островов над уровнем океана. Вдоль оси хребта часто прослеживается зона рифтов – уз­ких грабенов шириной 12-45 км при глубине до 3-5 км, указывающих на господство в этих участках растяжения земной коры. Для них характерны высокая сейсмичность, резко повышенный тепловой поток, низкая плотность верх­ней мантии. Геофизические и геологические данные свиде­тельствуют о том, что мощность осадочного покрова умень­шается по мере приближения к осевым зонам хребтов, а океаническая кора испытывает заметное поднятие.

Следующий крупный элемент земной коры – пере­ходная зона между континентом и океаном. Это область максимального расчленения земной поверхности, где нахо­дятся островные дуги, отличающиеся высокой сейсмично­стью и современным андезитовым и андезито-базальтовым вулканизмом, глубоководные желоба и глубоководные впа­дины окраинных морей. Очаги землетрясений образуют здесь сейсмофокальную зону, погружающуюся под континенты. Переходная зона наиболее ярко проявлена в западной части Тихого океана. Для нее ха­рактерен промежуточный тип строения земной коры.

3. Континентальная кора

Континентальная кора распро­странена не только в пределах собственно континентов, т. е. суши, за возможным исключением наиболее глубоких впа­дин, но и в пределах шельфовых зон континентальных окра­ин и отдельных участков внутри океанских бассейнов. Тем не менее, общая площадь развития кон­тинентальной коры меньше, чем океанской, и составляет 41% земной поверхности. Средняя мощность континенталь­ной коры 35-40 км; она уменьшается к окраинам континен­тов и возрастает под горны­ми образованиями до 70-75 км.

В общем, континентальная кора, так же как и океан­ическая, имеет трехслойное строение, но состав слоев, особенно двух нижних, существенно отличается от наблюдаемых в океанической коре.

Осадочный слой называется еще осадочным чехлом. Его мощность изменяется от нуля на щитах и менее крупных поднятиях фундамента платформ и осевых зон складчатых сооружений до 10 и даже 20 км во впадинах платформ, передовых и межгорных прогибах горных поясов. Правда, в этих впадинах кора, подстилающая осадки и обычно называемая консолидированной, может уже быть ближе по своему характеру к океанской, чем к континен­тальной. В состав осадочного слоя входят различные оса­дочные породы преимущественно континентального или мелководного морского, реже батиального происхождения, а также, далеко не повсеместно, покровы и силлы основных магматических пород, образующие трапповые поля. Скорость продольных волн в осадочном слое составляет 2,0-5,0 км/с с максиму­мом для карбонатных пород. Возрастной диапазон пород осадочного чехла – до 1,7 млрд лет, т. е. на порядок выше, чем осадочного слоя современных океанов.

Верхний слой консолидированной коры выступа­ет на дневную поверхность на щитах и массивах платформ и в осевых зонах складчатых сооружений. Состав этого слоя, по крайней мере его верхней части, в общем хорошо известен – главную роль в его сло­жении играют различные кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты и граниты, в связи с чем он нередко именуется гранито-гнейсовым. Скорость продольных волн в нем со­ставляет 6,0-6,5 км/с. В фундаменте молодых платформ, имеющем рифейско-палеозойский или даже мезозойский возраст, а частично и во внутренних зонах молодых складча­тых сооружений этот же слой сложен менее сильнометамор-физованными породами и содержит меньше гранитов; поэтому здесь его часто называют гранитно-метаморфическим слоем, а типичные скорости продольных воли в нем порядка 5,5-6,0 км/с. Мощность данного слоя коры достигает 15-20 км на платформах и 25-30 км в горных образованиях.

Рассмотрим нижний слой консолидированной коры. Перво­начально предполагалось, что между двумя слоями консоли­дированной коры существует четкая сейсмическая граница, получившая название границы Конрада. Бурение только что упоминавшихся скважин поставило под сомнение существо­вание такой четкой границы; иногда вместо нее сейсмика обнаруживает в коре не одну, а две границы, что дало основание выделить в нижней коре два слоя. Состав пород, слагающих нижнюю кору недостаточно известен, так как скважинами она не достигну­та, а на поверхности обнажается фрагментарно. Исходя из общих соображений, В. В. Белоусов пришел к заключению, что в нижней коре должны преобладать, с одной стороны, породы, находящиеся на более высокой ступени метамор­физма и, с другой стороны, породы более основного состава, чем в верхней коре. Поэтому он назвал этот слой коры гранулит-базитовым. В настоящее время большинство геофизиков различают верхнюю и нижнюю кору по другому признаку – по их отличным реологическим свойствам: верхняя кора же­сткая и хрупкая, нижняя – пластичная. Скорость продольных волн в нижней коре 6,4-7,7 км/с; принадлежность к коре или мантии низов этого слоя со скоростями более 7,0 км/с нередко спорна.

Между двумя крайними типами земной коры – океан­ским и континентальным – существуют переходные типы. Один из них – субокеанская кора – развит вдоль континен­тальных склонов и подножий и, возможно, подстилает дно котловин некоторых не очень глубоких и широких окраин­ных и внутренних морей. Субокеанская кора представляет собой утоненную до 15-20 км и пронизанную дайками и силлами основных магматических пород континентальную кору. Другой тип переходной коры – субконтинен­тальный – образуется в том случае, когда океаническая кора в вулканических дугах превращается в кон­тинентальную, но еще не достигает полной «зрелости», об­ладая пониженной, менее 25 км, мощностью и более низкой степенью консолидированности, что отражается в понижен­ных скоростях сейсмических волн – не более 5,0-5,5 км/с в низах коры.

Некоторые исследователи выделяют в качестве особых типов еще две разновидности океанической коры. Это, во-первых, утолщенная до 25-30 км океанская кора внутренних поднятий океана и, во-вторых, кора океанического типа, надстроенная мощным, до 15-20 км, осадочным чехлом.

4. Тектоника земной коры

Тектоника – раздел геологии, который изучает структуру литосферы и астеносфера, а также историю движений, изменяющих эту структуру. Под астеносферой понимают слой пониженной вязкости в верхней мантии Земли, подстилающий холодную твердую литосферу. Залогом для становления тектоники литосферных плит как науки явилась неоднородность земной коры и наличие активных зон – глубинных разломов, которые разделяют кору на отдельные блоки, перемещающиеся в пластичном слое верхней мантии относительно друг друга со скоростью 2-3 см в год.

Подвижность астеносферы позволяет литосферным плитам совершать движения относительно друг друга, что ведет к изменению расположения континентов и океанов. Эти движения бывают разного характера. Плиты могут сходиться; и граница, вдоль которой это происходит, называется конвергентной. В случае взаимодействия континентальной плиты с океанической, происходит явление субдукции, т.е. погружения океанической плиты под континентальную. Причиной этого является плотность океанической коры, которая выше плотности континентальной коры. При столкновении двух континентальных плит случается коллизия и возникает мощная складчатая область, например, Гималаи. Образование островных дуг обусловлено надвиганием двух океанических плит друг на друга. Эта зона тоже именуется зоной субдукции.

Дивергентной называется граница, вдоль которой литосферные плиты отдаляются друг от друга. Последствием этого явления является образование рифтов – крупных линейных впадин в земной коре. Часто рифты наблюдаются в зонах спрединга – разрастания океанической коры, сопровождающегося заполнением высвобождающегося пространства магмой. Примером этого явления служит срединно-океанический хребет, расположенный в центральных частях океанов. Общая протяженность этого хребта порядка 60 тыс. км. Срединно-океанические хребты имеют ширину от 200 км до 1000-1500 км, возвышаясь над ложем океана на 3-4 км. Некоторые вершины, поднимающиеся над уровнем моря, создают острова вулканического происхождения. Гребневая зона хребта шириной до 100 км отличается резко расчленённым рельефом и блоковым строением. Вдоль оси хребта, как правило, протягивается рифтовая долина шириной в 25-30 км, несколько опущенная по отношению к гребням хребта. В нее вложен осевой рифт в виде щели шириной 4-5 км со стенками высотой в сотни метров.

Аналогом океаническим рифтам служат континентальные рифты, возникающие при активном вулканизме. Поднимающиеся на поверхность плюмы растягивают, приподнимают и утончают континентальную кору, создавая на ее месте новую океаническую. Примером этому служит Восточно-Африканский рифт.

Заключение

В данной работе была дана сравнительная характеристика континентальной и океанической земной коры.

Континентальная (материковая) земная кора характеризуется большой мощностью – в среднем 40 км, местами достигая 75 км. Она состоит из трех слоев. Сверху залегает осадочный слой, образованный осадочными породами различного состава, возраста, генезиса и степени дислоцированности. Мощность его изменяется от нуля до 25 км. Ниже залегает гранитный слой, состоящий главным образом из кислых пород, по составу близких к граниту. Наибольшая мощность гранитного слоя отмечается под молодыми высокими горами, где она достигает 30 км и более. В пределах равнинных участков материков мощность гранитного слоя уменьшается до 15-20 км. Под гранитным слоем залегает третий, базальтовый, слой, получивший свое название также условно: сейсмические волны проходят через него с такими же скоростями, с которыми в экспериментальных условиях они проходят через базальты и близкие к ним породы. Третий слой мощностью 10-30 км сложен сильно метаморфизованными породами преимущественно основного состава.

Кора океанического типа резко отличается от континентальной. На большей части площади дна океана мощность ее колеблется от 5 до 10 км. Своеобразно и ее строение: под осадочным слоем мощностью от нескольких сотен метров до 15 км залегает второй слой, сложенный подушечными лавами с тонкими прослоями осадочных пород. Нижняя часть второго слоя сложена своеобразным комплексом параллельных даек базальтового состава. Третий слой океанической коры мощностью 4-7 км представлен кристаллическими магматическими породами преимущественно основного состава. Таким образом, важнейшей специфической особенностью океанической коры являются ее малая мощность и отсутствие гранитного слоя.

Литература

1. 
   Соколов, А.Г., Кечина, Т.М. Физика Земли. Конспект лекций. – Оренбург, 2013. – 41 с.
   
2. 
   Орленок, В.В. Физика Земли, планет и звезд: учебное пособие / В.В. Орленок. – Калининград: [б.и.], 1991. – 173 с.
   
3. 
   Номоконова, Г.Г. Физика Земли: учебное пособие / Г.Г. Номоконова.- Томск: Изд-во ТПУ, 2007. – 105 с.
   
4. 
   Гаврилов В.П. Физика Земли / В.П. Гаврилов.- М.: Недра, 2008. – 294 с.