Типы земной коры и соответствующие им структурные формы

Характеристика строения земной коры, нижней и верхней мантии; понятие о литосфере и астеносфере, тектоносфере.

Характеристика оболочек Земли

При изучении геодинамики (геотектоники, как её производной) очень важно знать химический состав нашей планеты, а также его изменения в процессе геологической истории, длящейся 4.6 млрд. лет. Для этого необходимо, хотя бы в общих чертах знать происхождение Вселенной, Галактики и Солнечной системы. На Земле невозможно найти породы с признаками её первоначального состояния, поэтому при восстановлении первичного состава Земли геологи обращаются к метеоритам, которые, как полагают, сохранились неизменными со времени возникновения Солнечной системы.

Но и состав Солнечной системы менялся в процессе её эволюции. Сейчас в ней (системе) содержится 83 различных химических элементов, причем 99.5% - гелий и водород.

Современная Земля состоит главным образом из кислорода и нелетучих элементов, (например Fe, Mg и Si), доля которых менее 0.1% от общего числа атомов Солнечной системы. Большинство элементов уже существовали до возникновения Солнечной системы, а значит, возникает вопрос о том, как и когда они образовались.

Происхождение Вселенной. «Большой взрыв» 15-20млрд. лет назад. К этому времени относится образование большинства химических элементов. (Большой взрыв экспериментально подтверждается регистрируемым реликтовым излучением, интенсивность которого сравнима с яркостью Млечного пути, если бы он занимал все небо.) После образования звезд в них происходили реакции термоядерного горения, в результате которых синтезировались элементы до Fe²⁶. Более тяжелые элементы до Bi⁸³ возникали в результате реакции захвата нейтронов. Процесс последовательного образования все более сложных и тяжелых элементов за счет термоядерного «горения» носит общее название нуклео синтез и подразделяется на несколько стадий.

В результате термоядерной реакции внутренняя область звезды, лишенная водородного горючего, охлаждается и сжимается. Происходит коллапс «захлопывание» звезды с последующим взрывом, образованием Сверхновых звезд, которые затем взрываются, при этом создаются потоки быстрых нейтронов, необходимых для образования элементов тяжелее ²⁰⁹Bi⁸³.

Солнечная система образовалась из обычной туманности, или протосолнечного газопылевого облака с плотностью порядка 10^-20кг/м³. (Вселенная ср. плотность 10^-28кг/м³)

Близкий взрыв Сверхновой повлек за собой начало гравитационного сжатия (коллапса) протосолнечного облака с образованием в его центре Солнца – обыкновенной средней звезды с радиусом 696000км, состоящей примерно на 70% из водорода, на 28% из гелия и на 2% из остальных более тяжелых элементов. Доля тяжелых элементов выше, чем в среднем во Вселенной. Коллапс протосолнечного облака привел к последовательному отчленению от него серии колец примерно одинаковой массы, но располагающихся все теснее друг к другу по мере приближения к центральному ядру (Солнцу). Эти кольца соответствовали орбитам будущих планет и находились в экваториальной плоскости облака.

Внутри каждого газопылевого кольца твердые частицы постепенно отделялись от газа и собирались в локальные агрегации, так называемые планетезимали, имеющие размеры от 100м до 5км. яжелых элементов выше чем в среднем во Вселенной. 28% из гелия и на 2% из остальных более тяжелых элементов. Столкновения наиболее крупных из них привело к образованию «зародышей» современных планет Солнечной системы. Причем оставшиеся планетезимали бомбардировали поверхность растущих планет, убыстряя или замедляя их вращение, а также создавая различные наклоны осей вращения планет по отношению к плоскости их орбит.

Принципиально важно, что уже на стадии превращения протосолнечного газопылевого облака в Солнечную систему в нем происходила дифференциация элементов по массе и электрическому заряду. Главную роль в этом сыграли центробежные силы, возникающие за счет вращения облака, а также электромагнитное излучение Солнца («солнечный ветер»). Поэтому к началу образования планет Солнечная туманность уже оказалась существенно дифференцированной по хим. составу: легкие и летучие элементы были вынесены на периферию, а тяжелые элементы, наоборот, скопились вблизи центральной планеты.

В настоящее время большинство исследователей склоняются к тому, что аккреция Земли и других планет земной группы была гомогенной (однородной) и холодной, с последующим разогревом и расслоением.

Процесс аккреции планет длился относительно короткое по геологическим масштабам время – от 10⁷ до 10⁸ лет из холодного (не более 100^оС) газопылевого облака. Однако как во время, так и сразу после аккреции существовали достаточно мощные источники тепловой энергии, которые привели к разогреву Земли.

В результате разогрева и вызванных им последующих процессов дифференциации, произошло расслоение земных оболочек.

Рис. 4. Расслоение земных оболочек

Самая верхняя оболочка Земли (А) – земная кора, или просто кора.

От оболочки (Б) отделяется границей (разделом) Мохоровичича, или просто (М), где скорость Р- волн скачкообразно возрастает до, примерно постоянной величины около 8м/с.

Граница М выражена глобально, т.е. отчетливо прослеживается под континентами и океанами, средняя мощность под континентами – 35км, минимальная в активных зонах – 20км, максимальная под молодыми горными сооружениями – около 80км.

Внутри коры иногда выделяется раздел Конрада (К). Верхняя и нижняя кора – гранитная и базальтовая.

Под океанами граница М на небольшой постоянной (6 – 7км) глубине от поверхности океанского дна.

С глубины 50 – 80км под океанами и 200 – 300км под континентами раздел Леман - слой пониженных скоростей. Под некоторыми тектонически-активными регионами Земли в интервале глубин 60 – 400км отмечаются локальные области (линзы) вовсе не пропускающие S волны, что свидетельствует о том, что вещество эти областей находится в расплавленном состоянии.

Глубже 400км в верхней мантии вновь повсеместно распространяются как Р - так и S- волны ступенчато до глубины 660-670км, где происходит раздел верхней и нижней мантии.

Верхняя мантия в интервале глубин от 50-80км для океанов (200-300 для континентов) до 660-670км получила название астеносфера.

В нижней мантии (оболочке D) распространяются Р - и S-волны, их скорость монотонно увеличивается соответственно до 13 и 7м/с. Граница нижняя мантия – внешнее ядро (оболочка Е) находится на глубине 2891км и носит название границы Гуттенберга.

Во внешнем ядре скорость распространения Р волн резко падает (до 8км/с), а S волны перестают распространяться вовсе, что дает основание предполагать, что внешнее ядро находится в жидком состоянии.

Глубже 5150км находится внутреннее ядро в котором вновь начинают распространяться S – волны и возрастает скорость распространения Р волн, из чего следует вывод о твердом состоянии внутреннего ядра Земли.

Плотность оболочек заметно возрастает к центру Земли, в центре Земли плотность вещества достигает 14.3г/см³.

Известно, что все крупные поверхностные структуры Земли (горные сооружения, океанские впадины и т.д.) почти идеально изостатически скомпенсированы.

Феномен изостазии был бы невозможен, если бы в глубинах Земли не существовала глобально выраженная сферическая оболочка, ведущая себя в геологических масштабах времени как вязкая жидкость. Отсюда возникает представление о наличии в верхней мантии Земли реологической границы, отделяющей вышележащую литосферу от подстилающей астеносферы.

Литосфера Земли не является сплошной оболочкой. Она разделена на сравнительно небольшое число относительно тонких жестких плит, движущихся по поверхности планеты под воздействием конвективных течений в её мантийной оболочке и взаимодействующих друг с другом своими краевыми частями.

Скорости перемещения литосферных плит составляют несколько сантиметров в год, но именно они «виновны» практически во всех землетрясениях, горообразовательных процессах, извержениях вулканов и т.д. Соответственно именно сейсмическая и вулканическая деятельность является критерием для выделения границ литосферных плит.

На рис. 5 показана одна из существующих схем разделения литосферы Земли на жесткие плиты.

Рис. 5. Литосферные плиты Земли.

1 – дивергентные границы (а – срединно-океанские хребты, б – континентальные рифты); 2 – трансформные границы; 3 – конвергентные границы (а – островодужные, б – активные континентальные окраины, в – коллизионные); 4 – нгаправления и скорости (см/год) движения плит.

По характеру взаимодействия смежных плит границы между ними могут относиться к одному из трех типов – дивергентному, конвергентному или трансформному, (рис. 6).

Там, где литосферные плиты расходятся, освобождающееся пространство заполняется поднимающимся снизу веществом астеносферы и его выплавками.

Такие границы называют дивергентными. В океанах им соответствуют срединно-океанские хребты с рифтовыми зонами на гребнях. Если дивергентная граница пересекла материк, то над ней возникает континентальная (материковая) рифтовая зона. Там, где литосферные плиты, наоборот, сходятся, возможны две ситуации. Если взаимодействуют континентальная и океанская литосферы, то более тяжёлая и плотная океанская пододвигается под более легкую континентальную. В таких местах возникают сопряженные системы глубоководных желобов с островными дугами или активными континентальными окраинами, в пределах которых идет поглощение океанской литосферы в мантии. Этот процесс называется субдукця..

Рис. 6. Типы меж плитных границ: а) дивергентная (срединноокеанский хребет); б) конвергентная (зона субдукции); в) трансформная.

Если же плиты сталкиваются континентальными краями - происходит «торошение» краев плит за счет, которого воздымаются молодые горные сооружения. Этот процесс называется коллизией.

Субдукционные и коллизионные зоны соответствуют конвергентным границам литосферных плит.

Дивергентные границы плит называют конструктивными, поскольку на них идет наращивание океанской коры, а конвергентные – деструктивными, поскольку на них, напротив, океанская кора (и литосфера в целом) погружается в мантию на переплавку.

На трансформных границах не происходит ни наращивания, ни поглощения литосферы, плиты просто скользят по отношению друг к другу. Свое название они получили из за того, что, как правило, соединяют (трансформируют) границы других типов – чаще всего дивергентные, реже конвергентные или дивергентные с конвергентными границами.

Дата добавления: 2017-01-13