Континенты как структурный элемент высшего порядка. Строение континентальной земной коры. Древние(континентальные) платформы и складчатые пояса.

Вопрос 1.

Геология (греч. "гео" - земля, "логос" - учение) - одна из важнейших наук о Земле. Она занимается изучением состава, строения, истории развития Земли и процессов, протекающих в ее недрах и на поверхности. Современная геология использует новейшие достижения и методы ряда естественных наук - математики, физики, химии, биологии, географии. Значительный прогресс в указанных областях наук и геологии ознаменовался появлением и развитием важных пограничных наук о Земле - геофизики, геохимии, биогеохимии, кристаллохимии, палеогеографии, позволяющих получить данные о составе, состоянии и свойствах вещества глубоких частей земной коры и оболочек Земли, расположенных ниже. Особо следует отметить многостороннюю связь геологии с географией (ландшафтоведением, климатологией, гидрологией, гляциологией, океанографией) в познании различных геологических процессов, совершающихся на поверхности Земли. Взаимосвязь геологии и географии особенно проявляется в изучении рельефа земной поверхности и закономерностей его развития. Геология при изучении рельефа использует данные географии, так же как и география опирается на историю геологического развития и взаимодействия различных геологических процессов. Вследствие этого наука о рельефе - геоморфология фактически является также пограничной наукой.

По геофизическим данным в строении Земли выделяется несколько оболочек: земная кора, мантия и ядро Земли.Предметом непосредственного изучения геологии являются земная кора и подстилающий твердый слой верхней мантии - литосфера (греч. "литос" - камень). Сложность изучаемого объекта вызвала значительную дифференциацию геологических наук, комплекс которых совместно с пограничными науками (геофизикой, геохимией и др.) позволяет получить освещение различных сторон его строения, сущность совершающихся процессов, историю развития и др.

Одним из нескольких основных направлений в геологии является изучение вещественного состава литосферы: горных пород, минералов, химических элементов. Одни горные породы образуются из магматического силикатного расплава и называются магматическими или изверженными, другие - путем осаждения и накопления в морских и континентальных условиях и называются осадочными;третьи - за счет изменения различных горных пород под влиянием температуры и давления, жидких и газовых флюидов и называются метаморфическими.

Изучением вещественного состава литосферы занимается комплекс геологических наук, объединяющихся часто под названием геохимического цикла. К ним относятся: петрография (греч. "петрос" - камень, скала, "графо" - пишу, описываю), или петрология -наука, изучающая магматические и метаморфические горные породы, их состав, структуру, условия образования, степень изменения под влиянием различных факторов и закономерность распределения в земной коре. Литология (греч. "литос" - камень) - наука, изучающая осадочные горные породы. Минералогия -наука, изучающая минералы - природные химические соединения или отдельные химические элементы, слагающие горные породы. Кристаллография и кристаллохимия занимаются изучением кристаллов и кристаллического состояния минералов. Геохимия - обобщающая синтезирующая наука о вещественном составе литосферы, опирающаяся на достижения указанных выше наук и изучающая историю химических элементов, законы их распределения и миграции в недрах Земли и на ее поверхности. С рождением изотопной геохимии в геологии открылась новая страница в восстановлении истории геологического развития Земли.

Изучение вещественного состава литосферы, как и других процессов, производится различными методами. В первую очередь это прямые геологические методы - непосредственное изучение горных пород в естественных обнажениях на берегах рек, озер, морей, разрезов шахт, рудников, кернов буровых скважин. Все это ограничено относительно небольшими глубинами. Наиболее глубокая, пока единственная в мире, Кольская скважина достигла всего лишь 12,5 км. Но более глубокие горизонты земной коры и прилежащей части верхней

Вопрос 2.

Форма и размеры Земли.

Земля, как и другие планеты, имеет шарообразную форму. Если Землю принять за шар, то ее радиус будет равен 6371 км. Однако вследствие осевого вращения земной шар слабо сплюснут у полюсов. Такая форма Земли носит название сфероида, или эллипсоида вращения. Полярный радиус Земли равен 6356,8 км, экваториальный - 6378,2 км, разница между экваториальным и полярным радиусами равна 21,4 км. Отсюда выводится ряд других показателей размеров земного сфероида: длина меридиана Земли равна 40 008,5 км, длина экватора - 40 075,7 км, площадь поверхности Земли 510,1 млн. км^2.

Более поздние исследования показали, что истинная геометрическая фигура Земли отличается от правильной фигуры сфероида вследствие неоднородного строения и неравномерного распределения в ее теле тяжелых и легких горных пород. В местах скопления тяжелых пород поверхность фигуры должна отступать к центру планеты, а там, где скопились породы меньшей плотности, - от центра. Итинная геометрическая фигура Земли назвается геоидом ("землеподобным"). Геоид определяется как фигура, поверхность которой всюду перпендикулярна направлению силы тяжести. Поверхность геоида совпадает с уровнем воды в океанах и в воображаемых каналах на материках, соединенных с океанами. Отклонение поверхности геоида от поверхности эллипсоида не превышает +-100м.

Физическая же поверхность Земли со всеми горами и впадинами отступает от поверхности геоида и от поверхности сфероида на несколько километров. Сила тяжести все время направлена на то, чтобы выровнять истинную физическую поверхность, привести ее в соответствие с уровненной поверхностью. Но и поверхность геоида не остается неизменной: на нее влияют изменения скорости вращения Земли и перераспределение земных масс.

5,9726·1024 кг масса Земли

В целом планета Земля имеет форму геоида-фигура,поверхность которой перпендикулярна направлению силы тяжести, или сплюснутого у полюсов и экватора эллипсоида, и состоит из трех оболочек.

1.земная кора - это верхняя твердая часть планеты. Её мощность под океанами 5-12км и от 30-40 до 75км пол континентами.

2.Мантия - геосфера,расположенная непосредственно под земной корой на расстоянии от 30 до 2900км от поверхности Земли. В мантии сосредоточена большая часть вещества планеты.

Выделяют верхнюю и нижнюю мантии. Верхняя играет важную роль в формировании процессов, определяющих тектонические движения, магматизм, метаморфизм в земной коре. Нижняя мантия находится между 650-м и 2800-м км от поверхности Земли, занимает половину объема планеты. Составлена в основном из соединений, содержащих кислород, магний и кремний.

3.Ядро - центральная, наиболее глубокая часть планеты, геосфера расположенная под мантией и предположительно состоящая из железоникелевого сплава с примесью др.элементов . Глубина залегания - 2900км. Средний радиус сферы - 3,5 тыс.км. Разделяется на твердое внутреннее ядро радиусом около 1300 км и жидкое внешнее ядро радиусом около 2200 км, между которыми иногда выделяется переходная зона.

Магнитное поле Земли оказывает влияние и на ориентировку в горных породах ферромагнитных минералов, таких, как гематит, магнетит, титаномагнетит и др. Особенно это проявляется в магматических горных породах - базальтах, габбро, перидотитах и др. Ферромагнитные минералы в процессе застывания магмы принимают ориентировку существующего в это время направления магнитного поля. После того, когда горные породы полностью застывают, ориентировка ферромагнитных минералов сохраняется. Определенная ориентировка ферромагнитных минералов происходит и в осадочных породах во время осаждения железистых минеральных частиц. Намагниченность ориентированных образцов определяется как в лабораториях, так и в полевых условиях. В результате измерений устанавливается склонение и наклонение магнитного поля во время первоначального намагничивания минералов горных пород. Таким образом, и магматические, и осадочные горные породы нередко обладают стабильной намагниченностью, указывающей на направление магнитного поля в момент их формирования. В настоящее время при геологических исследованиях и поиске железорудных месторождений полезных ископаемых широко применяется магнитометрический метод.

Тепловой режим Земли определяется излучением Солнца и теплом, выделяемым внутриземными источниками. Самое большое количество энергии Земля получает от Солнца, но значительная часть ее отражается обратно в мировое пространство. Количество получаемого и отраженного Землей солнечного тепла неодинаково для различных широт. Среднегодовая температура отдельных пунктов в каждом полушарии уменьшается от экватора к полюсам. Ниже поверхности Земли влияние солнечного тепла резко снижается, в результате чего на небольшой глубине располагается пояс постоянной температуры, равной среднегодовой температуре данной местности. Глубина расположения пояса постоянных температур в различных районах колеблется от первых метров до 20-30 м.

Температура внутри Земли. Определение температуры в оболочках Земли основывается на различных, часто косвенных данных. Наиболее достоверные температурные данные относятся к самой верхней части земной коры, вскрываемой шахтами и буровыми скважинами до максимальных глубин- 12 км (Кольская скважина). Нарастание температуры в градусах Цельсия на единицу глубины называют геотермическим градиентом, а глубину в метрах, на протяжении которой температура увеличивается на 10 С - геотермической ступенью. Геотермический градиент и соответственно геотермическая ступень изменяются от места к месту в зависимости от геологических условий, эндогенной активности в различных районах, а также неоднородной теплопроводности горных пород. При этом, по данным Б. Гутенберга, пределы колебаний отличаются более чем в 25 раз. Примером тому являются два резко различных градиента: 1) 150o на 1 км в штате Орегон (США), 2) 6o на 1 км зарегистрирован в Южной Африке. Соответственно этим геотермическим градиентам изменяется и геотермическая ступень от 6,67 м в первом случае до 167 м - во втором. Наиболее часто встречаемые колебания градиента в пределах 20-50o, а геотермической ступени -15-45 м. Средний геотермический градиент издавна принимался в 30oС на 1 км.

По данным В. Н. Жаркова, геотермический градиент близ поверхности Земли оценивается в 20o С на 1 км. Если исходить из этих двух значений геотермического градиента и его неизменности в глубь Земли, то на глубине 100 км должна была бы быть температура 3000 или 2000o С. Однако это расходится с фактическими данными. Именно на этих глубинах периодически зарождаются магматические очаги, из которых изливается на поверхность лава, имеющая максимальную температуру 1200-1250o. Учитывая этот своеобразный "термометр", ряд авторов (В. А. Любимов, В. А. Магницкий) считают, что на глубине 100 км температура не может превышать 1300-1500oС. При более высоких температурах породы мантии были бы полностью расплавлены, что противоречит свободному прохождению поперечных сейсмических волн. Таким образом, средний геотермический градиент прослеживается лишь до некоторой относительно небольшой глубины от поверхности (20-30 км), а дальше он должен уменьшаться. Но даже и в этом случае в одном и том же месте изменение температуры с глубиной неравномерно. Это можно видеть на примере изменения температуры с глубиной по Кольской скважине, расположенной в пределах устойчивого кристаллического щита платформы. При заложении этой скважины рассчитывали на геотермический градиент 10o на 1 км и, следовательно, на проектной глубине (15 км) ожидали температуру порядка 150oС. Однако такой градиент был только до глубины 3 км, а далее он стал увеличиваться в 1,5-2,0 раза. На глубине 7 км температура была 120o С, на 10 км -180oС, на 12 км -220o С. Предполагается, что на проектной глубине температура будет близка к 280o С. Вторым примером являются данные по скважине, заложенной в Северном Прикаспии, в районе более активного эндогенного режима. В ней на глубине 500 м температура оказалась равной 42,2o С, на 1500 м-69,9oС, на 2000 м-80,4oС, на 3000 м - 108,3oС.

Какова же температура в более глубоких зонах мантии и ядра Земли? Более или менее достоверные данные получены о температуре основания слоя В верхней мантии (см. рис. 1.6). По данным В. Н. Жаркова, "детальные исследования фазовой диаграммы Mg2SiO4 - Fe2Si04 позволили определить реперную температуру на глубине, соответствующей первой зоне фазовых переходов (400 км)" (т.е. перехода оливина в шпинель). Температура здесь в результате указанных исследований около 1600 50o С.

Вопрос 3.

Атмосфера - газовая оболочка Земли. Нижней границей атмосферы является поверхность Земли. Резкой верхней границы атмосфера не имеет и постепенно переходит в космическое пространство (условно верхнюю границу атмосферы разные авторы проводят на высоте от 1000 до 2000-3000 км, выше атмосфера крайне разрежена).

Атмосфера Земли состоит из смеси газов (воздуха), водяного пара и аэрозолей.

Воздух атмосферы в нижних слоях содержит по объему более 78% азота, около 21% кислорода, около 0,9% инертных газов, около 0,03% углекислого газа и менее 0,1% других газов (гелия, метана, водорода, озона и пр.). Состав атмосферного воздуха вследствие его перемешивания одинаков примерно до высоты 100 км. Выше 100 км увеличивается доля легких газов.

В атмосфере сдержится всего 0,00001% озона. У земной поверхности его количество ничтожно. Почти весь озон сконцентрирован на высоте 20-30 км, где он создает озоновый экран. Но и там его количество невелико: при плотности воздуха, свойственной приземной атмосфере, он образовал бы слой всего в 2-5 мм. Роль же его в географической оболочке огромна: поглощая жесткое ультрафиолетовое излучение Солнца, он предохраняет живы организмы на Земле от его губительного воздействия.

Водяной пар в основном концентрируется в приземном слое атмосферы. На высоте 2 км его уже в два раза меньше, чем у поверхности, а выше 80 км фиксируются лишь следы водяного пара.

Аэрозоли - пыль, сажа, пепел, кристаллы солей, микроорганизмы, споры, и пыльца растений и прочее - прослеживаются до высоты 10 км. Содержание их меняется от места к месту. Так, над пустынями много пыли, над горами - сажи, над океанами - кристаллов солей. Содержание аэрозолей резко увеличивается поле извержения вулканов, обширных лесных пожаров, пыльных бурь. Аэрозоли служат ядрами конденсации вояного пара в атмосфере.

Масса атмосферы составляет 1*10^-6 массы Земли. Половина всей массы атмосферы находится в нижнем пятикилометровом слое, три четверти - в десятикилометровом слое.

В вертикальном разрезе атмосфера неоднородна. С высотой меняются температура воздуха, его влажность и другие физические свойства. Вследствие этого атмосфера имеет слоистое строение. Она состоит из тропосферы, стратосферы, мезосферы, термосферы и экзосферы.

Тропосфера - самый нижний и самый плотный слой атмосферы. Ее высота определяется интенсивностью вертикальной конвекции - восходящих и нисходящих токов воздуха, вызванных нагреванием Земли. В экваториальных широтах конвекционные токи поднимаются до высоты 17 км, в умеренных - до 11 км, в полярных - до 8 км. На этих высотах и находится верхняя граница тропосферы. Средняя ее мощность 11 км. Солнечные лучи проходят через тропосферу, не нагревая воздуха. Источником тепла служит земная поверхность, нагретая Солнцем, вследствие чего температура воздуха с высотой в тропосфере убывает в среднем на 0,6 градусов на каждые 100 м и у верхней ее границы опускается до -50...60 градусов. В тропосфере сосредоточены около 80% всей масы атмосферного воздуха и почти весь водяной пар В ней образуются облака и выпадают осадки. Процессы, проходящие в тропосфере, непосредственно влияют на подстилающую поверхность.

Стратосфера простирается примерно до высоты 50 км и включает около 20% массы атмосферы. Воздух стратосферы прогревается непосредственно солнечными лучами; озон поглощает солнечную радиацию, причем на ультрафиолетовом, наиболее энергичном, участке спектра. Температура воздуха в стратосфере с высотой растет и на верхней границе стратосферы составляет около 0 градусов. В стратосфере почти нет водяного пара, поэтому практически нет облаков. Иногда на высоте 20-30 км можно видеть перламутровые облака, образованные, вероятно, космической пылью.

Мезосфера - средний слой атмосферы, простирающийся до 80 км. Газовый состав ее существенно не меняется: преобладают азот и кислород. Плотность воздуха в ней в 200 раз меньше, чем у земной поверхности. Мезосфера характеризуется значительным падением температуры - от 0 до -75 градусов. В мезосфере возникают серебристые облака, состоящие, по-видимому, из кристалликов льда.

Над мезосферой расположена термосфера, простирающаяся на 800-1000 км. Как показывает название слоя, температура термосферы с высотой повышается. Этот слой отличается еще большей разреженностью газов. Под действием солнечной радиации в термосфере нарушается строение молекул и атомов газов6 от электронных оболочек отрываются некоторые электроны, в пространстве находятся и целые атомы, и атомы, потерявшие электроны, и отдельные электроны. Такое состояние вещества называется сверхгазовым, или плазмой, а процесс расщепления атомов и образования заряженных молекул оксидов азота и свободных электронов, отсюда ее второе название - ионосфера. Ионизация делает термосферу электропроводящей, в ней текут мощные электрические токи, происходят полярные сияния и магнитные бури.

Выше 1000 км начинается внешняя атмосфера, или экзосфера, простирающаяся до 2000-3000 км. Этот слой еще называют сфеерой рассеяния, так как здесь частицы газов движутся с большей скоростью и могут рассеиваться в межпланетное пространство. Особенно интенсивно ускользают атомы водорода. Водород, преодолевающий земное притяжение, образует около Земли корону, заканчивающуюся на высоте около 20 000 км. Атмосфера предохраняет Землю от чрезмерного перегревания днем и охлаждения ночью, защищает все живое на Земле от ультрафиолетовой солнечной радиации, метеоритов, корпускулярных потоков и космических лучей. Атмосфера взаимодействует с всеми оболочками Земли. Между земной поверхностью и атмосферой происходит постоянный обмен теплом и влагой.

Гидросфера - водная оболочка Земли, включающая в себя химически не связанную воду независимо от ее состояния. Общий объем воды гидросферы оценивают в 1,4 млрд. км^8. Около 96,4% этого объема составляют воды Мирового океана, 1,8% - ледники (в основном ледники Антарктиды, Арктики и Гренландии), 1,7% - подземные воды, около 0,01% - поверхностные воды суши (реки, озера, болота), незначительное количество воды содержится в атмосфере и живых организмах. Мировой океан, воды суши, вода в атмосфере - это три части единой водной оболочки Земли, тесно ваимосвязанные и образующие единую систему, в которой происходит перераспределение воды в природе, ее круговорот.

Биосфера (сфера жизни) - область активной жизни организмов, охватывающая нижнюю часть атмосферы, гидросферу и верхнюю часть литосферы, которые взаимосвязаны сложными биохимическими процессами перераспределения энергии и вещества.

Учение о биосфере разработано В.И.Вернадским. За верхнюю границу биосферы принимают озоновый экран, находящийся на высоте 20-25 км. Нижнюю границу проводят в литосфере на глубине от сотен метров до нескольких километров, где встречаются еще анаэробные бактерии.

Живое вещество планеты представлено растениями, животными, микроорганизмами и человеком. Общая масса живого вещества в тысячи раз меньше масс остальных оболочек Земли. Однако суммарная масса всех организмов, живших на Земле за все время ее существования, во много раз превосходит массу всей земной коры. За 4-5 млрд.лет существования организмов на Земле они полностью преобразовали земные оболочки, в которых развивались. В результате их взаимодействия с атмосферой сформировался ее современный состав. Главное воздействие организмов на атмосферу связно с фотосинтезом. Считается, что большая часть кислорода имеет биогенное происхождение. Растения поглощают в процессе фотосинтеза углекислый газ и выделяют кислород, животные, наоборот, вдыхают кислород и выдыхают углекислый газ. Таким образом, организмы регулируют содержание этих газов в атмосфере. Если фотосинтез прекратится, кислород может быстро исчезнуть из атмосферы.

Организмы непрерывно поглощают и выделяют воду. Пропуская ее через себя, они в значительной мере определили современный химический состав вод океана. Продукты жизнедеятельности организмов и разложения органических остатков оказывают огромное влияние на воды суши, отличающиеся значительным разнообразием.

Большое влияние оказывают живые организмы на литосферу, особенно на верхнюю ее часть - земную кору. Они принимают активное участие в образовании осадочных горных пород органогенного происхождения (известняков, каменного угля, торфа и т.д.), в строительстве отдельных форм рельефа (например, коралловых островов), а также в процессах выветривания. Велика роль живых организмов в создании природного образования - почвы.

Почва - особое природное тело, возникшее в результате преобразования поверхностных слоев литосфера под совместным воздействием воды, воздуха и живых организмов. Изменчивость во времени и пространстве различных условий и факторов почвообразования (материнской породы, климата, рельефа, поверхностного и грунтового увлажнения, растительности, животного мира) определяет формирование различных форм: подзолистых, серо-лесных, тундрово-глеевых, черноземов и другие. Хозяйственная деятельность человека также изменяет состав и свойства почв.

Организмы на Земле распределяются неравномерно. Наиболее плотно заселен слой самого тесного контакта литосферы, гидросферы и атмосферы, в котором солнечная энергия превращается в другие виды энергии. Это поверхность суши, поверхностный слой вод океана, а также его дно в мелководной части. В атмосфере большинство организмов не поднимается выше нескольких сотен метров. Особенно богата жизнью почва. Все организмы связаны между собой и со средой обитания. Они образуют жизненные сообщества. Главными в них являются растения. Распределение различных типов растительности, а также животных имеет в основном зональный характер и связано с распределением солнечной радиации и атмосферных осадков, т.е. с климатической зональностью. В горах четко проявляется закономерная смена растительного покрова с высотой, или высотная поясность.

Земная кора - твердая верхняя оболочка Земли. Ее мощность колеблется от 5-12 км под океанами до 30-40 км на равнинах и 50-70 км в горных областях континентов (максимум установлен под Андами и Гималаями). Вещество земной коры на 98% по массе состоит из восьми элементов, образующих все многообразие минералов и горных пород земной коры: кислород, кремний, алюминий, железо, кальций, магний, натрий, калий. Средняя плотность горных пород земной коры составляет 2,7-2,9 г/см^3. Температура до глубины 20-40 м соответствует температуре воздуха и изменяется по сезонам, ниже - повышается в среднем на 3 градуса на каждые 100 м. С глубиной скорость повышения температуры замедляется. В том же направлении повышается и давление (га глубине 40 км оно равно 1000 атм).

Мантия Земли распространяется ниже земной коры до глубины 2900 км от поверхности. Она подразделяется на две части: верхнюю (900-1000 км) и нижнюю (от 900-1000 до 2900 км). Плотность вещества мантии растет от 3,4 г/см^3 в верхней части до 5,7г/см^3 в основании нижней мантии. На границе мантии и ядра плотность вещества скачком вырастает до 10 г/см^3. Температура в низах мантии равна 2900 градусов, давление - 1,3 млн. атм. В таких условиях вещество мантии, несмотря на высокую температуру, находится в твердом кристаллическом состоянии. В верхней мантии, на глубине 50-70 км под океанами и более 100 км под континентами, установленный слой менее плотных, как бы размягченных горныхх пород, называемый астеносферой. Мощность ее - 200-500 км.

Твердый надастеносферный слой мантии вместе с земной корой называется литосферой. Литосфера не монолитна: она состоит из семи крупных и от 7 до 14 малых литосферных плит. Все литосферные плиты, кроме Тихоокеанской, несут на себе континент и часть океана или части нескольких океанов (Северо-Американская, Южно-Американская, Африканская, Евразиатская, Индо-Австралийская, Антарктическая). Причина объединения участков континентальной и океанической литосферы в одну плиту заключается в их динамической связи: они движутся, как единое целое. Тихоокеанская плита вместе с небольшой Наска несет на себе Тихий океан. Границами крупных литосферных плит являются рифтовые зоны срединно-океанических хребтов, зоны сочленения островных дуг или окраинных горных хребтов и глубоководных желобов, в основном по окраинам Тихого океана, а также горный пояс, протянувшийся через Северную Африку, Южную Европу и Центральную Азию от Гибралтара до Индонезии.

Ядро Земли. В нем выделяют внешнее ядро (до глубины 5000 км) и внутреннее (ниже 5000 км). Плотность вещества ядра изменяется от 10г/см^3 во внешнем ядре до 13г/см^3 во внутреннем. Температура составляет 4000-5000 градусов, давление 3,7 млн.атм. Ядро состоит в основном из железа с примесью никеля, серы, возможно, кислорода или кремния. Внешнее ядро жидкое, внутреннее - твердое. С движением вещества во внешнем слое ядра связывают происхождение магнитного поля Земли (магнитосферы), надежно предохраняющего все живое на поверхности Земли от губительного воздействия заряженных космических частиц.

Изучение внутреннего строения Земли производится различными методами. Геологические методы, основанные на изучении естественных обнажений горных пород, разрезов шахт и рудников, кернов глубоких буровых скважин, дают возможность судить о строении приповерхностной части земной коры. Глубина известных пробуренных скважин достигает 7,5-9,5 км, и только одна в мире опытная скважина, заложенная на Кольском полуострове, уже достигла глубины более 12 км при проектной глубине до 15 км. В вулканических областях по продуктам извержения вулканов можно судить о составе вещества на глубинах 50-100 км.

В целом же глубинное внутреннее строение Земли изучается главным образом геофизическими методами: сейсмическим, гравиметрическим, магнитометрическим и др. Одним из важнейших методов является сейсмический (греч. <сейсмос> - трясение) метод, основанный на изучении естественных землетрясений и <искусственных землетрясений>, вызываемых взрывами или ударными вибрационными воздействиями на земную кору.

Очаги землетрясений располагаются на различных глубинах от приповерхностных (около 10 км) до самых глубоких (до 700 км), прослеженных в разломных зонах по окраинам Тихого океана. Возникающие в очаге сейсмические волны как бы просвечивают Землю и дают представление о той среде, через которую они проходят. В очаге (или фокусе) возникают два главных типа волн:

1) самые быстрые продольные Р-волны (т.е. первичные-primary);

2) более медленные поперечные S-волны (т.е. вторичные - secondary).

При распространении Р-волн горные породы испытывают сжатие и растяжение (смещение частиц среды вдоль направления волны). Р-волны проходят в твердых и жидких телах земных недр. Поперечные S-волны распространяются только в твердых телах, и с их распространением связаны колебания горных пород под прямым углом к направлению распространения волны (рис. 1.3). При прохождении поперечных волн упругие породы подвергаются деформации сдвига и кручения. Кроме того, выделяются поверхностные L-волны (т.е. длинные - long), которые отличаются сложными синусоидальными колебаниями вдоль или около земной поверхности. Регистрация прихода сейсмических волн производится на специальных сейсмических станциях, оборудованных записывающими приборами - сейсмографами, расположенными на разных расстояниях от очага. Такое расположение сейсмостанций позволяет судить о скорости распространения колебаний на разных глубинах, поскольку к более отдаленным станциям приходят волны, прошедшие через более глубокие слои Земли. Запись сейсмографом прихода волн называется сейсмограммой.

Реальные скорости сейсмических воли зависят от упругих свойств и плотности горных пород, через которые они проходят. Изменения скорости сейсмических волн отчетливо показывают на неоднородность и расслоенность Земли. О различных слоях и состоянии веществ, их слагающих, указывают преломленные и отраженные волны от их граничных поверхностей (рис. 1.4).

На основании скорости распространения сейсмических волн австралийский сейсмолог К. Буллен разделил Землю на ряд зон, дал им буквенные обозначения в определенных усредненных интервалах глубин, которые используются с некоторыми уточнениями до настоящего времени (рис. 1.5).

Выделяют три главные области Земли:

1. Земная кора (слой А) -верхняя оболочка Земли, мощность которой изменяется от 6-7 км под глубокими частями океанов до 35-40 км под равнинными платформенными территориями континентов, до 50-70(75) км под горными сооружениями (наибольшие под Гималаями и Андами).

2. Мантия Земли, распространяющаяся до глубин 2900 км. В ее пределах по сейсмическим данным выделяются: верхняя мантия - слой В глубиной до 400 км и С - до 800-1000 км (некоторые исследователи слой С

Просмотреть все изображения

называют средней мантией); нижняя мантия - слой D до глубины 2700 с переходным слоем D1 - от 2700 до 2900 км.

3. Ядро Земли, подразделяемое: на внешнее ядро - слой Е в пределах глубин 2900-4980 км; переходную оболочку - слой F - от 4980 до 5120 км и внутреннее ядро - слой G до 6971 км.

По имеющимся данным выделены несколько разделов первого порядка, в которых скорость сейсмических волн резко изменяется (табл. 1.1).

Как видно из данных таблицы, земная кора отделяется от слоя В верхней мантии достаточно резкой граничной скоростью. В 1909 г. югославский сейсмолог А. Мохоровичич при изучении балканских землетрясений впервые установил наличие этого раздела, носящего теперь его имя и принятого за нижнюю границу земной коры. Часто эту границу сокращенно называют границей Мохо или М. Второй резкий раздел совпадает с переходом от нижней мантии к внешнему ядру, где наблюдается скачкообразное падение скорости продольных волн с 13,6 до 8,1 км/с, а поперечные волны гасятся. Внезапное резкое уменьшение скорости продольных волн и исчезновение поперечных волн во внешнем ядре свидетельствуют о необычайном состоянии вещества, отличающемся от твердой мантии.

Эта граница названа именем Б. Гутенберга. Третий раздел совпадает с основанием слоя F и внутренним ядром Земли (слой G).

Литосфера - твердая оболочка Земли, граничащая сверху с гидросферой и атмосферой, а снизу - с астеносферой. Переход литосферы в астеносферу постепенный. Наименьшая ее толщина фиксируется под рифтовыми зонами срединно-океанических хребтов - 3-4 км. Отсюда к периферии океанических впадин мощность ее постепенно возрастает до 100 км. На континентах эта оболочка еще толще - до 200-400 км. Эта твердая, хрупкая оболочка включает в себя земную кору и твердую часть верхней мантии. Впрочем, это не исключает образование в некоторых участках литосферы вторичных очагов силикатного расплава (магмы).

Астеносфера (в переводе с английского означает"слабая оболочка") - верхняя часть мантии, способная к пластичному течению. С глубиной она постепенно переходит в твердые слои мантии. Состояние вещества астеносферы частично расплавленное, что устанавливается геофизическими наблюдениями. Экспериментальные данные свидетельствуют о том, что соотношение расплавленного вещества астеносферы к твердому равняется 3/97, т.е. это твердые зерна в жидкой пленке.

Точных данных о толщине астеносферы пока не существует, известно лишь, что в осевых зонах срединно-океанических хребтов кровля астеносферы находится на глубине всего 3-4 км, а на континентах верхняя ее граница опускается на глубину 200 км и более. Подошва астеносферы тоже неровная, она может опускаться до глубины 400 км.

Вопрос 4

4) Основными структурными единицами литосферы (элементами первого порядка) являются океаны и континенты, отличающиеся мощностью, строением и составом земной коры. Мощность литосферы в океанах до 80-100км. Мощность астеносферы под океанами больше, а вязкость ниже, чем под континентами. Океаническая земная кора слагает около 56% площади земной поверхности.

Первые научные экспедиции на корвете “Челенджер” (в которых участвовал Дарвин) относятся к первой половине 19 века. Тогда впервые было обнаружено сложное строение океанического дна.

Главными элементами рельефа и структуры океанов являются срединно-океанические хребты, ложе океанов, (абиссальные равнины с осложняющими их поднятиями и хребтами) и области перехода континент/океан, т.е. континентальные окраины.

Океанская кора. Длительное время океанская кора рассматривалась как двухслойная модель, состоящая из верхнего осадочного слоя и нижнего - "базальтового". В результате проведенных детальных сейсмических исследований бурения многочисленных скважин и неоднократных драгирований (взятие образцов пород со дна океана драгами) было значительно уточнено строение океанской коры. По современным данным, океанская земная кора имеет трехслойное строение при мощности от 5 до 9(12) км, чаще 6-7 км. Некоторое увеличение мощности наблюдается под океанскими островами.

-Верхний, первый слой океанской коры - осадочный, состоит преимущественно из различных осадков, находящихся в рыхлом состоянии. Его мощность от нескольких сот метров до 1 км. Скорость распространения сейсмических волн (Vp) в нем 2,0-2,5 км/с.

-Второй океанский слой, располагающийся ниже, по данным бурения, сложен преимущественно базальтами с прослоями карбонатных и кремнистых пород. Мощность его от 1,0-1,5 до 2,5-3,0 км. Скорость распространения сейсмических волн (Vp) 3,5-4,5 (5) км/с.

-Третий, нижний высокоскоростной океанский слой бурением еще не вскрыт. Но по данным драгирования, проводимого с исследовательских судов, он сложен основными магматическими породами типа габбро с подчиненными ультраосновными породами (серпентинитами, пироксенитами). Его мощность по сейсмическим данным от 3,5 до 5,0 км. Скорость сейсмических волн (Vp) от 6,3-6,5 км/с, а местами увеличивается до 7,0 (7,4) км/с.

Срединно-океанические хребты, их строение. Они образуют единую мировую систему общей протяжённостью около 60 тыс. км.

Хребты имеют ширину от нескольких сотен до 2-4 тыс. км и возвышаются над ложем океана на 1000-3000 м.

В строении выделяют три зоны:

Осевые зоны. Представлены рифтовыми долинами – узкими(25-30км) щелями сложного внутреннего строения (грабена в грабене) или горстами, типичными для Восточно-Тихоокеанского поднятия, Юго-Восточного Индоокеанского хребта, отдельных участков Срединно-Атлантического хребта. Горстовое строение появляется на тех участках, где очень значительны масштабы магматической деятельности. Здесь непрерывный подпор магмы вызывает выпирание осевой зоны вместо её просадки при излиянии магмы из магматических очагов.

Осевые зоны срединно-океанических хребтов являются центрами сосредоточения магматической деятельности. Магматические очаги располагаются на небольших глубинах (от 40 км и более), а верхние границы залегают на глубине 2-3км.

Гребневые зоны, занимающие полосы по обе стороны от осевых частей, имеют ширину около 50-100 км и разбиты продольными разломами на узкие (в среднем около 2,5), приподнятые или опущенные относительно друг друга блоки.

Фланговые зоны, в пределах которых происходит понижение рельефа в сторону абиссальных равнин, имеют ширину многие сотни километров.

Верхняя часть разреза земной коры земной коры сложена застывшими базальтовыми лавами, потоки которых имеют форму труб, в поперечном сечении напоминающих сплюснутые шары (подушечная структура). Подушечные лавы подстилаются вертикальными дайками более раскристаллизованных пород того же химического состава(долеритов). Ещё ниже залегают интрузивные тела третьего слоя (габбро) – от лейкократовых разностей в верхах до оливиновых в основании. Габбро являются застывшими на глубине очагами магмы основного состава, представляя собой как бы корни излившихся базальтов. В основании разреза лежат перидотиты низов коры и верхов мантии, которые кристаллизуются из остаточного после отделения базальтов расплава, наращивая снизу океаническую литосферу.

Срединно-океанические хребты разбиты поперечными по отношению к ним разломами, называющимися трансформными. Эти разломы компенсируют различную степень растяжения на сферической поверхности земного шара. Их появление связано с неравномерностью спрединга (расширение, разрастание океанического ложа) на разных участках срединных хребтов. Трансформные разломы смещают рифтовые долины, магнитные аномалии и отдельные сегменты хребтов относительно друг друга в горизонтальном направлении иногда на первые сотни километров.

ОКЕАНИЧЕСКАЯ ПЛИТА (а. oceanic plate; н. ozeanische Platte; ф. plaque oceanique; и. lapida oceanica) — в первоначальном понимании наиболее устойчивая часть Ложа океанов, образующая дно глубоко погружённой котловины. Океанические плиты занимают более половины площади Мирового океана.

Преобладающие глубины порядка 5 км. Поверхность дна преимущественно выровненная. В строении коры океанической плиты участвует маломощный слой глубоководных осадков (мощностью менее 1 км), перекрывают его т.н. второй слой (1-3 км), в составе которого преобладают толеитовые базальты и местами присутствуют прослои осадочных пород, и третий слой, состоящий в основном из пород типа габбро (4-6 км). Развитые в пределах островов и подводных возвышенностей вулканические породы представлены щелочными базальтами и их дериватами. На поверхности дна залегают глубоководные илы, часто содержащие железомарганцевые конкреции. Для гравитационного поля океанической плиты характерны значительные положительные аномалии в редукции Буге. В концепции тектоники плит под океаническими плитами понимают литосферные плиты, которые сложены корой океанического типа. К таким литосферным плитам принадлежат Тихоокеанская, Кокос и Наска.

Магматизм — совокупность процессов выплавления магмы, её эволюции, перемещения, взаимодействия с твёрдыми породами и застывания. Магматизм — одно из важнейших проявлений глубинной активности Земли. С изменением геодинамики изменяется тип магматизма, который, в зависимости от геологической истории и приуроченности к той или иной структуре земной коры, подразделяется на геосинклинальный, орогенный, платформенный и областной тектоно-магматической активизации. По глубине проявления (застывания магмы) различают магматизм абиссальный,гипабиссальный, субвулканический, поверхностный (вулканизм), а по составу — ультраосновной, основной, средний, кислый и щелочной (см. Магматические горные породы). По вещественному составу выделяют также океанический и континентальный магматизм.

Согласно концепциям "новой глобальной тектоники" (тектоники плит) магматизм проявляется в основном в зонах взаимодействия литосферных плит, в зонах их раздвижения (рифтах) и в зонах восходящих тепловых потоков (т.н. горячих точках). Наибольшей интенсивностью проявления магматизма и его вещественным разнообразием характеризуются активные континентальные окраины (зоны перехода континент-океан) и островные дуги, где океаническая кора путём магматических процессов преобразуется в континентальную. В современную геологическую эпоху магматизм развит в пределах Тихоокеанского вулканического кольца, срединно-океанических хребтов, рифтовых зон Африки и Средиземноморья и др. С магматизмом связано образование разнообразных месторождений полезных ископаемых.

Рифтовыми зонами называют весьма протяженные (длиной в многие сотни и тысячи километров) планетарного масштаба полосовидные тектонические зоны, распространенные в пределах континентов и океанах, в которых происходит подъем глубинного (мантийного) материала, сопровождаемый его распространением в стороны, что приводит к более или менее значительному поперечному растяжению в верхних этажах земной коры. Важнейшим структурным выражением процесса растяжения на поверхности Земли обычно является образование глубокого и относительно узкого (от нескольких километров до нескольких десятков километров), нередко ступенчатого грабена (симметричного или асимметричного), ограниченного нормальными сбросами большой глубины заложения (собственно рифта или «рифтовой долины»), либо нескольких (иногда целой серии) подобных грабенов. Дно грабенов также бывает рассечено сбросами и трещинами растяжения. Погружение дна грабенов относительно их бортов, как правило, опережает аккумуляцию в них осадочного материала

Рифтовые зоны в целом и в первую очередь осевые грабены (рифты) обладают повышенной или даже очень высокой сейсмичностью, причем очаги землетрясений лежат на глубинах от первых километров до 40–50 км, а план напряжений в очагах характеризуется господством максимальных субгоризонтально направленных растяжений, приблизительно перпендикулярных к оси рифтовой зоны. Рифтовым зонам, за редкими исключениями, свойствен повышенный тепловой поток, величина которого в общем возрастает по мере приближения к их оси, нередко достигая 2–3, а иногда даже 4–5 единиц теплового потока. Развитие большинства рифтовых зон сопровождается проявлениями гидротермальной активности и магматизма и, в частности, вулканическими извержениями, питаемыми из подкоровых, а в некоторых материковых рифтовых зонах, может быть, и из внутрикоровых магматических очагов.

Пассивные окраины и активные в книге!

Происхождение океанов, представление об их возрасте.

В настоящее время благодаря глубоководному бурению и картированию линейных магнитных аномалий возраст современных океанских бассейнов может считаться уже довольно надежно установленным. В Атлантическом и Тихом океанах наиболее древняя кора имеет бат-келловейский (165 млн лет) доказанный возраст, возможно несколько древнее, в Индийском океане — оксфордский (158 млн лет), в Арктическом океане — среднемеловой (около 100 млн лет). Для всех океанов, кроме Тихого, этот возраст означает время начала взламывания коры суперконтинента Пангея и начала спрединга.

Происхождение океанов тесным образом связано с эволюцией поверхности Земли. В частности, происхождение Тихого, Атлантического и Индийского океана связано с разломом и движением материков. Исследования показывают, что ориентация ферромагнитных зерен в изверженных и осадочных земных породах на дне океанов вполне соответствует представлениям геологов о подвижности континентов.

Вопрос 5

Континенты как структурный элемент высшего порядка. Строение континентальной земной коры. Древние(континентальные) платформы и складчатые пояса.

Континенты как структурный элемент высшего порядка(страница в геологии часть1 124)!

 Древние(континентальные) платформы(стр.137)

Складчатые пояса(стр.135)