Вещественный состав и строение земной коры

Тип работы:
Курсовая
Предмет:
Геология


Узнать стоимость

Детальная информация о работе

Выдержка из работы

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ РЕСПУБЛИКИ БЕЛАРУСЬ

Учреждение образования

«Гомельский государственный университет имени Франциска Скорины»

Геолого-географический факультет

Кафедра геологии и разведки полезных ископаемых

Курсовая работа

Вещественный состав и строение земной коры

Исполнитель

студент группы ГР-11

О.В. Луцкович

Научный руководитель

ассистент

Т.А. Мележ

Гомель 2013

Содержание

Введение

1. Ранние этапы формирования земной коры

2. Вещественный состав земной коры

2.1 Химический и состав земной коры

2.2 Минералогический состав земной коры

2.3 Горные породы

3. Строение земной коры

4. Методы исследований

5. Движение земной коры

5.1 Колебательные движения

5.2 Складкообразовательные движения

5.3 Разрывные нарушения

5.4 Столкновения континентальных плит

5.5 Рифтогенез. Спрединг

5.6 Субдукция

5.7 Обдукция

Заключение

Список использованной литературы

горная порода движение континентальная плита

Введение

Непосредственному наблюдению доступны лишь верхние горизонты земной коры, которые формировались последние несколько миллиардов лет. Все этапы развития земной коры ознаменовались определёнными формированиями различных типов земной коры: континентальной и океанической.

Земную кору — верхнюю твердую оболочку Земли слагают различные генетические типы горных пород (магматические, осадочные и метаморфические), состоящие из определенного сочетания минералов, в состав которых входят различные химические элементы.

Изучая такую иерархию — химические элементы > минералы > горные породы, можно судить о строении земной коры в различных структурных зонах.

На первых этапах геофизических исследований выделялись два основных типа земной коры:

1) континентальный и 2) океанский, резко отличающиеся друг от друга строением и мощностью слагающих пород. В последующем стали выделять два переходных типа: 1) субконтинентальный и 2) субокеанский. Это и является основным критерием в изучении строения земной коры.

Наиболее глубокие буровые скважины проникают в толщу Землю пока не более чем на 7−12 км. Шахты лишь в единичных случаях достигают глубин порядка 2 км. Таким образом, непосредственному изучению в самом благоприятном случае доступна лишь тонкая поверхностная оболочка земного шара толщиною не более 0,1% от радиуса Земли.

Проникновение в более глубокие части земного шара пока оказывается нереальным. Поэтому было необходимо изыскать косвенные методы, с помощью которых можно было бы судить о составе и строении глубин Земли. С этой целью было предложено несколько путей: сейсмический метод и гравиметрический методы исследования.

Целью работы является изучение строения, минералогического и петрографического составов земной коры.

Для достижения цели были поставлены следующие задачи:

1) Изучение общих сведений о строении земной коры;

2) Изучение минералогического и петрографического составов земной коры;

3) Определение основных методов исследований.

1. Ранние этапы формирования земной коры

Катархейский этап (5,0 — 4,5 млрд. лет) ознаменовался формированием первичной океанической коры. В течение этого этапа в результате деятельности многочисленных вулканов и трещинных излияний образовалась первичная базальтовая оболочка Земли. Эта оболочка, по мнению ученых, была похожа на современную кору Луны. Однако этот наиболее ранний земной ландшафт уже тогда существенно отличался от лунного. Земля на этом этапе приобрела и затем, в отличие от Луны, сохранила водную и газовую оболочки. Водная оболочка первоначально могла покрывать всю поверхность Земли, кроме вулканических архипелагов, т. е. создавалась картина, похожая на современную центральную часть Тихого океана. При этом первичный океан напоминал современные океаны, но отличался меньшей глубиной — порядка 1,5−2 км.

Однако древнейшая базальтовая оболочка после своего образования подверглась сильным изменениям. На первичный базальтовый слой давила весьма значительная нагрузка более молодых образований, а снизу из мантии на него воздействовал тепловой поток, а также внедрялись газообразные и жидкие вещества. В ходе этих процессов метаморфизма и должны были образоваться сильно измененные породы — гранулиты.

Первичная базальтовая оболочка Земли могла сохраниться от последующего уничтожения в пределах современных древних платформ, где ей может соответствовать самый глубокий слой земной коры или даже верхняя часть мантии. Окончательно природа этого слоя может быть установлена лишь с помощью глубинного бурения.

Архейский этап (4,5 — 4,0−3,5 млрд. лет). В этот промежуток времени формируется первичная континентальная кора. Некоторые исследователи считают древнейшими породами земной коры сильно мета-морфизированные основные вулканические породы типа так называемой кивотинской серии, залегающие близ озера Верхнего в пределах Канадского щита. Но уже несколько лет назад стало выясняться, что во многих районах земного шара в щитах древних платформ ниже пород, аналогичных кивотинской серии, залегают граниты и гнейсы возрастом 3,5 млрд. лет. Есть основания полагать, что эти гранито-гнейсовые породы, или гранитоиды, распространены в пределах всех древних платформ. Видимо, в это время процессы гранитизации охватили всю планету.

Откуда взялись эти древнейшие гранитоиды, пока не вполне ясно. Наиболее вероятны два пути их образования. Во-первых, они могли непосредственно выделиться из материала мантии и внедриться в кору в виде интрузий. Действительно, в составе излияний древнейших вулканов известны, и притом в значительном количестве, не только породы базальтового состава, но и более кислые (андезиты и кварцевые порфиры). В современных островных дугах, по мнению многих исследователей, развиты андезиты, выделившиеся из верхней мантии. Поэтому можно считать, что в раннем архее мантия могла дать не только базальтовую, но и андезитовую магму, из которой и сформировался древнейший гранито-гнейсовый слой.

Однако этой гипотезе противоречат некоторые факты. Более вероятно, что древнейшие гранитоиды образовались благодаря замещению состава осадочно-вулканогенных толщ горячими выделениями газов и расплавов, приносившими кремнезем и щелочи. Эти газы и расплавы могли поступать снизу из верхней мантии или из нижних слоев самой коры. Если они шли из мантии, то гранитизации могли подвергнуться и осадочно-вулканогенный слой и первичная базальтовая кора.

Так или иначе, за время течения архейского этапа образовалась древнейшая часть гранитного слоя древних платформ. Его образование означало переход от первичной океанической к первичной континентальной коре. Последняя, вероятно, не везде имела одинаковую мощность. На следующем этапе более обогащенные гранито-гнейсовыми породами участки коры как более легкие «всплыли» среди базальтовых пород и образовали первые участки (зародыши) будущих континентов. Эти участки имели в плане овальную или амебовидную форму и достигали в поперечнике многих сотен километров.

Таковы наиболее ранние этапы развития земной коры, о которых можно лишь высказать более или менее правдоподобные предположения; следующие этапы устанавливаются лучше, достовернее.

Позднеархейский — раннепротерозойский этап (3,5 — 2,0 млрд. лет). На этом этапе продолжалось наращивание земной коры: на ее поверхности со временем накапливались мощные вулканические и осадочные толщи. За время течения этапа процессы резкого изменения пород, т. е. метаморфизма и гранитизации, а также образование складчатости проявились дважды — на рубежах около 2,6 и 2,0 млрд. лет назад; это дает основание выделить два подэтапа: позднеархейский и раннепротерозойский.

В течение первого подэтапа в результате главным образом подводных извержений накапливались мощные толщи вулканических пород преимущественно базальтового состава. Наряду с ними накапливаются и осадочные толщи, нередко со значительным содержанием кварца. Мощность осадочных толщ, например, на Канадском щите местами огромна -- она достигает 6−9 км. Следовательно, уже на данной стадии развития коры существовали и разрушались достаточно крупные ее поднятия, сложенные гранито-гнейсовыми породами. Эти поднятия выступали в виде островов среди морей архея. Архейский подэтап завершился эпохой складчатости, сопровождавшейся метаморфизмом и гранитизацией горных пород. В результате на многих щитах — Канадском, Южно-Африканском, Балтийском — образовались чрезвычайно характерные многочисленные «семейства» гранито-гнейсовых куполов, группирующихся нередко в овалы. Кое-где такие купола располагаются настолько тесно, что осадочно-вулканогенные толщи архея сохранились лишь в узких промежутках между ними, где они слагают сжатые и сильно смятые в складки зоны прогибов — так называемые синклинории (рисунок 1).

Условные обозначения:

1. Древние платформы и крупные срединные массивы с раннекембрийским фундаментом. 2. Срединные массивы с ранне- или с позднекембрийским фундаментом. 3. Геосинклинальные пояса (поздний протерозой, ранний кайнозой).

Рисунок 1 — Геосинклинальные пояса и древние платформы неогена [1]

Архейские области прогибания обладают многими чертами сходства с будущими геосинклиналями — в них чередуются осадочные и вулканические отложения, суммарная мощность которых весьма значительна — нередко превышает 10 и достигает 20 км. Во всех областях прогибания наблюдались явления складчатости различной интенсивности, сопровождавшиеся метаморфизмом, а также процессами гранитизации. Платформ в архее еще не было, а глубинные разломы в условиях высокопроницаемой и разогретой земной коры быстро «залечивались» и перемещались в новое положение. Мало различался и состав осадочно-вулканических толщ разных районов. Однако, как показывают исследования, проведенные в последнее время, в архее намечаются глубинные разломы и более жесткие структуры с осадками и лавами разного состава.

В результате процессов складчатости, метаморфизма и гранитизации обширные площади, поднявшиеся над уровнем океана, объединились в первичные материки, или протоконтиненты. Однако в начале раннепротерозойского подэтапа объединение сменилось раздроблением коры, при этом обособились относительно устойчивые глыбы земной коры. Эти глыбы (иногда их называют протоплатформами) включают и более древние жесткие ядра из пород гранито-гнейсового состава. На поверхности глыб местами возникли плоские прогибы, заполнившиеся красноцветными обломочными, карбонатными и вулканогенными толщами. Устойчивые глыбы имеют угловатые контуры: они ограничены разломами в древнейшей континентальной коре.

Большинство будущих древних платформ возникло в результате слияния ряда таких глыб, или массивов, разделенных узкими (в десятки километров), но длинными прогибами. Наряду с узкими прогибами существовали и более широкие подвижные пояса, сохранившие свою подвижность и на следующих этапах геологической истории. По всем основным особенностям своего строения и развития эти ранне-протерозойские подвижные пояса уже вполне соответствуют современному представлению о геосинклиналях. Но высоких гор, от разрушения которых образуется обломочный материал, на месте геосинклиналей того времени еще не возникло. Во многих раннепротерозойских геосинклиналях уже довольно отчетливо различаются внешние зоны, в которых отлагались почти исключительно осадочные толщи, включая известняки и доломиты, и внутренние зоны, в которых накапливались продукты подводных извержений — лавы, вулканические туфы и др. Раннепротерозойское время закончилось новой эпохой складчатости, метаморфизма и гранитизации. Первичный гранито-гнейсовый слой еще раз увеличился таким образом; его формирование в пределах современных древних платформ на этом по существу закончилось.

Отметим, что тектонические процессы в. раннем протерозое сопровождались выносом из мантии и более глубоких горизонтов коры значительных количеств естественнорадиоактивных элементов — урана, тория, калия, которые концентрировались в гранитоидах и в обломочных толщах. Конец раннего протерозоя — 2 млрд. лет до н. э. — оказался очень важным рубежом в тектонической истории Земли. К этому времени в основном закончились процессы изменения общего характера развития литосферы, начавшиеся на рубеже 2,5 млрд. лет, поэтому ранний протерозой можно считать переходным этапом в развитии земной коры.

Среднепротерозойский этап (2,0−1,4 млрд. лет). Этот этап, в течение которого продолжалось развитие континентальной коры, относительно плохо «документирован» осадками и потому с трудом поддается расшифровке. Как постепенно проясняется в последние годы, эволюция коры на протяжении этого периода подразделялась, видимо, на два подэтапа.

В течение первого подэтапа (2−1,7 млрд. лет), соответствующего среднему протерозою, еще «доживали» отдельные геосинклинальные системы, заложенные в раннем протерозое, а также развивались узкие прогибы. Этот процесс завершился новой эпохой складчатости, вулканизма и движений коры в интервале примерно 1,7−1,6 млрд. лет, при этом формировались толщи из излившихся и глубинных (интрузивных) пород, включающие кислые лавы и граниты типа рапакиви. (Эти красные граниты выступают, в частности, в Выборгском массиве на Карельском перешейке; ими облицованы набережные, и из них высечены постаменты многих памятников в Ленинграде.) Эти очаги магматизма в пределах самой земной коры свидетельствуют о ее разогреве (вплоть до нижней части гранитного слоя) под воздействием все еще высокого теплового потока из глубоких недр. Благодаря частичному плавлению гранитного слоя и насыщению его щелочными растворами повышалась однородность фундамента будущих древних платформ. На ранее объединившихся участках коры в течение этого подэтапа местами возникли плоские прогибы и впадины — так называемые синеклизы, в которых накапливались красноцветные толщи обломочных пород с прослоями покровных базальтовых излияний, поднимавшихся из мантии по расколам уже охлажденной коры. В начале среднего протерозоя в некоторых районах (в частности, в Центрально-Азиатском поясе между Сибирской и Китайской платформами) возобновились опускания и накапливались не мощные и однородные карбонатные толщи.

На втором подэтапе (1,7−1,4 млрд. лет) на площади современных континентов преобладали поднятия, в ходе которых к началу позднего протерозоя, вероятно, сформировался огромный континентальный платформенный, массив — «Большая Земля», занимавший все континентальное полушарие Земли. Предположение о его существовании теперь подтверждается данными радиогеохронометрии.

Какова же была при этом судьба океанов? В раннем протерозойском этапе воды покрывали практически всю поверхность Земли за исключением вулканических архипелагов и небольших участков островной суши — «микроконтинентов». За счет появления этих осушенных участков и дополнительного поступления образовавшейся в недрах ювенильной, т. е. первичной, воды, поднимавшейся на поверхность в ходе вулканических извержений, глубина первичного океана должна была несколько возрасти -примерно до 2,5−3,0 км, Но ведь в среднем протерозое уже огромная площадь стала сушей. Отдельные участки ее временами покрывались неглубоким морем, в котором отлагались известняки. Куда же в таком случае делась вода? Приходится допустить, что вместилищем воды стала возникшая в это время впадина Тихого океана, породившая затем по своей окраине геосинклиналъный пояс вокруг всего океана. Протерозойская кора, бывшая на месте этого океана, могла в дальнейшем войти в состав фундамента складчатых горных сооружений, опоясывающих Тихий океан. В центре же океана древняя кора заместилась более молодой океанической корой. Но это, конечно, лишь одно из возможных предположений. [1]

Таким образом каждый этап формирования земной коры является важным для развития всей планеты. Катархейский этап (5,0−4,5 млрд. лет) ознаменовался формированием первичной океанической коры, архейский этап (4,5−4,0−3,5 млрд. лет) — формированием первичной континентальной коры. Во все последующие этапы шло глобальное формирование земной коры вплоть до современности.

2. Вещественный состав земной коры

Земную кору — верхнюю твердую оболочку Земли слагают различные генетические типы горных пород (магматические, осадочные и метаморфические), состоящие из определенного сочетания минералов, в состав которых входят различные химические элементы. Изучая такую иерархию — химические элементы > минералы > горные породы, можно судить о строении земной коры в различных структурных зонах. Ниже рассматриваются все указанные части вещественного состава земной коры.

2. 1 Химический состав земной коры

Химические изменения в земной коре определяются преимущественно геохимической историей главных породообразующих элементов, содержание которых составляет свыше 1%. Вычисления среднего химического состава земной коры проводились многими исследователями как за рубежом (Ф. Кларк, Г. С. Вашингтон, В. М. Гольдшмидт, Ф. Тейлор, В. Мейсон и др.), так и в Советском Союзе (В.И. Вернадский, А. Е. Ферсман, А. П. Виноградов, А. А. Ярошевский и др.) (таблица 1). Сопоставляя приведенные данные, видно, что земная кора больше чем на 98% сложена О, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, К, при этом свыше 80% составляют кислород, кремний и алюминий, в отличие от среднего состава Земли, где содержание их резко уменьшается. Особенно высоко содержание кислорода, поэтому В. М. Гольдшмидт называет земную кору оксисферой, или кислородной оболочкой Земли (рисунок 2. 1).

Таблица 1 — Распространение главнейших элементов в земной коре (в процентах, %)

Элементы

По А.П. Виноградову

(1962)

По В. Мейсону

(1971)

По А.А. Ярошевскому

(1988)

O

49,13

46,60

47,90

Si

26,00

27,72

29,50

Al

7,45

8,13

8,14

Fe

4,20

5,00

4,37

Mg

2,35

2,09

1,79

Ca

3,25

3,63

2,71

Na

2,48

2,83

2,01

K

2,35

2,59

2,40

H

0,15

-

0,16

Ti

0,61

-

0,52

C

0,36

-

0,27

S

-

-

0,10

Mn

-

-

0,12

Рисунок 2.1 — Диаграмма распространения главнейших элементов в земной коре (литосфера + гидросфера + часть атмосферы) в весовых процентах (в боковых колонках чёрными столбиками показаны важнейшие металлы) [4]

2.2 Минералогический состав земной коры

Минералами называются природные химические соединения или отдельные химические элементы, возникшие в результате физико-химических процессов, происходящих в Земле. В земной коре минералы находятся преимущественно в кристаллическом состоянии, и лишь незначительная часть — в аморфном.

Классификация минералов и их описание

Количество известных в настоящее время минералов превышает 2000. Их можно группировать по разным признакам. В основе принятой в настоящее время классификации минералов лежат химический состав и структура.

Большое внимание уделяется также генезису (греч. «генезис» — происхождение), что позволяет познавать закономерности распространения минералов в земной коре.

Роль различных минералов в строении последней неодинакова: одни встречаются редко и представляют собой лишь незначительные и необязательные включения в горные породы; другие слагают основную массу пород, определяя их свойства; третьи, образующие локальные скопления или рассеянные в породах, представляют интерес как полезные ископаемые.

Наиболее широко распространенные минералы, принадлежащие к классам: самородных элементов, сульфидов, галоидных соединений, оксидов и гидроксидов, карбонатов, сульфатов, фосфатов и силикатов:

1. Классы самородных элементов и сульфидов. Минералы этих классов не относятся к породообразующим, но многие из них являются ценными полезными ископаемыми: сера, графит, галенит, сфалерит, пирит;

2. Класс галоидных соединений. К нему относятся минералы, представляющие соли фтористо-, бромисто-, хлористо-, йодистоводородных кислот. Наиболее распространенными минералами этого класса являются хлориды, образующиеся главным образом при испарении вод поверхностных бассейнов. Известны выделения хлоридов и из вулканических газов. Сюда относятся: галит, сильвин, флюорит;

3. Класс оксидов и гидроксидов. По количеству входящих в него минералов занимает одно из первых мест: на его долю приходится около 17% всей массы земной коры. Из них около 12,5% составляют оксиды кремния и 3,9% - оксиды железа. Минералы этого класса образуются как в эндогенных, так и в экзогенных условиях: кварц, халцедон, опал, гематит, магнетит, лимонит, боксит;

4. Класс карбонатов объединяет большое число минералов, для которых характерна реакция с соляной кислотой, сопровождающаяся выделением углекислого газа. Интенсивность реакции помогает различать минералы — карбонаты, близкие по многим свойствам. Они часто светлоокрашенные, со стеклянным блеском; твердостью 3 — 4,5; спайностью совершенной в трех направлениях, параллельных граням ромбоэдра. Рассматриваемые ниже минералы кристаллизуются в тригональной подсингонии. Образование карбонатов связано главным образом с поверхностными химическими и биохимическими процессами, а также с метаморфическими и гидротермальными: кальцит, доломит, сидерит;

5. Минералы класса сульфатов осаждаются в поверхностных водоемах, образуются при окислении сульфидов и серы в зонах выветривания, реже связаны с вулканической деятельностью: ангидрит, гипс;

6. Класс фосфатов. Наиболее распространенным минералом является апатит. В поверхностных условиях возникает скрытокристаллический минерал того же состава — фосфорит;

7. Класс силикатов. Минералы этого класса широко распространены в земной коре (свыше 78%).

Они образуются преимущественно в эндогенных условиях, будучи связаны с различными проявлениями магматизма и с метаморфическими процессами.

Лишь немногие из них возникают в экзогенных условиях. Многие минералы этого класса являются породообразующими магматических и метаморфических горных пород, реже осадочных: оливин, гиперстен, авгит, роговая обманка, слюды, биотит, мусковит, тальк, каолинит, глауконит.

2. 3 Горные породы

Горные породы представляют естественные минеральные агрегаты, образующиеся в земной коре или на ее поверхности в ходе различных геологических процессов. Основную массу горных пород слагают породообразующие минералы, состав и строение которых отражают условия образования пород. Кроме этих минералов в породах могут присутствовать и другие, более редкие (акцессорные) минералы, состав и количество которых в породах непостоянны. Если горная порода представляет агрегат одного минерала, она называется мономинеральной. К таким породам относятся, например, мраморы, кварциты. Первые представляют агрегат кристаллических зерен кальцита, вторые — кварца. Если в породу входит несколько минералов, она называется полиминеральной. В качестве примера таких пород можно назвать граниты, состоящие из кварца, калиевого полевого шпата, кислого плагиоклаза, а также темноцветных — биотита, роговой обманки, реже авгита.

В основу классификации горных пород положен генетический признак. По происхождению выделяют: 1) магматические, или изверженные, горные породы, связанные с застыванием в различных условиях силикатного расплава — магмы и лавы; 2) осадочные горные породы, образующиеся на поверхности в результате деятельности различных экзогенных факторов; 3) метаморфические горные породы, возникающие при переработке магматических, осадочных, а также ранее образованных метаморфических пород в глубинных условиях при воздействии высоких температур и давления, а также различных жидких и газообразных веществ (флюидов), поднимающихся с глубины.

Магматические горные породы

Магматические горные породы наряду с метаморфическими слагают основную массу земной коры, однако, на современной поверхности материков области их распространения сравнительно невелики. В земной коре они образуют тела разнообразной формы и размеров, так называемые структурные формы, состав и строение которых зависят от химического состава исходной для данной породы магмы и условий ее застывания. В основе классификации магматических горных пород лежит их химический состав. Учитывается, прежде всего, содержание оксида кремния, по которому магматические породы условно делят на четыре группы кислотности: ультраосновные породы, содержащие более 45% кремнезема (SiO2), основные — 45−52, средние — 52−65 и кислые — более 65%. Химический состав может быть определен лишь при лабораторных исследованиях. Однако минеральный состав отражает химический и может быть использован для выяснения группы кислотности. Породообразующими минералами магматических пород являются минералы класса силикатов: кварц, полевые шпаты, слюды, амфиболы, пироксены, которые в сумме составляют около 93% всех входящих в магматические породы минералов, затем оливин, фельдшпатоиды, некоторые другие силикаты и около 1% минералов других классов. Вспомнив химический состав этих минералов, нетрудно убедиться, что в более основных породах должны преобладать цветные (темноцветные), менее богатые кремнеземом железисто-магнезиальные (мафические, или фемические) минералы, а в кислых — преимущественно светлые. Такое соотношение цветных и светлых минералов обусловливает, светлую окраску кислых пород, более темную основных и черную ультраосновных. С этим же связано увеличение плотности пород от кислых (2,58) к ультраосновным (до 3,4).

Основные магматические горные породы: дуниты, перидотиты, пироксениты, габбро, базальты, долериты, диориты, андезиты, граниты, гранодиориты, дациты, липариты.

Осадочные горные породы

Осадочные горные породы. На поверхности Земли в результате действия различных экзогенных факторов образуются осадки, которые в дальнейшем уплотняются, претерпевают различные физико-химические изменения — диагенез, и превращаются в осадочные горные породы. Осадочные породы тонким чехлом покрывают около 75% поверхности континентов. Многие из них являются полезными ископаемыми, другие — содержат таковые.

Среди осадочных пород выделяют три группы:

1. обломочные породы, возникающие в результате механического разрушения каких-либо пород и накопления образовавшихся обломков;

2. глинистые породы, являющиеся продуктом преимущественно химического разрушения пород и накопления возникших при этом глинистых минералов;

3. химические (хемогенные) и органогенные породы, образовавшиеся в результате химических и биологических процессов.

1. Наиболее распространенные осадочные горные породы — обломочные породы. По величине обломков обломочные породы делятся на: грубообломочные породы (псефитовые), состоящие из обломков более 2 — 5 мм в поперечнике; среднеобломочные или песчаные породы (псаммитовые), состоящие из обломков от 2 до 0,05 мм в поперечнике, и мелкообломочные, или пылеватые породы (алевритовые), состоящие из обломков от 0,05 до 0,005 мм в поперечнике. В пределах каждого гранулометрического типа породы подразделяются по окатанности обломков, а также в зависимости от того, представляют ли эти обломки рыхлые скопления или скреплены (сцементированы) каким-либо цементом.

2. Глинистые породы. Наиболее распространенными осадочными породами являются глинистые, на долю которых приходится больше 50% от объема всех осадочных пород. Глинистые породы в основном состоят из мельчайших (меньше 0,02 мм) кристаллических (реже аморфных) зерен глинистых минералов. Кроме того, в их состав входят столь же мелкие зерна хлоритов, окислов и гидроокислов алюминия, глауконита, опала и других минералов, являющихся продуктами химического разрушения различных пород и отчасти глинистых минералов. Третья составляющая глинистых пород — разнообразные обломки размерами меньше 0,01 мм (0,005 мм). По степени литифицированности среди глинистых пород выделяют глины, — легко размокающие породы и аргиллиты — сильно уплотненные, потерявшие способность размокать глины.

3. Химические и органогенные породы образуются преимущественно в водных бассейнах. Структура химических (хемогенных) пород определяется агрегатным состоянием минералов их слагающих — кристаллическим или аморфным и размерами кристаллических зерен, структура органогенных пород — состоянием слагающих их органических остатков и принадлежностью организмов к тем или иным группам. Классификация хемогенных и органогенных горных пород обычно производится по химическому составу слагающих их минералов.

На долю карбонатных пород в осадочной оболочке Земли приходится около 14%. Главный породообразующий минерал этих пород — кальцит, в меньшей степени — доломит.

Соответственно, наиболее распространенными среди карбонатных пород являются известняки — мономинеральные породы, состоящие из кальцита. Известняки бывают химического и органогенного (биогенного) происхождения. Первые образуются при выпадении кальцита из вод морей, озер, подземных вод.

Химические и органогенные породы: известняки, доломиты, кремнистые породы, кальцит, диатомиты и радиоляриты, трепелы и опоки, кремни, каменная соль,

Каустобиолиты (греч. «каустоо» — горючий, «биос» — жизнь) образуются из растительных и животных остатков, преобразованных под влиянием различных геологических факторов. Эти породы обладают горючими свойствами, чем и обусловлено их важное практическое значение. К ним относятся породы ряда углей (торф, ископаемые угли), горючие сланцы, нефть и газы.

Метаморфические горные породы

Метаморфические горные породы — результат преобразования пород разного генезиса, приводящего к изменению первичной структуры, текстуры и минерального состава в соответствии с новой физико-химической обстановкой. Главными факторами (агентами) метаморфизма являются эндогенное тепло, всестороннее (петростатическое) давление, химическое воздействие газов и флюидов. Постепенность нарастания интенсивности факторов метаморфизма позволяет наблюдать все переходы от первично осадочных или магматических пород к образующимся по ним метаморфическим породам. Метаморфические породы обладают полнокристаллической структурой. Размеры кристаллических зерен, как правило, увеличиваются по мере роста температур метаморфизма.

3. Строение земной коры

В строении земной коры участвуют все описанные типы горных пород — магматические, осадочные и метаморфические, залегающие выше границы Мохо. Как в пределах континентов, так и в пределах океанов выделяются подвижные пояса и относительно устойчивые площади земной коры. На континентах к устойчивым площадям относятся обширные равнинные пространства — платформы (Восточно-Европейская, Сибирская), в пределах которых располагаются наиболее устойчивые участки — щиты (Балтийский, Украинский), представляющие собой выходы древних кристаллических горных пород. К подвижным поясам относятся молодые горные сооружения, такие, как Альпы, Кавказ, Гималаи, Анды и другие (рисунок 3. 1).

Рисунок 3.1. Обобщенный профиль дна океана (по О. К. Леонтьеву) [4]

Материковые структуры не ограничиваются только континентами, в ряде случаев они протягиваются в океан, образуя так называемую подводную окраину материков, состоящую из шельфа, глубиной до 200 м, континентального склона с подножьем до глубин 2500 -3000 м. В пределах океанов также выделяются стабильные области — океанские платформы — значительные площади ложа океана — обширные абиссальные (греч. «абиссос» — бездна) равнины глубиной 4 -6 км, и подвижные пояса, к которым относятся срединно-океанские хребты и активные окраины Тихого океана с развитыми окраинными морями (Охотское, Японское и др.), островными дугами (Курильские, Японские и др.) и глубоководными желобами (глубиной 8−10 км и более).

На первых этапах геофизических исследований выделялись два основных типа земной коры: 1) континентальный и 2) океанский, резко отличающиеся друг от друга строением и мощностью слагающих пород. В последующем стали выделять два переходных типа: 1) субконтинентальный и 2) субокеанский (рисунок 3. 2).

Условные обозначения:

1 — вода; 2 — осадочный слой; 3 — гранитный слой; 4 — базальтовый слой континентальной коры; 5 — базальтовый слой океанической коры; 6 — магматический слой океанической коры; 7 — вулканические острова; 8,9 — мантия (ультраосновные магматические породы).

Рисунок 3.2 — Схема строения различных типов земной коры [4]

Континентальный тип земной коры. Мощность континентальной земной коры изменяется от 35−40 (45) км в пределах платформ до 55−70 (75) км в молодых горных сооружениях. Континентальная кора продолжается и в подводные окраины материков. В области шельфа ее мощность уменьшается до 20−25 км, а на материковом склоне (на глубине около 2,0−2,5 км) выклинивается. Континентальная кора состоит из трех слоев. Первый — самый верхний слой представлен осадочными горными породами, мощностью от 0 до 5 (10) км в пределах платформ, до 15−20 км в тектонических прогибах горных сооружений. Скорость продольных сейсмических волн (Vp) меньше 5 км/с. Второй — традиционно называемый «гранитный» слой на 50% сложен гранитами, на 40% - гнейсами и другими в разной степени метаморфизованными породами. Исходя из этих данных, его часто называют гранитогнейсовым или гранитометаморфическим. Его средняя мощность составляет 15−20 км (иногда в горных сооружениях до 20 — 25 км). Скорость сейсмических волн (Vp) — 5,5−6,0 (6,4) км/с. Третий, нижний слой называется «базальтовым». По среднему химическому составу и скорости сейсмических волн этот слой близок к базальтам.

Однако высказывается предположение, что он сложен основными интрузивными породами типа габбро, а также метаморфическими породами амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма, не исключается наличие и ультраосновных пород. Правильнее называть этот слой гранулито-базитовым (базит — основная порода). Его мощность изменяется от 15−20 до 35 км. Скорость распространения волн (Vp) 6,5−6,7 (7,4) км/с. Граница между гранитометаморфическим и гранулито-базитовым слоями получила название сейсмического раздела Конрада. Долгое время господствовало представление о том, что граница Конрада существует в континентальной коре повсеместно. Однако последующие данные глубинного сейсмозондирования показали, что поверхность Конрада далеко не всюду выражена, а фиксируется лишь в отдельных местах. Естественно возникают новые интерпретации строения континентальной земной коры. Так, Н. И. Павленковой и другими предложена четырехслойная модель (рис. 3. 3). В этой модели выделяется верхний осадочный слой с четкой скоростной границей, обозначенной Ко. Ниже расположенные части земной коры объединены в понятие кристаллический фундамент, или консолидированная кора, внутри которой выделяются три слоя: верхний, промежуточный и нижний, разделенные границами К1 и К2. Отмечается достаточная устойчивость границы К2 — между промежуточным и нижним этажами. Верхний этаж характеризуется вертикально-слоистой структурой и дифференцированностью отдельных блоков по составу и физическим параметрам. Для промежуточного этажа отмечается тонкая горизонтальная расслоенность и наличие отдельных пластин с пониженной скоростью сейсмических волн (Vp) — 6 км/с (при общей скорости в слое 6,4−6,7 км/с) и аномальной плотностью.

На основании этого делается вывод, что промежуточный слой может быть отнесен к ослабленному слою, по которому возможны горизонтальные подвижки вещества. В настоящее время и другие исследователи обращают внимание на наличие отдельных линз в континентальной коре с относительно (на 0,1−0,2 км/с) пониженными скоростями сейсмических волн на глубинах 10−20 км, при мощности линз 5−10 км. Предполагают, что эти зоны (или линзы) связаны с сильной трещиноватостью и обводненностью пород.

Данные С. Р. Тейлора указывают также, что в пределах континентальной коры нет единого слоя с пониженной скоростью, а отмечается прерывистая расслоенность. Все сказанное свидетельствует о большой сложности континентальной земной коры и неоднозначности его интерпретации. Достаточно убедительным доказательством этого являются данные, полученные при бурении сверхглубокой Кольской скважины, достигшей уже глубины свыше 12 км. По предварительным сейсмическим данным, в районе заложения скважины граница между «гранитным» и «базальтовым» слоями должна бы быть встречена на глубине около 7 км. В действительности никакого геофизического «базальтового» слоя не оказалось. На этой глубине под мощной метаморфизованной вулканогенно-осадочной толщей протерозойского возраста были вскрыты плагиоклазовые гнейсы, гранито-гнейсы, амфиболиты — породы среднетемпературной стадии метаморфизма, процентное содержание которых увеличивается с глубиной. Что же послужило причиной изменения скорости сейсмических волн (от 6,1 до 6,5−6,6 км/с) на глубине около 7 км, где предполагалось наличие геофизического «базальтового» слоя? Возможно, что это связано с амфиболитами и их ролью в изменении упругих свойств пород. Возможно также, что указанная ранее (до бурения скважины) граница связана не с изменением состава пород, а с увеличением поля напряжения, обусловленного интенсивными деформациями и неоднократными проявлениями метаморфизма.

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.

1. 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.

2. 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.

3. 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.

Субконтинентальный тип земной коры по строению аналогичен континентальному, но стал выделяться в связи с нечетко выраженной границей Конрада. Этот тип коры обычно связывают с островными дугами — Курильскими, Алеутскими и окраинами материков. За последние годы (Т. К. Злобин) профильными сейсмическими исследованиями, методами обменных волн землетрясений и глубинного сейсмического зондирования получены интересные данные о строении субконтинентальной земной коры в пределах Курильской островной дуги. Здесь выделяется первый верхний осадочно-вулканогенный слой, протягивающийся вдоль Большой Курильской гряды мощностью от 0,5 до 5 км (в среднем 2−3 км). Ниже располагается второй — островодужный гранито-метаморфический («гранитный») слой мощностью 5−10 км. Скорость распространения сейсмических волн в нем (Vp) 5,7−6,3 км/с. Третий — «базальтовый» слой со скоростью сейсмических волн (Vp) 6,8−7,4 км/с залегает на глубинах 8−15 км и характеризуется изменчивой мощностью — от 14−18 км на крайнем юге Курильской гряды, 20 км в ее центральной части, 40 км под островом Итуруп. Итак, мощность земной коры под Большой Курильской грядой не сокращается до 20 км, как считалось ранее, а увеличивается до 33 под островом Кунашир и до 42−44 км под островом Итуруп. И только в Малой Курильской гряде мощность земной коры составляет 17−21 км. Изучение показало субгоризонтальную расслоенность земной коры и подстилающей части мантии, что свидетельствует о необычайной тектонической и магматической активности данных регионов.

Субокеанский тип земной коры приурочен к котловинным частям (с глубиной выше 2 км) окраинных и внутриконтинентальных морей (Охотское, Японское, Средиземное, Черное и др.). По строению этот тип близок к океанскому, но отличается от него повышенной мощностью (4 -10 и больше км) осадочного слоя, располагающегося на третьем океанском слое мощностью 5−10 км. Суммарная мощность земной коры 10−20 км, местами до 25(30) км (за счет увеличения мощности осадочного слоя). Геофизические исследования показали, что ниже субокеанской коры располагается разуплотненная мантия, в которой скорости сейсмических волн (Vр) составляют 7,4 км/с. Это значительно ниже скоростей в нормальной мантии и свидетельствует о тектонической активности данных впадин, возможно, их раздвига. По мнению В. Е. Хаина, указанные промежуточные типы земной коры лучше рассматривать в генетическом плане, называя субконтинентальную кору переходной (в смысле развития) от океанской к континентальной, а субокеанскую — от континентальной к океанской.

Своеобразное строение земной коры отмечается в центральных рифтовых зонах срединно-океанских хребтов (Срединно-Атлантический). Здесь под вторым океанским слоем располагается линза (или выступ) низкоскоростного вещества. Скорости сейсмических волн в нем в пределах 7,4 — 7,8 км/с, как бы промежуточные между коровыми и мантийными. Одни исследователи считают, что это низкоскоростное вещество представляет выступ аномально разогретой мантии, другие — смесь корового и мантийного материала.

4. Методы исследований

Наиболее глубокие буровые скважины проникают в толщу Землю пока не более чем на 7−12 км. Шахты лишь в единичных случаях достигают глубин порядка 2 км. Таким образом, непосредственному изучению в самом благоприятном случае доступна лишь тонкая поверхностная оболочка земного шара толщиною не более 0,1% от радиуса Земли. Проникновение в более глубокие части земного шара пока оказывается нереальным. Поэтому было необходимо изыскать косвенные методы, с помощью которых можно было бы судить о составе и строении глубин Земли. С этой целью было предложено несколько путей: сейсмический метод, гравиметрический метод, исследования в области геодезии, астрофизики, геомагнетизма, геоэлектричества и т. д. Каждая из этих ветвей науки освещает какую-либо одну сторону вопроса. В целом получается довольно много сведений, хотя к настоящему моменту еще нет оснований говорить, что основные особенности строения и состава Земли установлены уже окончательно. Рассмотрим один из методов изучения строения Земли, именно сейсмический.

При землетрясениях или взрывах в толще Земли возникают упругие волны, которые расходятся с известной скоростью во все стороны от источника колебаний. Продольные волны Р, представляя собой волны сжатия и разрежения вещества, слагающего Землю, распространяются по породам земной коры со скоростью порядка 5−8 км/сек, поперечные волны S, при которых частицы вещества испытывают колебания в направлении, поперечном к направлению движения фронта волны, распространяются со скоростью 3−5 км/сек; поверхностные волны L оказываются наиболее медленными — 3−4 км/сек. Они возникают на поверхности, разделяющей различные по своим физическим свойствам среды — например, на поверхности Земли, т. е. на границе литосферы и атмосферы. Рассмотрим картину распространения волн одного какого-либо типа -допустим, продольных — от места взрыва через толщу Земли в условиях двуслойной коры, т. е. в том случае, если близ поверхности залегает слой I осадочных пород неизвестной мощности h, а под ним с горизонтальной поверхностью раздела, — другой, II, более плотный (рисунок 4. 1).

Рисунок 4.1 — Определение мощности h слоя I сейсмическим методом [9]

Нужно определить величину h. В точке А в момент tA , производится взрыв. В точке В, отстоящей от А на расстоянии Д, находится сейсмограф — прибор, принимающий и записывающий колебания почвы. Один из сейсмических лучей пойдет по слою I со скоростью V1 к точке О, лежащей на поверхности нижнего слоя, отразится от этой поверхности, возвратится наверх к точке В, (т. е. пройдет путь 2l), и момент его прихода будет отмечен прибором. Следовательно, время, которое было затрачено на прохождение всего пути от места взрыва А через точку О до прибора В, т. е. будет равно:

причем как это время, nак и скорость V1 нам известны. Вместо l можно подставить его выражение через h и Д, т. е.

расстояние Д тоже известно. Отсюда легко определяется значение h, т. е. мощность верхнего слоя I.

Конечно, в действительности картина сложнее. Обычно приходится различать не два слоя, а гораздо больше. Слои горизонтальны далеко не всегда, часто они измяты и наклонны. Наконец, от очага распространяются волны не только продольные, но также поперечные и поверхностные. Все это приводит к тому, что запись землетрясения или взрыва (сейсмограмма) оказывается сильно запутанной. Тем не менее в ней все же можно разобраться. При сильных землетрясениях, колебания от которых обходят весь земной шар и пронизывают его центр, с помощью сейсмического луча можно как бы прощупать всю Землю и определить расстояние до границ тех слоев или оболочек, из которых она состоит.

Другой метод, так называемый гравиметрический, заключается в изучении распределения на поверхности Земли силы тяжести. Величина ускорения силы тяжести определяется для любой точки на поверхности земного сфероида из уравнения, предложенного в 1901 г. Ф Гельмертом: g0=978,046(1+0,5 302 sin2ц? 0,7 sin22ц); где ц — географическая широта точки. Под g0 понимается теоретическая величина ускорения силы тяжести, обусловленная только силами притяжения всех масс земного шара и центробежной силой. В действительности величина g меняется от места к месту вследствие неправильностей в распределении масс в земной коре и в зависимости от геологического строения: над участками, сложенными тяжелыми породами, сила тяжести увеличивается; над участками, сложенными легкими породами, уменьшается против некоторого теоретического ее значения, зависящего от географической широты. Эти отклонения. именуются гравитационными аномалиями: они обозначаются символом g. Изучение гравитационных аномалий также позволяет судить о строении земных недр.

Сейсмический и гравитационный методы в совокупности позволяют довольно уверенно говорить о глубинном строении земной коры.

Много важных данных о строении земного шара можно извлечь из изучения земных электрических токов, или земного магнетизма, или потока тепла, поступающего из недр Земли к поверхности, из соображений, касающихся массы Земли и момента ее инерции (в связи с вращением вокруг оси), из сравнения Земли с другими небесными телами? метеоритами, Луной, другими планетами и т. д.

В целом, несмотря на очевидную трудность изучения строения глубоких недр земного шара, задача эта все же в какой-то мере разрешима уже и в наше время с помощью, главным образом, геофизики.

5. Движения земной коры

Земная кора только кажется неподвижной, абсолютно устойчивой. На самом же деле она совершает непрерывные и разнообразные движения. Некоторые из них происходят очень медленно и не воспринимаются органами чувств человека, другие, например землетрясения, носят обвальный, разрушительный характер. Какие же титанические силы приводят в движение земную кору?

Внутренние силы Земли, источник их происхождения. Известно, что на границе мантии и литосферы температура превышает 1500 °C. При этой температуре материя должна либо расплавиться, либо превратиться в газ. При переходе твердых тел в жидкое или газообразное состояние объем их должен увеличиваться.

Однако этого не происходит, так как перегретые породы находятся под давлением вышележащих слоев литосферы. Возникает эффект «парового котла», когда стремящаяся расшириться материя давит на литосферу, приводя ее в движение вместе с земной корой. При этом чем выше температура, тем сильнее давление и тем активнее движется литосфера. Особенно сильные очаги давления возникают в тех местах верхней мантии, где концентрируются радиоактивные элементы, распад которых разогревает слагающие породы до еще более высоких температур. Движения земной коры под действием внутренних сил Земли называют тектоническими. Эти движения подразделяют на колебательные, складкообразовательные и разрывные.

5. 1 Колебательные движения

Эти движения происходят очень медленно, незаметно для человека, поэтому их еще называют вековыми или эпейрогеническими. В одних местах земная кора поднимается, в других — опускается. При этом нередко поднятие сменяется опусканием, и наоборот. Проследить за этими движениями можно только по тем «следам», которые остаются после них на земной поверхности. Например, на побережье Средиземного моря, близ Неаполя, находятся развалины храма Сераписа, колонны которого источены морскими моллюсками на высоте до 5,5 м над уровнем современного моря. Это служит безусловным доказательством того, что храм, построенный в IV в., побывал на дне моря, а затем произошло его поднятие. Сейчас этот участок суши вновь опускается.

Нередко на побережьях морей выше их современного уровня находятся ступени — морские террасы, созданные когда-то морским прибоем. На площадках этих ступеней можно найти остатки морских организмов. Это свидетельствует о том, что площадки террас когда-то были дном моря, а затем берег поднялся и море отступило.

Опускание земной коры ниже 0 м над уровнем моря сопровождается наступлением моря — трансгрессией, а поднятие — его отступлением — регрессией. В настоящее время в Европе поднятия происходят в Исландии, Гренландии, на Скандинавском полуострове. Наблюдениями установлено, что область Ботнического залива поднимается со скоростью 2 см в год, т. е. на 2 м в столетие.

Одновременно с этим происходит опускание территории Голландии, Южной Англии, Северной Италии, Причерноморской низменности, побережья Карского моря. Признаком опускания морских побережий служит образование морских заливов в устьевых участках рек — эстуариев (губ) и лиманов.

При поднятии земной коры и отступлении моря морское дно, сложенное осадочными породами, оказывается сушей. Так образуются обширные морские (первичные) равнины: например, Западно-Сибирская, Туранская, Северо-Сибирская, Амазонская (рисунок 5. 1).

Условные обозначения:

1 — осадочные породы; 2 — магматические породы

Рисунок 5.1 — Строение первичных, или морских, пластовых равнин [11]

5. 2 Складкообразовательные движения

ПоказатьСвернуть
Заполнить форму текущей работой