Все, що відомо про тектонічні, магматичних і метаморфічних явища, показує, що вони безпосередньо пов'язані з процесами, що протікають в межах кори і верхньої мантії Землі. Саме в цих оболонках зосереджені прямі причини ендогенних явищ. Значення процесів, що відбуваються на великих глибинах, зараз неясно. Можливо, воно дуже велике: є підстави припускати, що в гравітаційної диференціації, що є основним джерелом енергії для геологічних процесів, беруть участь всі оболонки земної кулі. Але ці глибші процеси позначаються на поверхні не прямо, а за посередництвом верхньої мантії і кори. Вони збуджують в останніх такі рухи і перетворення речовини, які вже безпосередньо призводять до тектонічних, магматичних і метаморфічних явищ на поверхні. У зв'язку з цією роллю кори і верхньої мантії було запропоновано об'єднати ці дві оболонки під загальною назвою «тектоносфері Землі». Стан методів сучасної науки така, що існує можливість певною мірою вивчити процеси, що відбуваються в тектоносфері. Разом з тим про процеси, що йдуть в більш глибоких надрах Землі, можна преімуществррно лише здогадуватися.
Найважливішою відмінністю тектоносфери від більш глибоких оболонок є горизонтальні неоднорідності, пов'язані з зонами різних ендогенних режимів. Будова тектоносфери виявляється в тій чи іншій мірі різним під різними ендогенними зонами.
Геологічні, геофізичні та геохімічні дані вказують на існування на земній кулі двох основних типів кори: материкової та океанічної.
Материкова земна кора. Середня товщина її близько 40 км, але від місця до місця вона змінюється від 20 до 80 км. Вже давно поширена точка зору, що товщина кори пов'язана з висотою рельєфу поверхні: вона більше під височинами і менше під западинами. Спочатку така точка зору грунтувалася на гравіметричних даних, на тому, що стан земної кори дуже близько до ізостатичним. Це означає, що під кожною рівній площею поверхні знаходиться рівна маса речовини. Вважаючи, що в нижчих оболонках Землі горизонтальні неоднорідності несуттєві і що середня щільність кори всюди однакова, тектонологі прийшли до висновку, що Ізостазія може здійснитися тільки в тому випадку, якщо під гірськими хребтами земна кора товщі, ніж під западинами. Потовщення під горами повинно бути досить значним. Воно визначається різницею щільності кори і верхньої мантії. Оскільки ця різниця порівняно невелика (середня щільність кори 2,8 г / см 3. а верхніх шарів мантії 3,3 г / см 3), то утворюється земною корою під гірським хребтом «корінь» повинен вдаватися в мантію на глибину, в кілька разів перевищує висоту хребта над рівнем моря (якщо виходити з наведених цифр середніх щільності, то в 5 1/2 раз). Компенсація поверхневого рельєфу відповідним рельєфом підошви кори являє собою ізостатичним модель, запропоновану ще в середині минулого століття англійським геодезистом Дж. Ері. Її називають «ізостазією по Ері».
Перші перевірки уявлень про «корінні гір» за допомогою методу глибинного сейсмічного зондування дали позитивний результат. Дійсно, під високими горами розділ Мохоровичича виявлявся на більшій глибині, ніж під низменностями. Але коли накопичився значний фактичний матеріал, з'ясувалося, що така закономірність витримується тільки при порівнянні між собою дуже високих хребтів і низовин. Наприклад, під Памиром товщина кори досягає 70 км, під Гімалаями 80 км, а під Угорської низовиною вона дорівнює всього лише 20 км. Мала потужність кори спостерігається у великих грабенах (в Рейнському грабене 20 км). Але при середніх висотах рельєфу спостерігаються дуже великі коливання товщини кори, які пов'язані з рельєфом. Наприклад, на Руській рівнині при середній товщині кори 35-40 км, є район (на Українському кристалічному щиті), де потужність кори досягає 55 км. Таку ж товщину кора має під Головним Кавказьким хребтом, хоча він був піднятий в середньому на 3 км над Російською рівниною. Під Ферганській депресією товщина кори така ж, як під сусідніми гірськими хребтами (в тому і в іншому випадку 50 км).
Звідси можна зробити висновок, що Ізостазія здійснюється більш складним шляхом, ніж це передбачає модель Ері. Частково вона може здійснюватися шляхом горизонтальних змін щільності кори, т. Е. Відповідно до ізостатичного моделлю англійського геодезиста Дж. Пратта, який припускав, що кора має плоску підошву, а компенсація рельєфу відбувається за рахунок зменшення середньої щільності кори під височинами і збільшенні її під депресіями. Сейсмічне зондування показує, що в чистому вигляді модель Пратта не існує, але ту чи іншу її поєднання з моделлю Ері цілком можливо. Однак ще більше підстав припускати, що Ізостазія здійснюється не в межах однієї кори, а у всій тектоносфері в цілому, т. Е. В корі і верхньої мантії спільно. Іншими словами, різне співвідношення між рельєфом і товщиною кори вказує на наявність горизонтальних плотностних неоднорідностей не тільки в корі, а й у верхній мантії.
Цікаво відзначити, що деякі зони аномальної товщини кори є спадщиною древніх структур. Наприклад, зона дуже потужною кори на Українському щиті, яка ніяк не позначається в поверхневому рельєфі, має меридіональне простягання. Таке простягання в цій області спостерігається в протерозойских структурах. Очевидно, деякі протерозойские структури виявилися як би «замороженими» і збереглися в будові кори і верхньої мантії.
Слід, однак, відзначити, що стан верхніх оболонок Землі можна вважати ізостатичним лише в першому наближенні. Області, де сучасні тектонічні рухи характеризуються малою інтенсивністю (древні платформи, океанічні улоговини), дійсно, знаходяться в стані, дуже близькому до ізостазії. Але в областях сучасної великої тектонічної активності положення інше: там є помітні порушення ізостазії. При цьому цікаво, що, як показав М. Е. Артем'єв, сучасні вертикальні рухи кори, як правило, спрямовані не в бік ослаблення аномалії, а в бік її посилення. Інтенсивні підняття і опускання в більшості випадків виявляються антіізостатіческімі. Наприклад, антіізостатіческім є сучасне підняття Головного Кавказького хребта. Якби він дотримувався силам, спрямованим до відновлення рівноваги, він мав би не підніматися, а опускатися; так як він перевантажений. А що знаходиться на північ від нього передовий прогин повинен був би не опускатися, а підніматися, оскільки він недовантажений. Відповідно до ізостатичного аномалій рухаються області, нещодавно звільнилися від льодового покриву: на Балтійському і Канадському щитах аномалії негативні і ці щити піднімаються. Опускання деяких морів також направлено в сторону відновлення рівноваги: позитивні ізостатичні аномалії спостерігаються, наприклад, в Егейському та Тірренському морях, в західній частині Середземного моря, де в недавнє геологічний час відбулося опускання, яке, ймовірно, триває досі.
Ці співвідношення між вертикальними рухами кори і ізостатичного аномалій повинні бути прийняті до уваги при спробі з'ясувати причини коливальних рухів. Антіізостатічность рухів, ймовірно, свідчить на користь горизонтального перетікання матеріалу десь в глибині тектоносфери від прогинів до поднятиям. Що стосується підняття областей недавнього заледеніння відповідно до негативної аномалією, то воно пояснюється розвантаженням їх від льоду, після чого рівновагу ще не встановилося в силу високої в'язкості глибинного речовини. Опускання ж морів, що характеризуються позитивними аномаліями, наводить на думку про процес ущільнення речовини на глибині.
У будові материкової кори зазвичай виділяють три шари: осадовий, «гранітний» і «базальтовий». За винятком осадового шару, ці назви умовні і засновані на зіставленні пружних властивостей слагающего відповідні шари з властивостями широко поширених гірських порід. В даний час тим же верствам можуть бути дані назви, ближче відповідають їх дійсному складу.
Осадовий шар, як відомо, має переривчасте поширення. Його потужність змінюється від 0 до 20 км. В середньому вона дорівнює 3 км.
«Гранітний» шар, за сейсмічними даними, характеризується швидкостями поздовжніх сейсмічних хвиль від 5,0 до 6,5 км / с. Склад верхньої частини цього шару відомий по виходах його на поверхню, головним чином на древніх кристалічних щитах. Щити приблизно на 50% складені гранітами, але на 40% - гнейсами і іншими метаморфічними породами амфиболитовой фації метаморфізму. 10% їх площі утворено породами гранулитовой і еклогітовой фацій метаморфізму, а також слабометаморфізованниє кварцитами, филлитами, доломітами і основними виверженими породами. Передбачається, що той же склад цей шар зберігає аж до підошви.
Виходячи з цих відомостей В.В.Белоусов запропонував називати даний шар не гранітним, а гранито-гнейсовой.
Потужність гранито-гнейсового шару в більшості випадків коливається від 8 до 25 км в залежності перш за все від загальної потужності кори. На плитах платформ він займає приблизно половину загальної потужності кори, на древніх кристалічних щитах становить 20-30% потужності всієї кори, а в корі молодих хребтів (Памір, Кавказ) його роль зростає до 40%.
На материках є місця, де можна припускати повну відсутність цього шару. Його, мабуть, немає в деяких районах Балтійського і Анабарского щитів, де він змито і на поверхні оголений «базальтовий» шар. Крім того, сейсмічні дані вказують на відсутність гранито-гнейсового шару в деяких глибоких тектонічних депресіях. Наприклад, його немає в центральній частині Прикаспійської синеклізи, де осадова товща, що має в цьому районі потужність близько 18 км, залягає безпосередньо на «базальтовому» шарі.
Між гранито-гнейсовой і «базальтовим» шарами знаходиться сейсмічний розділ, званий розділом Конрада. Відразу нижче цього розділу швидкість поздовжніх сейсмічних хвиль зазвичай зростає до 6,6 км / с або більше. Вона може збільшитися до підошви кори до 7,3 км / с.
В даний час встановлено, що «базальтовий» шар, званий також «нижній корою», складний переважно метаморфічними породами гранулитовой фації метаморфізму, серед яких основну роль відіграють плагіогнейси з гранатом і піроксеном при майже повній відсутності слюд (Б. Г. Лутц). Тут же присутні анортозити, чарнокіти, а також інші основні інтрузивні породи. Саме такий комплекс порід оголюється на кристалічних щитах там, де передбачається відсутність гранито-гнейсового шару. Тому В.В.Белоусов назвав цей шар не «базальтовим», а гранулито-базитових.
У самій нижній частині кори, судячи з Ксеноліти кімберлітових трубок, в ряді місць, але не скрізь, залягає шар еклогітов невеликої потужності. Корови Еклогіт, що складається з граната і піроксену, являє собою результат застигання базальтової магми під тиском і має надзвичайно високою щільністю (3,6 г / см 3). Освіта його треба ставити в зв'язок з виділенням базальту з верхньої мантії. Про цей процес йтиметься нижче.
Океанічна кора. Вона відрізняється від материкової значно меншою товщиною. Тверда океанічна кора має товщину зазвичай близько 6-7 км. Якщо прийняти середню товщину водного покриву в 5 км, то підошва океанічної кори (розділ Мохо) виявиться на глибині 11-12 км.
Океанічна кора відрізняється від материкової і своїм складом. Вона позбавлена гранито-гнейсового шару. Тонкий, не більше кількох сотень метрів завтовшки, осадовий шар залягає на базальтовому, «другому», шарі. Потужність останнього зазвичай 1,0--1,5 км. Швидкість поздовжніх сейсмічних хвиль в ньому 5,0--5,5 км / с. Нижче знаходиться «третій» шар, званий також «океанічним», склад якого, як уже вказувалося, невідомий, але за різними ознаками можна припускати, що він складний і складається з різних основних і ультраосновних магматичних порід - габро, перідотітов, пироксенитов. Багато з порід серпентінізірованних. Деякі дослідники припускають значну роль в цьому шарі амфиболитов. Сейсмічні швидкості в третьому шарі 6,5--7,0 км / с.
Зміни в будові кори спостерігаються в зоні серединних хребтів, де у напрямку до осі хребта третій шар виклінівается і потужність другого шару значно збільшується (до 5 км). Крім того, спостерігається значне збільшення (до 15-20 км) загальної потужності океанічної кори під асейсмічнимі хребтами. Навпаки, під океанічними глибоководними жолобами тверда кора виявляється дуже тонкою - 3-4 км.
Крім материкового і океанічного типів кори існують ще її проміжні типи. Таких типів, як це було встановлено І.П.Космінской, два: субокеанічним і субконтинентальним.
Субконтинентальна кора. Цей тип кори характерний для околиць материків і острівних дуг. Така кора має, загалом, материковое будова, але відрізняється перш за все меншою потужністю, ніж типова материкова кора. Спостерігається загальне зменшення потужності кори до периферії материка. Наприклад, в центральних областях Північної Америки потужність кори переважно близько 40 км, поблизу берега Атлантичного океану вона зменшується до 30 км, а в прибережній зоні Каліфорнії вона не більше 18 км (рис. 85). В Євразії від центральних областей материка до його периферії середня потужність кори зменшується від 50 до 35 км. На острівних дугах товщина кори 30-35 км. Відповідно, «коріння гір» на околицях материків і на острівних дугах виявляються менш глибокими, ніж в центрі материка.
Другою відмінністю субконтинентальной кори є відсутність чітко вираженого розділу Конрада: перехід від гранито-гнейсового шару до гранулито-базитових в ній поступовий. Це остання властивість субконтинентальной кори особливо ясно проявляється на острівних дугах.
Зазначене звичайне поділ кори на 2-3 шару - лише дуже наближена схема. Часто-густо кількість шарів, що розрізняються швидкостями сейсмічних хвиль або поділюваних поверхнями, від яких сейсмічні хвилі відбиваються, виявляється значно більшим. При цьому важко буває визначити, яку саме поверхню розділу слід вважати розділом Конрада.
Зіставлення даних, отриманих сейсмічними методами в різних районах, призводить до висновку, що кількість шарів в корі, їх товщина і властиві їм сейсмічні швидкості змінюються на близьких відстанях. Земна кора виявляється розділеної на блоки невеликого розміру (десятки і деякі сотні кілометрів в діаметрі), що мають різний внутрішню будову. Ті ж дані показують, що кордони між такими блоками часто виражені в формі вертикальних розламів, що проходять через всю кору.
Перейти до завантаження файлу