Литосфера: общая характеристика

Размещено на http://www.allbest.ru/

Введение

Литосфера (от греч. -- камень и -- шар, сфера) -- это внешняя твёрдая оболочка Земли, состоящая из земной коры и части верхней мантии. Термин "литосфера" был введён американским геологом Дж.Баррелом.

Нижняя граница литосферы Земли нечёткая и определяется резким уменьшением вязкости пород, понижением скорости распространения сейсмических волн и увеличением электропроводности пород. Эта область получила название "астеносфера" (от др.-греч. asthees -- слабый и др.-греч. ) и является верхним пластичным слоем в верхней мантии Земли.

Верхняя граница литосферы ограничена гидросферой и атмосферой.

Мощность литосферы составляет от 5 до 200 км. Наименьшая она под рифтами -- центральными зонами срединно-океанических хребтов в которых формируется океаническая земная кора, наибольшая -- над кратонами -- древними ядрами материков. Таким образом наименьшую толщину литосфера имеет над наиболее нагретыми участками, в частности из трещин рифтовых зон довольно часто происходят излияния базальтов, а наибольшую -- над наиболее холодными, теми где мантия залегает наиболее глубоко от поверхности Земли.

Литосфера неоднородна по своему строению. В ней выделяют два слоя, по реакции на длительно действующие нагрузки. Верхний слой литосферы -- упругий и включают в себя земную кору. Нижний -- пластичный, включающий в себя часть верхней мантии. Кроме того по всей толщине литосферы встречаются горизонты с пониженной вязкостью, по которым происходит проскальзывание разных литосферных слоёв. Это явление получило название расслоенности литосферы.

В составе литосферы Земли выделяют подвижные области -- складчатые пояса и относительно стабильные платформы, которые перемещаются по астеносфере.

Литосфера Земли состоит из двух слоев: земной коры и части верхней мантии. Границей между ними является т.н. граница Мохоровичича, выделяемая на основании увеличения скорости распространения продольных сейсмических волн и плотности вещества.

Земная кора -- это верхняя твёрдая оболочка Земли. Кора не является уникальным образованием, присущим только Земле, т.к. есть на большинстве планет земной группы, спутнике Земли -- Луне и спутниках планет-гигантов: Юпитера, Сатурна, Урана и Нептуна. Однако только на Земле кора бывает двух типов: океанической и континентальной. В пограничных областях развивается земная кора промежуточного типа -- субконтинентальная или субокеаническая, формирующаяся, например, в зонах островных дуг. В зонах срединно-океанических хребтов можно выделить кору рифтогенного типа, в связи с отсутствием в этих зонах габбро-серпентинитового слоя и близким положением астеносферы.

Океаническая земная кора состоит из трёх слоёв: верхнего осадочного, промежуточного базальтового и нижнего габбро-серпентинитового, который до последнего времени включался в состав базальтового.

Толщина её составляет от 2 км в зонах срединно-океанических хребтов до 130 км в зонах субдукции, где океаническая кора погружается в мантию. Связано данное различие с тем, что в зонах срединно-океанических хребтов океаническая кора образуется, по мере удаления от хребтов её мощность возрастает, редко превышая значение в 7 км, достигая максимума в зонах погружения коры в верхнюю мантию. Наибольшее количество зон субдукции приходится на Тихий океан; с ними связывают мощные моретрясения.

Осадочный слой, покрывающий расплав невелик: его толщина редко превышает 0,5 км, лишь вблизи дельт крупных рек достигая толщины в 10-12 км. Состоит осадочный слой из песка, отложений остатков животных и осаждённых минералов. В его основании часто залегают тонкие не выдержанные по простиранию металлоносные осадки с преобладанием оксидов железа. Нижняя часть слоя сложена карбонатными породами, которые на больших глубинах не обнаруживаются, в связи с растворением при большом давлении раковин фораминифер и кокколитофорид, слагающих карбонатные породы. На глубинах превышающих 4,5 км карбонатные породы замещаются красными глубоководными глинами и кремнистыми илами.

Базальтовый слой в верхней части сложен базальтовыми лавами толеитового состава, которые называют ещё подушечными из-за характерной формы. Ниже лежит дайковый комплекс, образованный долеритовыми дайками. Дайки представляют собой каналы, по которым базальтовая лава изливалась на поверхность. По этой причине базальтовый слой обнажается во многих местах примыкающих к срединно-океаническим хребтам.

В зонах субдукции базальтовый слой превращается в экголиты, которые имея плотность больше чем окружающие перидотиты (самые распространённые мантийные породы) погружаются в глубину. Масса экголитов в настоящее время составляет около 7 % от массы всей мантии Земли.

Габбро-серпентинитовый слой лежит непосредственно над верхней мантии. В его составе выделяются габброиды и серпентинизированный перидотит, образующиеся соответственно при медленной кристаллизации базальтовых расплавов в магматическом очаге и при гидратации основных пород мантии по трещинам литосферы. Мощность слоя составляет 3-6 км; он прослеживается во всех океанах. Скорости продольных сейсмических волн в пределах слоя составляют 6,5-7 км/сек.

Возраст океанической земной коры в среднем составляет 100 млн. лет. Самые старые участки океанической земной коры имеют возраст 156 млн. лет (поздняя юра) и располагаются во впадине Пиджафета в Тихом океане.

Столь молодой возраст объясняется постоянным образованием и поглощением океанической коры. Ежегодно в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов в результате происходящей под ними сепарации базальтовой лавы и её излияния на поверхность океанического дна образуется 24 км3 магматических пород массой 70 млрд. тонн. Если учесть, что общая масса океанической земной коры согласно расчётам составляет 5,9Ч1018 тонн, то получается, что вся океаническая кора обновляется за 100 млн. лет, что и принимается за её средний возраст. Толщина океанической земной коры со временем практически не меняется, в связи с построением её из выделившегося расплава.

Океаническая земная кора сосредоточена не только в пределах ложа Мирового океана. Небольшие древние её участки известны в закрытых бассейнах, примером которых может служить северная впадина Каспийского моря. Общая площадь океанической земной коры составляет 306 млн.км2.

Континентальная земная кора, как видно из названия, лежит под континентами Земли и крупными островами. В отличие от океанической континентальная земная кора состоит из трёх слоёв: верхнего осадочного, среднего гранитного и нижнего базальтового. Толщина подобного типа земной коры под молодыми горами достигает 75 км, под равнинами составляет от 35 до 45 км, под островными дугами сокращается до 20-25 км.

Осадочный слой континентальной земной коры формируется: глинистыми отложениями и карбонатами мелководных морских бассейнов в пределах протерозойских платформ; грубообломачными фациями, сменяемыми выше по разрезу песчано-глинистыми отложениями и карбонатами прибрежных фаций в краевых прогибах и на пассивных окраинах континентов атлантического типа.

Гранитный слой земной коры формируется в результате вторжения магмы в трещины земной коры. Состоит из кремнезёма, алюминия и других минералов. Мощность гранитного слоя достигает 25 км. Скорость продольных сейсмических волн составляет от 5,5 до 6,3 км/сек. Слой очень древний: его средний возраст около 3 млрд. лет.

На глубинах 15-20 км, часто прослеживается граница Конрада, вдоль которой скорость распространения продольных сейсмических волн увеличивается на 0,5 км/сек. Граница разделяет гранитный и базальтовый слои.

Базальтовый слой формируется при излиянии основных (базальтовых) лав на поверхность суши в зонах внутриплитного магматизма. Базальт тяжелее гранита, содержит больше железа, магния и кальция. Скорость продольных сейсмических волн в пределах слоя от 6,5 до 7,3 км/сек.

Граница между гранитным и базальтовыми слоями в ряде мест проходит по т.н. поверхности Конрада, в пределах которой происходит скачкообразный рост скорости продольных сейсмических волн с 6 до 6,5 км/сек. В других местах скорость продольных сейсмических волн растёт постепенно и граница между слоями размыта. И, наконец, есть области, где наблюдаются сразу несколько поверхностей в пределах которых происходит возрастание сейсмических волн.

Общая масса земной коры оценивается в 2,8Ч1019 тонн, что составляет лишь 0,473% от массы всей планеты Земля.

Снизу земная кора отделена от верхней мантии границей Мохоровичича или Мохо, установленной в 1909 году хорватским геофизиком и сейсмологом Андреем Мохоровичичем. На границе происходит резкий рост скоростей продольных и поперечных сейсмических волн. Возрастает также плотность вещества. Граница Мохо может не совпадать с границами земной коры, по-видимому разделяя области разного химического состава: лёгкие кислые земной коры и плотные ультраосновные мантийные.

Слой лежащий под земной корой называется мантией. Мантия делится слоем Голицына на верхнюю и нижнюю, граница между которыми проходит на глубине около 670 км.

В пределах верхней мантии выделяется астеносфера -- пластинчатый слой, в пределах которого скорости сейсмических волн понижаются.

В составе земной коры -- множество элементов, но основную её часть составляют кислород и кремний.

Средние значения химических элементов в земной коре носят название кларков. Название было введено советским геохимиком А.Е. Ферсманом в честь американского геохимика Франка Уиглсуорта Кларка, который проанализировав результаты анализа тысяч образцов пород рассчитал средний состав земной коры. Вычисленный Кларком состав земной коры был близок к граниту -- распространённой магматической горной породе в континентальной земной коре Земли.

После Кларка определением среднего состава земной коры занялся норвежский геохимик Виктор Гольдшмидт. Гольдшмидт сделал предположение, что ледник, двигаясь по континентальной коре соскребает и смешивает выходящие на поверхность горные породы. Поэтому ледниковые отложения или морены отражают средний состав земной коры. Проанализировав состав ленточных глин, отложившихся на дне Балтийского моря во время последнего оледенения, учёный получил состав земной коры, который очень походил на состав земной коры вычисленный Кларком.

В последствии состав земной коры изучался советскими геохимиками Александром Виноградовым, Александром Роновым, Алексеем Ярошевским, немецким учёным Г. Ведеполем.

После анализа всех научных работ было выяснено, что наиболее распространенным элементом в составе земной коре является кислород. Его кларк -- 47%. Следующий аосле кислорода по распространенности химический элемент -- кремний с кларком 29,5%. Остальными распространенными элементами являются: алюминий (кларк 8,05), железо (4,65), кальций (2,96), натрий (2,5), калий (2,5), магний (1,87) и титан (0,45). В совокупности на эти элементы составляют 99,48% от всего состава земной коры; они образуют многочисленные химические соединения. Кларки остальных 80 элементов составляют всего 0,01-0,0001 и поэтому такие элементы называются редкими. Если же элемент не только редкий, но и обладает слабой способностью к концентрированию, его называют редким рассеянным.

В геохимии также употребляют термин «микроэлементы», под которым понимают элементы, кларки которых в данной системе менее 0,01. А.Е. Ферсман построил график зависимости атомных кларков для чётных и нечётных элементов периодической системы. Выявилось, что с усложнением строения атомного ядра кларки уменьшаются. Но линии, построенные Ферсманом, оказались не монотонными, а ломанными. Ферсман прочертил гипотетическую среднюю линию: элементы, расположенные выше этой линии, он назвал избыточными (О, Si, Са, Fe, Ва, РЬ и т.д.), ниже -- дефицитными (Ar, Не, Ne, Sc, Со, Re и т.д.).

Ознакомиться с распространением важнейших химических элементов в земной коре можно с помощью этой таблицы:

океанический земной кора литосфера

Таблица 1

Хим. элемент	Порядковый номер	Содержание, в % от массы всей земной коры	Молярная масса	Содержание, % количество вещества
Кислород O	8	49,13	16	53,52
Кремний Si	14	26,0	28,1	16,13
Алюминий Al	13	7,45	27	4,81
Железо Fe	26	4,2	55,8	1,31
Кальций Ca	20	3,25	40,1	1,41
Натрий Na	11	2,4	23	1,82
Калий K	19	2,35	39,1	1,05
Магний Mg	12	2,35	34,3	1,19
Водород H	1	1,00	1	17,43
Титан Ti	22	0,61	47,9	0,222
Углерод C	6	0,35	12	0,508
Хлор Cl	17	0,2	35,5	0,098
Фосфор Р	15	0,125	31,0	0,070
Сера S	16	0,1	32,1	0,054
Марганец Mn	25	0,1	54,9	0,032
Фтор F	9	0,08	19,0	0,073
Барий Ва	56	0,05	137,3	0,006
Азот N	7	0,04	14,0	0,050
Прочие элементы		~0,2

Распределение химических элементов в земной коре подчиняется следующим закономерностям:

1. Закону Кларка-Вернадского, который гласит, что все химические элементы есть везде (закон о всеобщем рассеянии);

2. С усложнением строения атомного ядра химических элементов, его утяжелением, кларки элементов уменьшаются (Ферсман);

3. В земной коре преобладают элементы с чётными порядковыми номерами и атомными массами.

4. Среди соседних элементов у четных всегда кларки выше, чем у нечетных (установили итальянский ученый Оддо и американский Гаркис).

5. Особенно велики кларки элементов, атомная масса которых делится на 4 (O, Mg, Si, Са...), а начиная с Аl, наибольшими кларками обладает каждый 6-й элемент (O, Si, Са, Fe).

1.Состав верхней мантии

Проблема состава, структуры и минеральных ассоциаций глубинных земных оболочек или геосфер, конечно, еще далека от окончательного решения, однако новые экспериментальные результаты и идеи существенно расширяют и детализируют соответствующие представления. Согласно современным взглядам, в составе мантии преобладает сравнительно небольшая группа химических элементов: Si, Mg, Fe, Al, Ca и О. Предлагаемые модели состава геосфер в первую очередь основываются на различии соотношений указанных элементов (вариации Mg/(Mg + Fe) = 0,8-0,9; (Mg + Fe)/Si = 1,2Р1,9), а также на различиях в содержании Al и некоторых других более редких для глубинных пород элементов. В соответствии с химическим и минералогическим составом эти модели получили свои названия: пиролитовая (главные минералы - оливин, пироксены и гранат в отношении 4 : 2 : 1), пиклогитовая (главные минералы -пироксен и гранат, а доля оливина снижается до 40%) и эклогитовая, в которой наряду с характерной для эклогитов пироксен-гранатовой ассоциацией присутствуют и некоторые более редкие минералы, в частности Al-содержащий кианит Al2SiO5 (до 10 вес. %). Однако все эти петрологические модели относятся прежде всего к породам верхней мантии, простирающейся до глубин ~670 км.

В отношении валового состава более глубоких геосфер лишь допускается, что отношение оксидов двухвалентных элементов (МО) к кремнезему (МО/SiO2) ~ 2, оказываясь ближе к оливину (Mg, Fe)2SiO4, чем к пироксену (Mg, Fe)SiO3, а среди минералов преобладают перовскитовые фазы (Mg, Fe)SiO3 с различными структурными искажениями, магнезиовюстит (Mg, Fe)O со структурой типа NaCl и некоторые другие фазы в значительно меньших количествах.

Все предложенные модели весьма обобщенные и гипотетичные. Пиролитовая модель верхней мантии с преобладанием оливина предполагает ее значительно большую близость по химическому составу со всей более глубокой мантией. Наоборот, пиклогитовая модель предполагает существование определенного химического контраста между верхней и остальной мантиями. Более частная эклогитовая модель допускает присутствие в верхней мантии отдельных эклогитовых линз и блоков.

Большой интерес представляет попытка согласовать структурно-минералогические и геофизические данные, относящиеся к верхней мантии. Уже около 20 лет допускается, что увеличение скоростей сейсмических волн на глубине ~410 км преимущественно связано со структурной перестройкой оливина a-(Mg, Fe)2SiO4 в вадслеит b-(Mg, Fe)2SiO4, сопровождающейся образованием более плотной фазы с большими значениями коэффициентов упругости. Согласно геофизическим данным, на таких глубинах в недрах Земли скорости сейсмических волн возрастают на 3-5%, тогда как структурная перестройка оливина в вадслеит (в соответствии со значениями их модулей упругости) должна сопровождаться увеличением скоростей сейсмических волн примерно на 13%. Вместе с тем результаты экспериментальных исследований оливина и смеси оливин-пироксен при высоких температурах и давлениях выявили полное совпадение рассчитанного и экспериментального увеличения скоростей сейсмических волн в интервале глубин 200-400 км.

Поскольку оливин обладает примерно такой же упругостью, как и высокоплотные моноклинные пироксены, эти данные должны были бы указывать на отсутствие в составе нижележащей зоны граната, обладающего высокой упругостью, присутствие которого в мантии неизбежно вызвало бы более значительное увеличение скоростей сейсмических волн. Однако эти представления о безгранатовой мантии вступали в противоречие с петрологическими моделями ее состава.

Таблица 2. Минеральный состав пиролита (по Л. Лиу, 1979)

Так появилась идея о том, что скачок в скоростях сейсмических волн на глубине 410 км связан в основном со структурной перестройкой пироксен-гранат внутри обогащенных Na частей верхней мантии. Такая модель предполагает почти полное отсутствиеконвекции в верхней мантии, что противоречит современным геодинамическим представлениям. Преодоление этих противоречий можно связать с недавно предложенной более полной моделью верхней мантии [2], допускающей вхождение атомов железа и водорода в структуру вадслеита.

Рис. 1. Изменение объемных про- порций минералов пиролита при возрастании давлений (глуби- ны), по М. Акаоги (1997). Условные обозначения минералов: Ol -оливин, Gar - гранат, Cpx -моноклинные пироксены, Opx -ромбические пироксены, MS - "модифицирован- ная шпинель", или вадслеит (b-(Mg, Fe)2SiO4), Sp -шпинель, Mj - меджорит Mg3(Fe, Al, Si)2(SiO4)3, Mw - магнезиовюстит (Mg, Fe)O, Mg-Pv -Mg-перовскит, Cа-Pv-Cа- перовс- кит, X - предпо- лагаемые Al-содер- жащие фазы со структурами типа ильменита, Cа-феррита и/или голландита

В то время как полиморфный переход оливина в вадслеит не сопровождается изменением химического состава, в присутствии граната возникает реакция, приводящая к образованию вадслеита, обогащенного Fe по сравнению с исходным оливином. Более того, вадслеит может содержать значительно больше по сравнению с оливином атомов водорода. Участие атомов Fe и Н в структуре вадслеита приводит к уменьшению ее жесткости и соответственно уменьшению скоростей распространения сейсмических волн, проходящих сквозь этот минерал.

Кроме того, образование обогащенного Fe вадслеита предполагает вовлечение в соответствующую реакцию большего количества оливина, что должно сопровождаться изменением химического состава пород вблизи раздела 410. Идеи об этих трансформациях подтверждаются современными глобальносейсмическими данными. В целом минералогический состав этой части верхней мантии представляется более или менее ясным. Если говорить о пиролитовой минеральной ассоциации (табл. 1), то ее преобразование вплоть до глубин ~800 км исследовано достаточно детально и в обобщенном виде представлено на рис. 2. При этом глобальной сейсмической границе на глубине 520 км соответствует перестройка вадслеита b-(Mg, Fe)2SiO4 в рингвудит - g-модификацию (Mg, Fe)2SiO4 со структурой шпинели. Трансформация пироксен (Mg, Fe)SiO3 гранат Mg3(Fe, Al, Si)2Si3O12 осуществляется в верхней мантии в более широком интервале глубин. Таким образом, вся относительно гомогенная оболочка в интервале 400-600 км верхней мантии в основном содержит фазы со структурными типами граната и шпинели.

Все предложенные в настоящее время модели состава мантийных пород допускают содержание в них Al2O3 в количестве ~4 вес. %, которое также влияет на специфику структурных превращений. При этом отмечается, что в отдельных областях неоднородной по составу верхней мантии Al может быть сосредоточен в таких минералах, каккорунд Al2O3 или кианит Al2SiO5 , который при давлениях и температурах, cответствующих глубинам ~450 км, трансформируется в корунд и стишовит - модификацию SiO2, структура которой содержит каркас из SiO6 октаэдров. Оба этих минерала сохраняются не только в низах верхней мантии, но и глубже.

Важнейший компонент химического состава зоны 400-670 км - вода, содержание которой, по некоторым оценкам, составляет ~0,1 вес. % и присутствие которой в первую очередь связывают с Mg-силикатами [3]. Количество запасенной в этой оболочке воды столь значительно, что на поверхности Земли оно составило бы слой мощностью 800 м

Платформы -- это относительно устойчивые участки земной коры. Возникают они на месте существовавших ранее складчатых сооружений высокой подвижности, образующихся при замыкании геосинклинальных систем, путём последовательного их превращения в тектонически стабильные участки.

Характерной чертой строения всех литосферных платформ Земли является их строение из двух ярусов или этажей.

Нижний структурный этаж называется также фундаментом. Сложен фундамент из сильно дислоцированных метаморфизованных и гранитизированных пород, пронизанных интрузиями и тектоническими разломами.

По времени образования фундамента платформы делятся на древние и молодые.

Древние платформы, составляющие к тому же ядра современных материков и называемые кратонами, имеют докембрийский возраст и сформировались в основном к началу позднего протерозоя. Древние платформы разделяются на 3 типа: лавразийский, гондванский и переходный.

К первому типу относятся Северо-Американская (Лавренция), Восточно-Европейская и Сибирская (Ангарида) платформы, образованные в результате распада суперконтинента Лавразия, который в свою очередь образовался после распада протоконтинента Пангея.

Ко второму: Южно-Американская, Африкано-Аравийская, Индостанская, Австралийская и Антарктическая. Антарктическая платформа до палеозойской эры была разделена на Западную и Восточную платформу, которые объединились лишь в палезойской эре. Африканская платформа в архее была разделена на протоплатформы Конго (Заир), Калахари (Южно-Африканская), Сомали (Восточно-Африканская), Мадагаскар, Аравия, Судан, Сахара. После распада суперконтинента Пангея африканские протоплатформы, за исключением Аравийской и Мадагаскарской, объединились. Окончательное объединение произошло в палеозойскую эру, когда Африканская платформа превратилась в Африкано-Аравийскую платформу в составе Гондваны.

К третьему промежуточному типу относятся платформы небольшого размера: Сино-Корейская (Хуанхэ) и Южно-Китайская (Янцзы), которые в разное время являлись как частью Лавразии, так и частью Гондваны.

Рис.2 Платформы и геосинклинальные пояса литосферы

В фундаменте древних платформ участвуют архейские и раннепротерозойские образования. В пределах Южно-Американской и Африканской платформ часть образований относится к верхнепротерозойскому времени. Образования глубокометаморфизованы (амфиболитовая и гранулитовая фации метаморфизма); главную роль среди них играют гнейсы и кристаллические сланцы, широко распространены граниты. Поэтому такой фундамент называют гранитогнейсовым или кристаллическим.

Молодые платформы сформировались в палеозойское или позднекембрийское время, они окаймляют древние платформы. Их площадь лишь 5% от всей площади континентов. Фундамент платформ сложен фанерозойскими осадочно-вулканическими породами, испытавшими слабый (зеленосланцевая фация) или даже только начальный метаморфизм. Встречаются блоки более глубокометаморфизованных древних, докембрийских, пород. Граниты и другие интрузивные образования, среди которых следует отметить офиолитовые пояса, играют подчиненную роль в составе. В отличие от фундамента древних платформ фундамент молодых именуется складчатым.

В зависимости от времени завершения деформаций фундамента разделение молодых платформ на эпибайкальские (наиболее древние), эпикаледонские и эпигерцинские.

К первому типу относятся Тимано-Печорская и Мизийская платформы Европейской России.

Ко второму типу относятся Западно-Сибирская и Восточно-Австралийская платформы.

К третьему: Урало-Сибирская, Среднеазиатская и Предкавказская платформы.

Между фундаментом и осадочным чехлом молодых платформ часто выделяется промежуточный слой, к которому относятся образования двух типов: осадочное, молассовое или молассово-вулканическое выполнение межгорных впадин последнего орогенного этапа развития подвижного пояса, предшествовавшего образованию платформы; обломочное и обломочно-вулканогенное выполнение грабенов, образованных на стадии перехода от орогенного этапа к раннеплатформенному

Верхний структурный этаж или платформенный чехол сложен неметаморфизованными осадочными породами: карбонатными и мелководными песчано-глинистыми в платформенных морях; озёрными, аллювиальными и болотными в условиях гумидного климата на месте бывших морей; эоловыми и лагунными в условиях аридного климата. Породы залегают горизонтально с размывами и несогласием в основании. Мощность осадочного чехла обычно 2-4 км.

В ряде мест осадочный слой в результате поднятия или размыва отсутствует и фундамент выходит на поверхность. Такие участки платформ называют щитами. На территории России известны Балтийский, Алданский и Анабарский щиты. В пределах щитов древних платформ выделяют три комплекса пород архейского и нижнепротерозойского возраста:

Зеленокаменные пояса, представленные мощными толщами закономерно перемежающихся пород от ультраосновных и основных вулканитов (от базальтов и андезитов к дацитам и риолитам) к гранитам. Их протяжённость до 1000 км при ширине до 200 км.

Комплексы орто- и пара- гнейсов, образующие в сочетании с гранитными массивами поля гранитогнейсов. Гнейсы отвечают по составу гранитам и обладают гнейсовидной текстурой.

Гранулитовые (гранулито-гнейсовые) пояса, под которыми понимаются метаморфические породы, сформировавшиеся в условиях средних давлений и высоких температур (750-1000° C) и содержащие кварц, полевой шпат и гранат.

Участки где фундамент перекрыт всюду мощным осадочным чехлом называют плитами. Большинство молодых платформ по этой причине называют иногда просто плитами.

Наиболее крупными элементами платформ являются синеклизы: обширные впадины или прогибы с углами наклона всего в несколько минут, что соотвествуют первым метрам на километр движения. В качестве примера синеклиз можно назвать Московскую с центром вблизи одноименного города и Прикаспийскую в пределах Прикаспийской низменности. В противоположность синеклизам крупные поднятия платформ называются антеклизами. На Европейской территории России известны Белорусская, Воронежская и Волго-Уральская антеклизы.

Крупными отрицательными элементом платформ являются также грабены или авлакогены: узкие протяжённые участки, линейно ориентированные и ограниченные глубинными разломами. Бывают простыми и сложными. В последнем случае наряду с прогибами в их состав входят поднятия -- горсты. Вдоль авлакогенов развит эффузивный и интрузивный магматизм с которым связано формирование вулканических покровов и трубок взрыва. Все магматические породы в пределах платформ называются траппами.

Более мелкими элементами являются валы, купола и т.д.

Литосферные платформы испытывают вертикальные колебательные движения: поднимаются или опускаются. С подобными движениями связывают неоднократно происходившие в течении всей геологической истории Земли трансгрессии и регрессии моря.

В Центральной Азии с новейшими тектоническими движениями платформ связывают образование горных поясов Центральной Азии: Тянь-Шаня, Алтая, Саян и т.д. Подобные горы называют возрожденными (эпиплатформы или эпиплатформенные орогенные пояса или вторичные орогены). Они формируются в эпохи оррогенеза в районах примыкающих к геосинклинальным поясам.

2.Складчатые пояса континентов

2.1 Общая характеристика складчатых поясов

Крупные складчатые пояса, разделяющие и обрамляющие древние платформы с докембрийским (архей, нижний и средний протерозой) фундаментом, начали формироваться в позднем протерозое (1,0--0,85 млрд лет). Протяженность складчатых поясов составляет многие тысячи километров, ширина обычно превышает тысячу километров. Главными складчатыми поясами планеты являются следующие (рис.).

1. Тихоокеанский (Круготихоокеанский) пояс, обрамляющий впадину Тихого океана и отделяющий ее от древних платформ (кратонов): Гиперборейской на севере, Сибирской, Китайско-Корейской, Южно-Китайской, Австралийской на западе, Антарктической на юге и Северо- и Южно-Американских на востоке. Этот пояс нередко делится на два -- Западно- и Восточно-Тихоокеанские; последний именуется еще Кордильерским.

Рис. 3 Главные складчатые пояса фанерозоя, по К. Сайферту, Л. Сиркину (1979), с изменениями: 1 -- складчатые пояса (Т -- Тихоокеанский, УО -- Урало-Охотский, С -- Средиземноморский, СА -- Северо-Атлантический, А -- Арктический); 2 -- древние платформы (кратоны) и их фрагменты

2. Урало-Охотский, или Урало-Монгольский, пояс, простирающийся от Баренцева и Карского до Охотского и Японского морей и отделяющий Восточно-Европейскую и Сибирскую древние платформы от Таримской и Китайско-Корейской. Имеет дугообразную форму с выпуклостью к юго-западу. Северная часть пояса простирается субмеридионально и именуется Урало-Сибирским поясом, южная простирается субширотно и называется Центральноазиатским поясом. На севере сочленяется с Северо-Атлантическим и Арктическим поясами, на востоке -- с Западно-Тихоокеанским.

3. Средиземноморский пояс пересекает земной шар в широтном направлении от Карибского до Южно-Китайского моря, отделяя южную группу древних платформ, до середины юры составлявшую суперконтинент Гондвану, от северной группы: Северо-Американской, Восточно-Европейской, Таримской, Китайско-Корейской. На западе сочленяется с Восточно-Тихоокеанским (Кордильерским), на востоке -- с Западно-Тихоокеанским поясами. После полного раскрытия в середине мела Атлантического океана пояс замкнулся на западе, упираясь в последний. В районе Южного Тянь-Шаня практически смыкается с Урало-Охотским поясом.

4. Северо-Атлантический пояс отделяет Северо-Американский кратон от Восточно-Европейского и на юге сочленяется со Средиземноморским поясом, а на севере -- с Арктическим на западе и Урало-Охотским на востоке.

5. Арктический пояс протягивается от Таймыра на северо-востоке до Гренландии вдоль современных северных окраин Азии и Северной Америки, отделяя Сибирский и Северо-Амсриканский кратоны от Гиперборейского (Арктиды). На западе он сочленяется с Урало-Охотским поясом, на востоке -- с Северо-Атлантическим.

Все перечисленные складчатые пояса возникли в своей основной части в пределах древних океанских бассейнов или на их периферии (Тихий океан). Предшественником Урало-Охотского юл был Палеоазиатский океан, Средиземноморского пояса -- океан Тетис, Северо-Атлантического пояса -- океан Япетус, Арктического пояса -- Бореальный океан. Свидетельством океанского происхождения складчатых поясов является присутствие в них многочисленных выходов офиолитов -- реликтов океанской коры литосферы. Все названные океаны, кроме Тихого, были вторичными, образованными в результате раздробления и деструкции суперконтинента Пангея I, объединявшего в среднем протерозое современные древние платформы. Доказательством такого их происхождения является присутствие в них многочисленных блоков раннедокембрийской континентальной коры -- микроконтинентов и несогласное срезание контурами поясов элементов ранней структуры древних платформ; примером последнего могут служить восточные и южные ограничения Восточно-Европейской платформы.

Со времени заложения в позднем протерозое складчатые пояса прошли сложную и длительную историю развития. Эта история включала заложение в их пределах новых глубоководных морских бассейнов с корой океанского или переходного типа, возникновение среди них вулканических и невулканических островных дуг, замыкание этих и ранее существовавших бассейнов в результате столкновения ограничивающих их континентальных глыб или островных дуг или, наконец, этих дуг между собой или с континентальными глыбами. Эти процессы протекали разновременно в разных частях одного и того же пояса. Тем не менее в глобальном масштабе статистически намечаются определенные эпохи заложения бассейнов с океанской корой и окончания их развития с новообразованием континентальной коры -- эпохи орогенеза.

Главными эпохами орогенеза являлись байкальская в конце кембрия, каледонская в конце силура -- начале девона, герцинская в позднем палеозое, киммерийская в конце юры -- начале мела, альпийская в олигоцене -- квартере. Они завершают циклы продолжительностью 150--200 млн лет, впервые выделенные еще в XIX в. французским геологом М. Бертраном и поэтому заслуживающие название циклов Бертрана. Каледонская эпоха являлась завершающей для Северо-Атлантического складчатого пояса, герцинская -- для большей части Урало-Охотского пояса, киммерийской эпохой завершилось развитие Арктического пояса. Тихоокеанский и Средиземноморский пояса сохранили свою высокую подвижность до наших дней. Все эти складчатые пояса пережили более одного цикла Бертрана, и продолжительность их активного развития охватывает многие сотни миллионов лет. Полный цикл эволюции складчатого пояса, от возникновения до закрытия океана, получил название цикла Вилсона, в честь канадского геофизика, одного из основоположников тектоники плит. Циклы Вилсона проявляются в масштабе всего или почти всего пояса, в то время как составляющие их циклы Бертрана и завершающие их эпохи орогенеза затрагивают лишь отдельные его части.

Существует два главных типа складчатых поясов. Один из них составляют межконтинентальные пояса, возникшие на месте вторичных океанов, образовавшихся в свою очередь в результате деструкции среднепротерозойского суперконтинента -- Пангеи I. К этому типу принадлежат все перечисленные выше складчатые пояса, кроме тихоокеанских. Последние составляют второй тип складчатых поясов -- окраинно-континентальный, образовавшийся на границе Пангеи I и ее фрагментов с Панталассой -- предшественницей Тихого океана. Межконтинентальные пояса заканчивают свое развитие полным поглощением океанской коры и столкновением -- коллизией -- ограничивающих их континентов. Окраинноконтинентальные пояса еще не закончили свое развитие, и кора Тихого океана продолжает субдуцироваться под эти пояса. Вот почему пояса первого типа именуются еще коллизионными, а второго типа --субдукционными.

Судьба складчатых поясов после окончания их активного развития обычно заключалась в постепенном срезании их горного рельефа и складчато-надвиговых структур денудацией и смене орогенного режима более спокойным, платформенным (см. гл. 13). В дальнейшем отдельные части поясов перекрывались осадочным чехлом и превращались в плиты молодых платформ, как это произошло с северной, западносибирской, частью Урало-Охотского пояса (кроме самого Урала и Енисейского кряжа) и с северной периферией Средиземноморского пояса, ныне занятой Западно-Европейской, Скифской и Туранской плитами. Другие части пояса в новейшую эпоху испытывали повторное горообразование уже во внутриконтинентальных условиях; примеры -- Урал, Тянь-Шань, Алтай и ряд других горных сооружений в Урало-Охотском поясе, горные массивы Западной и Центральной Европы -- Иберийская Месета, Центральный Французский, Богемский (Чешский) массивы, Гарц, Судеты и другие в Средиземноморском поясе (см. гл. 14).

Нередки также области внутри будущих складчатых поясов, на площади которых в результате проявления одного или двух циклов Бертрана произошло закрытие океанского бассейна, складчатость, горообразование, а затем относительно кратковременное ослабление тектонической активности, которое сменилось новым рифтингом, повторным раскрытием океанского бассейна и дальнейшей его эволюцией в направлении орогенеза. Такова, например, история западной и южной частей Средиземноморского пояса в позднем палеозое, испытавших герцинский орогенез, затем переживших платформенную или близкую к ней («квазиплатформенную») стадию развития в начале мезозоя (Т--J1), повторный рифтинг и спрединг в середине мезозоя (J2--К) и в конечном счете давших начало молодому Альпийско-Гималайскому горному поясу.

2.Литосферные плиты

Образование материков и впадин океанов. Современные представления о строении земной коры опираются на гипотезу дрейфа ( Перемещение ) материков. Ее выдвинул в 1912 г. немецкий ученый Альфред Вегенер. Он предположил, что миллионы лет назад на Земле существовал один гигантский материк Пангея ("Единая земля"). Он был окружен единственным океаном, вобравший в себя всю воду. Со временем суперматерикраскололся на Лавразию іГондвану. Позже они также были разбиты трещинами-разломами, и распались на отдельные материковые глыбы. Удаляясь (Дрейфуя), эти обломки Пангеи стали современными материками, а между ними образовались впадины океане.

Однако А. Вегенер не удалось объяснить, как могли двигаться материки. Впоследствии ученые пришли к выводу, что литосфера не может быть сплошной как, например, скорлупа яйца. Ее образуют отдельные блоки - литосферные плиты толщиной от 60 до 100 км. Они разделены глубинными разломами, но вроде гигантская мозаика, плотно прилегают друг к друга. Плиты лежат на вязкой, пластичной поверхности астеносферы. Скользя по ней, они очень медленно перемещаются, будто плавают с разной скоростью.

Итак, обломки Пангеи - Материки, а также впадины океанов располагаются на литосферных плитах и вместе с ними способны перемещаться. Большинство плит включают как материковую, так и океаническую земную кору.

Рис. 4. Литосферные плиты прошлых эпох



Рис.5. Современные литосферные плиты

Движения литосферных плит.Силы, способные двигать плиты литосферы, зарождаются внутри нашей планеты. Поэтому их называют внутренними силами Земли. Они возникают при распаде радиоактивных веществ и перемещения расплава в верхней мантии. Внутренние силы толкают литосферные плиты, и они движутся вдоль разломов. Различают медленные горизонтальные и вертикальные движения земной коры.

Наиболее значительны горизонтальные движения литосферных плит. Двигаясь, плиты способны сближаться, раздвигаться или смещаться друг относительно друга. Если плиты сближаются, то при столкновения их края заминаются в складки и на поверхности образуются горы. Например, на стыке плит Индо-Австралийской и Евразийской возникли горы Гималаи. Если же сталкиваются материковая и океаническая плиты, то океаническая, что имеет большую плотность, погружается под материковую. Тогда на материке равно возникают горы, а вдоль побережья - глубоководные впадины (желоба). Например, на стыке плит Наска і Южноамериканской возникли горы Анды и Перуанский и Чилийский глубоководные желоба.

Если плиты раздвигаются, То образуются разломы. Больше разломов возникает на дне океанов, где земная кора тоньше. Разломами расплавленное вещество мантии поднимается из недр. Она расталкивает края плит, выливается и застывает, заполняя пространство между ними. Так в местах разрывов на дне океана происходит наращивание земной коры. Там образуются новые участки земной коры в виде гигантских валоподобных поднятий, которые называют срединно-океаническими хребтами. Например, при раздвижении Южноамериканской и Африканской плит на дне Атлантического океана образовался Южно-атлантические срединно-океаническими позвоночник. Итак, под океанами земная кора непрерывно обновляется.

Внутренние силы Земли вызывают и вертикальные движения: медленные поднятия и опускания отдельных участков земной коры. Например, северная часть Скандинавского полуострова поднимается на 1 см в год, а море отступает. Об этом свидетельствуют слои песка и глины с остатками морских организмов, залегающих на высоте свыше 150 м над уровнем моря. Следовательно, эта территория некогда была его дном, а потом поднялась на такую высоту. В то же время побережье Нидерландов уже несколько веков опускается со скоростью 3 мм в год и Северное море наступает на сушу. Жители вынуждены защищать обжитые земли, возводя высокие (До 25 м) дамбы и плотины вдоль побережья. Отдельные участки в этой стране уже находятся ниже уровня моря. В Украине наибольшие поднятия зафиксировано на востоке в Кировоградской и севера Житомирской областей - почти 9 мм / год. В то же время побережья Черного моря в районе Одессы опускается со скоростью почти 1 см / год. Вертикальные движения происходят очень медленно, но постоянно и повсеместно. Они охватывают огромные участки и сопровождаются отступлением или наступлением моря. Поднятие участков со временем меняется опусканием и наоборот. Поэтому вертикальные движения называют колеблющимися движениями земной коры. Такие движения происходят очень медленно - от 2 до 10 см в год. Они незаметны для человека. Обнаружить их удалось благодаря сопоставлению космических снимков, сделанных из искусственных спутников Земли.

Как видим, мантия несет на себе земную кору, как тонкий лист бумаги, двигая ее, местами разрывая или сминая в складки.

Рис. 6. Разлом Сан-Андреас в Калифорнии образовался в результате раздвижения плит

Стойкие и подвижные участки земной коры. Движения литосферных плит указывают, что на земной поверхности является относительно устойчивые и подвижные участки. Относительно устойчивые участки называются платформами. Это литосферные плиты, лежащие в основе материков и океанических впадин. Подвижными участками являются зоны швов между относительно устойчивыми плитами. Эти зоны достаточно узкие, но простираются на тысячи километров. Поэтому их называют сейсмическими поясами (С греческого "сейсмос" - Колебания). Они совпадают с местами глубинных разломов на суше и в океанах (в срединно-океанических хребтах и глубоководных желобах).

Ученые установили, что литосферные плиты движутся, по крайней мере горизонтально, по строгим математическими законами. Зная их современное расположение, направление и скорость движения, можно смоделировать с помощью компьютера положение плит в любой момент: то ли в прошлом или в будущем. Считают, например, что из миллионы летАвстралия сместится на север, Атлантический и Индийский океаны расширятся, а Тихийуменьшится в размерах.

Итак, литосфера находится в постоянном движении. Ее движения - это природные явления, по-разному проявляются в различных ее частях.

3.Воздействие на гидросферу и литосферу

Влияние солнечной активности оказывается существенным не только для воздушной оболочки Земли -- атмосферы, но и для водной и твердой оболочек -- гидросферы и литосферы. Солнечно-гидросферные связи наиболее четко прослеживаются для длительных временных интервалов -- порядка года и более. Накоплен богатый фактический материал о связи с солнечной активностью таких характеристик, как увлажненность местности, количество осадков, наводнения, величина стока рек, колебания уровней рек, озер и морей. Так, исследования многолетних колебаний осадков на территории СССР показали, что в этих колебаниях (амплитуда которых составляет более 15% от среднего значения) обнаруживаются циклы с периодами 5--6, 10--13 и 20--24 года, т. е. приблизительно равными полупериоду и целому периоду 11-летнего солнечного цикла, а также 22-летнему солнечному циклу. У колебаний стока рек отчетливо прослеживается 11-летняя цикличность. Это иллюстрирует рис., где для промежутка 50--60 лет представлены вариации годовых стоков некоторых рек Сибири. Для колебаний же уровней воды в морях характерным является вековой цикл, соответствующий 90-летнему циклу солнечной активности. Пример таких колебаний приведен на рис.



Рис. 7 - Числа Вольфа и вариации годового стока рек Западной Сибири

Рис.8 Вековые изменения индекса геомагнитной активности

Главным связующим звеном в воздействии солнечной активности на гидросферу является атмосфера. Действительно, при таком воздействии из-за долгопериодных вариаций таких атмосферных параметров, как температура воздуха и интенсивность зональной и меридиональной циркуляции (т. е. интенсивности системы ветров «запад--восток», «север--юг»), должны испытывать соответствующие вариации влажность воздуха, количество осадков и, следовательно, величины стока рек, уровни рек и озер. Рис. 9 иллюстрирует влияние солнечной активности на температурный режим морского воздуха и воды в морях, во многом определяющего влажность воздуха. Заметим, что долгопериодное влияние солнечной активности на уровень открытых водных бассейнов (морей, океанов) можно связать также с изменениями климатических условий, приводящими к изменению режима таяния ледового панциря Гренландии и Антарктиды.

Обратимся теперь к твердой оболочке Земли. Земная кора (или литосфера) очень тонка. Глубина залегания ее нижней границы является как бы зеркальным отображением рельефа поверхности Земли (под высокогорными областями ~80 км, под равнинами ~30 км, под впадинами океана ~10 км), т. е. земная кора как бы плавает в более плотном, вязком веществе нижележащего слоя. Естественными при этом являются вертикальные колебания. Реальные же движения земной коры являются более сложными -- они включают также и горизонтальные перемещения. В результате изгибаний пластов коры при таких движениях возникают препятствующие им упругие напряжения. Если же напряжения достигают предела прочности, наступает разрыв -- землетрясение. Землетрясения происходят, как правило, в пределах сравнительно узких зон, охватывающих весь земной шар и находящихся по краям широких платформ. Приборы регистрируют в год несколько миллионов землетрясений, из них около 20 тысяч ощутимых, 20 -- сильных, одно в два--четыре года -- катастрофическое. Энергия упругой деформации расходуется непосредственно во время разрыва. Она может достигать огромных величин. Так, энергия землетрясения 4 января 1911 г. составила 1025 эрг, причем вся энергия выделилась за 1 с. Всего за год энергия, обусловленная землетрясениями, составляет в среднем 1026 эрг.

С литосферными процессами тесно связана и вулканическая деятельность. Энергия, выделяемая в среднем за год вулканами, составляет ~3 · 1025 эрг. Извержения вулканов часто сопровождаются землетрясениями и приводят к катастрофическим последствиям. Так, в результате извержения 21 марта 1902 г. вулкана Мон-Пеле на Мартинике (упоминавшегося ранее) был уничтожен город Сен-Пьер и погибло 30.000 человек.

В значительном числе публикаций четко прослеживается влияние солнечной активности на литосферу, на сейсмическую и вулканическую деятельность. В частности, А. Д. Сытинским было найдено, что годовые значения суммарной энергии землетрясений и годовые числа сильных землетрясений зависят от фазы 11-летнего солнечного цикла. Оказалось также, что время возникновения сильных землетрясений зависит от активных процессов на Солнце, коррелируя, например, с моментом прохождения активной области на Солнце через центральный солнечный меридиан.

Механизм воздействия солнечной активности на литосферу осуществляется через атмосферу. Сейчас установлена четкая статистическая связь между сильными землетрясениями и изменениями давления на уровне Земли как в глобальном масштабе (например, для среднего значения давления в Западном и Восточном полушариях), так и в различных районах вокруг эпицентра землетрясения. Например, сильные землетрясения в Курило-Камчатской зоне происходят при определенных перестройках атмосферного давления в районе Восточной Сибири и на западе Тихого океана. На рис. 10 приведен временной профиль перепадов давления Др между указанными районами, причем за нулевой момент времени взят день землетрясений. Данные получены методом наложенных эпох для периода времени 1956--1961 гг. На рис. 10 видно, что землетрясения происходят после быстрого (в течение суток) уменьшения Др. При этом оказалось, что большей величине изменения Др соответствуют более сильные землетрясения. Если вспомнить отмеченную в предыдущем разделе взаимосвязь быстрых изменений атмосферного давления с геомагнитными возмущениями, то в целом становится ясным и механизм влияния солнечной активности на литосферу.

Перепады атмосферного давления в окрестности сейсмически активной зоны приводят к изменению баланса сил, действующих на земную кору. При этом на площади, равной площади типичного циклона, изменение силы за счет изменения давления может составить ~ 1012 т, т. е. вес горы Эльбрус. Такое нарушение баланса сил приводит к дополнительным изгибам земной коры и может вызвать развитие неустойчивости, обусловленной накоплением потенциальной энергии упругой деформации. Так, солнечная активность, действуя через посредство атмосферы как своеобразный спусковой механизм, может вызвать землетрясение.

Отметим здесь же, что, как указывалось в некоторых публикациях, перестройка атмосферы (а значит и солнечная активность) может быть также причиной движения полюсов Земли и вариаций угловой скорости ее вращения.

Весьма интересным является открытый В. И. Красовским факт обратного влияния землетрясений и извержений вулканов на верхнюю атмосферу. Это воздействие осуществляется с помощью гравитационных волн, возникающих при землетрясениях, распространяющихся вверх и поглощающихся в верхней атмосфере, что приводит к интенсивному ИК-излучению верхней атмосферы. Таким образом, процессы, происходящие в верхней и нижней атмосфере, гидросфере и литосфере можно рассматривать раздельно лишь в некотором приближении. В конечном счете мы имеем дело со сложной нелинейной неустойчивой системой, объединяющей в один комплекс все указанные процессы.

4.Охрана литосферы

Твердые бытовые отходы и их утилизация. Общая площадь суши Земли составляет 149,1 млн км2, из них пригодны для обитания людей 133 млн км2.

Основные виды загрязнения литосферы - твердые бытовые и промышленные отходы. На одного жителя в городе в среднем приходится в год примерно по 1 т твердых отходов, причем эта цифра ежегодно увеличивается.

В городах под складирование бытовых отходов отводятся большие территории. Удалять отходы следует в короткие сроки, чтобы не допускать размножения насекомых, грызунов, предотвращать загрязнение воздуха. Во многих городах действуют заводы по переработке бытовых отходов, причем полная переработка мусора позволяет городу с населением в 1 млн человек получать в год до 1500 т металла и почти 45 тыс. т компоста - смеси, используемой в качестве удобрения. В результате утилизации отходов город становится чище, кроме того, за счет освобождающихся площадей, занятых свалками, город получает дополнительные территории. Например, в Москве к 1990 г. было зарегистрировано 150 свалок, из них только 3 - действующие. Часть новых кварталов Москвы размещена на территории бывших свалок, и поскольку во время строительства еще не было правильно организованных технологий свалок, то в этих районах города необходим особенно тщательный контроль воздуха на присутствие токсичных веществ.

...