Самая древняя кора в океанах имеет возраст


Современные океаны представляют собой реликты первичного океана, некогда
покрывавшего всю поверхность Земли. Отдельные участки этих океанов испытали сжатие,
складчатость, региональный метаморфизм и превратились в континенты.

В настоящее время благодаря глубоководному бурению и картированию линейных
магнитных аномалий возраст океанов считается надёжно установленным. В
Атлантическом и Тихом океанах наиболее древняя кора имеет батт-келловейский возраст
(юра) (160-175 млн. л.), в Индийском океане — оксфордский (J3) (165 млн. л.), в
Арктическом — среднемеловой (около 100 млн.л.).

Для всех океанов, кроме Тихого, этот возраст означает время начала взламывания
коры суперконтинента Пангея и начало спрединга. Возраст Тихого океана более древний,
об этом свидетельствует широкое распространение по периферии океана офеолитов, т.е.
древних реликтов океанической коры. Возраст офеолитов увеличивается от океана вглубь
континента (от ордовика до кембрия и рифея). По возрасту древних офеолитов можно
утверждать, что начало формирования Тихого океана относится к рифею. Таким образом,
современная молодая кора Тихого океана является лишь обновленной.


Палеогеографические и палеотектонические факторы подтверждают
существование древних океанов:

1)Япетус (существовал до начала D, занимал место в Сев. Атлантике);

2)Палеоазиатский (Урало-Охотский) (существовал до конца PZ, отделял Восточно-
Европейский материк от Сибирского, а Сибирский от Китайско-Корейского);

3) Тетис (существовал в течение MZ, а отдельные его реликты продолжают
развиваться сейчас (Средиземное море), отделял материки сев. полушария от материков
юж. полушария).

В основе современных представлений о происхождении и развитии океанов лежит
концепция литосферных плит. Сущность ее в том, что в недрах земного шара существует
термогравитационная конвекция мантийного вещества. Она возникает за счет процессов
гравитационной дифференциации, происходящей на границе мантия-ядро. Конвективное
движение расчленяет литосферу на разномасштабные плиты, которые испытывают
взаимное перемещение. Там, где плиты расходятся (раскрываются), возникают океанские
впадины. Причем заложение и развитие океанских впадин включает в себя 6 основных фаз:

— начальная деструкция литосферы,

— континентальный рифт,

— морской рифт,


— спрединг,

— частичная субдукция,

— полная субдукция.

Первые 4 фазы соответствуют раскрытию океанских впадин, а две последние — их
закрытию. В результате на месте океанского бассейна возникает горно-складчатая система.
Заложение и развитие океанских впадин можно отождествлять с тектоно-магматическими
эпохами, выделяемыми в геологической истории Земли — возникали новые океаны и
возникали существовавшие. В среднем, за счет спрединга каждые 200 млн.л. формируется
новое ложе океана.



53.Классификация осадочных пород. Псеффиты. Псаммиты и алевролиты. Ассоциации терригенных минералов как индикаторы обстановок областей сноса. Террригенно-минералогические провинции.

Классификации осадочных пород:

I. По Лучицкому: (главная)

1. Обломочные.

2. Химические.

3. Органогенные (биогенные).

4. Глины.

5. Пирокластовые.

II. По В.П. Батурину (исходя из энергии образования и физического состояния исходных продуктов в момент осаждения):

III. Классификация М.С. Швецова (основные генетические классы пород):

1. Продукты вулканической деятельности, породы пирокластические, осадочно-пирокластические и пирокластообломочные (туфы): синхронные и несинхронные извержения.

2. Продукты механического разрушения (обломочные породы, аргиллиты): остаточные или элювиальные и переотложенные (перенесенные).


3. Продукты механического разложения с примесью продуктов тонкого раздробления (глины): остаточные и переотложенные.

4. Продукты химического выпадения из растворов (хемогенные породы, бокситы): остаточные (элювиальные) и перенесенные.

5. Продукты жизнедеятельности организмов (органогенные породы): оставшиеся на месте и перенесенные.

IV. Классификация Н.М. Страхова:

V. Классификация Фролова (классы пород по минералогическому и химическому составу):

1. Аквалит (лед).

2. Оксиды:

а) железные руды (ферритолиты),

б) марганцевые руды (манганотолиты),

в) алюминиевые руды (бокситы).

3. Эвапориты (соли).

4. Каустобиолиты.

5. Глины.

6. Обломочные породы.

7. Фосфориты.

Псеффиты – грубообломочные породы от 10 м до 2 мм. Более 10 м –скальные обломки, неокатанные, угловатые – глыбы и угловато-окатанные, окатанные – валуны (10-5 м – крупные, 5-1 – средние, 1 м – 200 мм – мелкие), неокатанные, угловатые – щебень, угловато-окатанные, окатанные – галька (крупные – 200-100 мм, средние – 100-50 мм, мелкие – 50-10 мм), неокатанные, угловатые – дресва, угловато-окатанные, окатанные – гравий (крупные – 10-5 мм, мелкие – 5-2 мм). Данная порода состоит из обломков горной породы. Псаммиты – среднеобломочные породы. Сцементированные неокатанные и угловатые – брекчия, сцементированные угловато-окатанные и окатанные – конгломераты. Грубозернистые – 2-1 мм, крупнозернистые – 1-0,5 мм, среднезернистые – 0,5-0,25 мм, мелкозернистые – 0,25-0,1 мм, тонкозернистые – 0,1-0,05 мм. По мере уменьшения размера увеличивается глинистость минерала и уменьшается количества неустойчивого материала, увеличивается сортировка материала размерности. Алевриты – сцементированный песчаник. Крупнозернистый – 0,05-0,01 мм, мелкозернистый – 0,01-0,005 мм.


Составные части осадочных пород:

1. Космогенные компоненты. Составляют малую часть осадочных пород, но в ложе океана они есть (скорость осадконакопления мала). Это черные магнитные шарики диаметром 0,2 мм и меньше, состоят из железного метеорита, покрытого оболочкой; бурые шарики диаметром 0,5-1 мм, по составу отвечающие каменным метеоритам – хондритам; могут быть примеси анортозита, оливина, иногда могут быть остатки несколько мм метеоритного вещества.

2. Вулканогенные компоненты. Образуется этафогенный материал. В результате большого охлаждения при взаимодействии с водой базальтовый расплав охлаждается с образованием твердой поверхностной пленки вулканического стекла, которая растрескивается. Материал растрескивания называется гиалокластитом. Выделяют 2 вида вулканического стекла:

а) тахелитовые – непрозрачные и забитые рудной пылью, очень устойчивые,

б) сидеромелановые – прозрачные или полупрозрачные без рудной пыли, железо – в легко растворимой форме. Далее стекло гидротируется и переходит в палагонит (вулканическая нераскристаллизованная пленочка), а палагонит переходит в смектит (монтмориллонит).


По структуре выделяют 2 типа:

а) фрагмент стекла, с неправильной формой, оскольчатый, образуется при резком охлаждении расплава, часто эти продукты заполняют промежутки в подушечных базальтовых лавах (пиллоу-лавах);

б) везикумерные геокластиты – пузырчатые стекла, наблюдаются мелкие фенокресты и микролисты в стекла.

3. Аллотигенные (алохтонные) компоненты. Терригенные – суша, тафогенные – дно океана.

4. Автогенные (аутигенные) компоненты. Автогенные – минералы, возникшие в коре выветривания, образованные на месте, выделяются новообразованные гипергенные компоненты:

а) на коре выветривания (суша) – глина,

б) море (гальмиролиз) – смектит.

К автогенным относят седиментогенные компоненты (осаждение соли из воды и др.), диагенные компоненты, катагенетические и метагенетические компоненты.

5. Биогенные компоненты. Возникли в результате жизнедеятельности животных или растений. Растения образуют угли, карбонатные накопления, диатомовые водоросли – в озерах (в условиях холодного климата). Мореногенные – бентос, планктон:

а) автомореногенные – коралловые рифы,

б) алломореногенные – детритовые известняки (за счет переработки первичных раковин).

6. Техногенные (антропогенные) компоненты.

Значение аллотигенных компонентов как ПИ: терригенные минералы выступают в качестве акцессорных – россыпи ПИ (титаноциркониевые, титаномагнетитовые, ильменитовые, шеелитовые).

Палеогеографическое значение аллотигенных минералов: по степени устойчивости выделяют 5 групп минералов (в профиле зрелой коры выветривания):


Зоны коры выветривания Группа устойчивости Минералогические ассоциации
IV+III Латерит и каолинит V Рутил, анортозит, брусит, циркон, турмалин, кварц, ильменит, лейкоксен, корунд, касситерит, монацит
II и III Гидрослюда и каолинит IV Дистен, ставролит, силлиманит, альмандин, микроклин + минералы V группы
III и II Каолинит + гидрослюда III Мусковит, сфен, эпидот, цоизит, пенин, глинохром, тремолит, актинолит, ортоклаз, кислый Pl, эгирин, апатит ? + минералы IV-V гр.
II Гидрослюда II Роговая обманка, Mgt, железистые хлориты, вулканическое стекло, апатит, Bt, средний и основной Pl, Prx, нефелин, глауконит + минералы III-V гр.
I Дезинтегрированная зона (начальное выветривание) I Сульфиды железа, органическое вещество, слабо окисленный Bt, Prx, глауконит + минералы II-V гр.

 

Терригенно-минералогическая провинция – области осадконакопления геологического прошлого, охарактеризованные одним комплексом легких и тяжелых минералов.


Питающая провинция – это площадь, территория области сноса, которая питает, создает данную терригенно-минералогическую провинцию.

Минералогические ассоциации терригенных минералов как индикаторов обстановок областей сноса:

Пример 1. Геологический разрез сложен мономинеральными кварцевыми породами с прослоями каолинитовых глин. Цемент в песчаниках глинистый (каолинитовый). Акцессорные минералы: циркон, сфен, апатит, мусковит.

Вывод: в областях сноса разрушались коры выветривания гранитов, гранито-гнейсов и гнейсов.

Пример 2. Осадочная толща состоит из переслаивания обломочных и карбонатных пород. Обломочные породы состоят из Q, кислого Pl, ортоклаза, микроклина, мусковита. Акцессорные минералы: Zr, сфен, апатит, монацит, Bt, Prx, Amf.

Вывод: в областях сноса разрушались гранитоидные породы.

Пример 3. Разрез сложен терригенными породами, резко преобладают граувакки, сложенные основным Pl, обломками эффузивных пород среднего состава. Акцессорные: Prx, Amf, эпидот.

Вывод: в областях сноса разрушались породы островодужной формации.

Пример 4. Разрез примерно как в пр.3, преобладание граувакков, но наблюдается обилие Mgt, Ti-Mgt, сфена, основного Pl, Amf.

Вывод: разрушались основные породы.

Пример 5. Разрез сложен обломочными, песчаными и глинистыми породами. В обломках основной плагиоклаз. Акцессорные: Prx, рутил, ильменит, пикатит (MgAl2O4), хромит.


Вывод: разрушались породы у/о состава.

Пример 6. Разрез сложен терригенными породами кварцевого состава, встречаются обломки осадочных пород. Акцессорные: цирконий, турмалин, рутил, гранат.

Вывод: разрушались осадочные породы.

Пример 7. Разрез сложен терригенными породами песчаниками – кварц с волнистым и блочным погасанием, встречается кислый и средний плагиоклаз. Акцессорные: дистен, ставролит, силлиманит, гранат.

Вывод: разрушались сланцы, гнейсы.

3 случая терригенных и глинистых пород:

1) концентрация устойчивых и неустойчивых минералов в песч. и глин. породах одинакова, а новообразованных минералов нет. Вывод: в областях сноса разрушаются молодые породы.

2) концентрация неустойчивых минералов наблюдается в песчаниках, а устойчивых – в глинах. Вывод: в процессе осадконакопления была сортировка минералов.

3) концентрация неустойчивых минералов наблюдается в глинах, а устойчивых – в песчаниках. Вывод: в песчаных породах многие неустойчивые минералы разложились во время бытия осадочной породы, а в глинистых – защищены от внешних воздействий

Источник: studopedia.su

Геологи оценили возраст пород недавно открытого зеленокаменного пояса на севере Канады. Их расчетах основывались на соотношение самария и разных изотопов неодима. Этот метод используется для оценок возраста пород старше 4 млрд лет, например метеоритов. Оказалось, что некоторые составляющие этого зеленокаменного пояса имеют возраст 4,28 млрд лет. Это всего на 300 млн лет позже рождения самой Земли.


Возраст Земли сейчас оценивают в 4,5–4,6 млрд лет. Этот возраст расчетный, так как никаких пород от тех времен не сохранилось (или неизвестно, где и как их искать). Древнейшие найденные породы имеют возраст 4,03 млрд лет (северо-западные территории Канады) и 4,27 млрд лет (в Западной Австралии). Для расчетов возраста этих пород обычно используют радиоизотопный метод датирования (см. также Radiometric dating) по цирконовым гранулам. Но главное ограничение циркониевого метода в том, что циркон — это редкий минерал, и в наиболее распространенных магматических породах он не встречается.

Геологи из Монреаля (Университет Мак-Гилла и Квебекский университет) и Вашингтона (Институт Карнеги) решили использовать другой метод для определения абсолютного возраста древних пород — по соотношению неодим–самарий.

Изотоп самария с атомным весом 146 (146Sm) распадается с образованием изотопа неодима 142Nd, период полураспада 146Sm составляет 103 миллиона лет. Соотношение этих двух изотопов говорит о возрасте пород — но это если известно изначальное содержание изотопа самария 146Sm в породе.


поскольку оно неизвестно, геологи отталкиваются от другого соотношения — двух стабильных изотопов неодима 144Nd/142Nd. Это соотношение меняется из-за распада самария — то есть чем древнее порода, чем больше в ней должно быть относительное содержание изотопа 142Nd. Измерив в породе содержание изотопа самария-146 и соотношение 144Nd/142Nd и учтя период полураспада самария, а также «фоновое» соотношение 144Nd/142Nd, геологи и оценивают возраст древних пород.

Сланцы, которые изучали геологи, были доставлены в лабораторию из зеленокаменного пояса (Greenstone belt), расположенного у иннуитского (эскимосского) поселка Нуввуагиттук (Nuvvuagittuq) в Квебеке. Этот зеленокаменный пояс был обнаружен исследователями семь лет назад, и его древний возраст был определен сразу же, в том же году. Остальные шесть лет специалисты перепроверяли результаты и описывали строение формации и минералогию. Этот пояс составлен вулканическими породами и окружен массивом тоналитов, сложенных кварцем, натриевым плагиоклазом, амфиболом, биотитом. В тоналитах были найдены вкрапления циркона и по этим вкраплениям определен возраст тоналитов — 3,66 млрд лет. А вот основные породы самого пояса — это своеобразные по химическому составу амбифолы, называемые куммингтонитом. Так как эти породы отличаются от основной массы амфиболов, с которыми привыкли иметь дело канадские геологи, то авторы статьи в Science даже назвали куммингтонит лжеамфиболом. И самое важное было для них — определить возраст этих лжеамфиболов. Он оказался 4,28 млрд лет.

Если считать, что эти оценки относятся к моменту образования пород, то получается, что земная кора формировалась уже через 300 млн лет после рождения Солнечной системы и самой Земли, чей возраст оценивается в 4,5-4,6 млрд лет. В интервью для Canadian Press Джонатан О’Нил высказал несколько предположений, которые косвенно следуют из приведенных изотопных соотношений и содержания других элементах в породах этого древнейшего зеленокаменного пояса:

«Эти данные дают ученым новые возможности для исследования процесса отделения земной коры от мантии. Помимо этого, некоторые детали указывают на возможное присутствие воды при формировании этих пород. Значит, океаны уже существовали тогда, 4,28 млрд лет назад. Условия в том океане, конечно, отличались от теперешних, но не катастрофическим образом. И в принципе, условия были таковы, что там могла быть жизнь. Пока никаких следов ее не нашли. Однако в исследованных породах очень высокое содержание железа, а обогащение пород железом может происходить при участии бактерий. Тогда (но это только предположение!) — перед нами первое свидетельство жизни».

Когда О’Нила спросили, как себя чувствует человек, ступающий собственными ногами по первозданной земле, ученый ответил: «Божественно!».

Источник: Jonathan O’Neil, Richard W. Carlson, Don Francis, Ross K. Stevenson. Neodymium-142 Evidence for Hadean Mafic Crust // Science. 26 September 2008. V. 321. Р. 1828–1831. DOI: 10.1126/science.1161925.

Елена Наймарк

Источник: elementy.ru

По теме:

«Внутреннее строение Земли.

Материковая и океаническая земная кора.

Происхождение материковых выступов и

океанических впадин»

Содержание 2

Введение 3

1.Внутреннее строение Земли 4

  • Материковая и океаническая земная кора 7
  • Происхождение материковых выступов и океанических впадин 10
    • Происхождение материковых выступов
    • Образование океанических впадин

Заключение 14

Список литературы 15

Введение

Актуальность данной темы определяется тем, что Земля входит в состав системы, где центром является Солнце, в котором заключено 99,87% массы всей системы. Земля окружена мощной газовой оболочкой — атмосферой. Она является своеобразным регулятором обменных процессов между Землей и Космосом. Земная кора — это верхняя (каменная) оболочка Земли, называемая литосферой (по-гречески «литое» — камень).

Главнейшими методами изучения внутренних частей нашей планеты являются геофизические, в первую очередь наблюдения за скоростью распространения сейсмических волн, образующихся от взрывов или землетрясений. Подобно тому, как от камня, брошенного в воду, в разные стороны расходятся по поверхности воды волны, так в твердом веществе от очага взрыва распространяются упругие волны.

Скорость волн увеличивается с возрастанием плотности вещества. При резком изменении плотности вещества скорость волн будет скачкообразно меняться. В результате изучения распространения сейсмических волн через Землю обнаружено, что имеется несколько определенных границ скачкообразного изменения скоростей волн. Поэтому предполагается, что Земля состоит из нескольких концентрических оболочек (геосфер).

Объектом исследования является внутреннее строение Земли, а также влияние океанов на происхождение материков.

Предмет исследования – влияние происхождения материковых выступов и океанических впадин с внутренним строением Земли.

Целью данной работы является выявление и изучение движения земной коры на происхождение материковых выступов и океанических впадин.

  • Внутреннее строение Земли
  • Материковая и океаническая земная кора
    • Материковая земная кора
  • Происхождение материковых выступов и океанических впадин
    • Происхождение материковых выступов

Земная кора — термин, хотя и вошедший в естественнонаучный обиход в эпоху Возрождения, длительное время трактовался весьма свободно по причине того, что непосредственно определить толщину коры и изучить ее глубинные части было невозможно. Открытие сейсмических колебаний и создание метода определения скорости распространения их волн в средах разной плотности дали мощный импульс для изучения земных недр. С помощью сейсмографических исследований в начале XX в. было обнаружено принципиальное различие скорости прохождения сейсмических волн через горные породы, слагающие земную кору, и вещество мантии и объективно установлена граница их раздела (граница Мохоровичича). Тем самым понятие «земная кора» получило конкретное научное обоснование.

Земная кора — внешняя твердая оболочка Земли, верхняя часть литосферы. От мантии Земля отделена поверхностью Мохоровичича. Различают материковую кору толщиной от 35 – 45 км под равнинами до 70 км в области гор и океаническую – 5 – 10 км на дне морей и океанов. Возраст наиболее древних участков земной коры установлен в 3,54 млрд. лет.

В строении земной коры океанического типа выделяют следующие слои: неуплотненных осадочных пород (до 1 км), вулканический океанический, который состоит из уплотненных осадков (1—2 км), базальтовый (4—8 км).

Земная материковая кора состоит из таких оболочек: коры вы­ветривания, осадочной, метаморфической, гранитной, базальтовой.

Мантия – часть Земли(геосфера), расположенная непосредственно под корой и выше ядра. В мантии находится большая часть вещества Земли. Мантия есть и на других планетах. Земная мантия находится в диапазоне от 30 до 2900 км от земной поверхности.

ГраницеймеждукоройимантиейслужитграницаМохоровичичаили, сокращённо, Мохо. На ней происходит резкое увеличение сейсмических скоростей – от 7 до 8 – 8,2 км/с. Находится эта граница на глубине от 7 (под океанами) до 70 километров (под складчатыми поясами). Мантия Земли подразделяется на верхнюю мантию и нижнюю мантию. Границей между этими геосферами служит слой Голицына, располагающийся на глубине около 670км.

Отличиесоставаземнойкорыимантии – следствиеихпроисхождения:исходнооднороднаяЗемляв результатечастичногоплавленияразделиласьналегкоплавкуюилёгкуючасть – коруиплотнуюи тугоплавкуюмантию.

Самый первый слой ядра, который непосредственно контактирует с мантией – это внешнее ядро. Его верхняя граница находится на глубине 2,3 тысячи километров под уровнем моря, а нижняя — на глубине 2900 километров. По составу оно ничем не отличается от нижележащих оболочек – давления гравитации попросту недостаточно для того, чтобы раскаленный металл затвердел. Зато его жидкое состояние является главным козырем Земли в сравнении с другими внутренними планетами Солнечной системы.

Дело в том, что именно жидкая часть ядра ответственна за возникновение магнитного поля Земли. Биологи считают, что именно активное магнитное поле стало залогом выживания первобытных одноклеточных существ.

Внешнее ядро подогревает мантию — причем в отдельных местах настолько сильно, что восходящие потоки магмы достигают даже поверхности, вызывая извержения вулканов.

Внутри жидкой оболочки находится внутреннее ядро. Это твердая сердцевина Земли, диаметр которой составляет 1220 километров. Эта часть ядра очень плотная – средняя концентрация вещества достигает 12,8 – 13г/см3, что в два раза больше густоты железа, и горячий – накал достигает 5 – 6 тысяч градусов по Цельсию.

Высокое давление в центре Земли заставляет металл затвердевать при температурах, превышающих точку его кипения. При этом формируются необычные кристаллы, которые отличаются устойчивостью даже в обычных условиях. Считается, что внутреннее ядро представляет собой лес из многокилометровых кристаллов железа и никеля, которые направлены с юга на север. Для того чтобы проверить эту теорию, японские ученые потратили десять лет на создание особой алмазной наковальни – только в ней можно добиться такого давления и температуры, как в центре нашей планеты.

В строении Земли различают два вида земной коры – материковая земная кора и океаническая земная кора.

Материковая земная кора имеет три геологических слоя:

1) осадочный;

2) гранитный;

3) базальтовый.

Океаническая земная кора моложе материковой и состоит только из двух слоёв:

1) осадочный;

2) базальтовый.

Континентальная (материковая) земная кора и состоит из нескольких слоев. Верхний – слой осадочных горных пород. Мощность этого слоя до 10-15 км. Под ним залегает гранитный слой. Горные породы, которые его слагают, по своим физическим свойствам сходны с гранитом. Толщина этого слоя от 5 до 15 км. Под гранитным слоем располагается базальтовый слой, состоящий из базальта и горных пород, физические свойства которых напоминают базальт. Толщина этого слоя от 10 км до 35 км. Таким образом, общая толщина материковой земной коры достигает 30 – 70 км.

Главныезакономерностивраспределениимагнитныхминераловвконтинентальнойземнойкоре:

  • «Литологическая«– осадочные породы практически всегда немагнитны, магматические – и магнитные, и немагнитные в зависимости от тектонической обстановки и процессов дифференциации, породы мантии – немагнитные;
  • Тектоническая магматическиемагнитныепородыотносятсякзонамрастяжения (спрединг, островные дуги, горячие точки), а магматические немагнитные – к зонам сжатия (коллизионный, соскладчатый магматизм
  • «Магматическая«– «внутри» зон растяжения идет процесс магматической кристаллизационной дифференциации, который приводит к образованию двух групп пород – первая – это практически немагнитные и слабомагнитные кумуляты, вторая – продукты дифференциации – магнитные. Магнитные породы – это, как правило, исходно магматические породы, главным образом, основного состава, реже среднего и кислого.
  • Первично-магматическое распределениемагнитныхминераловзаметноне нарушалосьпоследующимметаморфизмом. Крайне редки скопления магнитных минералов иного происхождения.
    • Океаническая земная кора
    • Образование океанических впадин

Океаническая земная кораотличается от материковой коры тем, что не имеет гранитного слоя, или он очень тонок, поэтому толщина океанической земной коры всего лишь 6 – 15 км.

Океаническая кора — тип земной коры, распространенный в океанах. От континентов кора океанов отличается меньшей мощностью и базальтовым составом. Она образуется в срединно-океанических хребтах и поглощается в зонах субдукции. Древние фрагменты океанической коры, сохранившиеся в складчатых сооружениях на континентах, называются офиолитами. В срединно-океанических хребтах происходит интенсивное гидротермальное изменение океанической коры, в результате которого из неё выносятся легкорастворимые элементы

Стандартная океаническая кора имеет протяженность 7 км, и строго закономерное строение. Сверху вниз она сложена следующими комплексами:

  • осадочные породы, представленные глубоководными океаническими осадками;
  • базальтовые покровы, излившиеся под водой (подушечные лавы);
  • дайковый комплекс, состоит из вложенных друг в друга базальтовых даек (комплекс параллельных даек);
  • слой основных расслоенных интрузий;
  • мантия, представлена дунитами и перидотитами.

В подошве океанической коры обычно зелагают дуниты и перидотиты. Эти породы могут образовываться как в результате кристализации расплавов, так и быть первичными мантийными породами. Их можно различить по ориентировке зерен в породе. В породах прошедших магматическую стадию кристаллы ориентированны произвольно. В мантийных породах, претерпеших течение в конвективных ячейках, зерна ориентированны в соответствии со своими реологическими свойствами.

Слой расслоенных интрузий образуется в срединно-океаническом хребте, в магматических камерах, расположеных на глубине 2 — 4 км. Эти массисы вложены в друг друга.

Океаническая кора может иметь повышенную мощность в районах плюмового магматизма. В таких местах расположены океанические острова и океанические плато.

Океаническая кора может заползать поверх континентальной коры, в результате обдукции (надвигание тектонических пластин).

Для восстановления картины прошлого земной поверхности большое значение имеют вопросы происхождения материков и океанических впадин, перемещения материков. Характер расположения материков и океанов в большой мере определяет систему циркуляции воздушных масс и особенно океанических вод, осуществляющих горизонтальный перенос энергии, воды, минерального вещества и др.

По поводу происхождения материков и океанов существует ряд точек зрения. Одни из них давно отвергнуты. Другие в большей или меньшей степени подтверждаются фактами, число которых резко возросло за последние 30 лет в связи с активным изучением океанов, применением более совершенных методов изучения земной коры, в том числе дистанционных.

Самые крупные структуры земной коры материков — геосинклинальные складчатые пояса и древние платформы. Они сильно отличаются друг от друга по своему строению и истории геологического развития.

Прежде чем перейти к описанию строения и развития этих главных структур, необходимо рассказать о происхождении и сущности термина «геосинклиналь». Этот термин происходит от греческих слов «гео» — Земля и «синклино» — прогиб. Его впервые употребил американский геолог Д. Дэна более 100 лет назад, изучая Аппалачские горы. Он установил, что морские палеозойские отложения, которыми сложены Аппалачи, имеют в центральной части гор максимальную мощность, значительно большую, чем на их склонах. Этот факт Дэна объяснил совершенно правильно. В период осадконакопления в палеозойскую эру на месте Аппалачских гор располагалась прогибавшаяся впадина, которую он и назвал геосинклиналью. В ее центральной части прогибание шло интенсивнее, чем на крыльях, об этом свидетельствуют большие мощности отложений. Свои выводы Дэна подтвердил рисунком, на котором изобразил геосинклиналь Аппалачей. Учитывая, что осадконакопление в палеозое происходило в морских условиях, он отложил вниз от горизонтальной линии — предполагаемого уровня моря — все измеренные мощности отложений в центре и на склонах Аппалачских гор. На рисунке получилась ясно выраженная крупная впадина на месте современных Аппалачских гор.

На современных материках выделяют от 10 до 16 древних платформ. Наиболее крупными являются Восточно-Европейская, Сибирская, Северо-Американская, Южно-Американская, Африкано-Аравийская, Индостанская, Австралийская и Антарктическая.

Дно океана – важнейшая составная часть сложной системы, называемой океан. Оно представляет собой впадины со сложным рельефом, разделенные подводными поднятиями и имеющие совершенно иное строение подстилающих слоев, чем континенты. Скрытые океаническими водами пространства занимают большую часть поверхности Земли, поэтому познание их строения помогает понять и строение всей планеты.

Несмотря на то, что океанологические исследования очень сильно возросли за два последних десятилетия и широко проводятся в настоящее время, геологическое строение дна океанов остается еще плохо изученным.

Известно, что в пределах шельфа продолжаются структуры материковой земной коры, а в зоне континентального склона происходит смена континентального типа земной коры океаническим. Поэтому к собственно океаническому дну относятся впадины дна океанов, расположенные за материковым склоном. Эти огромные впадины отличаются от материков не только строением земной коры, но и своими тектоническими структурами.

Наиболее обширные площади океанического дна представляют собой глубоководные равнины, расположенные на глубинах 4—6 км и разделенные подводными возвышенностями. Особенно крупные глубоководные равнины имеются в Тихом океане. По краям этих огромных равнин расположены глубоководные желоба — узкие и очень длинные прогибы, вытянутые на сотни и тысячи километров.

Глубина дна в них достигает 10—11 км, а ширина не превышает 2—5 км. Это самые глубокие участки на поверхности Земли. По окраинам этих желобов расположены цепочки островов, называемые островными дугами. Таковыми являются Алеутская и Курильская дуги, острова Японии, Филиппинские, Самоа, Тонга и др.

На дне океана встречается много различных подводных возвышенностей. Одни из них образуют настоящие подводные горные хребты и цепи гор, другие поднимаются со дна в виде отдельных холмов и гор, третьи появляются над поверхностью океана в виде островов.

Исключительное значение в структуре дна океанов имеют срединно-океанические хребты, получившие свое название потому, что впервые были обнаружены посредине Атлантического океана. Они прослежены на дне всех океанов, образуя единую систему поднятий на расстоянии более 60 тыс. км. Это одна из самых грандиозных тектонических зон Земли. Начинаясь в водах Северного Ледовитого океана, она протягивается широкой грядой (700—1000 км) в средней части Атлантического океана и, огибая Африку, проходит в Индийский океан. Здесь эта система подводных хребтов образует две ветви. Одна идет в Красное море; другая огибает с юга Австралию и продолжается в южной части Тихого океана до берегов Америки. В системе срединно-океанических хребтов часто проявляются землетрясения и сильно развит подводный вулканизм.

Современные скудные геологические данные о строении океанических впадин не позволяют еще решить проблему их происхождения. Пока можно лишь сказать, что разные океанические впадины имеют различное происхождение и возраст. Наиболее древний возраст имеет впадина Тихого океана. Большинство исследователей считает, что она возникла еще в докембрии и ее ложе является остатком древнейшей первичной земной коры. Впадины других океанов более молодые, большинство ученых считает, что они образовались на месте ранее существовавших материковых массивов. Наиболее древней из них является впадина Индийского океана, предполагается, что она возникла в палеозойскую эру. Атлантический океан возник в начале мезозоя, а Северный Ледовитый — в конце мезозоя или в начале кайнозоя.

Заключение

Исследование глубинного строения Земли относится к наиболее крупным и актуальным направлениям геологических наук. Новая стратификация мантии Земли позволяет значительно менее схематично, чем прежде, подойти к сложной проблеме глубинной геодинамики. Различие в сейсмических характеристиках земных оболочек (геосфер), отражающих различие в их физических свойствах и минеральном составе, создает возможности для моделирования геодинамических процессов в каждой из них в отдельности. Геосферы в этом смысле, как теперь совершенно ясно, обладают известной автономностью. Однако эта исключительно важная тема лежит за рамками данной статьи. От дальнейшего развития сейсмотомографии, как и некоторых других геофизических исследований, а также изучения минерального и химического состава глубин будут зависеть существенно более обоснованные построения в отношении состава, структуры, геодинамики и эволюции Земли в целом.

Вместе с тем изучение внутреннего строения Земли жизненно важно. С ним связаны образование и размещение многих видов полезных ископаемых, рельефа земной поверхности, возникновение вулканов и землетрясений. Знания о внутреннем строении Земли необходимы и для составления геологических и географических прогнозов.

Список литературы:

  • Аки К., Ричардс П. Количественная сейсмология. – М, 1983.
  • Буллен К. Введение в теоретическую сейсмологию. – М., 1966.
  • Джеффрис Г. Земля, ее происхождение, история и строение. – М., 1999.
  • Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли и планет. – М.,1983.
  • Магницкий В.А. Внутреннее строение и физика Земли. – М., 2002.
  • Пузырев Н.Н. Методы и объекты сейсмических исследований. — Новосибирск, 1997.
  • Рикитаки Т. Электромагнетизм и внутреннее строение Земли. – М., 1968

2.Ботт Н. Внутреннее строение Земли. М., 1974

9.Рингвуд А.Е. Состав и происхождение Земли, – М.,1981

10. Саваренский Е.Ф. Сейсмические волны. – М., 2003.

Источник: infourok.ru

Земная кора внешняя твердая оболочка Земли, верхняя часть литосферы. От мантии Земли земная кора отделена поверхностью Мохоровичича.

Строение земной корыПринято выделять материковую и океаническую кору, которые различаются по своему составу, мощности, строению и возрасту. Материковая кора расположена под материками и их подводными окраинами (шельфом). Земная кора материкового типа толщиной от 35-45 км расположена под равнинами до 70 км в области молодых гор. Наиболее древние участки материковой коры имеют геологический возраст, превышающий 3 миллиарда лет. Она состоит из таких оболочек: коры вы­ветривания, осадочной, метаморфической, гранитной, базальтовой.

Океаническая земная кора значительно моложе, её возраст не превышает 150-170 миллионов лет. Она имеет меньшую мощность 5-10 км. В пределах океанической земной коры отсутствует граничный слой. В строении земной коры океанического типа выделяют следую­щие слои: неуплотненных осадочных пород (до 1 км), вулкани­ческий океанический, который состоит из уплотненных осадков (1-2 км), базальтовый (4-8 км).

Каменная оболочка Земли не представляет собой единого целого. Она состоит из отдельных блоков  литосферных плит. Всего на земном шаре насчитывается 7 крупных и несколько более мелких плит. К крупным относятся Евразиатская, Североамериканская, Южноамериканская, Африканская, Индо–Австралийская (Индийская), Антарктическая и Тихоокеанская плиты. В пределах всех крупных плит, за исключением последней, расположены материки. Границы литосферных плит проходят, как правило, вдоль срединно-океанических хребтов и глубоководных желобов.

Литосферные плиты постоянно изменяются: две плиты могут спаиваться в единую в результате коллизии; в результате рифтинга может произойти раскол плиты на несколько частей. Литосферные плиты могут погружаться в мантию земли, достигая при этом земное ядро. Поэтому разделение земной коры на плиты не однозначно: с накоплением новых знаний некоторые границы плит признаются несуществующими, выделяются новые плиты.

В пределах литосферных плит расположены участки с различными типами земной коры. Так, восточная часть Индо-Австралийской (Индийской) плиты – материк, а западная расположена в основании Индийского океана. У Африканской плиты материковая земная кора с трёх сторон окружена океанической. Подвижность атмосферной плиты определяется соотношением в её пределах материковой и океанической коры.

При столкновении литосферных плит возникает складкообразование слоев горных пород. Складчатые пояса подвижные, сильно расчленённые участки земной поверхности. В их развитии выделяется два этапа. На начальном этапе земная кора испытывает преимущественно опускания, происходит накопление осадочных горных пород и их метаморфизация. На заключительном этапе опускание сменяется поднятием, горные породы сминаются в складки. В течение последнего миллиарда лет на Земле было несколько эпох интенсивных горообразований: байкальское горообразование, каледонское, герцинское, мезозойское и кайнозойское. В соответствии  с этим выделяют различные области складчатости.

Впоследствии горные породы, из которых состоит складчатая область, теряют подвижность и начинают разрушаться. На поверхности накапливаются осадочные породы. Образуются устойчивые участки земной коры платформы. Они обычно состоят из складчатого фундамента (остатки древних гор),  перекрытого сверху слоями горизонтально залегающих осадочных пород, образующих чехол. В соответствии с возрастом фундамента выделяют древние и молодые платформы. Участки пород, где фундамент погружён на глубину и перекрыт осадочными породами, называют плитами. Места выхода фундамента на поверхность называют щитами. Они более характерны для древних платформ. В основании всех материков расположены древние платформы, края которых являются складчатыми областями разного возраста.Строение земной коры

Распространение платформенных и складчатых областей можно увидеть на тектонической географической карте, или на карте строения земной коры.

Остались вопросы? Хотите знать больше о строении земной коры?
Чтобы получить помощь репетитора – зарегистрируйтесь.

© blog.tutoronline.ru, при полном или частичном копировании материала ссылка на первоисточник обязательна.

Источник: blog.tutoronline.ru


You May Also Like

About the Author: admind

Добавить комментарий

Ваш e-mail не будет опубликован. Обязательные поля помечены *

Этот сайт использует Akismet для борьбы со спамом. Узнайте как обрабатываются ваши данные комментариев.