книги / Региональная геология России (краткий курс)

Здесь практически отсутствует первый слой, не имеет четкого распространения и третий, он как бы выклинивается к центральной части хребтов.

Субконтинентальная кора характерна для островных дуг (Алеутской, Курильской и др.) и окраин материков. В ее строении присутствуют осадочный, «гранитный» и «базальтовый» слои. Но «гранитный» слой в отличие от континентов существенно сокращен в мощности и не имеет резкой границы с нижележащим «базальтовым» слоем. Общая мощность субконтинентальной коры 30–35 км.

Субокеаническая кора присуща глубоководным котловинам окраинных и некоторых внутриконтинентальных морей (южная котловина Каспия, Черное, Охотское, Японское, Средиземное и другие моря). В них мощная осадочная толща (от 5 до 25 км) непосредственно подстилается сейсмическим «гранулито-базитовым слоем». Подобное строение коры характерно также и для некоторых глубоких впадин на суше, например, для центральной части Прикаспийской синеклизы. Причины исчезновения «гранитно-метаморфического» слоя и происхождение подобных впадин пока недостаточно ясны и, может быть, неодинаковы в разных впадинах.

Переход от материков к впадинам океанов происходит в пределах либо относительно узкого континентального склона, либо более или менее широкого пояса со сложным сочетанием участков с различными типами коры (например, между Азией и ложем Тихого океана).

Внастоящее время, когда заметно пополнились сведения

оглубинном строении Земли, накоплен обширный материал по вещественному составу различных слоев земной коры в океанах, на материках и в переходных между ними зонах, а также кардинально изменились тектонические концепции, появились вполне определенные геофизические, петрологические и тектонические предпосылки для выделения наряду с двумя главными типами земной коры (океаническим и континентальным) также третьего, вполне самостоятельного ее типа – окраинноморского (Е.Е. Милановский, В.Е. Хаин, А.Д. Чехов и др.). Он

распространен в зонах перехода от континента к океану, и прежде всего в окраинно-морских бассейнах. На этой коре

21

развиваются (и протекали в прошлом) активные тектонические процессы, завершающиеся орогенезом и складчатостью.

Окраинно-морской тип коры характеризуется вещественной неоднородностью (от субконтинентального до субокеанического подтипов в крайних своих выражениях) и развитием преимущественно известково-щелочного магматизма, а в геофизическом отношении – резкой латеральной изменчивостью мощностей образующих ее слоев (вплоть до полного выклинивания отдельных из них). Возникновение такой своеобразной коры в историческом аспекте связывается с проявлением главных эпох кратогенеза.

Исходя из приведенного определения третьего типа коры, западную часть Тихого океана логичнее рассматривать не в качестве типично океанической структуры, как это делается сейчас, а выделять как область зарождавшейся окраинно-морской коры (в эмбриональной стадии ее развития).

Химический состав земной коры определяется прежде всего кислородом, содержащимся в форме оксидов (49,13 вес. %), кремнием (26,0 %) и алюминием (7,45 %). Существенную роль играют также железо (4,2 %), кальций (3,25 %), натрий (2,4 %),

калий (2,35 %) и магний (2,35 %).

2.2.Мантия

Винтервале глубин 33–2900 км находится мантия Земли. Ее делят на две части: верхнюю – слои «В» и «С», распространяющиеся до глубины 900–1000 км, и нижнюю – слои «D»

и«D1» от глубин 900–1000 до 2900 км. Слой «В» называют слоем Гутенберга, а слой «С» именуют переходным слоем или слоем Голицына (в честь русского сейсмолога). Граница между слоями «В» и «С» располагается на глубине около 400 км; при переходе через нее сверху вниз скорости сейсмических волн резко возрастают. В слое «В» верхней мантии установлен слой вязких пластичных горных пород, названный астеносферой (от греч. «астенос» – слабый). В нем наблюдается понижение скорости сейсмических волн, особенно поперечных. Под континентами этот слой находится на глубинах от 80–120 до 200–250 км, а под океанами – от 50–60 до 300–400 км. Вязкость

22

и мощность астеносферного вещества существенно меняются как в вертикальном, так и в горизонтальном направлениях. Геофизические данные последних лет указывают на наличие неоднородности и расслоенности астеносферы. Об этом свидетельствуют и очаги магмы, возникающие на различных уровнях астеносферного слоя.

Ниже астеносферы скорость продольных сейсмических волн резко возрастает, достигая на глубинах 900–2000 км 11,4 км/с. Земная кора и твердый надастеносферный слой мантии составляют литосферу. Земная кора вместе с верхней мантией называется тектоносферой.

Наука в настоящее время не располагает прямыми данными о состоянии вещества верхней мантии и ее составе, довольствуясь пока выводами, полученными косвенным путем. Большинство геологов, геофизиков и геохимиков считают, что верхняя часть мантии может быть сложена ультраосновными породами (перидотитами) или эклогитами (основными породами, отличающимися от габбро минеральным составом и большей плотностью). Небольшое местное нарушение термобарических условий в астеносферном слое (повышение температуры на несколько десятков градусов или понижение давления) приводит к плавлению вещества. Поэтому проявления магматических процессов в земной коре обычно связывают с процессами, происходящими в астеносферном слое. Его высокая пластичность позволяет допускать возможность относительных горизонтальных перемещений по нему блоков земной коры вместе с надастеносферным слоем.

Химический состав вещества нижней мантии Земли и характер процессов, протекающих на их границах, также недостаточно ясны. По сравнению с верхней мантией нижняя характеризуется относительной обогащенностью железом, т.е. она в значительной степени сохранила свой изначальный состав, тогда как верхняя мантия уже истощена.

2.3. Ядро

На глубине 2900 км фиксируется новый сейсмический раздел, отделяющий мантию от ядра. Здесь скорости продольных волн скачкообразно падают с 13,6 км/с в основании ман-

23

тии до 8,1 км/с в ядре, а поперечные волны, распространяющиеся только в твердой среде, затухают. Это означает, что вещество внешнего ядра находится в расплавленно-жидком состоянии. В то же время его плотность резко возрастает от 5,6 до 10 г/см3. Внешнее ядро (слой «E») располагается на глубине от 2900 до 4980 км, переходное (слой «F») – до глубины 5120 км, а внутреннее ядро (слой «G», или субъядро) – на глубине от 5120 км до центра Земли (6371 км). По косвенным данным внутреннее ядро считается твердым.

В отношении химического и минерального состава ядра Земли существуют две основные гипотезы: 1) ядро железоникелевое (вероятно, с примесью серы или кислорода); 2) ядро состоит из металлизованных силикатов, уплотнившихся под влиянием сверхвысоких давлений в центре планеты.

Существуют и иные взгляды на химический состав ядра

ипланеты в целом, из которых наиболее интересны две модели.

Согласно кислородно-водородной модели Н.П. Семененко в центре Земли находится твердое внутреннее ядро космического происхождения, сложенное гидридами и карбидами металлов. Во внешнем ядре происходит их частичное распадение с выделением водорода и углерода, что приводит к разуплотнению ядра. Выделяющиеся продукты поступают в нижнюю мантию и вызывают ее металлизацию с образованием смеси силикатов железа и магния, металлов, воды, углекислоты и ле-

тучих компонентов (Н2, СО2 и СН4). В верхней мантии, состоящей из силикатов железа и магния, горячие Н2О, СО2, Н2,

иСН4 приводят к образованию потоков флюидов, устремляющихся в земную кору.

Модель изначально гидридной Земли В.Н. Ларина рассматривается им как непосредственное развитие идей В.И. Вернадского, который еще в 30-х годах прошлого столетия по поводу внутреннего строения Земли писал, что количество кислорода с глубиной быстро уменьшается, все больше начинают преобладать металлы типа железа и, по-видимому, растет количество водорода, что должно привести к сохранению в этих глубинах водородистых соединений, и в том числе растворов водорода в металлах (гидридов). Дегазация водорода

24

в конечном счете привела к следующему современному химическому составу земных недр.

Земная кора и верхняя мантия сложены силикатами и окислами. Нижняя и средняя мантия образованы различными сплавами на основе кремния, магния и железа. Внешнее ядро состоит из металлов с растворенным в них водородом, а внутреннее сложено гидридами металлов.

Геохимическая модель В.И. Ларина базируется на четких космохимических закономерностях, согласуется с современными данными о физике ядра и мантии планеты, упрощает решение проблемы геомагнетизма и, что самое главное, позволяет увязать весь комплекс глобальных геологических явлений (океанообразование, геосинклинальный и орогенный процессы со складчатостью и магматизмом и др.), дает возможность существенно приблизиться к пониманию их внутренних причин, а также причин эволюции геодинамического режима на протяжении всей геологической истории, начиная с самых ранних ее этапов.

Контрольные вопросы

1.Какова современная сейсмическая модель строения

Земли?

2.Что такое астеносфера?

3.Охарактеризуйте состав и строение мантии и ядра пла-

неты?

4. Каковы альтернативные представления о составе

истроении ядра Земли?

5.Что такое литосфера и тектоносфера?

6.Дайте сравнительную характеристику континентальной

иокеанической коры (где они развиты и в чем их отличие?).

2.4.Возраст земной коры

ипериодизация геологической истории

Геологическая история, известная в настоящее время начиная с 4,0 млрд лет назад, наилучшим образом изучена лишь на протяжении последних 0,6 млрд лет (фанерозой) и в интервале 1,6–0,6 млрд лет (неопротерозой, рифей). Предшествую-

25

щая, значительно бóльшая, ее часть (ранний докембрий) поддается исследованию с большим трудом, поскольку она запечатлена в геологической летописи преимущественно в виде метаморфизованных образований. Последние утратили прямые, очевидные черты своего формирования и требуют серьезных геохимико-петрологических реконструкций для установления их первичного облика.

Поэтому шкала геологического времени основывается прежде всего на данных об ископаемых животных и растительных организмах. Изучение их эволюции дало возможность установить относительный возраст слоев, в которых заключены эти ископаемые, и выделить ряд крупнейших отрезков времени – эр: архейскую, протерозойскую, палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую. Появление радиогеологического (радиометрического) метода позволило создать шкалу абсолютной геохронологии.

Докембрийская история Земли началась сразу после ее аккреции, т.е. 4,6 млрд лет назад. Однако датируются первые геологические события только начиная с 4,2 млрд лет. Это находки обломочных цирконов с возрастом 4,2 млрд лет в кварцитах с возрастом отложения 3,3–3,5 млрд лет (Западная Австралия). Изотопный возраст наиболее древних горных пород планеты (гнейсы, амфиболиты и др.) составляет 3,8–4,0 млрд лет. Они участвуют в строении базальтового слоя материков.

В 1887 г. М. Бертран предложил систему периодизации геологической истории, основанную на выделении разновозрастных тектонических циклов (эпох складчатости). Выделенные им три крупных тектонических цикла – каледонский, герцинский и альпийский, вместе с обособленными позднее тихоокеанским и байкальским циклами, и ныне служат основой при тектоническом районировании. В таблице 2.1 приведены геохронологическая шкала и основные эпохи складчатости [2].

Каждый из выделенных главных этапов развития земной коры заметно отличается от других характером тектонических движений и осадконакопления, проявлениями магматизма и метаморфизма, металлогенией и другими геологическими особенностями.

26

Таблица 2.1 Геохронологическая шкала и основные эпохи складчатости

27

Контрольные вопросы

1.На чем основаны относительное и абсолютное летоисчисления?

2.На какие периоды разделяются палеозой, мезозой

икайнозой?

3.Каков возраст Земли?

4.Назовите основные эпохи складчатости в геологической истории Земли.

ГЛАВА 3 ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ

ТЕКТОНОСФЕРЫ, ЛИТОСФЕРЫ И ЗЕМНОЙ КОРЫ

Наиболее крупными тектоническими структурами литосферы и тектоносферы являются литосферные плиты, океаны

и континенты.

3.1.Океаны и континенты

Взависимости от характера и интенсивности проявления тектонических движений в пределах океанов и континентов различают [11] относительно подвижные (мобильные) гео-

структуры (геосинклинальные и орогенные пояса) и относительно малоподвижные (стабильные) геоструктуры (платформы и срединные массивы).

Океаны. В них выделяются срединно-океанические хреб-

ты (СОХ) – подводные горные сооружениями, образующие единую глобальную систему общей протяженностью свыше 60 тыс. км при ширине до 2–3 тыс. км.

СОХ обычно занимают центральные части океанов (Атлантический, Индийский), иногда смещаясь к краю материков (Тихий). На долю океанических орогенов приходится до 10 % общей площади поверхности нашей планеты.

Система СОХ пересечена серией трансформных (поперечных) разломов, продолжающихся в соседние структуры и на континенты.

Рельеф океанических орогенов резко расчлененный. В их составе выделяют горные пики, склоны, гребни, рифты. Высота

28

отдельных горных вершин достигает 3–4 км; иногда они возвышаются над уровнем океана, образуя острова (Азорские, Пасхи, Вознесения и др.). Центральная часть СОХ рассечена рифтовой долиной – глобальной трещиной земного шара глубиной до 5 км при ширине от 5 до 40 км. Рифтовые зоны в настоящее время, как и в геологическом прошлом, являются зонами расширения океанического дна и наращивания новообразованной океанической коры.

СОХ характеризуются интенсивной сейсмичностью, высоким тепловым потоком (в 6–7 раз превышающим фоновое значение) и сильнейшим подводным вулканизмом.

Тектонически стабильные, устойчивые, асейсмичные структуры океанического ложа выделяются как океанические плиты, или платформы (ОП). В рельефе дна они выражены глубоководными котловинами (абиссальные равнины). Мощность коры составляет в среднем 5–7 км. Она состоит из базальтового, надбазальтового и осадочного слоев.

ОП иногда осложнены вулканическими сооружениями – гайотами – потухшими вулканами, не выступающими над уровнем океана, и поднятиями, связанными с вулканами

иподнимающимися со дна на высоту 9–10 км. ОП изучены пока слабо, их исследование продолжается.

Кроме СОХ и ОП к структурам океанического дна относятся островодужные системы, имеющие в своем составе глубоководный желоб, островную дугу и окраинное море. Желоба всегда сочетаются с островными дугами, поэтому они рассматриваются как единые системы.

Глубоководные желоба (Курило-Камчатский, Японский

идр.) представляют собой узкие (шириной 100–150 км) и протяженные глубокие (от 7 до 11 км) впадины.

Островные дуги (Командорско-Алеутская, Курильская, Японская и др.) – это система надводных и подводных горных сооружений в виде вытянутых в дугообразную цепочку островов. Наиболее широко они развиты в Тихом океане.

Втылу островных дуг располагаются глубоководные котловины окраинных морей, типичными представителями которых являются Охотское, Берингово, Японское моря. Они имеют овальную, изометричную форму, плоское или слаборасчле-

29

ненное дно и глубины порядка 3–5 км. Кора окраинных морей субокеаническая, мощностью 30–35 км.

Специфические структуры литосферы, условно относимые к Мировому океану, образуют внутриконтинентальные моря, например Средиземноморская, состоящая из нескольких глубоководных хребтов и островных дуг.

В свете концепции тектоники литосферных плит (см. ниже) развитие геосинклиналей рассматривается во взаимосвязи с развитием океанов, причем под геосинклиналями понимаются лишь те области океанов, в которых происходит погружение (поддвиг) океанической коры под континентальную.

Исходя из этого, под геосинклинальным подвижным поя-

сом (окраинным или межконтинентальным) понимается под-

вижный пояс протяженностью в тысячи километров, закладывающийся на границе литосферных плит, характеризующийся длительностью проявления разнообразного вулканизма, активного осадконакопления и на конечных стадиях развития превращающийся в горноскладчатое сооружение с мощной континентальной корой. Примером межконтинентального подвижного пояса является палеозойский Урало-Охотский геосинклинальный пояс. К окраинно-континентальным поясам относится Тихоокеанский пояс.

Геосинклинальные пояса разделяются на отдельные геосинклинальные области, внутри которых, в свою очередь, выделяются более мелкие геосинклинальные системы. Геосинклинальные пояса и системы отделяются друг от друга поперечными разломами, отличаются тектоническим строением и историей развития.

Внутри некоторых геосинклинальных областей и орогенов выделяются жесткие массивы древней консолидации, не переработанные полностью последующей складчатостью – средин-

ные массивы, или микроконтиненты. Они приобрели устойчи-

вость за счет регионального метаморфизма пород и гранитизации. В строении горноскладчатых областей срединные массивы обычно участвуют в виде межгорных впадин или платообразных поднятий, а в строении геосинклиналей образуют жесткие ядра (как бы миниатюрные платформы внутри нее), разграничивающие геосинклинальные системы. На платфор-

30