Тектоносфера Земли и её закономерности

Министерство образования и науки Украины

Луганский национальный педагогический университет имени Тараса Шевченко

Естественно-географический факультет

Реферат на тему:

«Тектоносфера Земли и её закономерности»

Выполнил: студент V курса ЕГФ,

Специальности «география и биология»

Чернов Андрей Алексеевич

Луганск – 2006


Содержание

Введение

1. Строение и состав земной коры

2.Строение и состав верхней мантии

3.Тепловой режим тектоносферы

4.Закономерности в строении и развитии тектоносферы

Список использованной литературы

ВВЕДЕНИЕ

Все, что известно о тектонических, магматических и метаморфических явлениях, показывает, что они непосредственно связаны с процессами, протекающими в пределах коры и верхней мантии Земли. Именно в этих оболочках сосредоточены прямые причины эндогенных явлений. Значение процессов, происходящих на больших глубинах, сейчас неясно. Возможно, оно очень велико: есть основания предполагать, что в гравитационной дифференциации, являющейся основным источником энергии для геологических процессов, участвуют все оболочки земного шара. Но эти более глубокие процессы сказываются на поверхности не прямо, а через посредство верхней мантии и коры. Они возбуждают в последних такие движения и преобразования вещества, которые уже непосредственно приводят к тектоническим, магматическим и метаморфическим явлениям на поверхности. В связи с этой ролью коры и верхней мантии было предложено объединить эти две оболочки под общим названием «тектоносфера Земли». Состояние методов современной науки таково, что существует возможность в известной мере изучить процессы, происходящие в тектоносфере. Вместе с тем о процессах, идущих в более глубоких недрах Земли, можно преимуществррно лишь догадываться.

Важнейшим отличием тектоносферы от более глубоких оболочек являются горизонтальные неоднородности, связанные с зонами разных эндогенных режимов. Строение тектоносферы оказывается в той или иной мере различным под разными эндогенными зонами.

СТРОЕНИЕ И СОСТАВ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Геологические, геофизические и геохимические данные указывают на существование на земном шаре двух основных типов коры: материковой и океанической.

Материковая земная кора. Средняя толщина ее около 40 км, но от местак месту она изменяется от 20 до 80 км. Уже давно распространена точка зрения, что толщина коры связана с высотой рельефа поверхности: она больше под возвышенностями и меньше под впадинами. Первоначально такая точка зрения основывалась на гравиметрических данных, на том, что состояние земной коры очень близко к изостатическому. Это значит, что под каждой равной площадью поверхности находится равная масса вещества. Полагая, что в нижележащих оболочках Земли горизонтальные неоднородности несущественны и что средняя плотность коры всюду одинакова, тектонологи пришли к заключению, что изостазия может осуществиться только в том случае, если под горными хребтами земная кора толще, чем под впадинами. Утолщение под горами должно быть весьма значительным. Оно определяется разностью плотностей коры и верхней мантии. Поскольку эта разность сравнительно невелика (средняя плотность коры 2,8 г/см3 , а верхних слоев мантии 3,3 г/см3 ), то образуемый земной корой под горным хребтом «корень» должен вдаваться в мантию на глубину, в несколько раз превышающую высоту хребта над уровнем моря (если исходить из приведенных цифр средних плотностей, то в 5 1/2 раз). Компенсация поверхностного рельефа соответствующим рельефом подошвы коры представляет собой изостатическую модель, предложенную еще в середине прошлого века английским геодезистом Дж. Эри. Ее называют «изостазией по Эри».

Первые проверки представлений о «корнях гор» с помощью метода глубинного сейсмического зондирования дали положительный результат. Действительно, под высокими горами раздел Мохоровичича обнаруживался на большей глубине, чем под низменностями. Но когда накопился значительный фактический материал, выяснилось, что такая закономерность выдерживается только при сравнении между собой очень высоких хребтов и низменностей. Например, под Памиром толщина коры достигает 70 км, под Гималаями 80 км, а под Венгерской низменностью она равна всего лишь 20 км. Малая мощность коры наблюдается в больших грабенах (в Рейнском грабене 20 км). Но при средних высотах рельефа наблюдаются очень большие колебания толщины коры, не имеющие связи с рельефом. Например, на Русской равнине при средней толщине коры 35—40 км, есть район (на Украинском кристаллическом щите), где мощность коры достигает 55 км. Такую же толщину кора имеет под Главным Кавказским хребтом, хотя он поднят в среднем на 3 км над Русской равниной. Под Ферганской депрессией толщина коры такая же, как под соседними горными хребтами (в том и другом случае 50 км).

Отсюда можно заключить, что изостазия осуществляется более сложным путем, чем это предполагает модель Эри. Частично она может осуществляться путем горизонтальных изменений плотности коры, т. е. в соответствии с изостатической моделью английского геодезиста Дж. Пратта, который предполагал, что кора имеет плоскую подошву, а компенсация рельефа происходит за счет уменьшения средней плотности коры под возвышенностями и увеличении ее под депрессиями. Сейсмическое зондирование показывает, что в чистом виде модель Пратта не существует, но то или иное ее сочетание с моделью Эри вполне возможно. Однако еще больше оснований предполагать, что изостазия осуществляется не в пределах одной коры, а во всей тектоносфере в целом, т. е. в коре и верхней мантии совместно. Другими словами, различное соотношение между рельефом и толщиной коры указывает на наличие горизонтальных плотностных неоднородностей не только в коре, но и в верхней мантии.

Интересно отметить, что некоторые зоны аномальной толщины коры являются наследием древних структур. Например, зона очень мощной коры на Украинском щите, которая никак не сказывается в поверхностном рельефе, имеет меридиональное простирание. Такое простирание в этой области наблюдается в протерозойских структурах. Очевидно, некоторые протерозойские структуры оказались как бы «замороженными» и сохранились в строении коры и верхней мантии.

Следует, однако, отметить, что состояние верхних оболочек Земли можно считать изостатическим лишь в первом приближении. Области, где современные тектонические движения характеризуются малой интенсивностью (древние платформы, океанические котловины), действительно, находятся в состоянии, очень близком к изостазии. Но в областях современной большой тектонической активности положение иное: там имеются заметные нарушения изостазии. При этом интересно, что, как показал М. Е. Артемьев, современные вертикальные движения коры, как правило, направлены не в сторону ослабления аномалии, а в сторону ее усиления. Интенсивные поднятия и опускания в большинстве случаев оказываются антиизостатическими. Например, антиизостатическим является современное поднятие Главного Кавказского хребта. Если бы он следовал силам, направленным к восстановлению равновесия, он должен был бы не подниматься, а опускаться; так как он перегружен. А находящийся к северу от него передовой прогиб должен был бы не опускаться, а подниматься, поскольку он недогружен. В соответствии с изостатическими аномалиями движутся области, недавно освободившиеся от ледового покрова: на Балтийском и Канадском щитах аномалии отрицательные и эти щиты поднимаются. Опускание некоторых морей также направлено в сторону восстановления равновесия: положительные изостатические аномалии наблюдаются, например, в Эгейском и Тирренском морях, в западной части Средиземного моря, где в недавнее геологическое время произошло опускание, которое, вероятно, продолжается до сих пор.

Эти соотношения между вертикальными движениями коры и изостатическими аномалиями должны быть приняты во внимание при попытке выяснить причины колебательных движений. Антиизостатичность движений, вероятно, свидетельствует в пользу горизонтального перетекания материала где-то в глубине тектоносферы от прогибов к поднятиям. Что касается поднятия областей недавнего оледенения в соответствии с отрицательной аномалией, то оно объясняется разгрузкой их ото льда, после чего равновесие еще не установилось в силу высокой вязкости глубинного вещества. Опускание же морей, характеризующихся положительными аномалиями, наводит на мысль о процессе уплотнения вещества на глубине.

В строении материковой коры обычно выделяют три слоя: осадочный, «гранитный» и «базальтовый». За исключением осадочного слоя, эти названия условны и основаны на сопоставлении упругих свойств слагающего соответствующие слои со свойствами широко распространенных горных пород. В настоящее время тем же слоям могут быть даны названия, ближе отвечающие их действительному составу.

Осадочный слой, как известно, имеет прерывистое распространение. Его мощность меняется от 0 до 20 км. В среднем она равна 3 км.

«Гранитный» слой, по сейсмическим данным, характеризуется скоростями продольных сейсмических волн от 5,0 до 6,5 км/с. Состав верхней части этого слоя известен по выходам его на поверхность, главным образом на древних кристаллических щитах. Щиты приблизительно на 50% сложены гранитами, но на 40% — гнейсами и другими метаморфическими породами амфиболитовой фации метаморфизма. 10% их площади образовано породами гранулитовой и эклогитовой фаций метаморфизма, а также слабометаморфизованными кварцитами, филлитами, доломитами и основными изверженными породами. Предполагается, что тот же состав этот слой сохраняет вплоть до подошвы.

Исходя из этих сведений В.В.Белоусов предложил называть данный слой не гранитным, а гранито-гнейсовым.

Мощность гранито-гнейсового слоя в большинстве случаев колеблется от 8 до 25 км в зависимости прежде всего от общей мощности коры. На плитах платформ он занимает приблизительно половину общей мощности коры, на древних кристаллических щитах составляет 20—30% мощности всей коры, а в коре молодых хребтов (Памир, Кавказ) его роль возрастает до 40%.

На материках есть места, где можно предполагать полное отсутствие этого слоя. Его, по-видимому, нет в некоторых районах Балтийского и Анабарского щитов, где он смыт и на поверхности обнажен «базальтовый» слой. Кроме того, сейсмические данные указывают на отсутствие гранито-гнейсового слоя в некоторых глубоких тектонических депрессиях. Например, его нет в центральной части Прикаспийской синеклизы, где осадочная толща, имеющая в этом районе мощность около 18 км, залегает непосредственно на «базальтовом» слое.

Между гранито-гнейсовым и «базальтовым» слоями находится сейсмический раздел, называемый разделом Конрада. Сразу ниже этого раздела скорость продольных сейсмических волн обычно возрастает до 6,6 км/с или больше. Она может увеличиться к подошве коры до 7,3 км/с.

В настоящее время установлено, что «базальтовый» слой, называемый также «нижней корой», сложен преимущественно метаморфическими породами гранулитовой фации метаморфизма, среди которых основную роль играют плагиогнейсы с гранатом и пироксеном при почти полном отсутствии слюд (Б. Г. Лутц). Здесь же присутствуют анортозиты, чарнокиты, а также другие основные интрузивные породы. Именно такой комплекс пород обнажается на кристаллических щитах там, где предполагается отсутствие гранито-гнейсового слоя. Поэтому В.В.Белоусов назвал этот слой не «базальтовым», а гранулито-базитовым.

В самой нижней части коры, судя по ксенолитам кимберлитовых трубок, в ряде мест, но не везде, залегает слой эклогитов небольшой мощности. Коровый эклогит, состоящий из граната и пироксена, представляет собой результат застывания базальтовой магмы под давлением и обладает чрезвычайно высокой плотностью (3,6 г/см3 ). Образование его надо ставить в связь с выделением базальта из верхней мантии. Об этом процессе речь будет идти ниже.

Океаническая кора. Она отличается от материковой значительно меньшей толщиной. Твердая океаническая кора имеет толщину обычно около 6—7 км. Если принять среднюю толщину водного покрова в 5 км, то подошва океанической коры (раздел Мохо) окажется на глубине 11—12 км.

Океаническая кора отличается от материковой и своим составом. Она лишена гранито-гнейсового слоя. Тонкий, не более нескольких сот метров толщиной, осадочный слой залегает на базальтовом, «втором», слое. Мощность последнего обычно 1,0—1,5 км. Скорость продольных сейсмических волн в нем 5,0—5,5 км/с. Ниже находится «третий» слой, называемый также «океаническим», состав которого, как уже указывалось, неизвестен, но по различным признакам можно предполагать, что он сложен и состоит из различных основных и ультраосновных магматических пород — габбро, перидотитов, пироксенитов. Многие из пород серпентинизированы. Некоторые исследователи предполагают значительную роль в этом слое амфиболитов. Сейсмические скорости в третьем слое 6,5—7,0 км/с.

Изменения в строении коры наблюдаются в зоне срединных хребтов, где по направлению к оси хребта третий слой выклинивается и мощность второго слоя значительно увеличивается (до 5 км). Кроме того, наблюдается значительное увеличение (до 15—20 км) общей мощности океанической коры под асейсмичными хребтами. Напротив, под океаническими глубоководными желобами твердая кора оказывается очень тонкой — 3—4 км.

Кроме материкового и океанического типов коры существуют еще ее промежуточные типы. Таких типов, как это было установлено И.П.Косминской, два: субокеанический и субконтинентальный.

Субокеаническая кора. Она развита во внутренних и краевых морях там, где глубины их превышают 2000 м. Ее фундамент вполне сходен с фундаментом океанической коры, а отличием является лишь большая мощность рыхлых осадков. Во многих морях мощность последних колеблется от 3 до 6 км, но, как уже указывалось, в некоторых морях она увеличивается до 8 и даже 20 км. Эта последняя огромная мощность была обнаружена сейсмическими методами в южной части Каспийского моря.

Субконтинентальная кора. Этот тип коры характерен для окраин материков и островных дуг. Такая кора имеет, в общем, материковое строение, но отличается прежде всего меньшей мощностью, чем типичная материковая кора. Наблюдается общее уменьшение мощности коры к периферии материка. Например, в центральных областях Северной Америки мощность коры преимущественно около 40 км, близ берега Атлантического океана она уменьшается до 30 км, а в прибрежной зоне Калифорнии она не более 18 км (рис. 85). В Евразии от центральных областей материка к его периферии средняя мощность коры уменьшается от 50 до 35 км. На островных дугах толщина коры 30—35 км. Соответственно, «корни гор» на окраинах материков и на островных дугах оказываются менее глубокими, чем в центре материка.

Вторым отличием субконтинентальной коры является отсутствие четко выраженного раздела Конрада: переход от гранито-гнейсового слоя к гранулито-базитовому в ней постепенен. Это последнее свойство субконтинентальной коры особенно ясно проявляется на островных дугах.

Указанное обычное разделение коры на 2—3 слоя — лишь очень приближенная схема. Сплошь и рядом количество слоев, различающихся скоростями сейсмических волн или разделяемых поверхностями, от которых сейсмические волны отражаются, оказывается значительно большим. При этом трудно бывает определить, какую именно поверхность раздела следует считать разделом Конрада.

Сопоставление данных, полученных сейсмическими методами в разных районах, приводит к выводу, что количество слоев в коре, их толщина и свойственные им сейсмические скорости изменяются на близких расстояниях. Земная кора оказывается разделенной на блоки небольшого размера (десятки и немногие сотни километров в поперечнике), имеющие разное внутреннее строение. Те же данные показывают, что границы между такими блоками часто выражены в форме вертикальных разломов, проходящих через всю кору.

Переход от материковой коры к океанической происходит обычно в пределах континентального склона там, где глубина моря или океана достигает приблизительно 2000 м. На этой глубине выклинивается гранито-гнейсовый слой. Что касается гранулито-базитового слоя, то скорости сейсмических волн в нем такие же, как в третьем слое океанической коры. Поэтому на старых схемах эти слои объединяли в один слой, предполагая, что «базальтовый» слой материковой коры продолжается непосредственно в базальтовую кору океанов. Сейчас мы знаем, что состав океанической коры и нижней материковой коры различен и, следовательно, ни один слой коры не протягивается насквозь с материка в океан: материковая кора полностью обрывается на континентальном склоне, замещаясь совершенно иной, океанической, корой. Впрочем, детали перехода одного типа коры в другой еще недостаточно изучены.

СТРОЕНИЕ И СОСТАВ ВЕРХНЕЙ МАНТИИ

Сразу под разделом Мохоровичича и на материках и в океанах сейсмические скорости возрастают до 8,0—8,2 км/с. Эти скорости являются типичными для кровли мантии. Однако существуют зоны, где кровля мантии устроена иначе. Такими зонами являются рифты как океанические, приуроченные к срединно-океаническим хребтам, так и материковые. Аномальность строения в этих случаях состоит в том, что между подошвой коры, мощность которой уменьшена до 20—30 км, и кровлей типичной мантии обнаруживается линза мощностью до 20 км, сложенная материалом с сейсмическими скоростями, промежуточными между коровыми и мантийными (7,4—7,8 км/с). Ее состав считается смесью корового и мантийного материала.

С глубиной сейсмические скорости возрастают, и в нескольких десятках километров ниже поверхности Мохоровичича можно встретить скорости до 9,0 км/с. В этой верхней части мантии обнаружены отражающие поверхности, но они имеют, по-видимому, локальное значение.

По наблюдениям над поверхностными сейсмическими волнами установлено, что на глубине, которая в океанах близка к 50 км, а на материках колеблется между 80 и 120 км, начинается слой пониженных сейсмических скоростей, где скорость распространения сейсмических волн приблизительно на 0,3 км/с ниже их скорости в вышележащем слое мантии. Снизу слой пониженных скоростей также ограничен средой е большими сейсмическими скоростями. Попавшая в слой пониженных сейсмических скоростей упругая волна, в соответствии с законами распространения волн, отражается как от вышележащих, так и от подстилающих слоев и распространяется преимущественно внутри этого слоя, как в канале. Такой канал называется волноводом. Поэтому и слой пониженных сейсмических скоростей называется сейсмическим волноводом.

Волновод играет исключительно большую роль в развитии тектоносферы и во всех эндогенных геологических процессах. Под океанами волновод распространяется в глубь до 300—400 км, а под материками его толщина колеблется в пределах 100—150 км. Ниже, в слое Голицына, сейсмические скорости значительно возрастают.

Установлены горизонтальные неоднородности в волноводе. Они явно связаны с характером эндогенных режимов. Волновод чрезвычайно слабо выражен, а местами, по-видимому, и совсем отсутствуют под наиболее стабильными областями коры — древними кристаллическими щитами. Там, где волновод под щитами присутствует, он начинается на глубине свыше 100 км (на Канадском щите 115 км) и заканчивается на глубине 200 км. При этом он сказывается на скорости распространения только поперечных волн и не влияет на скорость продольных. Под плитами платформ этот слой проявляется в своем нормальном виде: его


29-04-2015, 00:33

Страницы: 1 2 3
Разделы сайта