Вступ
висновок
Вступ
Земля входить до складу системи, де центром є Сонце, в якому укладено 99,87% маси всієї системи. Характерною особливістю всіх планет сонячної системиє їх оболонкової будову: кожна планета складається їх ряду концентричних сфер, що розрізняються складом і станом речовини.
Земля оточена потужною газовою оболонкою - атмосферою. Вона є своєрідним регулятором обмінних процесів між Землею і Космосом. У складі газової оболонки виділяється кілька сфер, що відрізняються складом і фізичними властивостями. Основна маса газової речовини міститься в тропосфері, верхня межа якої, розташована на висоті близько 17 км на екваторі, знижується до полюсів до 8-10 км. Вище, на протязі стратосфери і мезосфери, наростає розрідженість газів, складно змінюються термічні умови. На висоті від 80 до 800 км розташовується іоносфера - область сильно розрідженого газу, серед частинок якого переважають електрично заряджені. Найбільшу зовнішню частину газової оболонки утворює екзосфера, що тягнеться до висоти 1800 км. З цієї сфери відбувається дисипація найбільш легких атомів - водню і гелію.
Ще більш складно стратифікована сама планета. Маса Землі оцінюється в 5,98 * 1027 г, а її обсяг - в 1,083 * 1027 см 3. Отже, середня щільність планети становить близько 5,5 г / см 3. Але щільність доступних нам гірських порід дорівнює 2,7-3,0 г / см 3. З цього випливає, що щільність речовини Землі неоднорідна.
Найголовнішими методами вивчення внутрішніх частин нашої планети є геофізичні, в першу чергу спостереження за швидкістю поширення сейсмічних хвиль, що утворюються від вибухів або землетрусів. Подібно до того, як від каменя, кинутого у воду, в різні боки розходяться по поверхні води хвилі, так в твердій речовині від вогнища вибуху поширюються пружні хвилі. Серед них виділяють хвилі поздовжніх і поперечних коливань. Поздовжні коливання являють собою чергування стиснення і розтягування речовини в напрямку поширення хвилі. Поперечні коливання можна уявити як чергуються зрушення в напрямку, перпендикулярному поширенню хвилі.
Хвилі поздовжніх коливань, або, як прийнято говорити, поздовжні хвилі, поширюються в твердому речовині з більшою швидкістю, ніж поперечні. Поздовжні хвилі поширюються як в твердому, так і в рідкому речовині, поперечні - тільки в твердому. Отже, якщо при проходженні сейсмічних хвиль через якесь тіло буде виявлено, що воно не пропускає поперечні хвилі, то можна вважати, що ця речовина знаходиться в рідкому стані. Якщо через тіло проходять обидва типи сейсмічних хвиль, то це - свідчення твердого стану речовини.
Швидкість хвиль збільшується зі зростанням щільності речовини. При різкій зміні щільності речовини швидкість хвиль буде стрибкоподібно змінюватися. В результаті вивчення поширення сейсмічних хвиль через Землю виявлено, що є кілька певних меж стрибкоподібного зміни швидкостей хвиль. Тому передбачається, що Земля складається з декількох концентричних оболонок (геосфер).
На підставі встановлених трьох головних кордонів розділу виділяють три головні геосфери: земну кору, мантію і ядро.
Перша межа розділу характеризується стрибкоподібним збільшенням швидкостей поздовжніх сейсмічних хвиль від 6,7 до 8,1 км / с. Ця межа одержала назву розділу Мохоровичича (в честь сербського вченого А. Мохоровичича, який її відкрив), або просто межа М. Вона відокремлює земну кору від мантії. щільність речовини земної кори, Як зазначено вище, не перевищує 2,7-3,0 г / см 3. Кордон М розташована під континентами на глибині від 30 до 80 км, а під дном океанів - від 4 до 10 км.
З огляду на, що радіус земної кулі дорівнює 6371 км, земна кора являє собою тонку плівку на поверхні планети, що становить менше 1% її загальної маси і приблизно 1,5% її обсягу.
земна кора мінерал
1. Земна кора і типи її будови
Будова земної кори. Земна кора - термін, хоча і увійшов в природничо-науковий ужиток в епоху Відродження, тривалий час трактувався досить вільно через те, що безпосередньо визначити товщину кори і вивчити її глибинні частини було неможливо. Відкриття сейсмічних коливань і створення методу визначення швидкості поширення їх хвиль в середовищах різної щільності дали потужний імпульс для вивчення земних надр. За допомогою Сейсмографічні досліджень на початку XX ст. було виявлено принципову відмінність швидкості проходження сейсмічних хвиль через гірські породи, що складають земну кору, і речовина мантії і об'єктивно встановлена межа їх розділу (межа Мохоровичича). Тим самим поняття «земна кора» отримало конкретне наукове обгрунтування.
Експериментальне вивчення швидкості розподілу ударних пружних коливань в гірських породах з різною щільністю, з одного боку, а з іншого - «просвічування» земної кори сейсмічними хвилями в багатьох точках земної поверхні, Дозволили виявити, що земна кора складається з наступних трьох шарів, складених гірськими породами різної щільності:
1.) Зовнішній шар, що складається з осадових гірських порід, в яких хвилі сейсмічних коливань поширюються зі швидкістю 1-3 км / сек, що відповідають щільності близько 2,7 г / см 3. Цей шар деякі вчені називають осадової оболонкою Землі.
2.) Шар щільних кристалічних порід, що складають під осадової товщею верхню частину континентів, в якому сейсмічні хвилі поширюються зі швидкістю від 5,5 до 6,5 км / сек. У зв'язку з тим, що поздовжні сейсмічні хвилі поширюються з вказаною швидкістю в гранітах і близьких до них за складом порід, умовно цю товщу називають гранітним шаром, хоча в ній є найрізноманітніші магматичні і метаморфічні породи. Переважають гранітоїди, гнейси, кристалічні сланці, зустрічаються кристалічні породи середнього і навіть основного складу (діорити, габро, амфіболіти).
3.) Шар більш щільних кристалічних порід, який утворює нижню частину континентів і з якого складається океанічне дно. У породах цього шару швидкість поширення поздовжніх сейсмічних хвиль становить 6,5-7,2 км / сек, що відповідає щільності около3,0 г / см 3. Такі швидкості і щільність характерні для базальтів, завдяки чому цей шар був названий базальтовим, хоча базальтине всюди повністю складають цей шар.
Як бачимо, поняття «гранітний шар» і «базальтовий шар» умовні і вживаються для позначення другого і третього горизонтів земної кори, що характеризуються швидкостями поширення поздовжніх сейсмічних хвиль відповідно 5,5-6,5 і 6,5-7,2 км / сек . Надалі ці назви будуть приводитися без лапок, але про їх умовності треба пам'ятати.
Нижньою межею базальтового шару є поверхню Мохоровіча. Нижче розташовуються гірські породи, що відносяться до речовини верхньої мантії. Вони мають щільність 3,2-3,3 г / м 3 і більше, швидкість поширення поздовжніх сейсмічних хвиль в них 8,1 м / сек. Їх склад відповідає ультраосновним породам (перідотітам, дунітах).
Слід звернути увагу на те, що терміни «земна кора» і «літосфера» (кам'яна оболонка) не є синонімами і мають різний зміст. Літосфера - зовнішня оболонка земної кулі, складена твердими гірськими породами, в тому числі породами верхньої мантії ультраосновного складу. Земна кора - частина літосфери, що лежить вище межі Мохоровичича. У зазначених межах загальний обсяг земної кори становить понад 10 млрд. Км 3, а маса - понад 1018 т.
Типи будови земної кори. При вивченні земної кори було виявлено її неоднакове будова в різних районах. Узагальнення великого фактичного матеріалу дозволило виділити два типи будови земної кори - континентальний і океанічний.
для континентального типухарактерна досить значна потужність кори і присутність гранітного шару. Кордон верхньої мантії тут розташована на глибині 40-50 км і більше. Потужність товщі осадових гірських порід в одних місцях досягає 10-15 км, в інших - товща може повністю бути відсутнім. Середня потужність осадових порід континентальної земної кори становить 5,0 км, гранітного шару - близько 17 км (від 10-40 км), базальтового - близько 22 км (до 30 км).
Як згадувалося вище, петрографічний склад базальтового шару континентальної кори строкатий і швидше за все в ньому переважали не базальти, а метаморфічні породи основного складу (грануліти, еклогіти і т.п.). З цієї причини деякі дослідники пропонували цей шар називати гранулітового.
Потужність континентальної земної кори збільшується на площі горноскладчатих споруд. Наприклад, на Східно-Європейській рівнині потужність кори близько 40 км (15 км - гранітний шар і більше 20 км - базальтовий), а на Памірі - в півтора рази більше (близько 30 км в сумі складають товща осадових порід і гранітний шар і стільки ж базальтовий шар). Особливо великої потужності досягає континентальна кора в гірських областях, розташованих по краях материків. Наприклад, в Скелястих горах (Північна Америка) потужність кори значно перевищує 50 км. Зовсім іншою будовою володіє земна кора, що складають дно океанів. Тут потужність кори різко скорочується і речовина мантії підходить близько до поверхні. Гранітний шар відсутній, потужність осадової товщі порівняно невелика. Виділяються верхній шар неущільнених опадів з щільністю 1,5-2 г / см 3 і потужністю близько 0,5 км, вулканогенно-осадовий шар (переслаивание пухких опадів з базальтами) потужністю 1-2 км і базальтовий шар, середню потужність якого оцінюють в 5 -6 км. На дні Тихого океануземна кора має сумарну потужність 5-6 км; на дні Атлантичного океану під осадової товщею в 0,5-1,0 км розташовується базальтовий шар потужністю 3-4 км. Відзначимо, що зі збільшенням глибини океану потужність кори не зменшується.
В даний час виділяють також перехідні субконтинентальним і субокеанічним тип кори, що відповідають підводного околиці материків. В межах кори субконтинентального типу сильно скорочується гранітний шар, який заміщається товщею опадів, а потім у напрямку до ложу Океану починається зменшення потужності базальтового шару. Потужність цієї перехідної зони земної кори зазвичай 15-20 км. Кордон між океанічної і субконтинентальной корою проходить в межах материкового схилу в інтервалі глибин 1 -3,5 км.
Хоча кора океанічного типу займає велику площу, ніж континентальна і субконтинентальна, в силу її невеликої потужності в ній зосереджений лише 21% об'єму земної кори. Відомості про обсяг і масі різних типівземної кори наведені в таблиці 1.
Таблиця 1
Обсяг, потужність і маса горизонтів різних типів земної кори (складено за даними А.Б. Ронова і А.Л. Ярошевського. 1976)
Земна кора залягає на підкірковому мантійному субстраті і становить всього 0,7% від маси мантії. У разі малої потужності кори (наприклад, на океанічному ложі) сама верхня частина мантії буде знаходитися також у твердому стані, звичайному для гірських порід земної кори. Тому, як зазначено вище, поряд з поняттям про земній корі як про оболонці з певними показниками щільності і пружних властивостей, є поняття про літосфері - кам'яної оболонці, товщі твердої речовини, що покриває поверхню Землі.
Структури типів земної кори. Типи земної кори розрізняються також своїми структурами. Для земної кори океанічного типу характерні різноманітні структури. По центральній частині дна океанів простягаються потужні гірські системи- серединно-океанічні хребти. В осьовій частині ці хребти розсічені глибокими і вузькими рифтовими долинами з крутими стінками. Ці утворення являють собою зони активної тектонічної діяльності. Уздовж острівних дуг і гірських споруд по околицях материків розташовуються глибоководні жолоби. Поряд з цими утвореннями є глибоководні рівнини, що займають величезні площі.
Настільки ж неоднорідна континентальна земна кора. В її межах можна виділити молоді горноскладчатие споруди, де потужність кори в цілому і кожного з її горизонтів сильно зростає. Виділяються також площі, де кристалічні гірські породи гранітного шару представляють стародавні складчасті області, вирівняні протягом тривалого геологічного часу. Тут потужність кори значно менше. Ці великі ділянки континентальної кори називаються платформами. Усередині платформ розрізняють щити - райони, де кристалічний фундамент виходить безпосередньо на поверхню, і плити, кристалічна основа яких вкрите товщею горизонтально залягають відкладень. Прикладом щита є територія Фінляндії і Карелії (Балтійський щит), в той час як на Східно-Європейській рівнині складчастий фундамент глибоко опущений і перекритий осадовими відкладеннями. Середня потужність опадів на платформах близько 1,5 км. Для горноскладчатих споруд характерна значно більша потужність товщі осадових порід, середня величина якої оцінюється в 10 км. Накопичення таких потужних відкладень досягається тривалим поступовим опусканням, прогином окремих ділянок континентальної кори з подальшим їх підйомом і складкообразованием. Такі ділянки називаються геосінкліналямі. Це найбільш активні зони континентальної кори. До них приурочено близько 72% всієї маси осадових порід, в той час як на платформах зосереджено близько 28%.
Прояви магматизму на платформах і геосинкліналях різко відрізняється. У періоди прогинання геосінкліналей по глибинних розломів надходить магма основного і ультраосновних складу. В процесі перетворення геосинклинали в складчасту область відбувається утворення і впровадження величезних мас гранітної магми. Для пізніх етапів характерні вулканічні виливи лав середнього і кислого складу. На платформах магматичні процеси виражені значно слабше і представлені переважно виливами базальтів або лав лужно-основного складу.
Серед осадових порід континентів переважають глини і глинисті сланці. На дні океанів збільшується вміст вапняних опадів.
Отже, земна кора складається з трьох шарів. Її верхній шар складний осадовими породами і продуктами вивітрювання. Обсяг цього шару становить близько 10% загального обсягу земної кори. Велика частина речовини знаходиться на континентах і перехідній зоні, в межах океанічної кори його не більше 22% обсягу шару.
У так званому гранітному шарі найбільш поширеними породами є гранітоїди, гнейси і кристалічні сланці. На породи більш основного складу припадає близько 10% цього горизонту. Ця обставина добре відбивається на середньому хімічний склад гранітного шару. При зіставленні величин середнього складу звертає на себе увагу певна відмінність цього шару і осадової товщі (табл. 2).Таблиця 2
Хімічний склад земної кори (в вагових відсотках)
(За даними Л.Б. Ронова і А.Л. Ярошевського, 1976)
Склад базальтового шару в двох основних типах земної кори неоднаковий. На континентах ця товща характеризується різноманітністю гірських порід. Тут присутні глибоко метаморфізовані і магматичні породи основного і навіть кислого складу. Основні породи складають близько 70% всього обсягу цього шару. Базальтовий шар океанічної кори значно більш однорідний. Переважним типом порід є так звані толеітовие базальти, що відрізняються від континентальних базальтів низьким вмістом калію, заліза, стронцію, барію, урану, торію, цирконію і високим відношенням Na / K. Це пов'язано з меншою інтенсивністю процесів диференціації при їх вплавлення з мантії. У глибоких рифових розломах виходять ультраосновних породи верхньої мантії.
Поширеність гірських порід в земній корі, згрупованих для визначення співвідношення їх обсягу і мас, приведена в таблиці 3.
Таблиця 3
Поширеність гірських порід в земній корі
(По А.Б. РОНов і А.Л. Ярошевському, 1976)
2. Еволюція хімічного складу земної кори
Проблема освіти існуючої структури земної кори має не тільки фундаментальне теоретичне значення. Пізнання процесів, що формують земну кору, одночасно означає з'ясування закономірностей утворення та розміщення промислових родовищ корисних копалин. Тому над вивченням цих процесів працюють великі наукові колективи багатьох країн.
Експериментальні дослідження, вивчення гірських порід на поверхні материків і на дні океанів, результати глибокого буріннядозволили розробити уявлення про радіально направленому виправленні і дегазації речовини земної кори з мантії. Речовина мантії досі безпосередньо не піддавалося хімічному аналізу, так як дістати його поки що технічно неможливо. Однак є підстави вважати, що склад мантії відповідає складу кам'яних метеоритів (хондритів).
Результати аналізів показують, що в них містяться певні кількості деяких хімічних елементів, що утворюють щодо легкоплавкі з'єднання, а також елементів, що входять до складу газів і води (табл. 4).
Таблиця 4
(По А.П. Виноградову, 1964)
Речовина мантії знаходиться в рівноважному твердому стані в умовах високих температурі тиску. Однак це рівноважний стан буде порушено, якщо зовнішні умови зміняться, наприклад, знизиться тиск або підвищиться температура. Тоді речовина перейде в розплавлене, рідкий стан. Таке явище цілком ймовірно, якщо всередині мантії виникне вогнище сильного розігрівання. Причиною його може служити енергія радіоактивного розпаду. Розплавлена маса, що містить джерело теплової енергії, буде переміщатися в радіальному напрямку до поверхні Землі, проплавляя при своєму русі речовина мантії. При цьому повинна відбуватися закономірна диференціація цієї речовини.
Щоб уявити собі механізм цього процесу, подумки виконаємо наступний досвід.
Помістимо в термоустойчивую трубку суміш сполук, що володіють різною температурою плавлення. За допомогою кільцевого нагрівача розплаву вузьку зону внизу трубки і потім будемо повільно переміщати нагрівач вгору уздовж трубки. При підйомі нагрівача розплавиться наступна зона, а нижележащих маса охолоне і знову закрісталлізуется. У міру руху нагрівача все речовина в трубці пройде стадії плавлення і подальшої кристалізації. Якщо цю операцію повторити неодноразово, то вихідна суміш закономірно розділиться: вгорі відокремилися легкоплавкі з'єднання, а внизу - менш плавкі.
Викладений принцип «зонної» плавки був використаний відомим геохіміком А.П. Виноградовим для створення моделі освіти земної кори. Відповідно до цієї моделі, певні осередки розплаву, що переміщаються в радіальному напрямку, забезпечили закономірну диференціацію речовини мантії. Склад спочатку виникає розплаву не відрізнявся від складу вихідного матеріалу. Але багаторазове повторення цього процесу зумовило поділ речовини, винос з манії щодо легкоплавких з'єднань і накопичення їх на поверхні планети.
В результаті диференціації вихідної речовини відбувається закономірне перерозподіл хімічних елементів по оболонок Землі. Якщо прийняти, що склад вихідної речовини мантії близький до складу кам'яних метеоритів, то можна простежити, як змінювалося зміст найважливіших хімічних елементів в процесі утворення земної кори.
У таблиці 5 добре видно, що виділення легкоплавких з'єднань з вихідної речовини планети супроводжувалося прогресуючим накопиченням кремнію, алюмінію, кальцію, калію, натрію, фтору, хлору. У той же час велика частина заліза, магнію, сірки залишалася в речовині мантії.
Запропоновано і інші моделі, але незалежно від тих чи інших уявлень про механізм масопереносу більшість учених поділяє думку про те, що земна кора утворилася шляхом виносу з мантії легкоплавких і легколетких хімічних сполук.
Таблиця 5
(По А.П.Віноградову)
Процес виносу легколетких і легкоплавких хімічних сполук дуже складний. Якщо освіта базальтової кори як продукту виплавлення з речовини мантії не викликає сумнівів, то в процесі освіти гранітного шару ще дуже багато неясного. Численні факти свідчать, що утворення великих мас гранітів приурочено до певної стадії розвитку геосинкліналей, на якій процеси регіонального метаморфізму досягають своєї найвищої міри - палінгенезію. При цьому відбувається розплавлення метаморфізуемих порід під впливом не тільки високих температур і тиску, але також глибинних флюїдів, дегазованих з мантії. Утворений розплав насичується хімічними елементами, які надійшли в результаті дегазації, склад його стає більш складним у порівнянні з виплавляти базальтами, виливаються на океанічному дні з глибинних розломів. Розглянутий процес отримав назву гранітизацією. Можливо, що таким шляхом утворилися величезні маси гранітних батолітов.
Активний винос легколетких з'єднань, що обумовлюють гранітизацією потужних товщ опадів, відбувається не повсюдно на поверхні земної кулі, а лише в певних структурних елементах земної кори - геосинкліналях. Локалізація процесів активного виносу, мабуть, пов'язана з нерівномірним розподілом джерел енергії, зокрема, мас радіоактивних елементів в мантії. Таким чином, континенти, кора яких містить гранітний шар, можна розглядати як ділянки земної кори, в межах яких особливо активно відбувався винос легколетких і легкоплавких хімічних сполук з мантії. На площі поширення океанічної кори цей процес відбувався менш активно, про що свідчать не тільки менша потужність шару виплавлених базальтів, але і бідність океанічних базальтів багатьма хімічними елементами в порівнянні з базальтами континентальної кори. За розрахунками А.Б. Ронова і А.А. Ярошевського, загальна маса речовини, винесеного з мантії в континентальну кору, становить 22,37 * 10 18 т, а в океанічну - майже в чотири рази менше.
Особливо важливе значення процес утворення континентальної земної кори мав для перерозподілу металів. Як випливає з даних таблиці 6, зміст одних металів різко зростає в гранітному шарі в порівнянні з вихідною речовиною мантії,
Таблиця 6
Перерозподіл деяких рідкісних і розсіяних хімічних елементів в процесі утворення земної кори, в 1-10 -3%
а зміст інших - зменшується. В процесі виплавлення речовини земної кори в мантії затримувалися метали групи заліза - нікель, кобальт, хром, частково марганець. Тому вміст нікелю в породах верхніх горизонтів Земної кори в порівнянні з вмістом у вихідному речовині зменшується в десятки разів, приблизно в сто разів зменшується вміст кобальту і хрому, в тисячу разів платини. В процесі виплавлення земної кори зменшилася також вміст ртуті, але це сталося через винесення парів цього металу, що надходили в атмосферу і розчиняється в природних водах.
Метали, зміст яких в цілому збільшується в земній корі, розподіляються в гірських породах неоднаково. Виділяється група металів, що концентруються в гранітному шарі континентальної земної кори, збагаченої кремнієм, алюмінієм, лугами, легколетучим сполуками. Сюди відносяться цирконій, ніобій, барій, олово, свинець, уран. Наприклад, концентрація свинцю збільшується в 100 разів, урану - ще більше. Інша група металів концентрується в базальтових породах. У цю групу входять титан, ванадій, мідь, цинк.
Одночасно з виплавленням легкоплавких з'єднань з речовини мантії відбувалося виділення газів різних речовин. В результаті дегазації мантії утворилася основна маса газів і води, наявних на нашій планеті. При цьому розрахунки показують, що протягом геологічної історії з мантії винесено тільки близько 10% містилися в ній кожного газу. Так, наприклад, за даними А.П. Виноградова, вміст води в мантії складає 2 * 10 22 кг, а її загальна кількість в гідросфері і атмосфері - 1,5 * 10 21 кг. В результаті процесу дегазації виносилися також переганяється сполуки важких металів.
Зовсім особливе становище в земній корі займає самий зовнішній шар, який деякі вчені називають осадової оболонкою Землі. За мінералогічному складу він принципово відрізняється від двох інших шарів кори. У складі осадової оболонки переважали не силікати з різноманітною крісталлохимічеськой структурою, як в гранітному і базальтовому шарах земної кори, а дисперсні силікати зі складною структурою - глини, складові 40% осадового шару, карбонати - 23%. Серед уламкових мінералів, що збереглися при гіпергенні перетворенні гранітного шару, що входять до складу осадової оболонки і складових 19% її маси, домінує кварц - найбільш стійкий до вивітрювання ендогенний мінерал. Хімічний склад осадового шару збагачений не тільки Н 2 O і СО 2, але також окисленими формами сірки, органічним вуглецем, хлором, фтором, азотом і важкими металами. Всі ці сполуки і елементи виносяться з мантії шляхом дегазації, але в процесі гипергенеза і седиментогенеза зв'язуються і акумулюються в речовині осадового шару. Таким чином, на поверхні Землі відбувається глибоке перетворення речовини гранітного шару. Головним фактором цього процесу є сумарний геохімічний ефект життєдіяльності організмів. Це проявляється як в особистій участі організмів в осадкообразованіі, так і в регулюванні умов, що визначають спрямованість перетворення гірських порід гранітного шару: вміст кисню і вуглекислого газу в атмосфері, лужно-кислотних параметрів природних вод, окислювально-відновних умов, присутність органічних сполук і ін. встановлено, що велика частина маси речовини осадових порід, утворених протягом останніх 600 млн. років, знаходиться в межах континентальної кори, причому приблизно половина цієї маси зосереджена в геосинкліналях. Формування метаморфічних порід стародавніх щитів - головних фрагментів гранітного шару - також відбувалося в тектонічно-активних структурах. Можна припускати, що багато особливостей гранітного шару складно пов'язані з сумарним геохимическим ефектом життєдіяльності організмів геологічного минулого. Маючи це на увазі, В.І. Вернадський назвав гранітний шар земної кори «слідами колишніх біосфер».
3. Формування мінералогічного різноманітності земної кори
Земна кора складається природними хімічними сполуками- мінералами, кількість видів яких трохи перевищує 2 тис. Обмеженість природних хімічних сполук в порівнянні зі значно більшою кількістю штучних з'єднань зумовлена багатьма причинами, головною з яких є дуже нерівномірне зміст різних хімічних елементів в земній корі. Діапазон середнього змісту різних хімічних елементів досягає шести математичних порядків.
Найбільша кількість мінеральних видівутворюють елементи, що містяться в земній корі в найбільшій кількості. До них відносяться кисень, кремній, алюміній, залізо, кальцій, магній, калій, натрій. Ці елементи утворюють групу сполук, маси яких в найбільшій кількості виплавлялося з мантії.
Поряд з ними значні кількості мінералів утворюють такі елементи, як сірка, миш'як, сурма, мідь, свинець, цинк і деякі інші метали, які активно виносилися в процесі дегазації речовини мантії.
Таблиця 7
Освіта мінералів при основних процесах мінералоутворення
Якщо розглядати різноманітність минералообразования при різних ендогенних процесах, то найбільшу кількість мінеральних видів утворюється при процесах, які протікають за участю продуктів дегазації. Мінерали, що утворюються при пневматолітових-гідротермальних і пегматитових процесах, за підрахунками відомого українського минералога Є.К. Лазаренко, складають близько 30% всіх мінеральних видів. Ще більша кількість мінеральних речовин виникає при процесах гіпергенезу і осадкообразованія, в яких під геохимическим контролем сумарного ефекту життєдіяльності організмів утворюються хімічні сполуки дегазованих елементів, які надійшли в атмосферу і гідросферу (табл. 7).
Певні закономірності виявляються в різноманітності і розподілі мас мінералів по класах. Окремі дані наводилися при описі мінеральних груп, загальна їх зведення представлена в таблиці 8.
Дані цієї таблиці дозволяють, перш за все, відзначити найбільш численні класи. Незважаючи на розбіжності в результатах розрахунків різних авторів, цілком очевидно, що найбільшу кількість мінералів характерно для силікатів. Досить різноманітний склад класу фосфатів і їх аналогів, які займають друге місце за кількістю мінералів (17,7% - 16,4%), а також класу сульфідів і їм подібних з'єднань (9,4-13,0%), оксидів і гидроксилов (9,4-12,5%), сульфатів (9,0-12,2%). Склад інших класів менш численний і становить кілька відсотків або навіть частки відсотка, як, наприклад, мінерали класу хроматов.
Таблиця 8
Співвідношення між окремими класами мінералів і їх вмістом в земній корі
класи мінералів |
мінерали | |||||
кількість |
в% до загальної кількості мінералів | |||||
| I 1 | II 2 | I | II | I | II | |
самородні елементи Сульфіди і їм подібні з'єднання галогеніди Оксиди і гідроксиди силікати сульфати Фосфати, арсенати, ванадати карбонати Вольфрамати і молібдати органічні сполуки |
поза обліком |
не значить. призначить. |
||||
| всього | 1500 2135 100,0 100,0 100,0 99,85 | |||||
I 1 - дані Е. К. Лазаренко, 1963 II 2 дані Н. І. Сафронова і Б. А. Гаврусевич, 1968 |
||||||
Численність мінералів того чи іншого класу не обов'язково означає, що ці мінерали складають значну частину маси земної кори. Хоча найбільш різноманітний видами клас силікатів і переважає в земній корі, але другий за чисельністю мінералів клас фосфатів і їх аналогів становить менше відсотка маси літосфери (0,7%). Близько за чисельністю видів класи сульфідів і оксидів різко відрізняються за своїм вагового змісту в земній корі: перші перебувають в кількості 0,15% (за В. І. Вернадського), другі - 17% маси кори. Слід зазначити, що значення мас мінералів в земній корі точно не встановлені і визначаються різними вченими неоднаковими величинами. Так, навіть для групи переважаючих мінералів - силікатів - розраховані сильно розрізняються значення. Американський геохімік Г. Вашингтон (1925) визначив масу силікатів в земній корі в 63%, В.І. Вернадський (1937) - в 85%, А.Е. Ферсман (1934) - в 74,5%, Є.К. Лазаренко (1963) - в 75%, Б.А. Гаврусевич і Н.І. Сафронов (1968) - в 80%, А.Б. Ронов і А.А. Ярошевський (1967) - в 83%. Остання цифра, мабуть, найбільш достовірна.
Освіта маси представників деяких класів пов'язане переважно з одним певним процесом минералообразования. Як показують дані Є.К. Лазаренко, велика частина мінералів класу сульфідів (89%) має пневматолітових-гідротермалигое походження і лише 5% виникають при літогенезі. Вольфраміти і молібдати порівну діляться між гіпергенні і пневматолітових-гідротермальних генезисом. Для деяких класів характерно виникнення переважної кількості мінеральних видів при процесах гіпергенного минералообразования. Такі сульфати, фосфати і їм близькі з'єднання, нітрати.
висновок
Уявлення про земній корі, її речовинний склад і освіту в міру розвитку геології поступово змінювалися від наївних уявлень про застиглої кірці шлаку на поверхні вогненно-рідкого металевого кулі до створення складних моделей освіти земної кори в результаті неодноразової переробки акумуляції легкоплавких і легколетких речовин, що виносяться тепловими потоками з мантії.
Накопичення геологічних знань довгий час відбувалося двома майже не пов'язаними між собою шляхами. З одного боку, для вирішення різноманітних практичних завдань вивчалися мінерали, руди, гірські породи, тобто складові частини речовини земної кори. В цьому напрямку були зроблені важливі відкриттяі накопичений досвід, який сприяв розвитку не тільки мінералогії, але і інших наук і галузей людської діяльності. Накопичений досвід сприяв становленню мінералогії та суміжних геологічних наук, а також хімії та металургії.
З іншого боку, завдяки спостереженням натуралістів був зібраний величезний матеріал, що характеризує різноманітні геологічні процеси: геологічну діяльність морів і річок, льодовиків і вулканів і т.п. Особлива увага приділялася виявленню процесів освіти і віковою співвідношенню різних опадів, які майже суцільно покривають сушу і з якими в першу чергу стикається у своїй роботі геолог.
Одночасно дослідники прагнули зрозуміти процеси утворення різних опадів і з'ясувати їх вікові співвідношення. В початку XIXв. знаменитий англійський геолог Ч. Лайель показав, що опади, утворені в віддаленому геологічному минулому, є результатом тих же процесів, які відбуваються в даний час. Трохи раніше його співвітчизник У.Сміт встановив, що відносний геологічний вік досліджуваних опадів незалежно від їх географічного знаходження можна визначати за допомогою скам'янілих останків організмів, які існували під час відкладення даних опадів. Ці фундаментальні відкриття з'явилися теоретичною основою для розгорнувся вивчення геологічної будови різних територій.
У той же час вивчалися умови залягання гірських порід глибинного походження. В середині XIX ст. був розроблений метод вивчення щільних гірських порід під мікроскопом, який відкрив недоступний раніше для вивчення світ кристалізаційних і метасоматічеських процесів, що відбуваються при утворенні магматичних і метаморфічних порід, руд і пневматолітових-гідротермальних утворень. У другій половині XIX ст. починається синтезування досягнень мінералогії, петрографії і рудного мистецтва з результатами вивчення геологічної будови окремих регіонів світу. На цій основі російськими, американськими, французькими геологами створюються перші гіпотези освіти і побудови великих геотектонических елементів земної кори - геосинкліналей, платформ, кристалічних щитів і плит. У 1881 р австрійський геолог Е. Зюсс вводить в науковий лексикон термін «земна кора», а в країнах Західної Європирозробляються методи вивчення земних надр за допомогою реєстрації швидкості поширення сейсмічних волі.
Перші десятиліття XX в. знаменуються відкриттям кордонів розділу земної кори і мантії і закономірностей вертикальної будови кори континентів і океанів. Мінералогія і петрографія з описових наук поступово перетворюються в генетичні, які вивчають процеси утворення мінералів і порід. Виникла нова наука - геохімія, на атомному рівні вивчає еволюцію хімічного складу речовини Землі і земної кори, що встановлює закономірності міграції хімічних елементів при геологічних процесах. Спираючись на досягнення фізики і фізичної хімії, швидко розвиваються нові методи вивчення речовини земної кори і експериментального моделювання процесів утворення і перетворення гірських порід в умовах високих температур і тисків.
До середини XX в. геологічні дослідження обмежувалися межами суші і її підводної окраїни. З кінця 50-х рр. розгортаються роботи по вивченню будови дна океанів і відбуваються там геологічних процесів з допомогою підводних апаратів і глибоководного буріння. Нова інформаціявносить суттєві корективи у погляди на геологічна будоваземної кори і формують її процеси. У світлі сучасних наукових досягненьстало ясно, що окремі геологічні ендо- та Екзодінаміческіе процеси представляють собою ланки єдиного планетарного процесу формування твердої, рідкої і газової зовнішніх оболонок планети. Грандіозний процес виносу з мантії легкоплавких і газоподібних речовин відбувається не рівномірно по всій поверхні земної кулі, а регулюється потужними тепловими потоками, що генеруються джерелами енергії, що утворюють згущення в надрах мантії.
Радіальні потоки теплової енергії і виносяться речовин обумовлюють формування глобальних структур земної кори. Базальти, виливаються в активних серединних хребтах океанів, утворюють порівняно малопотужний шар, під яким розташовується тверда речовина мантії, представлене породами ультраосновного складу. Є підстави припускати, що має такий склад тверда оболонка розчленована на великі фрагменти - літосферні плити, які переміщаються по поверхні пластичних мас мантії. Ці фрагменти під впливом конвективних переміщень мас речовини мантії можуть опускатися під потужні блоки материкової кориабо взаємодіяти з ними на контакт. В тому і іншому випадку фрагменти океанічної кори знову опиняються в мантії і знову піддаються процесам виплавлення і дегазації. Таким чином, формування складу речовини і структур океанічної кори відбувається на тлі циклічного процесу масообміну в системі земна кора верхня мантія. Ця система стаціонарна, але не замкнута, так як в неї втягуються в різний часнеоднакові маси, і відкрита, бо в циклічний процес включаються не тільки маси базальтового шару океанічної кори, але також породи верхньої мантії, ділянки континентальної кори і морські опади.
Ще більш складним є формування континентальної кори, в якій над базальтовим шаром розташовується потужний гранітний шар. В освіті речовини цього шару, що складається не тільки з легкоплавких з'єднань, але також з мінералів, багатих легколетучим хімічними сполуками, ще багато неясного. Проте, можна припускати, що в його формуванні важливе значення мали процеси глибокого метаморфізму потужних осадових товщ, що накопичувалися в специфічних структурах континентальної кори - геосинкліналях. При цьому слід зазначити, що присутність легколетких з'єднань, що відрізняють гранітний шар від базальтового шару океанічної кори, що виплавляється з мантії, зумовлено складом опадів. Саме осадова оболонка Землі є акумулятором легколетких продуктів дегазації мантії - похідних вугільної, фторводородной, соляної, борної, сірчаної кислот.
Видатним російським вченим В.І. Вернадським ще в 20-і рр. було показано, що найпотужнішою геохимической силою, що діє на поверхні Землі, є ефект сумарної життєдіяльності всіх організмів. Під впливом цього ефекту протягом геологічної історії змінювався склад атмосфери і природних вод, регулювалися процеси гіпергенного минералообразования і накопичення опадів, тобто освіти тієї речовини, яка надходить в геосинкліналі і піддається метаморфизму і гранітизацією.
Значення ідей В.І. Вернадського було усвідомлено лише в останні десятиліття XX ст. Внесок біогенних процесів в освіту гранітного шару ще недостатньо вивчений, але можна припускати, що включення біогенних мінеральних утворень в процеси палінгенезію мало важливе значення для формування гранітної магми, метаморфічних порід кислого складу і поступового нарощування структур гранітного шару - древніх кристалічних щитів і платформ.
Таким чином, в континентальній корі намічаються дві пов'язані між собою відкриті стаціонарні циклічні системи еволюції речовини: система базальтового шару і система гранітного шару. Породи гранітного шару, на заключному етапі розвитку геосинкліналей, що надходять в біосферу, піддаються гіпергенних трансформації, яка відбувається в ландшафтно-геохімічних умовах, контрольованих біогенними факторами, а утворюються продукти вивітрювання зазнають подальше биогенное перетворення в процесі накопичення опадів. Значна частина континентальних опадів акумулюється в геосинкліналях, де відбуваються їх метаморфічні перетворення і часткова гранітизацією. Цикл формування базальтового шару континентальної кори проблематичний через відсутність даних глибинного буріння. Можна лише припускати, що речовина цього шару істотно відрізняється від речовини базальтового шару океанічної кори, як мінералогічним складом, так і великим вмістом легколетких з'єднань.
На завершення розгляду ідеї циклічного освіти речовини земної кори слід зазначити, що потужна континентальна кора, можливо, планує ареали виходу найбільш потужних теплових потоків і виносу найбільших мас легкоплавких і легколетких речовин з мантії. У той же час на континентах зосереджено 99% маси живих організмів. Це збіг навряд чи випадково. Подальше вивчення глобальної системи циклічних процесів масообміну речовин в біосфері і на різних «поверхах» земної кори - одна з актуальних проблем науки про Землю.
Список використаної літератури
2. Куренівський Н.В., Якушева А.Ф. Основи геології. М., 1991.
3. Никонов А. А. голоценовой і сучасні рухи земної кори. - М .: Наука, 1977.
4. СорохтінО.Г., Ушаков С.О. Довідник по геології. М., 1991.
5. Хаїн В.Є. Основні проблеми сучасної геології (геологія на порозі XXI століття). М., 1995.
Існує два основних типи земної кори: океанська і материкова. Виділяється також перехідний тип земної кори.
Океанська земна кора. Потужність океанської земної кори в сучасну геологічну епоху коливається від 5 до 10 км. Вона складається з наступних трьох шарів:
1) верхній тонкий шар морських опадів (потужність не більше 1 км);
2) середній базальтовий шар (потужність від 1,0 до 2,5 км);
3) нижній шар габро (потужність близько 5 км).
Материкова (континентальна) земна кора. Материкова земна кора має більш складну будову і велику потужність, ніж океанська земна кора. Її потужність в середньому складає 35-45 км, а в гірських країнах збільшується до 70 км. Вона складається також з трьох шарів, але істотно відрізняється від океанської:
1) нижній шар, складений базальтами (потужність близько 20 км);
2) середній шар займає основну товщу материкової кори і умовно називається гранітним. Він складний переважно гранітами і гнейсами. Під океани цей шар не поширюється;
3) верхній шар - осадовий. Його потужність в середньому складає близько 3 км. У деяких районах потужність опадів досягає 10 км (наприклад, в Прикаспійської низовини). В окремих районах Землі осадовий шар відсутній взагалі і на поверхню виходять гранітний шар. Такі райони називаються щитами (наприклад, Український щит, Балтійський щит).
На материках в результаті вивітрювання гірських порід утворюється геологічна формація, яка отримала назву кори вивітрювання.
Гранітний шар від базальтового відділений поверхнею Конрада , На якій швидкість сейсмічних хвиль зростає від 6,4 до 7,6 км / сек.
Кордон між земною корою і мантією (як на материках, так і на океанах) проходить по поверхні Мохоровичича (лінія Мохо). Швидкість сейсмічних хвиль на ній стрибкоподібно збільшується до 8 км / год.
Крім двох основних типів - океанського і материкового - є також ділянки змішаного (перехідного) типу.
На материкових обмілинах або шельфах кора має потужність близько 25 км і в цілому схожа з материковою корою. Однак в ній може випадати шар базальту. В Східної Азіїв області острівних дуг ( Курильські острови, Алеутські острови, японські островита ін.) земна кора перехідного типу. Нарешті, вельми складна і поки мало вивчена земна кора серединних океанічних хребтів. Тут немає межі Мохо, і речовина мантії по розломах піднімається в кору і навіть на її поверхню.
Поняття «земна кора» слід відрізняти від поняття «літосфера». Поняття «літосфера» є більш широким, ніж «земна кора». У літосферу сучасна наука включає не тільки земну кору, а й саму верхню мантію до астеносфери, тобто до глибини приблизно близько 100 км.
Поняття про ізостазії . Вивчення розподілу сили тяжіння показало, що всі частини земної кори - материки, гірські країни, Рівнини - врівноважені на верхній мантії. Це врівноважене їх положення називається ізостазією (від лат. Isoc - рівний, stasis - положення). Ізостатичне рівновагу досягається завдяки тому, що потужність земної кори обернено пропорційна її щільності. Важка океанічна кора тонше легшою материкової.
Ізостазія - по суті це навіть і не рівновагу, а прагнення до рівноваги, безперервно нарушаемое і знову відновлюване. Так, наприклад, Балтійський щит після танення материкових льодівплейстоценового заледеніння піднімається приблизно на 1 метр на століття. Площа Фінляндії весь час збільшується за рахунок морського дна. Територія Нідерландів, навпаки, знижується. Нульова лінія рівноваги проходить в даний час трохи південніше 60 0 пн.ш. Сучасний Санкт-Петербург знаходиться приблизно на 1,5 м вище, ніж Санкт-Петербург часів Петра Першого. Як показують дані сучасних наукових досліджень, навіть тяжкість великих міст виявляється достатньою для ізостатичного коливання території під ними. Отже, земна кора в зонах великих міст дуже рухлива. В цілому ж рельєф земної кори є дзеркальним відображенням поверхні Мохо, підошви земної кори: піднесеним ділянкам відповідають поглиблення в мантію, зниженим - вищий рівень її верхньої межі. Так, під Памиром глибина поверхні Мохо становить 65 км, а в Прикаспійської низовини - близько 30 км.
Термічні властивості земної кори . Добові коливання температури грунтів поширюються на глибину 1,0 - 1,5 м, а річні в помірних широтахв країнах з континентальним кліматомдо глибини 20-30 м. На тій глибині, де припиняється вплив річних коливань температури внаслідок нагрівання земної поверхні Сонцем, знаходиться шар постійної температури грунту. Він називається ізотермічним шаром . Нижче ізотермічного шару в глиб Землі температура підвищується, і це викликається вже внутрішньої теплотою земних надр. У формуванні клімату внутрішнє тепло не бере, але воно служить енергетичною основою всіх тектонічних процесів.
Число градусів, на яке збільшується температура на кожні 100 м глибини називається геотермічних градієнтом . Відстань в метрах, при опусканні на яке температура зростає на 1 0 С називається геотермической щаблем . Величина геотермической ступені залежить від рельєфу, теплопровідності гірських порід, близькості вулканічних вогнищ, циркуляції підземних вод та ін. В середньому геотермічна щабель дорівнює 33 м. У вулканічних областях геотермічна щабель може бути рівною всього близько 5 м, а в геологічно спокійних областях (наприклад, на платформах) вона може досягати 100 м.
ТЕМА 5. МАТЕРИКИ І ОКЕАНИ
Материки і частини світу
Двом якісно різним типам земної кори - материкового і океанічного - відповідають два основних рівня планетарного рельєфу - поверхні материків і ложе океанів.
Структурно-тектонічний принцип виділення материків. Принципово якісна відмінність материкової і океанічної кори, а також деякі суттєві відмінності в будові верхньої мантії під материками і океанами зобов'язують виділяти континенти не по видимому оточенню їх океанами, а по структурно-тектонічному принципом.
Структурно-тектонічний принцип стверджує, що, по-перше, материк включає в себе материкову мілину (шельф) і материковий схил; по-друге, в основі кожного материка знаходиться ядро або давня платформа; по-третє, кожна материкова брила изостатически врівноважена у верхній мантії.
З точки зору структурно-тектонічного принципу, материком називається изостатически врівноважений масив континентальної земної кори, що має структурний ядро у вигляді стародавньої платформи, до якого примикають більш молоді складчасті структури.
Всього на Землі є шість материків: Євразія, Африка, Північна Америка, Південна Америка, Антарктида і Австралія. У складі кожного материка лежить одна якась платформа і тільки в основі Євразії їх шість: Східноєвропейська, Сибірська, Китайська, Таримський (Західний Китай, пустеля Такла-Макан), Аравійська і Індостанська. Аравійська і Індостанська платформи є частинами давньої Гондвани, що приєдналися до Євразії. Таким чином, Євразія - гетерогенний аномальний материк.
Межі між материками цілком очевидні. Кордон між Північною Америкою і Південною Америкою проходить по Панамському каналу. Кордон між Євразією і Африкою проводиться по Суецькому каналу. Берингову протоку відокремлює Євразію від Північної Америки.
Два ряди материків . В сучасної географіївиділяється наступні два ряди материків:
1. Екваторіальний ряд материків (Африка, Австралія і Південна Америка).
2. Північний ряд материків (Євразія і Північна Америка).
Поза цими рядів залишається Антарктида - найпівденніший і холодний континент.
Сучасне розташування материків відображає тривалу історію розвитку материкової літосфери.
Південні материки (Африка, Південна Америка, Австралія і Антарктида) представляють собою частини ( «осколки») єдиного в палеозої мегаконтинент Гондвани. Північні материки в той час були об'єднані в інший мегаконтинент - Лавразию. Між Лавразию і Гондваною в палеозої і мезозої перебувала система великих морських басейнів, що отримала назву океану Тетіс. Океан Тетіс простягався від Північної Африки, через південну Європу, Кавказ, Передню Азію, Гімалаї в Індокитай і Індонезію. У неогені (близько 20 млн. Років тому) на місці цієї геосинклинали виник альпійський складчастий пояс.
Відповідно своїм великим розмірам суперконтінет Гондвана. Згідно із законом ізостазії, мав потужну (до 50 км) земну кору, яка глибоко занурювалася в мантію. Під ними в астеносфері особливо інтенсивними болю конвекційні струми, розм'якшене речовина мантії рухалося активно. Це призвело спочатку до утворення здуття в середині континенту, а потім до розколу його на окремі брили, які під дією тих же конвекційних струмів стали горизонтально переміщатися. Як доведено математично (Л. Ейлер), переміщення контура на поверхні сфери завжди супроводжується його поворотом. Отже, частини Гондвани не тільки переміщалися, але і розгорталися в географічному просторі.
Перший розкол Гондвани стався на кордоні тріасу і юри (близько 190-195 млн. Років тому); відокремилася Афро-Америка. Потім на кордоні юри і крейди (близько 135-140 млн. Років тому) Південна Америка відокремилася від Африки. На кордоні мезозою і кайнозою (близько 65-70 млн. Років тому) Індостанська брила зіткнулася з Азією і Антарктида відійшла від Австралії. У справжню геологічну епоху літосфера, на думку неомобілістов, розбита на шість пліт0блоков, які продовжують рухатися.
Розпадом Гондвани вдало пояснюється форма материків, їх геологічне схожість, а також історія рослинного покриву і тваринного світу південних материків.
Історія розколу Лавразии так ретельно, як Гондвани, не вивчена.
Поняття про частинах світу . Крім геологічно обумовленого поділу суші на континенти, існує також сформовані в процесі культурно-історичного розвитку людства розподіл земної поверхні на окремі частини світу. Всього налічується шість частин світу: Європа, Азія, Африка, Америка, Австралія з Океанією, Антарктида. На одному материку Євразії розташовується дві частини світу (Європа і Азія), а два материка західної півкулі (Північна Америка і Південна Америка) утворюють одну частину світу - Америку.
Кордон між Європою і Азією досить умовна і проводиться по вододільній лінії Уральського хребта, річці Урал, північної частини Каспійського моря і Кума-Маничською западині. За Уралу і Кавказу проходять лінії глибинних розломів, що відокремлюють Європу від Азії.
Площа материків і океанів. Площа суші вираховується в межах сучасної берегової лінії. Площа поверхні земної кулі становить приблизно 510, 2 млн. Км 2. Близько 361 року 06 млн. Км 2 займає Світовий океан, що становить приблизно 70,8% загальної поверхні Землі. На сушу припадає приблизно 149, 02 млн. Км 2, що становить близько 29, 2% поверхні нашої планети.
Площа сучасних материківхарактеризується наступними величинами:
Євразія - 53, 45 км 2, в тому числі Азія - 43, 45 млн. Км 2, Європа - 10 0 млн. Км 2;
Африка - 30, 30 млн. Км 2;
Північна Америка - 24, 25 млн. Км 2;
Південна Америка - 18, 28 млн. Км 2;
Антарктида - 13, 97 млн. Км 2;
Австралія - 7, 70 млн. Км 2;
Австралія з Океанією - 8, 89 км 2.
сучасні океанимають площу:
Тихий океан - 179, 68 млн. Км 2;
Атлантичний океан - 93, 36 млн. Км 2;
Індійський океан - 74, 92 млн. Км 2;
Північний Льодовитий океан - 13, 10 млн. Км 2.
Між північними і південними материками відповідно до різних їх походженням і розвитком є значна різниця в площі і характер поверхні. Основні географічні відмінності між північними і південними материками зводяться до наступного:
1.Несравніма за величиною з іншими материками Євразія, яка зосереджує більше 30% суші планети.
2.У північних материківзначний за площею шельф. Особливо значний шельф в Північному Льодовитому океані і Атлантичному океанах, А також в Жовтому, Китайському і Беринговому моряхТихого океану. Південні материки, за винятком підводного продовження Австралії в Арафурському море, майже позбавлені шельфу.
3.Большая частина південних материків припадає на давні платформи. У Північній Америці та Євразії древні платформи займають меншу частину загальної площі, а більша частина припадає на території, утворені палеозойським і мезозойским горотворенням. В Африці 96% її території припадає на платформні ділянки і тільки 4% на гори палеозойського і мезозойського віку. В Азії тільки 27% припадає на давні платформи і 77% на гори різного віку.
4.Береговая лінія південних материків, утворена здебільшого тріщинами розколу, щодо прямолінійна; півостровів і материкових островівмало. Для північних ж материків характерна виключно звивиста Берегова лінія, Велика кількість островів, півостровів, часто далекосяжних в океан. Із загальної площі на острови і півострови припадає в Європі близько 39%, Північній Америці - 25%, Азії - 24%, Африці - 2,1%, південній Америці - 1,1% і Австралії (без Океанії) - 1,1% .
За сучасними уявленнями геології наша планета складається з декількох шарів - геосфер. Вони розрізняються за фізичними властивостями, хімічним складом і В центрі Землі знаходиться ядро, за ним йде мантія, потім - гідросфера і атмосфера.
У даній статті ми розглянемо будову земної кори, що є верхньою частиною літосфери. Вона являє собою зовнішню тверду оболонку потужність якої так мала (1,5%), що її можна порівняти з тонкою плівкою в масштабах всієї планети. Однак, незважаючи на це, саме верхній шар земної кори має для людства великий інтерес, як джерело корисних копалин.
Кора землі умовно розділяється на три шари, кожен з яких по-своєму примітний.
- Верхній шар - осадовий. Він досягає товщини від 0 до 20 км. Осадові породи утворюються внаслідок відкладення речовин на суші, або їх осідання на дні гідросфери. Вони входять до складу земної кори, розташовуючись в ній змінюють один одного пластами.
- Середній шар - гранітний. Його товщина може коливатися від 10 до 40 км. Це магматична порода, що утворила твердий шар в результаті вивержень і наступних застигання магми в земній товщі при високому тиску і температурі.
- Нижній шар, що входить в структуру земної кори - базальтовий, теж має магматичної походження. У ньому міститься більша кількість кальцію, заліза і магнію, і його маса більше, ніж у гранітної породи.
Структура земної кори не скрізь однакова. Особливо разючі відмінності мають океанічна кора і континентальна. Під океанами земна кора тонша, а під материками товщі. Найбільшу товщину вона має в районах гірських масивів.
До складу океанічної кори входять два шари - осадовий і базальтовий. Під базальтовим шаром знаходиться поверхню Мохо, а за нею верхня мантія. Океанічне дно має складні рельєфні форми. Серед усього їх розмаїття особливе місце займають величезні розміри серединно-океанічні хребти, в яких з мантії зароджується молода базальтова океанічна кора. Магма має доступ на поверхню через глибинний розлом - рифт, який проходить по центру хребта вздовж вершин. Зовні магма розтікається, тим самим постійно розсуваючи стінки ущелини в сторони. Такий процес отримав назву «спрединг».
Будова земної кори більш складне на континентах, ніж під океанами. Континентальна кора займає набагато меншу площу, ніж океанічна - до 40% земної поверхні, але має набагато більшу потужність. Під вона досягає товщини 60-70 км. Континентальна кора має тришарове будова - осадовий шар, гранітний і базальтовий. На ділянках, які називаються щитами, гранітний шар знаходиться на поверхні. Як приклад - складений з гранітних порід.
Підводна крайня частина материка - шельф, також має континентальну будова земної кори. До нього відносяться і острова Калімантан, Нова Зеландія, Нова Гвінея, Сулавесі, Гренландія, Мадагаскар, Сахалін і ін. А також внутрішні і окраїнні моря: Середземне, Азовське, Чорне.
Проводити межу між гранітним шаром і базальтовим можна лише умовно, так як вони мають подібну швидкість проходження сейсмічних хвиль, за якою визначають щільність земних шарів і їх склад. Базальтовий шар стикається з поверхнею Мохо. Осадовий шар може мати різну товщину, що залежить від церкви, розміщеної на ньому форми рельєфу. В горах, наприклад, він або взагалі відсутня або має дуже малу товщину, з огляду на те що пухкі частки переміщаються вниз по схилах під впливом зовнішніх сил. Але зате він дуже потужний в передгірних районах, западинах і улоговинах. Так, в він досягає 22 км.
Земля за формою дуже мало відрізняється від кулі. Вона лише сплюснута уздовж осі обертання на 42,8 км.Екваторіальний радіус земної кулі 6 378 245 м,полярний - 6 356 863 м.Середній радіус кулі, рівновеликого земному, приблизно дорівнює 6370 км.Обсяг Землі 1080 ∙ 10 24 см 3, або 1080 ∙ 10 9 км 3;її маса 5980 ∙ 10 24 г, або 5980 ∙ 10 18 т.
У внутрішній будові земної кулі на підставі сейсмічних досліджень виявляється чіткий розподіл на кору, мантію і ядро. Кожна з цих структурних складових ділиться менш чіткими межами на деяке число сфер.
Породи, що складають мантію Землі, неоднакові; зверху вони менш щільні. Швидкість сейсмічних поздовжніх хвиль в межах мантії зростає з глибиною від 7,8 до 13,6 км / сек.На глибині 2900 кмвона різко зменшується до 8,1 км / сек.Поперечні сейсмічні хвилі проникають тільки до цієї ж глибини. З глибини 2900 кмі до центру земної кулі лежить речовина, що складають ядро діаметром 6940 км.Всередині ядра також виявлена сферична поверхня, яка відокремлює так зване ядерце, або внутрішнє ядро. Діаметр ядерця 2500-3000 км.
На підставі того, що поперечні хвилі не проходять в ядро, вважається, що воно знаходиться в рідкому стані. В якому вигляді знаходиться речовина ядерця - у вигляді чи рідини або в твердому стані, встановити ще не вдалося.
На підставі даних, отриманих в результаті вивчення Землі сейсмічними і іншими непрямими методами, можна вважати, що середня щільність речовини оболонок, що складають Землю, хоча і не рівномірно, зростає з глибиною. Відомості про глибину залягання кордонів, що відокремлюють мантію від земної кори, ядро від мантії і ядерце від ядра, а також середні значення щільності порід, що складають оболонки, наведені в табл. 1.
Якщо про пайову участь оболонок земної кулі в його обсязі можна судити з великою вірогідністю, то про їх масі судити значно важче, так як немає ніяких скільки-небудь достовірних відомостей про щільність речовини і його хімічний склад в надрах Землі. До найбільш об'єктивними даними про властивості речовини надр земної кулі відносяться тільки дані про швидкість поширення
сейсмічних хвиль. Але на швидкість хвиль впливає велика кількість чинників, в тому числі щільність, пористість, хімічний склад, Міцність, температура, тиск, агрегатний стан та ін. Тому немає можливості однозначно вирішити питання про щільність речовини, що складають оболонки Землі та її ядро.
Поняття «земна кора» виникло ще тоді, коли передбачалося, що Земля утворилася як вогненно-рідкий тіло, на поверхні якого внаслідок охолодження утворилася тонка кора з найбільш високоплавких і найбільш легких «шлаків».
В даний час доведено, що земну кулюскладний з твердого речовини, і земною корою вважають шари, що знаходяться
вище поверхні, на якій швидкість поширення сейсмічних хвиль зростає на 1-2 км / сек.Ця поверхня отримала ім'я відкрив її югославського вченого А. Мохоровичича. Вона відокремлює земну кору від мантії - наступної оболонки Землі, що складається з більш щільних і більш міцних твердих порід.
Земна кора, якщо під цим поняттям розуміти всі види речовини, що знаходяться вище поверхні Мохоровичича, складається з літосфери, гідросфери, атмосфери і біосфери (табл. 2).
Розрізняють два основні різновиди земної кори: кору материків і кору океанів. Вони відрізняються як за складом, так і за потужністю. Потужність кори суші, що займає площу 149 млн. км 2,в середньому дорівнює 37 км,а потужність кори океанів на площі 361 млн. км 2дорівнює в середньому всього 7 км.
Як на суші, так і під океанами поверхню земної кори покрита опадами, що складаються з пісковиків, глин і карбонатних порід. На материках їх потужність більше, місцями вона досягає 20 км;на дні океанів потужність опадів невелика і коливається від 0 до 3 км.Істотною відмінністю кори материків від кори океанів є те, що на материках є потужний (15-20 км)шар гранітів. Нижче гранітної оболонки, ймовірно, знаходиться шар базальтів приблизно такої ж потужності. Кордон між гранітами і базальтами отримала найменування поверхні Конрада. Під океанами кора складається тільки з базальтів, потужність шару яких в середньому становить близько 5 км.
Загальна характеристикафізичних шарів кори за даними Н. А. Біляївського та В. В. Фединського приведена в табл. 3.
Середня щільність земної кори 2,8 г / см 3,подкорового шару - 3,3 г / см 3,швидкість проходження поздовжніх хвиль 6 і 8 км / секвідповідно. Кора ділиться не тільки на континентальну і океанічну, а й має велике число різновидів. П. Н. Кропоткін виділяє 8 типів земної кори, що відрізняються по потужності і по характерних для кожної з них аномалій сили тяжіння. Кора материків зазвичай характеризується великою потужністю і наявністю негативних гравітаційних аномалій. За цими ознаками в ній виділені такі типи:
1) потужна кора складчастих хребтів і піднятих ділянок і платформ (Н = 50-80 км, Δ g від +550 до +200 мгл);
2) кора менш піднесених областей (Н = 30-60 км, Δ g від -300 до +50 мгл);
3) кора невисоких рівнин і шельфів (Н= 15-40 км, Δ g від -100 до +100 мгл)- підрозділяється на:
кору стабільних докембрійських епіпалеозойской платформ з поверхневим або неглибоко залягає фундаментом (Н = 25-40 км);кору з різко скороченою потужністю фундаменту.
В областях океанічної і субокеанічним кори П. Н. Кропоткін виділив 5 типів:
1) кора внутрішніх морів (Н = 20-30 км, Δ g від -50 до +200 мгл)з потужним комплексом опадів (10-15 км),залягають на «базальтовому» шарі;
2) глибокі частини окраїнних морів (Н = 7-25 км, Δ g від +150 до +450 мгл);
3) океанічний тип кори - материковий схил, підводні хребти, вулканічні острови (Н =10-20 км, Δ g від +50 до +200 мгл);
4) кора глибоководних жолобів (Н = 5-17 км, Δ g більше 250 мгл);
5) кора глибоких частин Світового океану (Н = 3-15 км, Δ g від +150 до +450 мгл).
А. Полдерварт виділяє два різко відмінних регіону: глибинна океанічна область, площа якої дорівнює 268 ∙ 10 6 км 2із середньою глибиною океану 4,5 км(Потужність кори дна під цією площею становить всього 6 км),і область континентального щита площею 105 10 6 км 2і середньою висотою над рівнем океану 0,75 км.Потужність континентальної кори 35 км.Він розрізняє також дві перехідні області: область молодих складчастих поясів, площа яких дорівнює 42 ∙ 10 6 км 2,з потужністю кори 14 км,і субокеаническая (континентальні платформи і схили, а також крайові глибоководні рови), площею 93 ∙ 10 6 км 2,з потужністю кори 18 км.Інші 2 10 6 км 2суші в основному припадають на вулканічні острови, розташовані в межах глибинної і субглубінной областей.
Із загальної маси земної кори за обсягом на частку материкової припадає 69%, або 5,5 ∙ 10 9 км 2,і на частку океанічної - 31%, або 2,5 ∙ 10 9 км 2.
Необхідно відзначити, що поверхня Мохоровичича залягає на певній, характерною для даного рельєфу місцевості, глибині незалежно від віку порід, що складають земну кору. Так, наприклад, поверхня Мохоровичича проходить на глибині 40 кмяк в Балтійському щиті, де породи мають найдавніший вік, що досягає 3 млрд. років, так і в молодих складчастих спорудах Кавказу.
Ще недавно вважалося, що земна кора на відміну від мантії складена породами, в яких швидкість поздовжніх сейсмічних хвиль відповідає швидкості в гранітах і базальтах. Однак роботами, проведеними головним чином на протязі МГГ, виявлені випадки, коли поверхня Мохоровичича проходить в області швидкостей сейсмічних хвиль, що перевищують 6-7 км / сек.Такі швидкості не можуть мати місця в граніті і базальту. І зараз неясно, що ж таке земна кора, бо щільність порід, що лежать над поверхнею Мохоровичича, іноді характерна для порід верхніх шарів мантії, а не для кори. Земна кора суші різко відрізняється від кори океану за хімічним і мінеральним складом. І та і інша ще більш відрізняються від речовини мантії як по щільності і міцності, так і за хімічним складом, проте відомості про склад речовини мантії дуже обмежені.
Про природу і походження земної кори висловлено безліч гіпотез, жодна з яких не дає задовільних пояснень причин відмінності складу і потужності кори суші і океанів.
Т. Вільсон висловив припущення, що земна кора, так само як гідросфера і атмосфера, утворилася з речовини мантії внаслідок вулканічних вивержень, Що викидають виплавляють в надрах мантії легкоплавкие речовини (початкової поверхнею Землі Т. Вільсон приймає поверхню Мохоровичича). В результаті цих вулканічних вивержень колишня поверхню Землі залишилася глибоко під шаром вивержених порід.
Таке припущення малоприйнятною не тільки тому, що (як випливає з даних, які він наводить) прихід вулканічного речовини в останні століття становить всього близько 0,8 км 3в рік, а річковий знесення речовини з материків за рік перевищує 12 км 3,але і тому, що воно не пояснює відмінностей кори материків і океанів.
Для пояснення причин появи континентальної і океанічної кори, а також континентів і океанів були запропоновані гіпотези, які залучають різні космічні фактори.
Г. Альфвен в 1963 р висунув гіпотезу, яка пояснює утворення континентів тим, що 3-4 млрд. Років тому Місяць, нібито колишня самостійною планетою, настільки наблизилася до Землі, що зруйнувалася, частина її впала на Землю і утворила материкову земну кору, нерівномірно покриває поверхню Землі: інша частина стала нашим супутником - Місяцем, а дрібні частинки - метеоритами.
Дж. Дарвін в 1911 р висловив гіпотезу, за якою ложе Тихого океану утворилося в результаті відриву частини земної поверхні, яка перетворилася в нашого супутника - Місяць. Ця ідея і зараз знаходить численних послідовників (О. Опенгейм, Р. Швінер, Г. Квірінг, Г. І. Берлін, Е. Краус і ін.).
Одні вчені вважають, що Земля охолоджується і стискається, інші, навпаки, знаходять докази бурхливого збільшення земної кулі. Є і спроби пояснити явища і факти конкретними процесами, протягом яких можливе або в земній корі, або в породах мантії Землі. Так, В. В. Білоусов розробляє радіоміграціонную гіпотезу, за якою освіту континентів, збагачення материкових товщ кремнієм, тектонічні і вулканічні процеси пов'язані з диференціацією речовини мантії Землі і з виділенням з неї багатих радіоактивними речовинами порід. Такі породи, близькі за складом до гранітів, на його думку, спливають до поверхні земної кори і викликають підйом, плавлення та інші процеси, що вимагають теплової та механічної енергії. Багаторазові аналогічні явища в одних і тих же місцях, по В. В. Білоусов, пов'язані з тим, що диференціація проходить в різних «поверхах» мантії неодноразово, а послідовно.
В останні роки В. В. Білоусов прийшов до висновків, що поверхня Землі спочатку пройшла стадію гранитизации, коли «В археї земну кулю був весь більш-менш рівномірно покритий материкової корою, яка в подальшому лише збільшувалася в потужності». Потім в кінці палеозою, на його думку, настав перелом, коли в кору піднявся ультраосновной матеріал, розплавити материкову кору і занурився назад в мантію; в результаті «... на місці материкової кори утворилася кора океанічного типу». Процес подальшої океанізації кори суші, як він вважає, буде продовжуватися і далі.
Ця гіпотеза, як і інші, що базуються на процесах диференціації речовини мантії, непридатна для пояснення тривалого існування материків і океанів. Крім того, ця гіпотеза знаходиться в непримиренній суперечності з законами фізики і механіки, за якими менш щільне речовина ніяк не може зануритися в більш щільне. Тому що випливе на поверхню Землі ультраосновного речовина після розчинення в ньому потужних товщ материкової кори не могло піти в мантію, як допускає В. В. Білоусов.
В. А. Магніцький висунув ідею процесу освіти материкових товщ і збагачення їх кремнієм. За його поданням, кремній виділяється з порід мантії в результаті реакції
Ця реакція повинна по термодинамічних міркувань протікати в шарах мантії, що знаходяться на глибині не більше 500 км.На великих глибинах більш стійким є MgSiO 3 . Це уявлення може допомогти зрозуміти збагачення материкових порід кремнієм, але воно не пояснює, чому материкові товщі підносяться над дном океану майже на 5 км.виділення SiO 2 в межах верхньої мантії мало настільки ж зменшити обсяг порід, наскільки збільшився обсяг земної кори. Сумарний ефект від процесу диференціації продуктів з поступовим зниженням реакції не може істотно позначитися на рівні денної поверхні. Такий же сумарний ефект неминучий і при здійсненні процесів серпентинизации. У цих процесах бачить вирішення загадки виникнення континентів X. X. Хесс, який вже на протязі 25 років розвиває ідею про збільшення порід мантії Землі при перетворенні їх в земну кору за рахунок приєднання до олівіну води з утворенням серпентінов, що мають склад, що відповідає формулам:
При цьому зменшується щільність порід і вони, нібито, спливають на більш важких породах мантії. Відповідає дійсності в цьому поданні то, що щільність порід за рахунок приєднання води зменшується. Однак вода, яка, приєдналася до порід верхньої мантії, повинна була вийти з глибших горизонтів мантії, де внаслідок цього відбудеться відповідне збільшення щільності залишається речовини і зменшення його обсягу. Сумарний ефект такого переміщення води від низу до верху дорівнює нулю.
Є і більш радикальні точки зору на причини появи кордонів, які виявляються при сейсмічних дослідженнях Землі. Так, А. Ф. Капустинський вважає, що вони пов'язані зі змінами в будові зовнішніх електронних оболонок атомів, що відбуваються під впливом тиску. Зовнішні електрони при тисках, що існують на глибині залягання поверхні Мохоровичича, нібито, переходять на незаповнені рівні енергії, і електронні оболонки набувають більш щільну упаковку. Аналогічними перетвореннями в будові електронних оболонок він пояснює і збільшення щільності речовини ядра Землі і перехід його в «металевий стан».
Однак оскільки нижня межа земної кори знаходиться на відносно невеликій глибині, особливо під океанами, і до того ж на дуже різною, пояснення, пов'язане із змінами будови атомів під впливом тиску, не може бути застосовано для обґрунтування появи кордону Мохоровичича.
Велика увага аналізу проблеми походження земної кори і створення гіпотези, яка повинна вивести науку про земній корі з глухого кута, приділив Д. Кеннеді. Він вважає, що подання про сіаліческой корі океанів і сиалического складі кори континентів, плаваючих на більш щільному сіматіческом субстраті, суперечать такі факти.
1. Великі площі материків, еродовані до рівня моря, можуть раптово виявитися піднятими на тисячі футів вгору.
2. Закони фізики порушуються тим, що опади з низькою щільністю, мабуть, здатні змістити породи більш високої щільності; прогини опадів низької щільності, ймовірно, опускаються в субстрат, що володіє більшою щільністю.
3. Швидкість теплопередачі з надр Землі через материки, гірські хребти і океанічні басейни, в першому наближенні, однакова.
4. Термін життя материків і гірських хребтів значно більше, ніж це можна було б очікувати за швидкістю ерозії.
Д. Кеннеді бачить розгадку важких проблем, пов'язаних з утворенням легких порід земної кори, що складають континенти, в тому, що межа Мохоровичича є розділом не між породами різного хімічного складу, а між породами одного і того ж складу, але різного мінерального складу і кристалічної будови . Д. Кеннеді, як і ряд його попередників, вважає, що нижче базальтів і габро лежать еклогіти, близькі до них за хімічним складом. Так як еклогіти мають щільність 3,3 г / см 3,т. е. на 10% вищу, ніж щільність габро (2,95 г / см 2),то еклогіти можуть існувати тільки при високому тиску. У цих структурних переходах базальтів в еклогіти Д. Кеннеді бачить розгадку природи і походження розділу Мохоровичича. Він стверджує, що експериментально виявлений (при 500 ° С і тиску нижче 10 000 атм)перехід базальтового скла в габро, основним компонентом якого є польовий шпат. При тисках вище 10 000 атмі 500 ° С базальтове скло кристалізується в породу, що складається з жадеітового пироксена, і утворюються еклогіти. Залежно від тиску і температури легкі породи можуть переходити в щільні і навпаки. Відповідно відбувається збільшення або зменшення потужності шару порід, що знаходяться вище поверхні переходу.
На думку Д. Кеннеді, ця гіпотеза добре пояснює не тільки однаковий тепловий потік в породах континентів і океанів, а й тривале існування материків, потужність кори яких постійно збільшується за рахунок зменшення щільності спливаючих порід мантії.
Причину збільшення потужності кори Д. Кеннеді бачить в тому, що нижні горизонти кори материків, нібито, нагріваються і цим зрушують до більш високих тисків умови перетворення щільних порід мантії в менш щільні породи кори, т. Е. Зрушують донизу кордон Мохоровичича.
За Д. Кеннеді, біля кордону Мохоровичича існують абсолютно різні умови. Під океанами перетворення габро в Еклогіт відбувається на глибині 6-7 кмпри температурі близько 150 ° С, під материками - на глибині 30 кмпри температурі 500 ° С, а під гірськими хребтами - на глибині 40 кмі більше при температурі 700 ° С і вище.
Ці цікаві міркування Д. Кеннеді представляються обгрунтованими в частині критики існуючих гіпотез про земній корі. Вони розкривають дійсно слабкі місця науки про походження земної кори, континентів, гірських хребтів і океанічних западин. Вони правильно ставлять питання, рішення яких є обов'язковим для гіпотези, що претендує на визнання. Він більш гостро, ніж зазвичай, підкреслює проблему тривалого існування материків, які, за його розрахунками, при існуючих темпах ерозії масивів суші повинні бути повністю еродовані за 20-25 млн. Років. Правда, і він недооцінює інтенсивності ерозії. Насправді при сучасних темпах знесення, рівних 12 км 3твердої речовини в рік, материки повинні бути змиті нема за 20-25 млн. років, а тільки за 10 млн. років.
Однак можливість фазових перетворень твердих порід біля кордону Мохоровичича, т. Е. На кордоні, що залягає на невеликій глибині, особливо під океанами, ще далеко не доведена. Так, в результаті експериментального вивчення фазового стану речовини гірських порід при тиску до 35 кбарі при температурах до 1700 ° С, проведеного в Інституті фізики Землі в 1964 р, встановлено відсутність розпаду пироксена на олівін і стіповеріт в умовах, відповідних глибин від 10 до 100 км. Цим було доведено, що виникнення кордону Мохоровичича не може бути пояснено таким процесом.
Відмова від визнання відмінності хімічного складу земної кори і мантії, крім того, знаходиться в явному протиріччі з дійсністю. Вивчення хімічного складу порід кори океанів і кори материків переконливо показало, що вони мають суттєву різницю в складі і фізичних властивостях.
Хімічний склад земної кори відрізняється і від середнього складу метеоритів і немає ніяких підстав очікувати, що хімічний склад мантії може бути таким же, як склад земної кори.
Протягом останніх років проблему утворення земної кори з боку її речового складу розробляє А. П. Виноградов. Розрахунками та експериментально він обгрунтовує уявлення, за яким земна кора є продуктом виплавлення і дегазації речовини мантії в процесах, аналогічних зонної плавці.
Метод зонного плавлення був розроблений Дж. Пфанном для очищення напівпровідникових матеріалів, переважно германію та кремнію. Він полягає в тому, що один кінець стержня металу нагрівають струмом високої частоти або іншим локальним нагрівачем до розплавлення, а потім пересувають нагрівач уздовж стрижня або стрижень крізь нагрівач від нагрітого кінця до холодного. При цьому розплавлена зона переміщається до холодного кінця стрижня і переносить туди все легкоплавкие складові. Найбільш тугоплавкі компоненти при цьому переміщаються назустріч руху зони і поступово концентруються в початковому кінці стержня. При достатній кількості проходів розплавленої зони вздовж стрижня метал звільняється від легко- і тугоплавких домішок і може бути отриманий в надзвичайно чистому вигляді.
Використання цього методу дало можливість А. П. Виноградову показати, що в результаті багаторазового переміщення розплавленої зони вздовж стрижня з речовини силікатної фази хондритів відбувається через його поділ на дві частини. Як легкоплавку компоненти утворюється базальтове скло, а залишок стає дуже схожим з дунітамі, які, як відомо, відносяться до Олівіновий породам, що складають верхній шар мантії.
А. П. Виноградов вважає, що процес зонного виплавлення легкоплавку базальтової магми з виходом її до поверхні Землі не тільки створює земну кору, а й «... відповідальний за освіту континентів, гірських споруд, опусканий і підйомів платформ, за освіту геосінкліналей і океану - всіх найбільш глибоких геологічних перетворень ». Однак він не висловлює міркувань про тих конкретних процесах, якими «... дегазація і виплавлення легкоплавку, базальтіческой магми» викликають появу континентів і океанів і здійснюють «все найбільш глибокі геологічні перетворення». Він лише вважає, що вплив продуктів виплавлення і дегазації речовини мантії має бути абсолютно різним у залежності від того, «... під що вони виділяються. Якщо вони виділяються під шари осадових або інших порід, то відбувається їх глибока зміна - гранітизацією. Якщо виділення відбувається під шар океанічної води, То вони руйнуються і розчиняються, а якщо вони надходять під атмосферу, то збагачують її газами та іншими речовинами ».
Ці міркування не дають пояснення того, як же відбувається гранітизацією, якщо легкоплавка частина надходить під шари осадових порід. Тим більше від цього не стає зрозумілим питання, звідки ж ці осадові породи взялися раніше, ніж під них надійшли продукти виплавлення. Тому питання про походження земної кори, про походження материків і океанів, так само як і питання «геологічних перетворень», залишаються і після циклу цікавих робіт А. П. Виноградова як і раніше ще далеко неясними. Яснішим стало те, що з речовини, аналогічного речовини метеоритів, може утворитися і земна кора, і гідросфера, і атмосфера, але як і в результаті яких процесів відбувається поділ первісного речовини земної кори на її різновиди - кору суші і кору океану, - залишається неясним.
На підставі даних про зміст летючих компонентів в речовині мантії, а також в гідросфері і атмосфері А. П. Виноградовим визначено ступінь виплавлення і дегазації речовини мантії, яка сталася за час існування Землі, т. Е. За 4,7- 5 ∙ 10 9 років. Вона виявилася менш 10%. Так, ступінь виділення азоту ~ 5%; вуглецю ~ 2,5%, сірки ~ 5 ∙ 10 -3%, гелію -0,1%, аргону 40 ~ 2 ∙ 10 -2%. Найбільший відсоток дегазації для таких летючих компонентів, як Н 2 О і С1 2, склав близько 7,5% від змісту їх в речовині мантії. Така частка її маси за обсягом дорівнює 63 ∙ 10 9 км 3.Якщо вважати, що дегазація сталася в шарах верхньої мантії, то це буде відповідати шару потужністю лише 125 км.
Для ряду елементів спостерігається підвищений вміст в земній корі в порівнянні з вмістом їх в речовині метеоритів. Вважаючи, що вони винесені з речовини мантії, А. П. Виноградов визначив її потужність, необхідну для винесення надмірної кількості ряду елементів, щоб їх вміст в земній корі стало таким, яке спостерігається в дійсності (табл. 4).
Як видно з табл. 4, необхідна розрахункова потужність мантії різна і лежить в межах від 100 до 3000 км.Можливо, що наведені в табл. 4 розрахунки будуть з часом уточнені, але вони переконливо свідчать про те, що виділення більшості елементів відбувалося тільки з відносно невеликої частини речовини, що складають мантію Землі. Але для урану, торію, рубідію, калію і особливо барію потужність дегазованої мантії досягає вельми великий величини, що досягає однієї третини і навіть половини радіуса Землі.
Різну ступінь збагачення порід земної кори тим чи іншим елементом в порівнянні з вмістом його в речовині мантії або, як це робить А. П. Виноградов, в порівнянні з вмістом його в речовині метеоритів можна пояснити не тільки винесенням їх з шарів мантії, що мають різну потужність , але й відмінністю коефіцієнтів розподілу. Коефіцієнт розподілу різних з'єднань безумовно не однаковий і тому винесення їх в земну кору з піднімається догори розплавленим шаром повинен бути різним. Чим менше коефіцієнт розподілу, т. Е. Чим менше дане з'єднання випадає в тверду фазу, тим більше воно виноситься з розплавом при зонної плавці.
Тому різну ступінь збагачення земної кори елементами, винесеними з надр Землі, більш прийнятно пояснювати різницею коефіцієнтів розподілу, ніж відмінністю потужності шарів мантії, з яких винесено той чи інший компонент земної кори.
Розглядаючи питання формування земної кори в процесі зонного виплавлення, А. П. Виноградов висловив припущення про те, що товщина земної кори, так само як і товщина кори будь-який інший планети, визначається радіусом планети. Звичайно, радіус планети як величина, яка визначає обсяг планети, визначає і кількість тепла, що виділяється в результаті радіоактивного розпаду під одиницею поверхні планети. Кількість тепла, в свою чергу, визначає потужність розплавленої зони, що піднімається з надр Землі догори в процесі зонного виплавлення. Від цього, звичайно, залежить товщина того верхнього шару, який буде найбільш збагачений виносяться в розплаві найбільш рухливими компонентами. Однак це справедливо лише для випадку, коли має місце тільки один прохід розплавленої зони або коли і число проходів і товщина розплавлених зон були абсолютно однаковими для порівнюваних планет.
Найбільший вплив на товщину земної кори в разі утворення її в результаті зонного плавлення може мати число проходів розплавленої зони. Чим більше проходів, тим вище повинні бути концентрація і ступінь виносу тих компонентів, які накопичуються в земній корі (якщо вона дійсно утворюється в результаті зонного виплавлення).
Тому немає підстав очікувати залежності потужності земної кори тільки від радіуса планети. В умовах Землі потужність кори коливається в досить широких межах - від 5-7 до 25-40 км.
Особливо велика потужність земної кори під гірськими областями, де вона досягає 70 і навіть 80 км.
Потужність земної кори знаходиться в строго закономірний зв'язок тільки з її зовнішнім рельєфом - чим вище ділянку суші, тим потужніше кора, і чим глибше океан, то вона тонша. Ця закономірність не залежить від віку кори, незважаючи на інтенсивну ерозію. Важливо і те, що кожного різновиду і кожної потужності кори відповідає строго певне шарувату будову - будова «листкового пирога», кожен шар якого має свою потужність і свій хімічний і мінеральний склад, формування якого вимагало мобілізації радіоактивних та інших елементів з надр мантії глибиною в сотні і навіть тисячі кілометрів.
Тому гіпотезами, що заслуговують на увагу, можуть вважатися лише ті (з безлічі запропонованих), які можуть пояснити: а) закономірний зв'язок потужності і складу кори з рельєфом поверхні суші і океанічного дна; б) збереження цієї закономірною зв'язку протягом існування материків, незважаючи на денудацію; в) різке відмінність складу кори від складу мантії за вмістом радіоактивних та багатьох інших елементів, які зосереджені головним чином в земній корі.
Процеси простий високотемпературної диференціації речовини мантії, так само як і процеси виділення води, окису кремнію або «базальтіческой» магми при зонної плавці, не можуть вважатися достатніми. Вони не пояснюють відмінності кори материків і кори океанів і, що ще більш істотно, вони не можуть пояснити факти взаємного перетворення кори одного типу в кору іншого типу. Ці перетворення, які отримали найменування океанізації і контінентізаціі, знаходять все більше підтвердження. Без пояснення процесів, в результаті яких кора материків іноді перетворюється в кору океанічного дна, не можна зрозуміти численні факти, наприклад факти ненормально тонкої кори спостерігаються в Угорському серединному масиві, в Мексиканській затоці, в Охотському, Чорному, Каспійському морях і в деяких районах середній Азії, Оскільки дані геологічної історії і порівняльного аналізу не дозволяють сумніватися, що раніше в цих районах існувала нормальна, т. Е. Досить потужна, континентальна кора.
Крім поверхні Мохоровичича в земній корі, верхній мантії і нижче виявлені численні сейсмічні кордону, хвилеводи, оболонки і шари мають високу електропровідність. Всі вони відрізняються, з одного боку, тим, що на них стрибком змінюється швидкість поширення сейсмічних хвиль, і, з іншого, - тим, що вони утворюють як би концентричні сфери, розділяючи земну кулю на шари і оболонки з майже однаковою потужністю.
Поява шарів підвищеної провідності - волноводов - визначається тим, що в них швидкість поширення хвиль менше, ніж в вище-і нижчих шарах порід. Тому хвилі не йдуть вгору і вниз з такого шару, а переміщаються в ньому з повним внутрішнім відбиттям від покрівлі і грунту пласта. Найчастіше при появи волноводов бачать у підвищенні температури, що веде до зменшення щільності речовини. Зменшення щільності порід пояснюють також перебудовою мінералогічної або молекулярної структури порід, що складають хвилеводи. Однак оскільки хвилеводи виявлені на самих різних глибинах як в земній корі, так і в мантії, важко припустити будь-які конкретні фазові перетворення твердих речовин, протягом яких можливо в таких широких інтервалах температур і тисків.
Як відомо, немає єдиної точки зору ні на причини появи, ні на природу шаруватості земної кори і Землі в цілому.
В якості причин виникнення шаруватості в земній корі розглядаються такі процеси, як:
нашарування опадів і суспензій, що випадають з води на дні водойм, особливо при настанні і відступі моря;
нашарування суспензій, що випадають з атмосфери, в тому числі випадання Попільні опадів вулканічного походження;
нашарування одних порід над іншими в результаті зсувів, насувів і т. п.
Правда, все більше з'являється прихильників точки зору, що сейсмічні кордону є особливими межами, походження яких не залежить від складу, походження і віку порід, в яких вони проходять.
Так, Г. Д. Афанасьєв, відзначаючи, що межа Мохоровичича проходить на певній, характерною для даного рельєфу місцевості, глибині, незалежно від віку порід, що складають земну кору, пропонує пробурити глибокі свердловини на Українському кристалічному масиві і Балтійському щиті, де на глибині 6 - 7 кмвиявлені поверхні розділу сейсмічних хвиль. Вивчення-колонок цих свердловин, на його думку, «... дозволить зрозуміти, яким чином круто поставлені складчасті освіти метаморфічних порід виявляється як би стратифікованим в горизонтальній площині, Утворюючи шари потужністю близько 5 км зрізною швидкістю поширення сейсмічних хвиль. Чи відбувається тут по вертикалі зміна петрографічного складу цих «верств» або лише зміна їх фізичних властивостей, зокрема щільності, в зв'язку зі збільшенням все зростаючого навантаження лежать порід ».
Ю. В. Різниченко та І. П. Космінська вважають, «... що глибинні сейсмічні кордону і відповідно шари є наслідком впливу як складу, так і стану речовини в умовах режиму тисків, температури і переміщення речовини в надрах Землі. Вони представляють деякі фронти метаморфізму, властиві певним, досить вузьким інтервалам глибини, по крайней мере в стабільних платформних умовах. Межі ці мають істотно іншу природу, ніж звичні для геологів стратиграфические кордону, або, з іншого боку, кордони диз'юнктивного характеру між різнотипними комплексами метаморфічних і інших гірських порід або між магматичними масивами різного складу і часу освіти ... Сейсмічнікордону слід визнати вторинними і накладеними на первинні геологічні структурні особливості середовища ».
А. А. Борисов звертає увагу на те, що «Сейсмічні кордону, що виділяються всередині консолідованого (кристалічного) комплексу земної кори (межа Конрада і ін.), Характеризуються дуже пологими морфологічними формами, приблизно паралельними між собою і поверхнями фундаменту і Мохоровичича. Це суперечить геологічним, гравіметричним, магнітним і іншими даними про те, що для складчастих, часто глубокометаморфізованних, комплексів консолідованої кори характерні різкі і складні, переважно блокові, структурні форми ». Цей автор робить спробу розкрити конкретні причини, які, діючи в часі, призводять до того, що повсюдно спостерігається певний зв'язок між морфологією поверхні Мохоровичича і рельєфом земної поверхні. Він пише: «Мабуть, морфологія поверхні обумовлена взаємодією двох протилежних факторів:
1) безпосереднім напрямом вертикальних рухів даного сегмента літосфери, яке призводить до утворення приблизно приголосних форм у всіх горизонтах кори і поверхні Мохоровичича, і
2) переробкою речовини земної кори і верхньої мантії з відповідним його перерозподілом між ними, що супроводжується утворенням звернених форм.
Залежно від переважання того або іншого фактора і визначаються співвідношення морфологічних форм в різних горизонтах літосфери ».
Звичайно, ці два протилежних фактора, особливо другий, ще досить загальні і не конкретні. В результаті яких процесів і під впливом яких причин відбувається «переробка» речовини земної кори і верхньої мантії, А. А. Борисов сказати не може, але і обгрунтування необхідності такої «переробки» спонукає дослідників до пошукам в нових напрямках.
На вельми важливу і специфічну особливість поверхні Мохоровичича - її динамічність - звернув особливу увагу В. В. Тихомиров. Аналізуючи проблему походження гранітів, він наводить велику кількість прикладів, що підтверджують точку зору багатьох геологів про те, що осадові породи під впливом різних метаморфизируют факторів перетворюються в масивно-кристалічні освіти типу гранітів. З іншого боку, все більше визнання отримує точка зору про процеси, які отримали назву «базіфікаціі», або океанізації, в результаті яких речовина материкової кори перетворюється в речовину кори океанів. Беручи це до уваги, В. В. Тихомиров пише: «Можна вважати, що в міру занурення сіаліческой брили нижні порції її перетворюються в перідотітового породу і приєднуються до підстильним утворень, тоді як поверхня Мохоровичича ніби перескакує на більш високий стратиграфічний рівень, перебуваючи в Водночас на одній і тій же абсолютній глибині. Образно висловлюючись, породи занурюється ділянки земної кори при опусканні нижче ізогіпс, відповідної в даному пункті планети горизонту поверхні Мохоровичича, перетворюються з «Сіаль» в «Сіму» і, відділяючись від верхньої оболонки, причленяются до перідотітового субстрату ».
Поверхня Мохоровичича, будучи особливою поверхнею, в той же час входить в число багатьох інших сейсмічних кордонів, які виявляються як в земній корі, так і в мантії і в ядрі.
Потужність шару, покрівля якого представлена сучасним рельєфом, а підошва - кордоном «кора-мантія», найчастіше називається «поверхнею Мохоровичича», в межах Росії і суміжних акваторій змінюється в широких межах - від 12 до 60 км Шар має складну мозаїчну будову, проте існують чіткі регіональні закономірності. У глобальному плані виділяється центральна область, що складається з чотирьох великих суперблоков ізометричної форми: Східно-Європейського, Західно-Сибірського, Сибірського і Східного. Цим суперблоці в тектонічному плані відповідають Східно-Європейська і Сибірська древні платформи, що розділяє їх Західно-Сибірська молода плита і займає північно-східну частину Росії Верхоянская-Чукотська складчаста область. По півдню система суперблоков оточеного широкою, орієнтованої в широтному напрямку гіперзоной, що простягається від до. З півночі суперблоці континентальної частини обмежені потужної смугою широтного простягання, що охоплює узбережжі арктичних морів, моря. Вона відповідає північній шельфовій зоні Євразійського континенту. На сході розташовується Тихоокеанський пояс.
Суперблоці континентальної частини Росії мають наступні характеристики. Найменша середня потужність земної кори відповідає Західно-Сибірському суперблоці (36-38 км). У розташованому на захід від його Східно-Європейському суперблоці середня потужність зростає до 40-42 км, а Сибірський суперблоки відрізняється найбільш потужною корою (в середньому 43-45 км). У східному суперблоці, де становище кордону Мохоровичича визначено по дуже мізерним матеріалами і з використанням гравіметричної інформації, потужність земної кори приблизно оцінюється в 40-42 км.
Суперблоці поділяються контрастними лінійними структурами, або широкими зонами різкої зміни потужності земної кори. Так, Східно-Європейський суперблоки відділений від Західно-Сибірського вузької протяжної меридіональною зоною з аномально високою потужністю (45-55 км), що відповідає Уральської складчастої системі. Східним обмеженням Західно-Сибірського суперблоку служить меридиональная система зближених коротких лінійних структур різного знака на тлі відносно широкої зони різкого зростання потужності. Вона відповідає потужній системі прогинів і підняттів, яка розділяє Сибірську і Західно-Сибірську платформ. Межею, що відокремлює Сибирский суперблоки від Східного, служить протяжна, коленообразно згинається зона вздовж річок Лена і Алдан. Вона трасується ланцюжком лінійних і еліпсоїдальних лінз скороченою потужності (до 36 км). В тектонічному відношенні міжблокове зони являють собою складчасті системи і орогенні пояса фанерозою.
Південна гіперзона являє собою систему, що зближують і кулисообразно розташованих лінійних і еліпсоїдальних структур широтного і близького до нього напрямків. Зона відрізняється диференційованим будовою і різкими контрастними перепадами потужності земної кори від 36 до 56 км
Північна шельфових зона, зберігаючи багато рис будови суміжних суперблоков континентальної кори, відрізняється значним скороченням потужності до 28-40 км. Будова шельфової зони західного арктичного сектора відрізняється від східного як по геометричним параметрам, так і по потужності земної кори. Північною межею шельфової області Росії з блоками малопотужної океанічної кори (10-20 км) служить «зона зчленування континент-океан» шириною 50-70 км, що є зону різкого перепаду потужностей.
Земна кора в межах Тихоокеанського пояса відрізняється складною морфологією і великими перепадами потужності кори від 12 до 38 км Загальною регіональної закономірністю є різке скорочення потужності земної кори при русі від континенту до океану. Щодо потужної корою (26-32 км) характеризуються плити в акваторіях Охотського і. Подібними значеннями даного параметра характеризуються геосинклінальні системи, при цьому вони мають дуже неоднорідна внутрішню будову. Значення потужності земної кори середнього рівня (24-26 км) притаманні острівної дузі (Курильської), найтоншої корою характеризуються структури океанічної кори - глибоководні западини (10-18 км).
У підсумку можна констатувати, що потужність земної кори в цілому корелюється з віком структур: найбільш потужна кора (40-45км) спостерігається під холодними древніми платформами - Східно-Європейської та Сибірської; під Західно-Сибірської її потужність менше (35-40км). Під складчастими системами і орогенними поясами фанерозою потужність кори коливається в широких межах (38-56км), будучи в середньому більш потужною, ніж кора платформ. Під молодими гірськими спорудами Алтаї-Саянской області спостерігаються «коріння» гір глибше 54 км
