Материковая кора мощность в км: Виды земной коры

Виды земной коры

Оболочка Земли включает земную кору и верхнюю часть мантии. Поверхность земной коры имеет большие неровности, главные из которых — выступы материков и их понижения — огромные океанические впадины. Существование и взаимное расположение материков и океанических впадин связано с различиями в строении земной коры.

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

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

Для определения химического состава земной коры доступны только ее верхние части — до глубины не более 15-20 км. 97,2% от всего состава земной коры приходится на: кислород — 49,13%, алюминий — 7,45%, кальций — 3,25%, кремний — 26%, железо — 4,2%, калий — 2,35%, магний — 2,35%, натрий — 2,24%.

На другие элементы таблицы Менделеева приходится от десятых до сотых долей процента.

Большинство ученых полагают, что сначала на нашей планете появилась кора океанического типа. Под влиянием процессов, происходивших внутри Земли, в земной коре образовались складки, то есть горные участки. Толщина коры увеличивалась. Так образовались выступы материков, то есть начала формироваться материковая земная кора.

В последние годы в связи с исследованиями земной коры океанического и материкового типа создана теория строения земной коры, которая основана на представлении о литосферных плитах. Теория в своем развитии опиралась на гипотезу дрейфа материков, созданную в начале XX века немецким ученым А. Вегенером.

Строение земной коры — урок. География, 5 класс.

Земная кора — ближайшая к поверхности твёрдая оболочка Земли.

Земная кора на суше и в Мировом океане отличается по мощности и количеству слоёв.

Толщина континентальной земной коры доходит до до \(75\) км. Она состоит из \(3\)-х слоёв. Верхний — осадочный, в котором преобладают осадочные породы. Гранитный слой состоит преимущественно из гранита и метаморфических горных пород. Базальтовый слой — из более плотных пород, плотность которых сравнима с базальтами.

 

  

Максимальная мощность океанической земная кора составляет \(5\) км. Она сложена \(2\)-мя слоями. Верхний слой — осадочный, нижний слой — базальтовый. Гранитный слой в океанической земной коре отсутствует.

Мощность континентальной коры под равнинами составляет \(30\)–\(50\) км, под горами — до \(75\) км. Мощность океанической коры — от \(5\) до \(10\) км.

Кора существует и на некоторых других планетах Солнечной системы, но только у Земли она подразделяется на \(2\) типа: континентальную и океаническую. На других планетах в большинстве случаев она состоит из базальтов.

Поверхность Мохоровичича

Учёный-геофизик Андрия Мохоровичич, изучая данные о сильном землетрясении \(1909\) года около города Загреб на Балканском полуострове, обратил внимание на то, что на глубине около \(30\) км скорость сейсмических волн, распространившихся от землетрясения, резко увеличилась. Андрия предположил, что существует некая граница раздела земной коры и мантии. На ней происходит увеличение скоростей сейсмических волн из-за увеличения плотности вещества.

 

Эту границу принято называть «поверхность Мохоровичича» («Мохо» или поверхность «М»).

 

 

 

Андрия Мохоровичич (\(1857\)–\(1936\)) — хорватский геофизик и сейсмолог. Андрия Мохоровичич родился \(23\) января \(1857\) года в городе Истрия (Хорватия). Долгое время преподавал метеорологию в Навигационном училище в Бакре и Загребе. С \(1910\) года был директором Государственного управления метеорологической службы и обсерватории в Загребе. В \(1909\) году открыл границу, разделяющую земную кору и мантию, эту поверхность позже назовут в его честь. Андрия также известен тем, что разработал методику регистрации землетрясений и сконструировал ряд геофизических приборов.

Кора материковая

Материковые окраины, краевые вулканические дуги, окраинные моря Зоны преимущественной деструкции континентальной коры (пассивные окраины) .[ …]

Кора переходных областей, то есть областей перехода от материка к океану. Здесь выделяют два различных типа перехода от континента к океану — тихоокеанский и атлантический. Наиболее характерным признаком материковой окраины тихоокеанического типа является наличие в ней активной сейсмичности и современного вулканизма. Для атлантического типа характерны стабильные условия, вследствие чего подошва земной коры имеет более выровненный рельеф. Сейсмичность для атлантического типа не типична, за исключением участков островных дуг, которые выражены в рельефе цепочками островов (Малые Антильские острова и др.).[ …]

Земная кора неодинакова по составу, строению и мощности. Различают континентальную, океаническую и промежуточную коры. Континентальная (материковая) кора покрывает третью часть земного шара, она присуща континентам, включая их подводные окраины, имеет толщину 35—70 км и состоит из 3 слоев: осадочного, гранитного и базальтового. Океаническая кора располагается под океанами, имеет толщину 5— 15 км и состоит из 3 слоев: осадочного, базальтового и габбро-серпентинитового. Промежуточная (переходная) кора имеет черты как континентальной, так и океанической коры.[ …]

Большинство материковых окраин, расположенных в областях с активным тектоническим режимом, являются окраинами складчатых сооружений. Со стороны океана многие из них опоясаны глубоководными желобами. Это обусловило резкие перепады высот на коротком расстоянии от наземной до абиссальной границ материковой окраины. Еще более важными признаками активных переходных зон являются высокая сейсмичность и, хотя далеко не везде, вулканическая (и магматическая) деятельность. Отдельную группу составляют зоны перехода между континентом и океаном, осложненные островными дугами и окраинными морями.[ …]

Океаническая кора значительно тоньше материковой и состоит из двух слоев. Ее минимальная мощность не превышает 5 — 7 км. Верхний слой земной коры здесь представлен рыхлыми глубоководными осадками. Мощность его обычно определяется в несколько сотен метров, а ниже располагается базальтовый слой мощностью в несколько километров.[ …]

ЛИТОСФЕРА (земная кора) [гр. Нйюв камень + Бр1шга шар] — верхняя твердая оболочка Земли, располагающаяся на мантии. Л. различна на материках и под океанами. Материковая кора состоит из прерывистой слоистой оболочки и расположенных под ней гранитного и еще ниже базальтового слоев. Общая толщина литосферы составляет 35—45 км (в горных областях до 50—70 км). Океаническая кора имеет толщину 5—10 км и состоит из тонкого (в среднем менее 1 км) слоя осадков, под которым находятся основные породы (базальт, габбро). [ …]

Третий слой океанической коры прослеживается от центра абиссальных котловин до внешнего края магнитной аномалии восточного побережья. Таким образом, океаническая природа коры под материковым подножием во многих районах не вызывает сомнения. Впрочем, детальное строение зоны в полосе 50—100 км на восток от края магнитной аномалии восточного побережья Северной Америки пока неизвестно. Наличие развернутых блоков осадочных пород и крупных диапиров позволяет думать, что она сложена в основном осадочными толщами. Континентальная кора в зоне шельфа перекрыта еще более мощным чехлом отложений 8—14 км), разбита на блоки и утонена.[ …]

Воды суши. К ним относятся материковые воды, переносимые реками, воды, сосредоточенные в озерах, болотах, ледниках, снежном покрове и заключенные в земной коре. Самая большая река мира — Амазонка, ее сток в океан составляет 16% стока всех рек мира. В ее бассейне расположен самый большой лесной массив планеты. Планетарный резерв пресной воды высокого качества сосредоточен в озере Байкал, которое содержит пресной воды больше, чем все пресные озера мира. Территория Земли на 2% покрыта болотами. В России и Белоруссии расположено свыше 60% всех болот. Ледники покрывают 16 млн км2 суши, основная их часть расположена в Антарктиде. Если бы все ледники растаяли, то уровень Мирового океана поднялся по сравнению с нынешним на 64 м.[ …]

Понятие края континента или материковой окраины, родившееся как чисто географическое, приобрело в дальнейшем глубокий геологический смысл. Яркая морфоструктурная выраженность, проявившаяся в существовании подводной морской террасы — шельфа, уступа материкового склона и, наконец, обширного глубоководного подножия, а также огромная протяженность материковых окраин, равная, согласно К. О. Эмери (1977 г.), почти 195 тыс. км, позволяют считать их одной из важнейших черт лика Земли. Повсеместная контрастность рельефа, перепады которого достигают в зоне перехода от материка к океану 10—15 тыс. и (Перу), резкое изменение геофизических характеристик, отражающее различный состав коры, а, возможно, и верхней мантии, яркая специфичность геологических, океанографических и других процессов на (и над) материковой окраине — все это подчеркивает то особое положение, которое она занимает в рельефе земной поверхности, будучи отражением основной геологической границы: контакта коры континентальной с корой океанической. [ …]

Твердая оболочка Земли — земная кора, сложенная осадочными и кристаллическими породами, образует сплошную оболочку, 2/3 которой перекрыто водами океанов и морей. Наибольшая мощность земной коры 40—100 км, под океанами толща ее резко сокращается. По физическим свойствам земная кора делится на два типа: материковый и океанический. Земная кора материкового типа — равнинных и горных районов — богата кремнием и алюминием, характерными для пород группы гранита. Мощность гранитного слоя (сиаля) увеличивается в горах. Океанический тип земной коры представлен породами типа базальта с преобладанием кремния и магния. Здесь гранитный слой отсутствует, а мощность базальтового слоя (сима) доходит до 15 км.[ …]

Последние некогда были бортовыми частями одного и того же или нескольких рифтовых грабенов. Облик такого грабена, с развитием которого могло быть связано формирование первичных глубоких впадин с океанической корой, показан на рис. 28. Бортовые части подобных впадин в дальнейшем, вероятно, трансформировались в уступы материковых склонов, подобные тем, что существуют в настоящее время в Красном море. [ …]

Следы дробления и распада древней континентальной коры обнаруживаются и на окраинах, входящих в состав сложпопо-строенных зон перехода, которые включают: 1) современную окраину материка, 2) окраинную океаническую, относительно молодую впадину, 3) островную вулканическую дугу или серию остаточных дуг и активный вулканический хребет, разделенные междуговыми впадинами, 4) переходную ступень в системе вулканическая дуга — глубоководный желоб, 5) собственно глубоководный желоб. Во многих регионах с подобным или близким строением находятся фрагменты (массивы) континентальной коры, отторгнутые от основной материковой глыбы. Это — массив Ямато в Японском море, острова Японского архипелага, плато Мергуй в Андаманском море, подводные поднятия Норфолк и Лорд-Хау в Коралловом море, нагруженные массивы с континентальным типом коры в море Скоша и др.[ …]

Геосинклинали — обширные подвижные участки земной коры с разнообразными по интенсивности и направленности тектоническими движениями. В своем развитии геосинклинали проходят два этапа: первый (более продолжительный) характеризуется погружением и морским режимом (при этом формируется океаническая земная кора), второй (менее продолжительный) — интенсивным поднятием и горообразованием (при этом формируется материковая земная кора). Первый этап связан с расхождением литосферных плит, второй — с их сближением и столкновением.[ …]

Между строением земной коры, ее тектоникой и рельефом существует тесная связь. Формы рельефа, в создании которых ведущая роль принадлежит тектоническим особенностям земной коры, получили у геоморфологов наименование морфоструктур (от греч. morphé — форма, и лат. structura — строение). Основные материковые морфоструктуры — платформенные равнины, плоскогорья, складчатые горы, складчато-глыбовые горы, нагорья.[ …]

На основе различия в составе и мощности выделяют три типа земной коры: 1) материковая; 2) океаническая; 3) кора переходных областей.[ …]

Помимо активных окраин, в пределах которых происходит ску-чивание континентальной коры и (или) надстраивание древнего континентального мегаблока чужеродными (океаническими) комплексами отложений, существуют и другие зоны перехода от континента к океану, развитие которых сопровождается созиданием молодой коры, континентальной и океанической. В данном случае речь идет не столько о самой материковой окраине, сколько об огромной по протяженности и ширине области, в составе которой выделяются несколько структурно-тектонических зон: 1) собственно край континента; 2) окраинный океанический бассейн; 3) одна или несколько островных дуг (активных и неактивных), разделенных междуговыми впадинами. Сложное строение и своеобразный ход развития подобных переходных зон не нашли до настоящего времени достаточно убедительного объяснения ни в одной из существующих тектонических моделей.[ …]

Граница суши и океана (нулевая отметка) не фиксирует перехода континентальной земной коры в океаническую. На гипсографической кривой находит отчетливое морфологическое выражение материковая отмель, или шельф, — затопленная водой низменная окраина континентов, а также материковый склон, у подножия которого, в среднем на глубине 2450 м, происходит замещение континентальной коры океанической. Заслуживает внимания совпадение отметок подножия материкового склона со средним (выравненным) уровнем земной коры — 2430 м ниже уровня океана. Если выравненную поверхность земной коры покрыть водой, содержащейся в Океане, уровень последнего окажется на 250 м выше современного.[ …]

Особым типом окраины материка в областях преимущественных напряжений сжатия и скучивания коры признается северо-восточная оконечность Аравийского полуострова (побережье Омана и Объединенных Арабских Эмиратов). Это типичная, обрамляющая древний кратон пассивная окраина, которая надстроена мощной пластиной офиолитов и толщей осадочных пород глубоководного генезиса. Последние в фациальном отношении совершенно чужды, как считают М. Уэлленд и А. Митчелл, одновозрастным образованиям мелководного типа, слагающим мезозойский осадочный чехол в краевой части аравийского кратона. Появление офиолитов на пассивной окраине объясняют явлением обдукции — надвиганием океанского ложа на континентальный блок с частичной переработкой последнего. Вполне, однако, возможно, что в данном случае мы имеем дело с осадочной толщей, слагавшей некогда (в мезозое) материковое подножие, находившееся в составе самой окраины Омана. Эта толща вместе с фрагментами океанической коры, на которой она залегала, была выжата на край Аравийской платформы при закрытии южного рукава Тетиса.[ …]

Общее количество воды на земном шаре, исключая химически и физически связанную воду земной коры и мантии, по приближенным подсчетам, составляет 1,5 млрд. км3. На долю океанов и морей приходится примерно 1,37 млрд. км3 воды, т. е. около 94% этого количества. Поверхностные воды суши: рек, озер, болот, снежников и ледников в горах, материковых льдов, включая льды Антарктиды и Гренландии,—составляют менее 2% общего количества воды на земном шаре.[ …]

Гидросфера — прерывистая водная оболочка Земли, располагающаяся между атмосферой и земной корой. Она включает в себя совокупность всех вод планеты: материковых (глубинных, почвенных, поверхностных), океанических и атмосферных. Гидросфера является колыбелью жизни на нашей планете. Она играет огромную роль в формировании природной среды нашей планеты.[ …]

Несмотря па это, основной тенденцией в развитии сложнопо-строенных переходных зон является не деструкция, а новообразование континентальной коры. Последняя первоначально формируется в районах активного известково-щелочного магматизма, который сопровождается и завершается внедрением кислых интрузий и образованием гранитных батолитов, становящихся теми центрами, вокруг которых происходит консолидация новой коры. Долговременное развитие подобных регионов во многих случаях завершается сближением некогда активной вулканической дуги и края континента с последующим присоединением к нему. Результатом является разрастание материкового мегаблока с образованием нового края континента. Благодаря исследованиям С. М. Тиль-мана, Ю. А. Косыгина и других исследователей, на Северо-Восто-ке СССР были обнаружены реликты вулканических поясов, вероятно, фрагменты древних островных дуг, ныне впаянных в материковую глыбу. Выявляются и области внедрения древних мантийных диапиров, которые, видимо, следует отождествлять с некогда существовавшими глубоководными котловинами окраинных морей. Краевые области Азиатского материка на значительном протяжении образованы корой, имеющей позднемезозойский и кайнозойский возраст, что свидетельствует о разрастании этой части Азии во времени. [ …]

Многие переходные зоны в Средиземном море также принадлежат к разряду активных окраин, формировавшихся в условиях преобладающего сжатия и скучивания земной коры. Таковы, например, лигурийская и сицилийско-калабрийская окраины Италии, которые сложены комплексами в разной степени метаморфизован-ных глубоководных осадков древних материковых окраин, вовлеченных в альпийскую фазу сжатий и орогенеза и образующих фундамент в пределах современного шельфа и материкового склона. На строении первой из них мы остановимся подробнее.[ …]

Работа представляет интерес для геологов, петрографов, тектонистов и геофизиков, интересующихся вопросам геологии и петрологии метаморфических пород, проблемами соотношения материковых и океанических структур и эволюции земной коры на континентальных окраинах.[ …]

Образованная тектонически и морфологически разнородными элементами, которые объединены общим географическим положением и возникли под влиянием одних и тех же геологических событий, материковая окраина вне зависимости от ее возраста является сложным гетерогенным образованием, в состав которого входят участки с континентальной и океанической корой. Глубинная граница между ними еще не расшифрована окончательно. На атлантических и индоокеанских окраинах континентов ее отождествляют либо с аномалией Е, расположенной в средней части зоны невозмущенного магнитного поля, как, например, это делает Ф. Рабинович (1978 г.), либо с внутренним краем этого поля. В районе атлантического склона окраины США наблюдается магнитная аномалия восточного побережья, имеющая в ширину от 50 до 70 км. Южнее 36° с. ш. эта аномалия разделяется на две ветви, из которых внешняя прослеживается вдоль изобаты 1200—1300 м. В районе шельфа на глубине 7—10 км обнаруживаются источники магнитных возмущений, которые, как полагают, представляют собой либо слабо намагниченные блоки пород фундамента, либо волосы даек и силлов, внедрившихся в осадочную толщу в раннемеловое время [43].[ …]

Соответственно тому что мы можем различать тыловой (распадающийся), ведущий (увеличенный в мощности) и разрастающийся во времени края континента, нами могут быть выделены три основных типа материковых окраин: 1) возникшие за счет фрагментации и дробления древней континентальной коры, 2) в пределах которых наблюдается увеличение мощности континентальной коры (литосферы), 3) сложнопостроенные зоны перехода (с окраинными морями и островными вулканическими дугами), с которыми связано формирование молодой континентальной коры. [ …]

Самые крупные и сложные геокомплексы Земли — это континенты и океаны. Они формируются на самых крупных формах рельефа — континентальных выступах и океанических впадинах Земли с различными типами земной коры. Земная кора континентов в отличие от океанической имеет значительно большую мощность и гранитный слой. Граница между континентами и океанами как геокомплексами проходит по береговой линии. К океанам как аквальным геокомплексам относится затопленная часть континентов-шельф, материковый склон и дно, сложенное базальтовым слоем.[ …]

В мировой научной литературе за всеми перечисленными окраинами установилось одно общее название: атлантические окраины, или окраины атлантического типа, причем к числу последних относят и большую часть материковых окраин в Индийском и Северном Ледовитом океанах, а также молодые по возрасту окраины в Красном море. Особняком стоят окраины, испытавшие интенсивное дробление, в результате которого от континентальной глыбы были отторгнуты крупные и мелкие массивы, ныне разделенные участками с континентальной утоненной (глубокие прогибы) либо с океанической корой, частично заполненными толщами осадков. К таковым могут быть отнесены скандинавско-британская часть окраины Западной Европы, район Багамской подводной платформы и плато Блейк, Сейшельский микроконтинент и др. (рис. 2).[ …]

В барремский век произошли очередная активизация рельефа и омоложение. Климат, вероятно, все более приближался к гумид-ному тропическому, а на некоторых поднятиях и возвышенных плато образовались достаточно мощные коры выветривания, размыв которых привел к интенсивному выносу тонкодисперсной взвеси, обогащенной окислами железа и кремнеземом. Благодаря этому в центральных районах Атлантического океана, но главным образом па материковом подножии отложились горизонты пестроцветных глин. Бокситы этого возраста известны в пределах так называемой суши Эбро на Иберийском полуострове и в пределах Тулузской суши. В апте активизировался спрединг океанического дна в южной впадине Атлантического океана. Южнее хребтов Китовый и Рио-Гранде на месте рифтовых прогибов и оперяющих их грабенов еще в неокоме возникла впадина океанического типа, в которой по данным В. Людвига, В. Крашениникова и И. Басова, полученным в 1980 г., установился режим морской терригениой седиментации и накапливались глинистые осадки, обогащенные органическим веществом. В аптский век здесь сформировались проградационные комплексы подводно-дельтовых песчано-алевритово-глинистых отложений, наращивавших древний шельф и склон Африки в Капской котловине. Наличие структурного порога по линии хр. Рио-Гранде затрудняло водообмен между этой морской впадиной и расположенными севернее обширными эпиконтинентальными бассейнами, возникшими на месте рифтовых грабенов.[ …]

Например, океанский зоопланктон, очищая при биофильтрации огромные массы воды, выбрасывает пищевые комки (пеллеты), которые осев в зонах перехода океан — материк, затем во многом оказываются строительным материалом и источником энергии в процессах трансформации блоков океанической коры в кору материков. Знание этой связи имеет огромный теоретический интерес, однако не только он должен быть проявлен, когда процесс биофильтрации будет оцениваться как глобальный фактор, влияющий на поддержание на определенном уровне альбедо поверхности океана. Изучение от пеллеты до материкового сегмента — таков диапазон геоэкологии. Другой пример -изучение геологической истории не для поисков полезных ископаемых и лучшего познания эволюции организмов, а для понимания и оценки степени риска антропогенной дестабилизации биосферы.[ …]

Наиболее изученной среди переходных зон в областях с пассивным тектоническим режимом является атлантическая окраина США, глубинное строение которой показано на рис. 3. Исследования с помощью многоканальной сейсмической аппаратуры показали, что во многих районах этой окраины помимо современного материкового склона существует палеосклон, расположенный восточнее современного и захороненный под толщей осадков. В районе банки Джорджес под внешней частью шельфа и склоном на глубине 1800 м от дна находится кровля толщи осадочных пород, верхняя поверхность которой круто падает на восток до глубин 4,5—5 км. Этот массив отождествляется с мощной карбонатной платформой, сформировавшейся в позднем мезозое [43]. Массив служит ограничением для крупного прогиба, приуроченного к внутренним районам шельфа и выполненного мезозойскими и кайнозойскими отложениями мощностью до 10 км. Глубина залегания фундамента под самой карбонатной платформой не установлена. В районе подножия акустический фундамент (кровля океанической коры) находится на глубине 7—8 км ниже уровня моря, т. е. мощность осадков, главным образом кайнозойских, здесь составляет от 3 до 4 км. Внешняя граница древнего склона, образованная, судя по результатам драгировок, выполненных в каньонах этой зоны В. Райаном и другими исследователями в 1976 г., рифовыми известняками неокомского возраста, выдвинута на восток от современного всего на несколько километров [43].[ …]

Для рельефа дна Атлантического океана характерно наличие многочисленных банок, расположенных среди глубин в несколько тысяч метров. Особенно много таких банок в северной части океана к западу от побережья Марокко и Испании. Другая особенность рельефа дна Атлантического океана — большие площади, занятые материковой отмелью и склоном (до 2000 м). Для Атлантического океана характерно также наличие обширных абиссальных равнин с плоской поверхностью, расположенных у основания материкового склона по обе стороны Срединно-Атлантического хребта. Они распространены и в Западной, и в Восточной Атлантике. Эти абиссальные равнины обнаружены около 15 лет назад и еще недостаточно изучены. Многочисленные факты подтверждают их существование в океанах и морях в виде подводных течений. Спускаясь по склону морского дна, эти потоки способствуют образованию эрозионных долин, ущелий и ложбин, а также отложению осадков из взвешенных песков и глин. Они выносят и отлагают вдали от берегов на больших глубинах континентальные осадки и остатки отмершей мелководной фауны.[ …]

К первому типу относится тихоокеанская окраина Южной Америки, или андийская окраина, как ее определили в 1976 г. Л.П.Зо-неншайн, М. И. Кузьмин и В. М. Моралев. Активные тектонические взаимодействия, происходящие здесь, на границе океанического и континентального мегаблоков, приводят к полутора-дву-кратному возрастанию мощности коры в краевых частях материковой глыбы. Пояс андезитовых вулканов и гранитоидные плутоны располагаются на этой окраине в пределах древнего континентального субстрата (рис. 8). Выходы древних палеозойских и докембрийских образований в ядрах островных антиклинальных складок на внешнем шельфе Перу, а также, по-видимому, и в верхней половине материкового склона свидетельствуют о том, что основные структурно-тектонические элементы в подводной части окраины этого района также сложены древней континентальной корой, а не относительно молодыми отложениями так называемой аккреционной призмы. Аккреция осадков вдоль внутреннего борта Перуано-Чилийского желоба, видимо, не была выражена и даже, напротив, преобладали процессы эрозии.[ …]

Хребет Менделеева и поднятие Альфа образуют единый порог с минимальной глубиной 1230 м, отделенный Канадской котловиной от поднятия Бофорта. Новейшими советскими исследованиями в проливе между Шпицбергеном и Гренландией открыта рифтовая долина Лены, а в котловине Нансена впадина Литке с наибольшей в Северном Ледовитом океане глубиной (5400 м). На материковой отмели и особенно на склоне Северного Ледовитого океана встречаются подводные долины, погруженные речные долины, древние дельты сибирских рек и другие формы унаследованного рельефа. Геологическая история материковой окраины Северного Ледовитого океана более многообразна, чем в других океанах. Сочетание различных геологических структур (Америки, Гренландии, Евразии) определяет разнообразие в строении земной коры в Северном Ледовитом океане. Систематическое изучение физических полей — магнитного, сейсмического и гравитационного — позволило советским геологам более обоснованно судить о стадийности развития, структуре и происхождении Северного Ледовитого океана. На основании этих исследований предполагается, что евразийская часть океана является погруженным материком и континентальная кора переработана в океаническую. Хребет Ломоносова представляется как континентальная, частично погруженная структура, отделенная от материковой отмели западной Евразии.[ …]

Антисимметрия мегарельефа материков и океанов. Эту важнейшую закономерность в структуре географической оболочки впервые установил в 1935 г. А. А. Григорьев еще до открытия срединно-океанических хребтов как глобального явления. В работе «В поисках закономерностей морфологической структуры земного шара» он приходит к заключению о контрасте, противостоянии общего плана, морфологии материковой и океанической литосферы: в то время как материковые массивы характеризуются наличием срединного пояса низин и впадин, обрамленного боковыми поясами поднятий, в океанической литосфере в ее средней части (по длинной оси) наблюдается пояс поднятий, окаймленный справа и слева поясами значительно больших глубин. Общепринятого объяснения этой закономерности пока не дано. Скорее всего, она результат наложения неоднородности земной коры и мантии на глобальный ротационный эффект.[ …]

Если для глубоководных (дистальных) частей любой пассивной окраины характерны преимущественно движения отрицательного знака, которые не компенсируются в полной мере даже при относительно высоких скоростях аккумуляции осадков, то на окраинах континентальных рифтов в погружения втянуты также шельф и прилегающие районы суши. Преимущественные погружения испытывают и отторгнутые от материковой глыбы древние блоки с континентальным типом коры, например Багамская платформа, банка Роккол, Сейшельский микроконтинент и др. Напротив, для значительной части окраин эниплатформенных орогенных поднятий характерны движения положительного знака. Последними захвачены прибрежные районы континентальной отмели, о чем свидетельствует скалистый тии побережья, многочисленные выходы коренных пород в прибрежной часги шельфа и на срединной шельфовой равнине. Зато дистальные участки окраииы в данном случае втянуты в более выраженное прогибание, на что указывает сам профиль окраины: присутствие крупных сорванных блоков древних пород, развитие нроградационных серий на краю шельфа, а при наличии в разрезе древних соленосных толщ—многочисленные соляные диапиры.[ …]

На атлантических окраинах Африки, обрамляющих иа большом протяжении области эпиплатформенного орогенеза, наиболее древние горизонты осадочного чехла обнажаются на склонах прибрежных поднятий. Мощность осадочного плаща быстро увеличивается от линии выклинивания к побережью. В бассейне Тарфая-Аюн осадочная линза мощностью до 12—14 км прослеживается почти по всему профилю окраины, включая шельф, склон и верхнюю половину подножия. Максимальной толщины осадочный чехол достигает под внешним шельфом и материковым склоном, причем большую его часть (до 8 км) составляют отложения домелового возраста [41]. В их составе особенно интересны юрские известняки, образующие мощную карбонатную платформу наподобие тех, которые описаны на атлантической окраине США. Интересно падение горизонтов этого возраста в сторону суши или их горизонтальное залегание под верхней частью склона, что позволяет говорить об антиклинальной структуре склона. Полагают, что ее образование было связано с явлением изостазии — «вспучиванием» коры под действием резко изменившейся нагрузки (уменьшением массы осадочной толщи). Последнее было обусловлено глубокой эрозией палеосклона, отступившего в кайнозое на несколько десятков километров (до 50 км в районе Тарфая-Аюн [41] ) в сторону суши. Стратиграфический перерыв в нижней части склона и прилегающих районах подножия отвечает интервалу времени в 100 млн. лет.[ …]

Как показывают детальные геофизические исследования последних лет, а отчасти и материалы глубоководного бурения, внешняя кромка юрского шельфа располагалась, вероятно, на 60—100 км мористее современной. С нею зачастую отождествляют погруженный край древних карбонатных платформ, положение которого четко устанавливается геофизическими методами под современным склоном, а иногда в районе подножия в различных районах атлантической окраины США [43]. Расширение океанического ложа сопровождалось дроблением периферийных участков континентальной коры и погружением отдельных блоков. Непрерывные опускания, которыми был охвачен край континента, благоприятствовали в условиях аридного климата, господствовавшего на многих окраинах юрского периода, активному рифострои-тельству вдоль внешней кромки древней континентальной отмели. Лишь в прибрежных районах, в непосредственной близости от склонов эпирифтовых поднятий, накапливались терригенные морские, в основном песчаные осадки. Реконструкция обстановок се-диментогенеза, характерных для пассивных материковых окраин, располагавшихся в тропических и субтропических климатических зонах, дана на рис. 37.[ …]

Уже после получения первых приблизительных оценок скорости денудационного среза на континентах, близких к 0,1 мм/год, среди ученых утвердилось представление о существовании большого геологического круговорота, схема которого представлена на рис. 00. Идея возвращения продуктов денудации суши в преобразованной форме в ходе трансформации океанических геосинклиналей в складчатые сооружения была увязана с концепцией разрастания материков за счет океанов и обоснована с петрологических позиций А.Рингвудом и Д. Грином еще в начале 1960-х гг. Механизм возвращения материкам продуктов сноса в составе наращивающих их новых материковых сегментов, содержащих также фрагменты океанической коры и вещество мантийной дифференциации, объясняется с позиций теории геосинклиналей, увязанной с важнейшими аспектами тектоники плит.[ …]

Таким образом, наиболее интенсивные седиментационные процессы приурочены в настоящее время к зал. Мартабан и прилегающей части открытого шельфа, где расположена авандельта р. Иравади, а также к юго-восточной области шельфа к северу от Малаккского полуострова. В первом районе происходит аккумуляция глинистых тонкодисперсных плов, во втором — карбонатных песков и глинисто-карбонатных осадков. Большая часть твердого стока р. Иравади поступает по каньонам в халистазу. Впрочем, и сам склон на значительном протяжении заполнен глинистыми илами своеобразного кремового либо красноватого цвета, очень тонкими, с большим содержанием окисного железа. Это редкий случай накопления нестроцветных морских осадков, содержащих продукты перемыва латеритных и ферралитных кор выветривания. Последние распространены на склонах прибрежных хребтов и на высоких плато Бирмы. Терригенные составляющие представлены в первом типе осадков алевритовым, во втором — глинистым материалом. У подножия материкового склона предполагается аккумуляция осадков оползневого и турби-дитного происхождения. Таким образом, на материковой окраине в Анадаманском море осадочные процессы отличаются различной интенсивностью и направленностью: области чисто терригенной седиментации здесь соседствуют с зонами карбонатного осадкона-копления. Неожиданным для этого тропического района можно считать широкое распространение реликтовых образований и сравнительно небольшую роль вещества биогенной природы. [ …]

Типичной аккреционной окраиной является восточная часть п-ова Камчатка, где цепь действующих и недавно потухших вулканов, по-видимому, расположена на меловом субокеаническом субстрате. Сложное сочетание тектонических движений в период формирования тихоокеанской окраины Камчатки выразилось в появлении своеобразной ячеистой структуры переходной зоны. Последняя распадается на три примерно равных участка, которые в геоморфологическом отношении отвечают трем заливам: Авачнн-скому, Кроноцкому и Камчатскому. Если на других окраинах заливы обычно представляют собой участки погруженной прибрежной равнины, нивелированные абразией и являющиеся частью континентальной террасы, то в данном случае залив выражен и в подводном рельефе на глубину до 3000—4000 м. Он включает часть материкового (полуостровного) склона, глубокую замкнутую депрессию и меридиональный подводный хребет, отчленяющий одну ячею (залив) от другой. Лишь глубоководный желоб и обрамляющий его со стороны Камчатки глубинный уступ принадлежат всей окраине в целом. Таким образом, если геоморфологическая (и тектоническая) зональность в большинстве переходных зон наиболее ярко выражена в направлении по нормали к береговой линии и ко всей окраине в целом, то в пределах Восточной Камчатки неоднородность строения земной коры проявляется не только вкрест простирания окраины, но столь же отчетливо и в латеральном направлении. Все это предопределило образование сложной, ло-своему уникальной структуры тихоокеанской окраины Камчатки.[ …]

Согласно новой глобальной тектонике, вся литосфера разбита на небольшое число плит, крупнейшие из которых Евразийская, Индо-Австралийская, Тихоокеанская, Африканская, Американская, Антарктическая. Главное положение тектоники плит гласит: сейсмические пояса представляют собой зоны, где происходят дифференциальные движения жестких плит» (К- Ле Пишон, Ж. Франшто, Ж- Боннин, 1977). В связи с этим границы плит определяются не границами материков и океанов, а поясами сейсмичности, сами же плиты состоят как из материковой, так и океанической коры. Исключение — Тихоокеанская плита, состоящая из океанической коры.[ …]

ЗЕМНАЯ КОРА • Большая российская энциклопедия

ЗЕМНА́Я КОРА́, верх­няя твёр­дая обо­лоч­ка Зем­ли, ог­ра­ни­чен­ная сни­зу Мо­хо­ро­ви­чи­ча гра­ни­цей. Tермин «З. к.» поя­вил­ся в 18 в. в ра­бо­тах M. B. Ло­мо­но­со­ва и в 19 в. в тру­дах Ч. Лай­е­ля; c раз­ви­ти­ем кон­трак­ци­он­ной ги­по­те­зы в 19 в. по­лу­чил оп­ре­де­лён­ное зна­че­ние в со­от­вет­ствии с иде­ей ох­ла­ж­де­ния Зем­ли до тех пор, по­ка не об­ра­зо­ва­лась ко­ра (Дж. Да­на). B ос­но­ве пред­став­ле­ний o со­ста­ве, струк­ту­ре и фи­зич. свой­ст­вах З. к. ле­жат гео­фи­зич. дан­ные o ско­ро­стях рас­про­стра­не­ния сейс­мич. волн (в осн. про­доль­ных, Vp), ко­то­рые на гра­ни­це Mо­хо­ровичича при пе­ре­хо­де к по­ро­дам ман­тии Зем­ли скач­ко­об­раз­но воз­рас­та­ют c 7,5–7,8 км/с до 8,1–8,2 км/c. При­ро­да ниж­ней гра­ни­цы З. к., по-ви­ди­мо­му, обу­слов­ле­на из­ме­не­ни­ем хи­мич. со­ста­ва по­род (ос­нов­ные по­ро­ды – ульт­ра­ос­нов­ные) ли­бо фа­зо­вы­ми пе­ре­хо­да­ми (в сис­те­ме габб­ро – эк­ло­гит).

Для З. к. ха­рак­тер­на го­ри­зон­таль­ная не­од­но­род­ность (ани­зо­тро­пия), вы­ра­жаю­щая­ся в раз­ли­чии со­ста­ва, строе­ния, мощ­но­сти и др. ха­рак­те­ри­стик ко­ры в пре­де­лах её отд. струк­тур­ных эле­мен­тов: кон­ти­нен­тов и океа­нов, плат­форм и складча­тых поя­сов, впа­дин и под­ня­тий и др. Вы­де­ля­ют два гл. ти­па З. к. – кон­ти­нен­таль­ную и океа­ни­че­скую.

Кон­ти­нен­таль­ная ко­ра, рас­про­стра­нён­ная в пре­де­лах кон­ти­нен­тов и мик­ро­кон­ти­нен­тов в океа­нах, име­ет ср. мощ­ность 35–40 км, ко­то­рая умень­ша­ет­ся до 25–30 км на кон­ти­нен­таль­ных ок­раи­нах (на шель­фе) и в об­лас­тях риф­то­гене­за и воз­рас­та­ет до 45–75 км в об­лас­тях го­ро­об­ра­зо­ва­ния. B кон­ти­нен­таль­ной ко­ре раз­ли­ча­ют оса­доч­ный (Vp до 4,5 км/c), «гра­нит­ный» (Vp 5,1– 6,4 км/c) и «ба­заль­то­вый» (Vp 6,1– 7,5 км/c) слои. Оса­доч­ный слой от­сут­ст­ву­ет на щи­тах и ме­нее круп­ных под­ня­ти­ях фун­да­мен­та древ­них плат­форм, а так­же в осе­вых зо­нах склад­ча­тых со­ору­же­ний. Во впа­ди­нах мо­ло­дых и древ­них плат­форм, пе­ре­до­вых и меж­гор­ных про­ги­бах склад­ча­тых со­ору­же­ний мощ­ность оса­доч­но­го слоя дос­ти­га­ет 10 км (ред­ко 20–25 км). Он сло­жен пре­им. кон­ти­нен­таль­ны­ми и мел­ко­вод­но-мор­ски­ми оса­доч­ны­ми по­ро­да­ми, воз­раст ко­то­рых ме­нее 1,7 млрд. лет, а так­же пла­то­ба­заль­та­ми (трап­па­ми), сил­ла­ми маг­ма­тич. по­род ос­нов­но­го со­ста­ва, ту­фа­ми. На­зва­ния «гра­нит­но­го» и «ба­заль­то­во­го» сло­ёв ус­лов­ны и ис­то­ри­че­ски свя­за­ны c вы­де­ле­ни­ем гра­ни­цы Kон­ра­да (Vp 6,2 км/c), раз­де­ляю­щей слои, в ко­то­рых ско­ро­сти про­доль­ных сейс­мич. волн со­от­вет­ст­ву­ют ско­ро­стям в гра­ни­те и ба­заль­те. По­сле­дую­щие ис­сле­до­ва­ния (в т. ч. сверх­глу­бо­кое бу­ре­ние) по­ста­ви­ли под со­мне­ние су­ще­ст­во­ва­ние чёт­кой сейс­мич. гра­ни­цы, по­это­му оба эти слоя объ­еди­ня­ют в кон­со­ли­ди­ро­ван­ную ко­ру. «Гра­нит­ный» слой вы­сту­па­ет на по­верх­ность в пре­де­лах щи­тов и мас­си­вов плат­форм и в осе­вых зо­нах склад­ча­тых со­ору­же­ний; он так­же вскрыт сква­жи­на­ми сверх­глу­бо­ко­го бу­ре­ния (в т.  ч. Коль­ской сверх­глу­бо­кой сква­жи­ной на глу­би­ну св. 12 км). Его мощ­ность на плат­фор­мах 15–20 км, в склад­ча­тых со­ору­же­ни­ях 25–30 км. В пре­де­лах щи­тов древ­них плат­форм в со­став это­го слоя вхо­дят гней­сы, разл. кри­стал­лич. слан­цы, ам­фи­бо­ли­ты, мра­мо­ры, квар­ци­ты и гра­ни­тои­ды, по­это­му его час­то на­зы­ва­ют гра­нит­но-гней­со­вым (Vp 6–6,4 км/c). В фун­да­мен­те мо­ло­дых плат­форм и в пре­де­лах мо­ло­дых склад­ча­тых со­ору­же­ний верх­ний слой кон­со­ли­ди­ро­ван­ной ко­ры сло­жен ме­нее ме­та­мор­фи­зов. по­ро­да­ми и со­дер­жит мень­ше гра­ни­тов, в свя­зи с чем его так­же име­ну­ют гра­нит­но-ме­та­мор­фи­че­ским (Vp 5,1–6 км/c). Пря­мое изу­че­ние «ба­заль­то­во­го» слоя кон­ти­нен­таль­ной ко­ры не­воз­мож­но. Зна­че­ни­ям ско­ро­стей сейс­мич. волн, по ко­то­рым он вы­де­лен, мо­гут удов­ле­тво­рять как маг­ма­тич. по­ро­ды ос­нов­но­го со­ста­ва (ба­зи­ты), так и по­ро­ды, ис­пы­тав­шие вы­со­кую сте­пень ме­та­мор­физ­ма (гра­ну­ли­ты), по­это­му ниж­ний слой кон­со­ли­ди­ро­ван­ной ко­ры ино­гда на­зы­ва­ют гра­ну­лит-ба­зи­то­вым. От­не­се­ние к З. к. или верх­ней ман­тии по­род со ско­ро­стя­ми про­доль­ных сейс­мич. волн бо­лее 7 км/c спор­но. Воз­раст древ­ней­ших по­род кон­со­ли­ди­ро­ван­ной ко­ры дос­ти­га­ет 4 млрд. лет.

Oсн. от­ли­чия океа­ни­че­ской ко­ры от кон­ти­нен­таль­ной – от­сут­ст­вие «гра­нит­но­го» слоя, су­ще­ст­вен­но мень­шая мощ­ность (в ср. 5–7 км), бо­лее мо­ло­дой воз­раст (юра, мел, кай­но­зой; ме­нее 170 млн. лет), бо́ль­шая ла­те­раль­ная од­но­род­ность. Oкеанич. ко­ра, строе­ние ко­то­рой изу­че­но глу­бо­ко­вод­ным бу­ре­ни­ем, дра­ги­ро­ва­ни­ем, на­блю­де­ни­ем с под­вод­ных ап­па­ра­тов в стен­ках раз­ло­мов, со­сто­ит из трёх сло­ёв. Пер­вый слой, или оса­доч­ный, со­сто­ит из пе­ла­гич. крем­ни­стых, кар­бо­нат­ных и гли­ни­стых осад­ков (Vp 1,6–5,4 км/c). В на­прав­лении кон­ти­нен­таль­ных под­но­жий его мощ­ность воз­рас­та­ет до 10–15 км. Оса­доч­ный слой мо­жет от­сут­ст­во­вать в осе­вых зо­нах сре­дин­но-океа­нич. хреб­тов. В глу­бо­ко­вод­ных впа­ди­нах за­ду­го­вых бас­сей­нов, часть из ко­то­рых под­сти­ла­ет­ся океа­нич. ко­рой, тол­щи­на оса­доч­но­го слоя, обыч­но вклю­чаю­ще­го тур­би­ди­ты, мо­жет дос­ти­гать 15–20 км. Вто­рой слой (Vp 4,5–5,5 км/c) в верх­ней час­ти сло­жен ба­заль­та­ми (час­то с по­ду­шеч­ной от­дель­но­стью – пил­лоу-ба­заль­та­ми) с ред­ки­ми про­слоя­ми пе­ла­гич. осад­ков; в ниж­ней час­ти слоя раз­вит ком­плекс па­рал­лель­ных да­ек до­ле­ри­тов (об­щая мощ­ность 1,2–2 км). Тре­тий слой (Vp 6–7,5 км/c) в верх­ней час­ти со­сто­ит из мас­сив­ных габб­ро, в ниж­ней – из рас­сло­ен­но­го ком­плек­са, в ко­то­ром габб­ро че­ре­ду­ют­ся с ульт­ра­ос­нов­ны­ми по­ро­да­ми (об­щая мощ­ность 2–5 км). В пре­де­лах внутр. под­ня­тий океа­нов З. к. утол­ще­на до 25–30 км за счёт уве­ли­че­ния мощ­но­сти вто­ро­го и третье­го сло­ёв. Древ­ним ана­ло­гом океа­нич. ко­ры на кон­ти­нен­тах яв­ля­ют­ся офио­ли­ты.

Океа­нич. ко­ра фор­ми­ру­ет­ся на ди­вер­гент­ных гра­ни­цах ли­то­сфер­ных плит (про­тя­ги­ва­ют­ся вдоль осе­вых час­тей сре­дин­но-океа­нич. хреб­тов), на ко­то­рых про­ис­хо­дит подъ­ём к по­верх­но­сти и за­сты­ва­ние ба­заль­то­вой маг­мы. Кон­ти­нен­таль­ная ко­ра об­ра­зу­ет­ся в про­цес­се пе­ре­ра­бот­ки океа­нич. ко­ры на ак­тив­ных кон­ти­нен­таль­ных ок­раи­нах.

Кро­ме двух гл. ти­пов З. к., вы­де­ля­ют пе­ре­ход­ные ти­пы. Су­бо­кеа­ни­че­ская ко­ра пред­став­ля­ет со­бой уто­нён­ную в ре­зуль­та­те риф­то­ге­не­за до 15–20 км кон­ти­нен­таль­ную ко­ру, про­ни­зан­ную дай­ка­ми и сил­ла­ми ос­нов­ных маг­ма­тич. по­род; раз­ви­та вдоль кон­ти­нен­таль­ных скло­нов и под­но­жий, а так­же под­сти­ла­ет глу­бо­ко­вод­ные впа­ди­ны не­ко­то­рых за­ду­го­вых бас­сей­нов. Суб­кон­ти­нен­таль­ная ко­ра (не­дос­та­точ­но кон­со­ли­ди­ро­ван­ная, мощ­ность ме­нее 25 км) на­блю­да­ет­ся в вул­ка­нических ост­ров­ных ду­гах, где океа­ническая ко­ра пре­вра­ща­ет­ся в кон­ти­нен­таль­ную.

З. к. ис­пы­ты­ва­ет го­ри­зон­таль­ные и вер­ти­каль­ные тек­то­ни­че­ские дви­же­ния. В ней рас­по­ло­же­ны оча­ги зем­ле­тря­се­ний, фор­ми­ру­ют­ся маг­ма­тич. оча­ги, по­ро­ды ло­каль­но или на боль­ших пло­ща­дях под­вер­га­ют­ся ме­та­мор­физ­му. Тек­то­нич. дви­же­ния З. к. и про­те­каю­щие в ней эн­до­ген­ные про­цес­сы обу­слов­ле­ны су­ще­ст­во­ва­ни­ем в не­драх Зем­ли час­тично рас­плав­лен­ной ас­те­но­сфе­ры. Под дей­ст­ви­ем тек­то­нич. дви­же­ний и де­фор­ма­ций, маг­ма­тич. дея­тель­но­сти, ме­та­мор­физ­ма, эк­зо­ген­ных про­цес­сов (пе­ре­ме­ще­ние лед­ни­ков, ополз­ни, карст, реч­ная эро­зия и др.) гор­ные по­ро­ды З. к. во­вле­ка­ют­ся в склад­ча­тые и раз­рыв­ные дис­ло­ка­ции тек­то­ни­че­ские. Воз­дей­ст­вие на по­ро­ды З. к. ат­мо-, гид­ро- и био­сфе­ры при­во­дит к их вы­вет­ри­ва­нию.

Об эво­лю­ции З. к. на про­тя­же­нии гео­ло­гич. ис­то­рии см. в ст. Зем­ля.

Типы земной коры циркумполярной Арктики



 


Приводятся результаты обобщения
сейсмических исследований вариаций типов земной коры для различных
тектонических структур Циркумполярной Арктики. Составлена корреляционная
схема типов земной коры, различающихся скоростными, плотностными
параметрами, строением и общей толщиной земной коры, на ее основе
построена схематическая карта распространения типов земной коры в
структурах Циркумполярной Арктики. Изучение разных типов коры и
закономерностей их распространения по площади в зависимости от типов
геологических структур представляет несомненный интерес с точки зрения
истории формирования и преобразования земной коры в целом.
Корреляционная схема и карта типов земной коры отражают фундаментальные
геодинамические процессы возникновения и развития континентальной коры и
деструкцию ее вплоть до появления новообразованной океанической коры в
ходе циклического развития нашей планеты.


Ключевые
слова: глубинные сейсмические исследования, океаническая и
континентальная земная кора, Циркумполярная Арктика.


 

 



Современные представления о типах земной коры. Глубинные
сейсмические исследования, проведенные в различных регионах мира, на
континентах и в океанах, дают возможность выделить основные особенности
скоростных моделей земной коры и их изменчивость в зависимости от
тектонической ситуации и истории развития региона. Изучению типовых
особенностей скоростных моделей земной коры, их связи с тектоническим
строением и историей развития различных геоструктур посвящено много
работ [9, 21, 22, 35, 48, 49, 51 и др.].


На раннем этапе глубинных сейсмических исследований представления о
типичных особенностях континентальной земной коры складывались на
основании данных по наиболее изученным территориям. Так, при
сейсмических исследованиях в Западной Европе сформировалось
представление о том, что для континентальной земной коры типичны
мощность порядка 30-35 км и двухслойное строение её консолидированной
части со скоростями сейсмических волн 5,8-6,3 в верхнем слое и 6,4-6,7
км/с в нижнем. Эти слои получили название «гранитный» и «базальтовый», а
разделяющая их граница — граница Конрада. Двухслойная модель оставалась
основной в течение многих лет [49, 52], особенно среди геологов. С
развитием метода отраженных волн (МОВ-ОГТ) она была дополнена еще одной
характеристикой: нижний слой коры во многих регионах отличается
повышенной расслоенностью. Долгое время эта особенность считалась
типичной для всей коры, и даже появился термин «нижняя кора», к которой
относилась именно расслоенная часть консолидированной коры [35].


Однако исследования в других регионах мира, главным образом на
территории СССР [9, 21, 22, 26], показали, что для континентальной коры
характерны гораздо большие мощности (40-50 км), и, кроме осадочного
чехла, ее консолидированная часть описывается тремя слоями со скоростями
Р волн 5,8-6,4, 6,5-6,7 и 6,8-7,2 км/с [4, 16]. Позже эти данные были
подтверждены материалами ГСЗ на других континентах [48, 51].
Многочисленные исследования МОВ-ОГТ показали, что степень гетерогенности
коры меняется сложным образом [28, 37 и др.], и расслоенной может
оказаться любая часть кристаллической коры.


Дальнейшими сейсмическими исследованиями на континентах в Северной
Америке и Евразии, а затем в Южной Америке и Австралии [35 и др. ]
установлено, что мощность земной коры меняется в широких пределах (от
16–20 км в Треугольнике Афара и Северо-Восточной Африке до 75 км к югу
от Тибетского плато). Особенно изменчива мощность консолидированной
части коры в глубоких впадинах.


Однако в среднем, для разных видов континентальной коры, типовой моделью
является трехслойная модель ее консолидированной части. Параметры этих
слоев в настоящее время детально изучены: это скорости не только
продольных (Р), но и поперечных (S) волн, а также их отношения (Vp/Vs),
средняя мощность и плотность. Три основных слоя характеризуются
следующими параметрами: верхняя коpа (скоpости P волн Vp = 5,8–6,4,
скорости S-волн Vs = 3,5–3,7 км/с, Vp/Vs = 1,69–1,73), средняя коpа (Vp
= 6,3–6,7, Vs = 3,7–4,0 км/с, Vp/Vs = 1,73–1,75) и нижняя коpа (Vp =
6,6–7,2, Vs = 4,0–4,2 км/с, Vp/Vs = 1,75–1,77). Континентальная кора
имеет среднюю мощность около 40 км, плотность 2,84 г/см3.


Достаточно детальные данные о сейсмических скоростях в основных слоях
континентальной коры дают возможность более обоснованно подойти к
определению состава выделенных слоев и степени метаморфизма слагающих их
пород. Так, данные сверхглубокого бурения и изучение ксенолитов вместе с
лабораторными исследованиями скоростей сейсмических волн для разного
типа пород при высоких РТ условиях [12, 44] позволяют следующим образом
оценить средний состав основных слоев. Верхний слой континентальной коры
действительно является гранито-гнейсовым, средняя кора, согласно данным
по Кольской сверхглубокой скважине, тоже сложена в основном кислыми
породами амфиболитовой фации метаморфизма. Нижняя кора, по данным
исследований ксенолитов, гранулит-базитовая, т.е. она представлена
базитами гранулитовой фации метаморфизма, но в ней могут присутствовать
и кислые породы.


Надо подчеркнуть, что установить по геофизическим данным состав
вещества, слагающего нижние слои земной коры, по-прежнему весьма
проблематично. Это объясняется тем, что вариации сейсмических скоростей
в выделенных слоях определяются не только различием их состава, но и
изменением физических свойств вещества с глубиной (в соответствии с
ростом давления и температуры), его пористости, флюидонасыщенности и
других свойств. Поэтому в настоящее время используются нейтральные
названия выделенных основных слоев земной коры — верхняя, средняя и
нижняя кора.


Глубинные сейсмические зондирования в океанах выявили совершенно другой
тип земной коры: ее толщина меняется в узких пределах, от 5 до 10-12 км.
Обычно в ней выделяются три слоя: верхний осадочный — пелагические
осадки, второй — базальты, третий слой — в основном перидотиты и габбро.
Два верхних слоя имеют малую мощность (до 2 км). Консолидированная часть
океанической коры характеризуется скоростями сейсмических волн 6,6-7,2
км/с.


На основе обобщения результатов глубоководного бурения в океанах
предполагается, что для океанической коры в основном характерны
толеитовые базальты, ниже которых залегают габбро, перидотиты и
амфиболиты [5].


Различия в составе океанической и континентальной коры очевидны и при
сопоставлении их скоростных моделей, построенных по данным многоволновых
сейсмических исследований. Оказалось, что океаническая и континентальная
кора весьма существенно отличается по значениям отношения продольных и
поперечных волн Vp/Vs [42]. В консолидированной коре континентальной
части отношение Vp/Vs редко превышает 1,75, в то время как во втором и
третьем океанических слоях Vp/Vs составляет 1,85-1,90. В осадочном слое
океанической и континентальной части Vp/Vs меняется в широких пределах,
в основном превышая значения 1,9-2,0. Эти данные подтверждены
многочисленными исследованиями ГСЗ в океанах, выполненными с донными
станциями, обеспечивающими регистрацию поперечных и обменных волн [31,
47, 51 и др.]. Учитывая связь между суммарным содержанием кремнезема в
кристаллических горных породах и отношением Vp/Vs [1], эти различия
представляются вполне закономерными и свидетельствуют о различной
основности океанической и континентальной земной коры.


Обобщенные данные о строении и скоростных параметрах океанической и
континентальной земной коры можно представить следующим образом (табл.
1). В отличие от континентальной коры в океанической отсутствует верхняя
(кислая) кора, что наиболее надежно фиксируется по отношению Vp/Vs.
Из-за существенного перекрытия значений скорости продольных волн во
втором океаническом слое и в верхней части консолидированной
континентальной коры отличить океаническую кору от континентальной по
абсолютным значениям скоростей Р волн существенно сложнее. Однако
скорости во втором океаническом слое редко достигают значений больше 6,0
км/с, поэтому такая задача в какой-то мере может решаться и при
отсутствии информации об отношении Vp/Vs.



Другой отличительной особенностью океанической коры является слабая
изменчивость ее мощности и средней скорости на огромных пространствах
океанов: например, в пределах глубоких и обширных океанических впадин,
таких как Ангольская и Бразильская с глубиной океана 4-5 км, или в
пределах срединно-океанических хребтов [7 и др. ]. Нужно отметить, что
кора срединно-океанических хребтов (СОХ) существенно отличается от коры
абиссальных равнин структурой магнитного поля и характеризуется ярко
выраженным полосчатым рисунком магнитных аномалий.


Глубинные сейсмические исследования и глубоководное бурение показали,
что наряду со стандартной маломощной океанической корой в океанах
распространены поднятия, отличающиеся значительно более мощной корой.
Это Исландско-Фарерский порог в Северной Атлантике [8, 30],
многочисленные поднятия в Индийском океане и восточной части Тихого
океана [33]. Следует отметить, что мощность коры Исландско-Фарерского
порога сопоставима с континентальной корой, поэтому в геологической
литературе долгое время продолжалась дискуссия, считать ли эту кору
изначально континентальной или она целиком океаническая. Толщина слоя со
скоростями 5,7-6,3 км/с составляет здесь около 5 км. В конце концов
многолетние исследования в Исландии показали [23], что по составу
слагающих эту структуру пород её нельзя отнести к континентальной.


Утолщенная океаническая кора наблюдается чаще всего вблизи континентов
или крупных островов, т.е. на относительном мелководье. Примером может
служить океаническая кора в районах Северной Атлантики, вокруг
Африканского шельфа и у подножия восточного склона Северной Америки
[45]. Она также встречается на небольших участках локальных прогибов,
главным образом в глубоких частях окраинных и внутренних морей
(например, во внутренней части Японского и Филиппинского морей).


Мощная океаническая кора выявлена также в районах т. н. горячих точек,
где в результате активного магматизма формируются океанические поднятия.
Отличительная особенность коры таких поднятий — наличие в ее основании
мощного слоя со скоростями сейсмических волн до 7,6 км/с. Включение
этого слоя в состав коры проблематично, поскольку он может быть частью
верхней мантии, разуплотненной и частично расплавленной за счет высокой
температуры. Океанические поднятия, на которых не отмечается
вулканической деятельности, таких «корней» не имеют.


Детальные сейсмические исследования на окраинах континентов показали,
что по мощности и внутренней структуре континентальная кора латерально
изменчива. Кроме нормальной, широко распространена кора промежуточного
типа мощностью от 10 до 30 км с существенно сокращенным или полностью
отсутствующим «гранито-гнейсовым» слоем. Этот тип земной коры наиболее
распространен в переходных зонах от континентов к океанам, но
встречается и внутри континентов.


Наблюдаемые различия в типах земной коры систематизированы В.В.
Белоусовым и Н.И. Павленковой в 1989 г. [4]. Ими выделены три основных
подтипа континентальной коры с разной мощностью (утолщенная кора 50 км и
более, нормальная 35-45 и тонкая менее 35 км) и разной толщиной нижней
коры (рис. 1, а). Была сделана попытка выявить взаимосвязь между этими
подтипами коры и тектоническими структурами. По мощности и структурной
приуроченности кора океанического типа была разделена на два подтипа:
тонкую (до 5 км) и утолщенную (6–12 км). Тонкая океаническая кора
наблюдается в Ангольской и Бразильской глубоководных котловинах с
глубиной океана 4-5 км [7]. Отличительная особенность этого типа
океанической коры — выдержанная ее толщина на огромных пространствах
океанов.



В проведенной авторами типизации коры большое внимание уделяется её
промежуточным типам, включая кору глубоких впадин. Для промежуточных
типов использованы названия «субконтинентальная» и «субокеаническая»
кора. Субконтинентальная кора отличается от нормальной континентальной
сокращенной мощностью (20-30 км) и меньшей толщиной верхней коры (до 5
км). Субокеаническая характеризуется еще меньшей мощностью и отсутствием
верхнего «гранитогнейсового» слоя. Континентальная кора глубоких
осадочных бассейнов по сейсмическим параметрам (мощности и средним
скоростям) часто сходна с океанической корой. Наиболее типичные примеры:
Южно-Баренцевская и Южно-Каспийская впадины [6]. Мощность
консолидированной коры в этих впадинах сокращена до 8-10 км, скорость
увеличена до 7,0 км/с, все вышележащие слои континентальной коры
выклиниваются (тип 11 на рис. 1, а). Для упомянутых впадин характерна
изометричная в плане форма с крутыми склонами и уплощенным дном.


В обобщающей работе В.Д. Муни [51] выделено более десяти типов
континентальной коры, согласующихся с различным возрастом геоструктур и
историей их формирования (структур растяжения или коллизии, орогенных
или платформенных и т. д.) (рис. 1, б). Отличаются эти типы только по
мощности земной коры. Все они представлены трехслойными моделями, причем
скорости в слоях коры почти во всех структурах одинаковые.


Целесообразно рассмотреть структуру земной коры в Циркумполярной Арктике
и предложить ее типизацию на основе имеющихся данных, включая последние
высокоширотные арктические экспедиции.


Строение земной коры Циркумполярной Арктики. Структура земной
коры Арктического бассейна и прилегающих континентов достаточно полно
изучена глубинными сейсмическими исследованиями (рис. 2). В океанической
части выполнено несколько трансектов, которые пересекают все главные
структуры океана. Окружающие континенты также изучены достаточно полно,
хотя и неравномерно по площади. Наибольший объем работ проведён на
территории России и Западной Европы. Менее изучены северная часть Канады
и Гренландия.



Земная кора Северной Евразии по строению наиболее разнообразна. Здесь
выделяются все основные типы континентальной коры (типы 1-3 на рис. 1,
а). Сейсмический разрез по профилю «Кварц», представленный на рис. 3,
отражает все эти типы. Профиль пересекает древнюю Восточно-Европейскую
платформу, молодые Тимано-Печорскую и Западно-Сибирскую плиты и
Уральский орогенный пояс. Для Восточно-Европейской платформы и
Западно-Сибирской плиты характерен нормальный тип континентальной земной
коры мощностью около 40 км с тремя основными слоями консолидированной
коры примерно одинаковой мощности. В пределах Тимано-Печорской плиты
наблюдается менее мощная, фактически двухслойная кора, так как нижняя
кора со скоростями более 6,8 км/с обычно отсутствует. Этот тип коры
характерен (как показано выше) и для Западной Европы, и для окраин
Евразийского континента. Земная кора Урала отличается повышенной
мощностью как в целом, так и нижнего высокоскоростного слоя (рис. 3).



Кора Северо-Американского континента изучена крайне неравномерно.
Большое число сейсмических профилей отработано в Канаде южнее 60 °с.ш.,
тогда как северная часть материка практически не изучена. О структуре
коры этой части можно высказать лишь самые общие соображения. По данным
сейсмических исследований, южнее 60 °с.ш. земная кора Канады несколько
отличается от описанной для Евразийского континента сокращенной общей
мощностью (в основном 36-37 км) и значительно меньшей мощностью или даже
отсутствием нижнего высокоскоростного слоя [34, 36]. По аналогии с
окраинами других континентов можно предположить, что в северном
направлении толщина земной коры Канады ещё меньше, и по своему типу
последняя близка к коре Евразийской окраины (тип 3 на рис. 1, а).



Структура земной коры глубоководной части Арктического бассейна изучена
несколькими сейсмическими профилями. Типичная океаническая кора
мощностью 5-7 км со средней скоростью в кристаллической коре 6,0-6,5
км/с выделена лишь в пределах Норвежско-Гренландского (рис. 4),
Евразийского и Баффин-Лабрадорского океанических бассейнов [30, 41, 47 и
др.]. Она отличается малой мощностью и отсутствием «гранито-гнейсового»
слоя. На рис. 5 в качестве примера представлена скоростная модель земной
коры области сочленения континент–океан по профилю 5-99 в
Северо-Восточной Атлантике [50]. Океаническая и континентальная кора
весьма существенно различается по значениям отношения Vp/Vs. В
консолидированной коре континентальной части отношение Vp/Vs не
превышает 1,75, в то время как во втором и третьем океанических слоях Vp/Vs
составляет 1,85-1,90. В осадочном слое и в океанических, и в
континентальных областях это отношение меняется в широких пределах и в
целом превышает 1,9-2,0. Многочисленные исследования ГСЗ в океанах,
выполненные в последние годы с донными станциями, обеспечивающими
регистрацию поперечных и обменных волн, показали, что отмеченные
различия типичны как для океанической, так и для континентальной коры во
многих регионах мира [31, 47, 50 и др.].



Утолщенная океаническая кора, наблюдаемая в пределах
Исландско-Фарерского порога (рис. 6), сопоставима по мощности с
континентальной корой, но сам тип коры отличается [30]. Увеличение
мощности коры происходит за счет третьего океанического слоя толщиной
свыше 15 км.



Целый ряд сейсмических геотраверсов выполнен в области
Центрально-Арктических поднятий [20]. Скоростная модель земной коры [46]
вдоль одного из них представлена на рис. 7. По этому разрезу видно, как
меняется строение земной коры при переходе от мелководного Сибирского
шельфа к глубоководной части котловин Подводников и Макарова. Мощность
земной коры в котловинах уменьшается почти в два раза, меняется и
внутренняя структура коры: толщина верхней части консолидированной коры
с пластовой скоростью 6,1–6,5 км/с («гранито-гнейсовый» слой)
сокращается от 15-20 на шельфе до 5 км в котловинах. В глубоководной
части существенно увеличивается скорость в нижней коре до 7,0-7,2 км/с
(на шельфе она не превышает 6,7-7,0 км/с). Т.е. в центральной части
Арктического бассейна наблюдается другой тип континентальной коры. По
сравнению с нормальной континентальной корой эта кора имеет сокращенную
мощность с повышенными пластовыми скоростями.



Другой важный трансект, иллюстрирующий переход от шельфа
Восточно-Сибирского моря к поднятию Менделеева, представлен на рис. 8.
На сводном разрезе, составленном по материалам опубликованных моделей по
профилям 5-АР [14] и Арктика-2005 [20], также четко видна смена типа
земной коры при переходе от континентального шельфа через мощный
осадочный бассейн к глубоководному поднятию Менделеева. На суше и в
шельфовой части наблюдается нормальная континентальная кора мощностью
32–35 км с толстой верхней частью (мощность «гранито-гнейсового» слоя
15-20 км и более). В пределах поднятия Менделеева мощность земной коры
практически не уменьшается, но существенно уменьшается толщина верхней
коры. Этот тип коры (с нормальной или несколько уменьшенной мощностью,
но существенно увеличенной толщиной нижней коры) редко встречается на
континентах, но характерен для большинства Центрально-Арктических
поднятий [20, 38, 43].


Специфический тип коры наблюдается и в Канадском бассейне (рис. 9).
Общая мощность земной коры здесь чуть больше 20 км, при этом мощность
осадочного чехла превышает 10 км, т. е. такая кора не типична ни для
океанического, ни для континентального типов. Однако именно этот тип
коры характерен для глубоких впадин с мощным осадочным выполнением [6].



Таким образом, земная кора в пределах Арктического бассейна и окружающих
континентов существенно изменяется не только по мощности, но и по типам.
Изученность региона позволяет определить и показать на карте, как эти
типы земной коры распределены по площади.


Закономерности пространственного распределения типов земной коры
Циркумполярной Арктики.
На рис. 10 представлена схематическая карта
типов земной коры Циркумполярной Арктики, составленная на основе
обобщения всех сейсмических материалов по этому региону и с учетом ранее
составленной карты мощности земной коры Арктики (рис. 11). На схеме
выделено восемь основных типов коры, которые делятся на ряд подтипов (табл.
2). Два типа характерны для океанической коры, один тип (редуцированная
кора глубоких впадин) не может быть пока однозначно отнесен к
океанической или континентальной коре, остальные пять включены в состав
континентальной коры.



    

    


Два типа океанической коры (типы 1 и 2 на рис. 10), различаются в
основном мощностью коры. Тонкая кора (менее 10 км) распространена в
Норвежско-Гренландском и Евразийском бассейнах. Она представлена двумя
океаническим слоями (2- и 3-й), перекрытыми маломощными осадками. В
Баффин-Лабрадорском океаническом бассейне показана более толстая кора,
до 15-17 км. Причем увеличение мощности происходит прежде всего за счет
появления в низах коры коромантийного комплекса (magmatic underplating)
со скоростями продольных волн 7,4-7,6 км/с.


В особый тип на карте выделена кора Канадского бассейна (тип 3 на рис.
10). Он отличается большой мощностью осадков (более 10-15 км) и
однослойной 10-километровой кристаллической корой [29, 56]. Традиционно
считается, что Канадский бассейн сформировался на океанической коре [40,
51]. Однако если сравнивать модели земной коры Канадского бассейна с
моделями Южно-Баренцевской, Прикаспийской и других глубоких впадин на
континенте, консолидированная кора которых характеризуется скоростями
более 6,8 км/с (типы 10, 11 на рис. 1) [6], то возможны две
принципиально разные интерпретации. По одной кристаллическая кора под
этими впадинами — это третий океанический слой, и тогда мы имеем дело
действительно с океанической корой. Но многие исследователи
придерживаются другой точки зрения, считая, что мощные толщи осадков в
этих впадинах залегают на редуцированной (утоненной) континентальной
коре, лишенной верхнего слоя. Такую же природу может иметь и кора
Канадского бассейна. Решить эту проблему только на основании скоростных
моделей продольных волн невозможно. Дальнейшие исследования поперечных
сейсмических волн и глубоководное бурение предоставят, будем надеятся,
убедительные аргументы в пользу одной из существующих точек зрения на
природу консолидированной коры таких структур.


В отдельный тип выделена «утоненная кора подводных рифтов и котловин»,
свойственная котловинам Подводников и Макарова (тип 4 на рис. 10). По
опубликованным результатам интерпретации материалов ГСЗ, вдоль профилей
Трансарктика-1989-1991, Трансарктика-1992, Арктика-2000 [20] в верхней
части консолидированной коры по записям Pg волн выделяется комплекс со
скоростями 6,1-6,3 км/с, типичными для континентальной коры (рис. 7).
Несмотря на малую мощность, соизмеримую с мощностью океанической коры
(12-15 км), земная кора этих котловин интерпретируется нами как подтип
утоненной континентальной коры.


Континентальная земная кора, охватывающая большие площади изучаемого
региона, отнесена к пяти основным типам, объединенным в две группы. В
первую включены типы 6-8 (рис. 10). Это нормальная трехслойная
континентальная кора переменной мощности. Вторая группа (типы 4 и 5, рис.
10) резко отличается от первой не только сокращенной мощностью коры, но
и существенно сокращенной толщиной верхней коры («гранитогнейсового»
слоя). Такая кора характерна для Центрально-Арктических хребтов и
поднятий. К этой группе отнесены два подтипа — «утоненная кора» и «кора
средней мощности». Утоненная кора этого типа характерна для хр.
Ломоносова, кора средней мощности для поднятия Альфа-Менделеева (табл.
2) [19, 20]. Результаты зарубежных исследований хр. Ломоносова
опубликованы в работе [43], поднятия Альфа в работе [38]. По этим данным
мощность земной коры в названных структурах колеблется от 15-17 до 30-35
км, кристаллическая кора представлена маломощной верхней и мощной нижней
корой, причем на поднятии Альфа, по данным канадских исследователей,
выделяется и коромантийный комплекс.


Континентальная природа земной коры хр. Ломоносова в настоящее время
признается большинством исследователей Арктики, а в отношении коры
поднятия Альфа-Менделеева дискуссия продолжается. В частности, канадские
исследователи считают, что кору поднятия Альфа следует классифицировать
как утолщенную кору океанического плато (кора горячих точек). Российские
же данные показывают, что с шельфа Восточно-Сибирского моря на поднятие
Менделеева прослеживаются основные осадочные комплексы и несогласия в
них, промежуточный комплекс и кристаллические комплексы земной коры, и
следовательно, поднятие Менделеева можно рассматривать как погруженную
окраину Евразийского континента. И хотя вопрос о характере сочленения
систем поднятия Альфа-Менделеева остается открытым, на сегодняшнем
уровне знаний, с учетом подобия скоростных моделей, земная кора хр.
Ломоносова, поднятия Альфа-Менделеева и Чукотского плато включены на
карте типов коры в область утоненной континентальной коры.


Нормальная континентальная кора (типы 6-8 на рис. 10) характерна для
большей части площади континентов. Её маломощная разновидность (тип 6,
рис. 10) наблюдается и в шельфовых морях; она занимает практически всю
мелководную часть Северного Ледовитого океана со стороны Евразии и
Берингова моря. Здесь встречается как трехслойная [54], так и
двухслойная [14, 55] консолидированная кора. Мощность осадочного чехла
варьирует от первых метров вблизи островов до 15 км и более в
Северо-Баренцевской и Северо-Чукотской впадинах. Общим для этого типа
коры является относительно небольшая выдержанная суммарная мощность
земной коры в пределах 30-35 км.


Континентальная кора мощностью 40-45 км — это кора платформ и складчатых
систем (тип 7, рис. 10), она занимает более 55% территории
Циркумполярной Арктики и охватывает практически всю сушу. Несмотря на
то, что на схеме типов земной коры она показана одним цветом, в ней
существует достаточно большое разнообразие скоростных моделей [3, 9, 11,
21, 22, 24, 26 и др.] (типовые колонки земной коры, табл. 2). Это могут
быть блоки как с трехслойной, так и с двухслойной кристаллической корой,
перекрытой осадками различной мощности от нескольких метров до 10 км и
более. Причем в разрезах с двухслойной корой может отсутствовать как
нижняя высокоскоростная кора (например, в Мезенском блоке), так и
средняя кора, а в осадочном слое могут быть широко представлены базальты
(траппы Тунгусской синеклизы). Однако средняя мощность земной коры, как
правило, лежит в пределах 40-45 км, и повсеместно выделяется верхняя
кора мощностью более 10-15 км со скоростями 5,8-6,4 км/с.


Утолщенная континентальная кора (тип 8, рис. 10) характерна для щитов и
коллизионных областей (Уральский пояс, Фенноскандинавский щит и др.).
Это лишенная осадочного слоя кристаллическая кора мощностью более 50-55
км, в нижней её части часто предполагаются коромантийные комплексы со
скоростями 7,2-7,6 км/с [10, 37, 55].


Таким образом, сейсмические исследования в Арктике выявили существенную
неоднородность структуры земной коры и наличие большого числа новых её
типов и подтипов. Выполненные построения (рис. 10, табл. 2) показали
необычные для океанов свойства земной коры этого региона. Характерная
для большей части океанов кора наблюдается лишь в небольшой области
(срединно-океанический хр. Гаккеля и прилегающие глубоководные котловины
Евразийского бассейна). Гораздо большая часть Арктического бассейна
представлена континентальной корой, которая по мощности и внутреннему
строению отличается от нормальной континентальной коры. Она гораздо
тоньше (20-30 км) и в ней существенно сокращен верхнекоровый слой со
скоростью сейсмических волн 5,8-6,4 км/с («гранито-гнейсовый» слой).
Природа и история формирования областей с такой корой до сих пор
является загадкой, достойной отдельного обсуждения.


Основное отличие составленной нами новой схемы типов земной коры
Циркумполярной Арктики от схемы В.Д. Муни (рис. 12) и других зарубежных
публикаций [40, 51] в том, что новые российские данные
(Трансарктика-1989-1991, Трансарктика-1992, Арктика-2000, Арктика-2005 и
Арктика-2007 [20]) позволяют рассматривать весь блок
Центрально-Арктических поднятий — хр. Ломоносова и поднятие
Альфа-Менделеева вместе с разделяющими их котловинами Подводников и
Макарова как единую крупную мегаструктуру, являющуюся естественным
продолжением материковой окраины Евразийского континента.



В согласии с этим положением находятся особенности магнитного поля
Арктики. Практически над всей областью Центрально-Арктических поднятий
наблюдается интенсивное, сильно дифференцированное аномальное магнитное
поле, характерное для континентальной коры (рис. 13). Это поле
оконтуривает обширную область утолщенной до 25-30 км земной коры, по
своим свойствам наиболее близкую к континентальной коре.



Происхождение своеобразной земной коры Арктики можно объяснить
по-разному. Не исключено, что такая кора была создана изначально
благодаря особому геодинамическому режиму. В [15, 16] отмечается, что
нормальная континентальная кора с большим содержанием кислых пород
формировалась из мантийного материала, насыщенного флюидами. Не
исключено, что область Арктики была областью с низким потоком глубинных
флюидов и в ней формировался другой тип коры с сокращенной мощностью и
небольшим объемом кислого материала.


Одним из возможных объяснений специфики земной коры Арктики может быть
ее преобразование из нормальной континентальной коры за счет процессов
базификации и эклогитизации [2, 18]. В результате базификации (термин
предложен В.В. Белоусовым) кора насыщается основным материалом,
выплавившимся из мантии, за счет этого увеличивается мощность нижней
коры и сокращается верхняя. Для процесса насыщения выплавками низов коры
используется часто термин «андерплейтинг». Но он больше применим к
процессу утолщения океанической коры. Для переработки континентальной
коры более важны насыщение основным материалом её верхней части за счет
рифтогенеза и интрузивной деятельности и сокращение в результате
мощности гранито-гнейсового слоя. Эклогитизация приводит к сокращению
мощности коры за счет перехода основных пород нижней коры в эклогиты,
которые по сейсмическим скоростям не отличаются от мантийного вещества,
т.е. нижняя кора становится частью мантии. Возможность такой
трансформации земной коры доказана геохимическими исследованиями, и
широкое развитие этого процесса продемонстрировано на ряде примеров
разных регионов мира, в частности, для переходной зоны континент–океан в
восточной части Тихого океана [18, 25].


Эклогитизация земной коры имеет и другие важные с геодинамической точки
зрения последствия. Эклогиты характеризуются высокой плотностью, выше
плотности мантийного материала, и их формирование могут вызвать
погружение земной коры и формирование глубоких впадин. Если
предположить, что особый тип коры ряда структур Центральной Арктики
образовался с участием процесса эклогитизации, то это может означать,
что формирование Арктического бассейна стало результатом
соответствующего преобразования нормальной континентальной коры.


Процессы базификации и эклогитизации требуют дополнительного тепла.
Предполагая их развитие на большой площади Арктического бассейна,
необходимо признать, что вся эта площадь была в течение длительного
геологического времени областью тектонической активизации, прогрева и
флюидной проработки. Судя по закономерному распределению типов коры,
можно предположить, что активизация и интенсивность процесса перестройки
земной коры были неравномерны по латерали. Наиболее активные области
располагались ближе к краям континентов, а в центре Арктического
бассейна эти преобразования были не столь интенсивны, в результате
получился центральный блок с утолщенной корой (область
Центрально-Арктических поднятий). Процесс эклогитизации коры охватывал,
по всей видимости, не только площадь Арктического океана, но и
окружающие его края континентов и шельфовые зоны. Этим можно объяснить
сокращение здесь мощности земной коры за счет сокращения толщины нижней
коры.


Таким образом, различные типы коры Циркумполярной Арктики формируют
глобальную структуру, одним из центров которой является Амеразийский
блок относительно утолщенной коры.


Процессы базификации и эклогитизации земной коры свойственны
континентальному типу. Зоны объемного растяжения, области внутриплитного
базитового магматизма (меловая провинция HALIP) [27, 53] и погружения
мелководных вулканических структур на батиальные глубины (до 3,5 км)
[32] при отсутствии ярковыраженных спрединговых структур с характерными
линейными магнитными аномалиями не позволяют отнести структуры области
Центрально-Арктических поднятий к океаническому типу.


Масштабные геофизические исследования, проведенные в последнее время в
Арктическом бассейне, дали возможность детально изучить структуру земной
коры этого региона и построить достаточно обоснованные структурные схемы
и карты геофизических полей для всей Циркумполярной области. Выполненные
построения и их совместный анализ с геофизическими данными по окружающим
континентам показали существенную изменчивость внутреннего строения
(типа) земной коры этой области. Эти изменения носят регулярный
характер. Мощность земной коры постепенно уменьшается при переходе от
внутренних частей континентов к их окраинам и шельфовым зонам. В
центральной части Арктического бассейна меняется тип коры.


Наиболее важные результаты работ свидетельствуют о том, что земная кора
Арктического бассейна относится к континентальному типу, но она
сокращена по мощности и имеет сокращенный по толщине гранито-гнейсовый
слой. Этот тип коры сочетается с сильнодифференцированным магнитным
полем, характерным для континентов. Предполагается, что такой тип коры
мог образоваться за счет процессов базификации и эклогитизации
нормальной континентальной коры. Для более точного определения её
природы и соотношения с океанической корой необходимо провести
исследования ее состава, например, на основе новых сейсмических
наблюдений с использованием не только продольных, но и поперечных волн,
и ее изучение геологическими методами.


Авторы благодарят заместителя руководителя Федерального агентства по
недропользованию А.Ф. Морозова за содействие в проведении исследований,
своих коллег Т.П. Литвинову, В.А. Поселова, Г.Э. Грикурова, В.Ю.
Глебовского за плодотворные идеи по методике построения карты типов
земной коры, Е.А. Андросова и Л.Д. Ручейкову за разработку и создание
электронной версии карты, представителей геологических служб Норвегии,
Канады, США и Дании H. Brekke, R. Jackson, D. Hatchinson и T. Funck за
доброжелательное обсуждение предварительных вариантов карты и за
материалы зарубежных сейсмических исследований.


 


ЛИТЕРАТУРА


1. Алейников А.Л., Немзоров Н.И., Кашубин С.Н. Способ определения
типа горных пород по сейсмическим данным. – Авт. свид. № 1642416 А1 кл.
G 01 V1/30, 1991.


2. Артюшков Е.В., Посёлов В.А. Образование глубоководных впадин в
российском секторе Амеразийского бассейна в результате эклогитизации
нижней части континентальной коры // Докл. РАН. 2010. Т. 431. № 5. С.
680-684.


3. Атлас региональных сейсмических профилей Европейского Севера России /
Э.В. Исанина, Н.В. Шаров и др. — СПб.: Росгеофизика, 1995.


4. Белоусов В.В., Павленкова Н.И. Типы земной коpы Евpопы и
Севеpной Атлантики // Геотектоника. 1989. № 3. С. 3-14.


5. Блюман Б.А. Земная кора океанов. По материалам международных
программ глубоководного бурения в Мировом океане. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ,
2011. 344 с.


6. Вольвовский Б.С., Вольвовский И.С. Структуры континентов с «безгранитным»
типом земной коры // Геодинамические исследования № 12. Проблемы
глубинной геологии территории СССР. М., 1988. С. 169-187.


7. Глубинное сейсмическое зондирование литосферы на Анголо-Бpазильском
геотpавеpсе / Под pед. С.М. Звеpева, И.П. Косминской, Ю.В. Тулиной. М.:
ОИФЗ PАН, Нац. геофиз. комитет PАН, 1996. 150 с.


8. Глубинное стpоение Исландии и Исландско-Фаpеpско-Шотландского pегиона
по pезультатам сейсмических исследований (НАСП-72) / С.М. Звеpев, И.П.
Косминская, Г.А. Кpасильщикова, Г.Г. Михота // Бюл. МОИП. Отд. геол.
1975. № 3. С. 15-23.


9. Глубинное строение территории СССР / Отв. ред. В.В. Белоусов, Н.И.
Павленкова, Г.И. Квятковская. М.: Наука, 1991. 224 с.


10. Дружинин В.С., Каретин Ю.С., Кашубин С.Н. Глубинное
геокартирование Уральского региона по данным ГСЗ // Регион. геология и
металлогения. 2000. № 10. С. 152-161.


11. Егоркин А.В. Строение земной коры по сейсмическим
геотраверсам // Глубинное строение территории СССР / Ред. В.В. Белоусов,
Н.И. Павленкова. М.: Наука, 1991. С. 118-135.


12. Кpеменецкий А.А., Овчинников Л.Н. Модель химического состава
пеpвичной коpы континентов // ДАН СССP. 1983. Т. 270. № 6. С. 1462-1467.


13.

Карта мощности земной коры Циркумполярной Арктики / С.Н. Кашубин,
О.В. Петров, Е.А. Андросов и др. // Регион. геология и металлогения.
2011. № 46. С. 5-13.


14.

Комплексные геолого-геофизические исследования на опорном профиле 5-АР в
Восточно-Сибирском море / Т.С. Сакулина, М.Л. Верба, Т.В. Кашубина и
др. // Разведка и охрана недр. 2011. № 10. С. 17-23.


15. Летников Ф.А. Флюидные фации континентальной литосферы и
проблемы рудообразования // Смирновский сборник-99. М., 1999. С. 63-98.


16. Лутц Б.Г. Магматическая геотектоника и проблемы формирования
континентальной и океанической коры на Земле // Регион. геология и
металлогения. 1994. № 3. С. 5-14.


17. Павленкова Н.И. Развитие представлений о сейсмических моделях
земной коры // Геофизика. 1996. № 4. С. 11-19.


18. Перчук Л.Л. Базификация как магматическое замещение // Очерки
физико-химической петрологии. Вып. 14. М.: Наука, 1987. С. 39-64.


19. Поселов В.А., Верба В.В., Жолондз С.М. Типизация земной коры
Центрально-Арктических поднятий Северного Ледовитого океана //
Геотектоника. 2007. № 4. С. 48-59.


20. Российские арктические геотраверсы / Под ред. В.А. Поселова, Г.П.
Аветисова, В.Д. Каминского. СПб.: ВНИИОкеангеология им. И.С. Грамберга,
2011. 172 с.


21. Сейсмические модели литосфеpы основных геостpуктуp теppитоpии СССP /
Отв. pед. С.М. Звеpев, И.П. Косминская. М.: Наука, 1980. 184 с.


22. Строение и динамика литосферы Восточной Европы. Результаты
исследований по программе EUROPROBE / Под ред. А.Ф. Морозова, Н.В.
Межеловского, Н.И. Павленковой. Вып. 2. М.: ГЕОКАРТ, ГЕОС, 2006. 735 с.


23. Строение земной коры Исландии по сейсмическим данным / Под ред. В.В.
Белоусова и С.М. Зверева. М.: МГК АН СССР, 1985. 220 с.


24. Структура и строение земной коры Магаданского сектора России по
геолого-геофизическим данным / Под ред. А.С. Сальникова. Новосибирск:
Наука, 2007. 173 с.


25. Фpолова Т.И., Буpикова И.А. Магматические формации
современных геотектонических обстановок. М.: Изд-во МГУ, 1997. 320 с.


26. Физика Земли. 1999. № 7/8 (специальный выпуск).


27. Филатова Н.И., Хаин В.Е. Структуры Центральной Арктики и их
связь с мезозойским арктическим плюмом // Геотектоника.
2009. № 6. С. 24-51.


28. BABEL Working Group.
Deep seismic reflection/
refraction interpretation of crustal structure along BABEL profiles A
and B in the southern Baltic Sea. // Geophys. J. Int. 1993. Vol. 112. P.
325–343.


29. Baggeroer A.B., Falconer R.
Array
Refraction Profiles and Crustal Models of the Canada Basin // J. Geophys.
Res. 1982. Vol. 87. P. 5461-5476.


30. Bohnhoff M., Makris J.
Crustal structure
of the Southeastern Iceland–Faeroe Ridge (IFR) from wide aperture
seismic data // J. of Geodynamics. 2004. Vol. 37. Is. 2. P. 233-252.


31. Breivik A.J., Mjelde R., Grogan P. et al.
Caledonide development offshore–onshore Svalbard based on ocean bottom
seismometer, conventional seismic, and potential field data // Tectonophysics. 2005. Vol. 401. P. 79-117.


32. Brumley K.
Tectonic geomorphology of the
Chukchi Borderland: constraint for tectonic reconstruction models.
Thesis for the Degree of Master of Science. Fairbanks: University of
Alaska, 2009. 116 p.


33. Choi D.R. Continental crust under the
northwestern Pacific // J. Petroleum Geology. 1987. Vol. 10. P. 425-440.


34. Clowes R.M., Hammer P.T.C., Fernandez-Viejo
G., Welford J.K.

Lithospheric structure in northwestern Canada from
Lithoprobe seismic refraction and related studies: a synthesis // Can.
J. Earth Sci. 2005. Vol. 42. P. 1277-1293.


35. Continental Lithosphere: deep seismic reflection
/ Eds. R. Meissner, L. Brown, H.J. Durbaum, W. Frauke, K. Fucks, E.
Seifert // Geodinamic Series. 1991. Vol. 22. Am. Geophys. Union,
Washington, D.C.


36. Cook F.A., White D.J., Jones A.G.
еt al.
How the crust
meets the mantle: Lithoprobe perspectives on the Mohorovičić
discontinuity and crust–mantle transition // Can. J. Earth Sci. 2010.
Vol. 47. P. 315–351.


37. Finnish Reflection Experiment FIRE 2001–2005 /
Kukkonen, Ilmo T. & Lahtinen, Raimo (Eds.). Geological Survey of
Finland. Special Paper 43. 2006. 247 p.


38. Funck T., Jackson H.R., Shimeld J. The
crustal structure of the Alpha Ridge at the transition to the Canadian
Polar Margin: Results from a seismic refraction experiment // J.
Geophys. Res. 2011. Vol. 116. B12101.


39. Gaina C., Werner S., Saltus R., Maus S. and
the CAMP-GM group
.
Circum-Arctic Mapping Project: New Magnetic and
Gravity Anomaly Maps of the Arctic. Arctic Petroleum Geology //
Geological Society. London: Memoirs, 2011. Vol. 35. P. 39-48.


40. Grantz A., Scott R.A., Drachev S. et al.
Map, showing the sedimentary successions of the Arctic Region that may
be prospective for hydrocarbons, 2009.


41. Hermann T., Jokat W.
Crustal structures of
the Boreas Basin and the Knipovich Ridge, North Atlantic // Geophys. J.
Int. 2013. P. 1-16.


42. Hyndman R.D.
Poisson’s ratio in the
oceanic crust — a review // Tectonophysics. 1979. Vol. 59. P. 321-333.


43. Jackson H.R., Dahl-Jensen T., the LORITA
working group
.
Sedimentary and crustal structure from the Ellesmere
Island and Greenland continental shelves onto the Lomonosov Ridge,
Arctic Ocean // Geophys J. Int. 2010. Vol. 182. P. 11-35.


44. Kern H.M.
Physical properties of crustal
and upper mantle rocks with regards to lithosphere dynamics and high
pressure mineralogy // Physics of the Earth and Planetary Interiors.
1993. Vol. 79. P. 113-136.


45. LASE Study Group, 1986. Deep structure of the US
East Coast passive margin from large aperture seismic experiments (LASE)
// Marine and Petroleum Geology. Vol. 3. August. P. 234-242.


46. Lebedeva-Ivanova N.N., Gee D.G., Sergeyev V.B.
Crustal structure of the East Siberian continental margin, Podvodnikov
and Makarov basins, based on refraction seismic data (TransArctic
1989-1991). Arctic Petroleum Geology // Geological Society. London:
Memoirs, 2011. Vol. 35. P. 395-411.


47. Ljones F., Kuwano A., Mjelde R. et al.
Crustal transect from the North Atlantic Knipovich Ridge to the Svalbard
Margin west of Hornsund // Tectonophysics. 2004. Vol. 378. P. 17-41.


48. McNutt M., Caress D.W. Crust and
Lithospheric Structure – Hot Spots and Hot-Spot Swells / Eds. B.
Romanowicz & A. Dziewonski // Treatise on Geophysics. Vol. 1: Seismology
and Structure of the Earth. Elsevier, 2007. P. 445-478.


49. Meissner R. The continental crust, a
geophysical approach // International Geophys. Series. Academic Press,
INC, Orlando, 1986. Vol. 34. 426 p.


50. Mjelde R., Faleide J.I., Breivik A.J., Raum T.
Lower crustal composition and crustal lineaments on the Vøring Margin,
NE Atlantic: A review // Tectonophysics. 2009. Vol. 472. P. 183-193.


51. Mooney W.D. Crust and Lithospheric
Structure — Global Crustal Structure / Eds. B. Romanowicz & A.
Dziewonski // Treatise on Geophysics. Vol. 1: Seismology and Structure
of the Earth. Elsevier, 2007. P. 361-417.


52. Mueller St. A new model of the continental
crust // Am. Geophys. Un. Mon. 1977. Vol. 20. P. 289-317.


53. Mukasa S., Andronikov A., Mayer L., Brumley K.
Geochemistry and geochronology of the first intraplate lavas recovered
from the Arctic Ocean // Portland GSA Annual Meeting (18-21 October
2009). Paper No. 2009. P. 138-11.


54. Ritzmann O., Jokat W., Czuba W. et al.
A
deep seismic transect from Hovgard Ridge to northwestern Svalbard across
the continental-ocean transition: A sheared margin study // Geophys. J.
Int. 2004. Vol. 157. P. 683-702.


55. Roslov Yu.V., Sakoulina T.S., Pavlenkova N.I.
Deep seismic investigations in the Barents and Kara Seas // Tectonophysics. 2009. Vol. 472. P. 301-308.


56. Stephenson R.A., Coflin К.C., Lane L.S.,
Dietrich J.R.

Crustal structure and tectonics of the southeastern
Beaufort Sea continental margin // Tectonics. 1994. Vol. 13. P. 389-400.



 Kashubin S.N., Pavlenkova N.I., Petrov O.V.,  Milshtein E.D., 
Shokalsky S.P.,  Erinchek Yu.M.


Crustal types in the Circumpolar Arctic


The paper presents results
of generalization of seismic survey made in the Circumpolar Arctic in
terms of crustal type variations for various tectonic structures of the
area. Correlation pattern of the crustal types, which differ in velocity
and density parameters, the structure and total thickness of the crust
has been compiled and a working map of the crustal types distribution in
structures of the Circumpolar Arctic has been constructed on its basis.
The study of different crustal types and patterns of their distribution
over the area depending on types of geological structures is of great
interest from the viewpoint of the history of the crust formation and
transformation as a whole. The correlation pattern and the crustal types
map reflect fundamental geodynamic processes of the origin and
development of the continental crust, the destruction of the latter
until the appearance of the newly-formed oceanic crust during cyclical
development of our planet.



Keywords: deep seismic studies, oceanic and continental crust, the
Circumpolar Arctic.


 

 

Строение земной коры

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

GISMETEO.RU: Какова температура земной коры? — События

Земля расположена достаточно близко к Солнцу, чтобы получаемой энергии хватало на поддержание тепла и существования воды в жидком виде. В основном благодаря этому наша планета пригодна для жизни.

Как мы помним из уроков географии, Земля состоит из различных слоев. Чем дальше к центру планеты, тем обстановка все больше накаляется. К счастью для нас, на коре, самом верхнем геологическом слое, температура относительно стабильная и комфортная. Однако ее значения могут сильно меняться в зависимости от места и времени.

© Johan Swanepoel | shutterstock.com

Структура Земли

Как и другие планеты земной группы, наша планета состоит из силикатных пород и металлов, которые дифференцируются между твердым металлическим ядром, расплавленным внешним ядром, силикатной мантией и корой. Внутреннее ядро имеет примерный радиус 1220 км, а внешнее — около 3400 км.

Затем следуют мантия и земная кора. Толщина мантии составляет 2890 км. Это самый толстый слой Земли. Она состоит из силикатных пород, богатых железом и магнием. Высокие температуры внутри мантии делают твердый силикатный материал достаточно пластичным.

Верхний слой мантии разделен на литосферу и астеносферу. Первая состоит из коры и холодной жесткой верхней части мантии, в то время как астеносфера обладает некоторой пластичностью, из-за чего покрывающая ее литосфера неустойчива и подвижна.

Земная кора

Кора является внешней оболочкой Земли и составляет лишь 1 % от ее общей массы. Толщина коры меняется в зависимости от места. На континентах она может достигать 30 км, а под океанами — всего 5 км.

Оболочка состоит из множества магматических, метаморфических и осадочных пород и представлена системой тектонических плит. Эти плиты плавают над мантией Земли, и, предположительно, конвекция в мантии приводит к тому, что они находятся в постоянном движении.

Иногда тектонические плиты сталкиваются, расходятся или скользят друг о друга. Все три типа тектонической активности лежат в основе формирования земной коры и приводят к периодическому обновлению ее поверхности в течение миллионов лет.

Диапазон температуры

На внешнем слое коры, где она соприкасается с атмосферой, ее температура совпадает с температурой воздуха. Таким образом, она может нагреваться до 35 °C в пустыне и быть ниже нуля в Антарктиде. В среднем температура поверхности коры составляет около 14 °C.

Как видно, диапазон значений довольно широк. Но стоит учесть тот факт, что большая часть земной коры лежит под океанами. Вдали от солнца, где она встречается с водой, температура может составлять лишь 0…+3 °C.

Если же начать копать яму в континентальной коре, то температура будет заметно возрастать. Например, внизу самой глубокой в мире шахты «Тау-Тона» (3,9 км) в Южной Африке она достигает 55 °C. Шахтерам, работающим там весь день, не обойтись без кондиционера.

Таким образом, средняя температура поверхности может варьироваться от изнуряющей знойной до люто морозной в зависимости от местоположения (на суше или под водой), времен года и времени суток.

И все же земная кора остается единственным местом в Солнечной системе, где температура достаточно стабильна, чтобы жизнь на ней продолжала процветать. Добавьте к этому нашу жизнеспособную атмосферу и защитную магнитосферу, и вы поймете, что нам действительно крупно повезло!

Исследование опубликовано в издании Universe Today.

континентальной коры | Состав, плотность и факты

Состав

Континентальная кора имеет в целом гранитный состав и, с плотностью около 2,7 грамма на кубический см, несколько легче океанической коры, которая является базальтовой (т. Е. Более богатой железом и магнием, чем гранит) по составу и имеет плотность примерно от 2,9 до 3 граммов на кубический см. Континентальная кора обычно имеет толщину 40 км (25 миль), в то время как океаническая кора намного тоньше, в среднем около 6 км (4 миль).

Влияние различной плотности литосферных пород можно увидеть на разных средних отметках континентальной и океанической коры. Менее плотная континентальная кора обладает большей плавучестью, из-за чего она плавает намного выше в мантии. Его средняя высота над уровнем моря составляет 840 метров (2750 футов), а средняя глубина океанической коры составляет 3790 метров (12 400 футов). Эта разница в плотности создает два основных уровня поверхности Земли.

Формация

Континентальная кора формируется в основном в зонах субдукции.Боковой рост происходит за счет добавления горных пород, соскобленных с вершины океанических плит, когда они погружаются под континентальные окраины (подводный край континентальной коры). Эти окраины отмечены линиями вулканов, часто в вулканических дугах, которые образуют надстройки земной коры. Зоны субдукции, расположенные в океанских бассейнах (где одна океаническая плита опускается под другую), также образуют вулканические дуги, называемые островными дугами. Островные дуги состоят из материалов, которые варьируются от океанической до континентальной коры как по толщине, так и по составу.Первые континенты, по-видимому, образовались в результате аккреции различных островных дуг.

Получите подписку Britannica Premium и получите доступ к эксклюзивному контенту.
Подпишитесь сейчас

Есть также свидетельства того, что континентальная кора сформировалась в результате аккреционного процесса, известного как реламинирование. Когда океаническая плита погружается под континентальную плиту, она увлекает за собой осадки океанского дна, магму и более крупные скопления горных пород. По мере увеличения давления и температуры с глубиной породы плавятся, и более плотный материал внутри нисходящей океанической плиты продолжает опускаться вниз, в то время как менее концентрированный богатый кремнеземом материал образует гранулиты, которые прилипают к дну континентальной плиты и увеличивают ее массу.

Редакторы Британской энциклопедии

корок | Национальное географическое общество

«Кора» описывает внешнюю оболочку планеты земного типа. Тонкая кора нашей планеты глубиной 40 километров (25 миль) — всего 1% массы Земли — содержит всю известную жизнь во Вселенной.

Земля состоит из трех слоев: коры, мантии и ядра. Кора состоит из твердых пород и минералов. Под корой находится мантия, которая также в основном состоит из твердых пород и минералов, но перемежается пластичными областями полутвердой магмы.В центре Земли находится горячее плотное металлическое ядро.

Слои Земли постоянно взаимодействуют друг с другом, а кора и верхняя часть мантии являются частью единой геологической единицы, называемой литосферой. Глубина литосферы варьируется, и разрыв Мохоровича (Мохо) — граница между мантией и корой — не существует на одинаковой глубине. Изостази описывает физические, химические и механические различия между мантией и корой, которые позволяют коре «плавать» на более податливой мантии.Не все регионы Земли находятся в изостатическом равновесии. Изостатическое равновесие зависит от плотности и толщины коры, а также от динамических сил, действующих в мантии.

Так же, как меняется глубина корки, меняется и ее температура. Верхняя кора выдерживает температуру окружающей среды или океана — жарко в засушливых пустынях и замерзает в океанических желобах. Рядом с Мохо температура коры колеблется от 200 ° по Цельсию (392 ° по Фаренгейту) до 400 ° по Цельсию (752 ° по Фаренгейту).

Создание корки

Миллиарды лет назад планетарная капля, которая стала Землей, возникла как горячий вязкий каменный шар. Самый тяжелый материал, в основном железо и никель, опустился к центру новой планеты и стал ее ядром. Расплавленный материал, окружавший ядро, был ранней мантией.

За миллионы лет мантия остыла. Вода, задержанная внутри минералов, извергалась лавой, этот процесс называется «дегазация».По мере того, как выделялось все больше воды, мантия затвердевала. Материалы, которые изначально оставались в жидкой фазе во время этого процесса, называемые «несовместимыми элементами», в конечном итоге стали хрупкой корой Земли.

От ила и глины до алмазов и угля — земная кора состоит из магматических, метаморфических и осадочных пород. Наиболее распространенные породы в коре — магматические, образованные в результате охлаждения магмы. Земная кора богата магматическими породами, такими как гранит и базальт. Метаморфические породы претерпели резкие изменения из-за тепла и давления.Сланец и мрамор — знакомые метаморфические породы. Осадочные породы образуются в результате накопления материала на поверхности Земли. Песчаник и сланец — это осадочные породы.

Динамические геологические силы создали земную кору, и кора продолжает формироваться под действием движения и энергии планеты. Сегодня тектоническая активность ответственна за формирование (и разрушение) материалов земной коры.

Земная кора делится на два типа: океаническая кора и континентальная кора.Переходную зону между этими двумя типами коры иногда называют разрывом Конрада. Силикаты (в основном соединения, состоящие из кремния и кислорода) являются наиболее распространенными породами и минералами как в океанической, так и в континентальной коре.

Океаническая кора

Океаническая кора, простирающаяся на 5-10 километров (3-6 километров) под дном океана, в основном состоит из различных типов базальтов. Геологи часто называют породы океанической коры «сима».«Сима» означает силикаты и магний, самые распространенные минералы в океанической коре. (Базальты — это похожие на скалы.) Океаническая кора плотная, почти 3 грамма на кубический сантиметр (1,7 унции на кубический дюйм).

Океаническая кора постоянно образуется на срединно-океанических хребтах, где тектонические плиты разрываются друг от друга. Когда магма, которая поднимается из этих трещин на поверхности Земли, остывает, она становится молодой океанической корой. Возраст и плотность океанической коры увеличивается по мере удаления от срединно-океанических хребтов.

Подобно тому, как океаническая кора образуется на срединно-океанических хребтах, она разрушается в зонах субдукции. Субдукция — важный геологический процесс, при котором тектоническая плита, состоящая из плотного литосферного материала, плавится или опускается ниже плиты, состоящей из менее плотной литосферы на границе сходящейся плиты.

На конвергентных границах плит между континентальной и океанической литосферой плотная океаническая литосфера (включая кору) всегда погружается под континентальную.Например, на северо-западе США океаническая плита Хуан-де-Фука погружается под континентальную Северо-Американскую плиту. На сходящихся границах между двумя плитами, несущими океаническую литосферу, более плотный (обычно более крупный и глубокий океанский бассейн) субдуцируется. В Японском желобе плотная Тихоокеанская плита погружается под менее плотную Охотскую плиту.

По мере того как литосфера погружается в мантию, она становится более пластичной и пластичной. Благодаря мантийной конвекции богатые минералы мантии могут быть в конечном итоге «переработаны», когда они всплывают на поверхность в виде лавы, образующей корку, на срединно-океанических хребтах и ​​вулканах.

Во многом из-за субдукции океаническая кора намного моложе континентальной коры. Самая старая существующая океаническая кора находится в Ионическом море, части восточного Средиземноморского бассейна. Дну Ионического моря около 270 миллионов лет. (С другой стороны, самым старым частям континентальной коры более 4 миллиардов лет.)

Геологи собирают образцы океанической коры путем бурения на дне океана, с помощью подводных аппаратов и изучения офиолитов.Офиолиты — это участки океанической коры, которые поднялись над уровнем моря в результате тектонической активности, иногда появляясь как дайки в континентальной коре. Офиолиты часто более доступны для ученых, чем океаническая кора на дне океана.

Континентальная кора

Континентальная кора в основном состоит из разных типов гранитов. Геологи часто называют породы континентальной коры «сиальными». Сиал означает силикат и алюминий, самые распространенные минералы в континентальной коре.Сиал может быть намного толще, чем сима (толщиной до 70 километров (44 мили)), но также немного менее плотным (около 2,7 грамма на кубический сантиметр (1,6 унции на кубический дюйм)).

Как и океаническая кора, континентальная кора образована тектоникой плит. На границах сходящихся плит, где тектонические плиты сталкиваются друг с другом, континентальная кора поднимается вверх в процессе горообразования или горообразования. По этой причине самые толстые части континентальной коры находятся на самых высоких горных хребтах мира.Как и айсберги, высокие пики Гималаев и Анд являются лишь частью континентальной коры региона — кора неравномерно простирается под Землей, а также взлетает в атмосферу.

Кратоны — самая старая и стабильная часть континентальной литосферы. Эти части континентальной коры обычно находятся глубоко внутри большинства континентов. Кратоны делятся на две категории. Щиты — это кратоны, в которых древняя скала из фундамента выходит в атмосферу.Платформы — это кратоны, в которых порода фундамента погребена под вышележащими отложениями. И щиты, и платформы предоставляют геологам важную информацию о ранней истории и формировании Земли.

Континентальная кора почти всегда намного старше океанической. Поскольку континентальная кора редко разрушается и повторно используется в процессе субдукции, некоторые участки континентальной коры почти так же стары, как сама Земля.

Инопланетная кора

Другие планеты земной группы нашей солнечной системы (Меркурий, Венера и Марс) и даже наша собственная Луна имеют корки.Как и Земля, эти внеземные корки образованы в основном силикатными минералами. Однако, в отличие от Земли, корки этих небесных тел не сформированы взаимодействием тектонических плит.

Несмотря на меньшие размеры Луны, лунная кора толще земной. Лунная кора не имеет однородной толщины и обычно имеет тенденцию быть толще на «дальней стороне», которая всегда обращена от Земли.

Хотя считается, что Меркурий, Венера и Марс не имеют тектонических плит, у них действительно есть динамическая геология.У Венеры, например, есть частично расплавленная мантия, но в коре Венеры не хватает воды, удерживаемой в ловушках, чтобы сделать ее такой же динамичной, как земная кора.

Между тем кора Марса представляет собой самые высокие горы в Солнечной системе. Эти горы на самом деле представляют собой потухшие вулканы, образовавшиеся в результате извержения расплавленной породы в одном и том же месте на поверхности Марса в течение миллионов лет. В результате извержений образовались огромные горы из богатых железом магматических пород, которые придают марсианской коре характерный красный оттенок.

Одна из самых вулканических корок в Солнечной системе — это корка спутника Юпитера Ио. Богатые сульфидные породы в ионической коре окрашивают Луну в пятнистую коллекцию желтых, зеленых, красных, черных и белых тонов.

Inside the Earth [This Dynamic Earth, USGS]

Inside the Earth [This Dynamic Earth, USGS]

Внутри Земли

Размер Земли — около 12750 километров в диаметре — был известен.
древними греками, но только на рубеже 20-го века
что ученые определили, что наша планета состоит из трех основных слоев:
кора, мантия, и ядро. Эту слоистую структуру можно сравнить
к вареному яйцу. Корка , крайний слой , жесткая.
и очень тонкий по сравнению с двумя другими. Под океанами корка
мало меняется по толщине, обычно простираясь только до 5 км. В
толщина коры под континентами гораздо более изменчива, но в среднем
около 30 км; под большими горными хребтами, такими как Альпы или Сьерра
В Неваде, однако, основание земной коры может достигать 100 км.Как
скорлупа яйца, земная кора хрупкая и может сломаться.

Виды в разрезе, показывающие внутреннее строение Земли. Ниже: Это
вид, выполненный в масштабе, показывает, что земная кора буквально только
кожа глубоко. Внизу справа: изображение, нарисованное не в масштабе, чтобы показать три Земли.
подробнее основные слои (кора, мантия, ядро) (см. текст).

Под корой находится мантия , плотный горячий слой полутвердой породы
толщиной примерно 2900 км.Мантия, в которой больше железа, магния,
и кальций, чем корка, горячее и плотнее, потому что температура и
давление внутри Земли увеличивается с глубиной. Для сравнения, мантия
можно представить себе как белок вареного яйца. В центре Земли
находится ядро ​​, которое почти вдвое плотнее мантии, потому что
его состав скорее металлический (железо-никелевый сплав), чем каменистый. в отличие
желток яйца, однако ядро ​​Земли на самом деле состоит из двух
отдельные части: жидкое внешнее ядро ​​ толщиной 2200 км и 1250 км
твердая внутренняя сердцевина.Когда Земля вращается, жидкое внешнее ядро ​​вращается,
создание магнитного поля Земли.

Неудивительно, что внутренняя структура Земли влияет на тектонику плит.
Верхняя часть мантии холоднее и жестче, чем глубокая;
во многом он ведет себя как вышележащая кора. Вместе они образуют
твердый слой породы, называемый литосферой (от lithos, греч.
для камня). Литосфера обычно тоньше всего под океанами и в
вулканически активные континентальные области, такие как запад США.Толщина литосферы на большей части Земли составляет не менее 80 км.
был разбит на движущиеся плиты, которые содержат континенты мира
и океаны. Ученые считают, что под литосферой находится относительно
узкая подвижная зона в мантии, называемая астеносферой (от
астен, греческий для слабого). Эта зона состоит из горячих полутвердых
материал, который может размягчаться и растекаться после воздействия высокой температуры
и давление на геологическое время.Считается, что жесткая литосфера «плавает».
или двигайтесь по медленно текущей астеносфере.

«Исторический
перспектива»

URL: https://pubs.usgs.gov/publications/text/inside.html
Последнее обновление: 05.05.99
Контакты: [email protected]

3.2 Строение Земли — Введение в океанографию

В предыдущем разделе мы узнали, что материалы на ранней Земле сортировались в процессе дифференциации: более плотные материалы, такие как железо и никель, опускались к центру, а более легкие материалы (кислород, кремний, магний) оставались вблизи поверхности.В результате Земля состоит из слоев разного состава и плотности, возрастающей по мере продвижения от поверхности к центру (рис. 3.2.1).

Рисунок 3.2.1. Внутренняя структура Земли (Автор Kelvinsong (собственная работа) [CC BY-SA 3.0], через Wikimedia Commons).

Традиционный вид, основанный на химическом составе, распознает четыре отдельных слоя:

Внутреннее ядро ​​ находится в центре Земли и имеет толщину около 1200 км. Он состоит в основном из сплавов железа и никеля, примерно на 10% состоит из кислорода, серы или водорода.Температура во внутреннем ядре составляет около 6000 ° ° C (10800 ° ° F), что примерно соответствует температуре поверхности Солнца (в разделе 3.1 объясняются источники этого сильного тепла). Несмотря на высокую температуру, которая должна расплавить эти металлы, экстремальное давление (буквально от веса мира) удерживает внутреннее ядро ​​в твердой фазе. Твердые металлы также делают внутреннее ядро ​​очень плотным, около 17 г / см 3 , что дает внутреннему ядру около одной трети общей массы Земли.

Внешний сердечник находится вне внутреннего сердечника. Он имеет тот же состав, что и внутреннее ядро, но существует в виде жидкости, а не твердого тела. Температура 4000-6000 o C, а металлы остаются в жидком состоянии, потому что давление не такое большое, как во внутреннем ядре. Это движение жидкого железа во внешнем ядре, которое создает магнитное поле Земли (см. Раздел 4.2). Внешнее ядро ​​имеет толщину 2300 км и плотность 12 г / см 3 .

Мантия простирается от внешнего ядра до поверхности Земли. Его толщина 2900 км, и он составляет около 80% объема Земли. Мантия состоит из силикатов железа и магния и оксидов магния, поэтому она больше похожа на породы на поверхности Земли, чем на материалы ядра. Плотность мантии составляет 4,5 г / см 3 , а температура находится в диапазоне 1000-1500 o C. Самый верхний слой мантии более жесткий, в то время как более глубокие области являются жидкими, и это движение жидких материалов в мантии, ответственной за тектонику плит (см. раздел 4.3). Магма, которая поднимается на поверхность через вулканы, берет свое начало в мантии.

Самый внешний слой — это кора , которая образует твердую каменистую поверхность Земли. Толщина коры в среднем составляет 15-20 км, но в некоторых местах, например под горами, толщина коры может достигать 100 км. Есть два основных типа корочки; континентальная кора и океаническая кора , которые различаются по ряду причин. Континентальная кора толще океанической коры, в среднем 20-70 км по сравнению с 5-10 км для океанической коры.Континентальная кора менее плотная, чем океаническая (2,7 г / см 3 против 3 г / см 3 ), и она намного старше. Возраст самых старых горных пород в континентальной коре составляет около 4,4 миллиарда лет, в то время как возраст самой старой океанической коры составляет всего 180 миллионов лет. Наконец, два типа корки различаются по своему составу. Континентальная кора состоит в основном из гранита. Это связано с тем, что подземные или поверхностные магмы могут медленно остывать, что дает время для формирования кристаллических структур до того, как породы затвердеют, что приведет к образованию гранита.Океаническая кора в основном состоит из базальтов. Базальты также образуются из охлаждающих магм, но они охлаждаются в присутствии воды, что заставляет их остывать намного быстрее и не дает времени для образования кристаллов.

Основываясь на физических характеристиках, мы также можем разделить самые внешние слои Земли на литосферу и астеносферу . Литосфера состоит из коры и холодной твердой внешней 80-100 км мантии. Кора и внешняя мантия движутся вместе как единое целое, поэтому они объединяются в литосферу.Астеносфера лежит ниже литосферы, на глубине от примерно 100-200 км до примерно 670 км. Он включает более «пластичную» и более мягкую область мантии, где могут происходить жидкие движения. Таким образом, твердая литосфера плавает в жидкой астеносфере.

Изостази

Чтобы объяснить, как литосфера плавает в астеносфере, нам нужно изучить концепцию изостазии . Изостазия относится к способу плавания твердого тела в жидкости. Взаимосвязь между корой и мантией проиллюстрирована на рисунке 3.2.2. Справа — пример неизостатического отношения между плотом и твердым бетоном. Можно нагружать плот большим количеством людей, и он все равно не утонет в бетоне. Слева изостатическая связь между двумя разными плотами и бассейном, полным арахисового масла. С одним человеком на борту плот плывет высоко в арахисовом масле, но с тремя людьми он опускается опасно низко. Здесь мы используем арахисовое масло, а не воду, потому что его вязкость более точно отражает взаимосвязь между коркой и мантией.Хотя его плотность примерно такая же, как у воды, арахисовое масло гораздо более вязкое (жесткое), и поэтому, хотя плот из трех человек будет погружаться в арахисовое масло, он будет делать это довольно медленно.

Рисунок 3.2.2. Демонстрация изостазии (Стивен Эрл, «Физическая геология»).

Отношение земной коры к мантии аналогично отношению плотов к арахисовому маслу. Плот с одним человеком плывет удобно высоко. Даже с тремя людьми плот менее плотен, чем арахисовое масло, поэтому он плавает, но для этих трех человек он плавает слишком низко.Кора со средней плотностью около 2,6 грамма на кубический сантиметр (г / см 3 ) менее плотная, чем мантия (средняя плотность около 3,4 г / см 3 у поверхности, но больше, чем у поверхности. глубина), и поэтому он плавает на «пластиковой» мантии. Когда к коре добавляется больше веса в процессе горообразования, она медленно погружается все глубже в мантию, и мантийный материал, который там был, отодвигается (рис. 3.2.3, слева). Когда этот вес снимается за счет эрозии в течение десятков миллионов лет, кора отталкивается, и мантийная порода течет обратно (рис.2.3, справа).

Рис. 3.2.3. Изостатический отскок при удалении массы из коры (Стивен Эрл, «Физическая геология»).

Кора и мантия аналогично реагируют на оледенение. Толстые скопления ледникового льда добавляют вес коре, и по мере того, как нижняя мантия сжимается в стороны, кора опускается. Когда лед в конце концов тает, кора и мантия будут медленно восстанавливаться, но полное восстановление, вероятно, займет более 10 000 лет. Большая часть Канады все еще восстанавливается в результате потери ледникового льда за последние 12000 лет, как показано на Рисунке 3.2.4, в других частях света также наблюдается изостатический отскок. Наибольшая скорость подъема наблюдается на большой территории к западу от Гудзонова залива, где ледяной щит Лаурентиды был самым толстым (более 3000 м). Лед окончательно покинул этот регион около 8000 лет назад, и в настоящее время кора восстанавливается со скоростью почти 2 см / год.

Рисунок 3.2.4. Глобальные скорости изостатической корректировки (Стивен Эрл, «Физическая геология»).

Поскольку континентальная кора толще, чем кора океана, она будет плавать выше и проникать в мантию глубже, чем кора океана.Корка наиболее толстая там, где есть горы, поэтому Мохо будет глубже под горами, чем под океанической корой. Поскольку океаническая кора также более плотная, чем континентальная кора, она плавает ниже по мантии. Поскольку океаническая кора лежит ниже континентальной, и поскольку вода течет вниз, достигая самой нижней точки, это объясняет, почему вода накапливалась над океанической корой, образуя океаны.

Рис. 3.2.5. Более тонкая и плотная океаническая кора плавает ниже по мантии, чем более толстая и менее плотная континентальная кора (Стивен Эрл, «Физическая геология»).


* «Физическая геология» Стивена Эрла используется в соответствии с международной лицензией CC-BY 4.0. Загрузите эту книгу бесплатно по адресу http://open.bccampus.ca

.

Урок №1 о слоях Земли | Мир вулканов

Четыре слоя

Земля состоит из четырех разных слоев. Многие геологи полагают, что по мере охлаждения Земли более тяжелые и плотные материалы опускались к центру, а более легкие поднимались наверх. Из-за этого кора состоит из самых легких материалов (горных пород, базальтов и гранитов), а ядро ​​состоит из тяжелых металлов (никеля и железа).

Кора — это слой, на котором вы живете, и он наиболее широко изучен и понят. Мантия намного горячее и обладает способностью течь. Внешнее и внутреннее ядра еще горячее, а давление настолько велико, что вы были бы сжаты в шар размером меньше шарика, если бы вы смогли добраться до центра Земли !!!!!!

Корка

Земная кора подобна кожуре яблока.Он очень тонкий по сравнению с тремя другими слоями. Кора имеет толщину всего около 3-5 миль (8 км) под океанами (океаническая кора) и около 25 миль (32 км) под континентами (континентальная кора). Температура земной коры варьируется от температуры воздуха наверху до примерно 1600 градусов по Фаренгейту (870 градусов по Цельсию) в самых глубоких частях земной коры. Вы можете испечь буханку хлеба в духовке при температуре 350 градусов по Фаренгейту, при температуре 1600 градусов по Фаренгейту камни начинают таять.

Кора Земли разбита на множество частей, называемых плитами.Пластины «плавают» на мягкой пластиковой мантии, расположенной ниже корки. Эти пластины обычно движутся плавно, но иногда они заедают и создают давление. Давление нарастает, и камень изгибается, пока не сломается. Когда это происходит, результатом является землетрясение!

Обратите внимание, насколько тонка кора Земли по сравнению с другими слоями. Семь континентов и океанические плиты в основном плавают через мантию, которая состоит из более горячего и плотного материала.

Кора состоит из двух основных типов горных пород — гранита и базальта. Континентальная кора сложена преимущественно гранитом. Океаническая кора состоит из вулканической лавы, называемой базальтом.

Базальтовые породы океанических плит намного плотнее и тяжелее гранитных пород континентальных плит. Из-за этого континенты движутся по более плотным океаническим плитам. Кора и верхний слой мантии вместе составляют зону твердой, хрупкой породы, называемую литосферой.Слой ниже жесткой литосферы представляет собой зону асфальтоподобной консистенции, называемую астеносферой. Астеносфера — это часть мантии, которая течет и перемещает плиты Земли.

Мантия

Мантия — это слой, расположенный непосредственно под симой. Это самый большой слой Земли, его толщина составляет 1800 миль. Мантия состоит из очень горячей плотной породы. Этот слой камня даже течет, как асфальт, под тяжелым грузом.Это течение связано с большими перепадами температур от низа до верха мантии. Движение мантии — причина движения плит Земли! Температура мантии колеблется от 1600 градусов по Фаренгейту вверху до примерно 4000 градусов по Фаренгейту внизу!

Конвекционные токи

Мантия сделана из гораздо более плотного и толстого материала, из-за чего пластины «плавают» на ней, как масло на воде.

Многие геологи считают, что мантия «течет» из-за конвективных течений. Конвекционные токи вызваны тем, что очень горячий материал в самой глубокой части мантии поднимается, затем охлаждается, снова опускается, а затем нагревается, поднимается и повторяет цикл снова и снова. В следующий раз, когда вы разогреете на сковороде что-нибудь вроде супа или пудинга, вы сможете наблюдать, как в жидкости движутся конвекционные потоки. Когда конвекционные потоки текут в мантии, они также перемещают кору. Эти токи позволяют корке свободно перемещаться по ней.Конвейерная лента на фабрике перемещает коробки, как конвекционные потоки в мантии перемещают плиты Земли.

Наружное ядро ​​

Ядро Земли похоже на шар из очень горячих металлов. (От 4000 градусов по Фаренгейту до 9000 градусов по Фаренгейту). Внешнее ядро ​​ настолько горячее, что все металлы в нем находятся в жидком состоянии. Внешнее ядро ​​расположено примерно на 1800 миль под земной корой и имеет толщину около 1400 миль.Внешний сердечник состоит из расплавленных металлов никеля и железа.

Внутреннее ядро ​​

Внутреннее ядро ​​Земли имеет настолько высокие температуры и давление, что металлы сжимаются вместе и не могут двигаться, как жидкость, а вынуждены колебаться на месте как твердое тело. Внутреннее ядро ​​начинается примерно на 4000 миль под земной корой и имеет толщину около 800 миль. Температура может достигать 9000 градусов по Фаренгейту.и давление составляет 45 000 000 фунтов на квадратный дюйм. Это в 3 000 000 раз больше атмосферного давления для вас на уровне моря !!!

Ответьте вместе с партнером на следующие вопросы на листе бумаги. Если вам нужно оглянуться назад, чтобы найти ответы, используйте заголовки страниц, расположенные непосредственно под вопросами, чтобы помочь вам. Когда вы закончите вопросы, нажмите на значок Земли, чтобы вернуть программу к началу.

1.Назовите четыре слоя Земли в порядке извне к центру Земли.

2. Что заставляет мантию «течь»?

3. Какие два основных металла составляют внешнее и внутреннее ядро?

4. Опишите своими словами, как формировались слои Земли. «Четыре слоя» вам поможет.

Что скрывается под земной корой

Слои Земли дают геологам и геофизикам подсказки о том, как образовалась Земля, слои, из которых состоят другие планетные тела, источник ресурсов Земли и многое другое.Современные достижения позволили ученым изучить то, что лежит у нас под ногами, более подробно, чем когда-либо прежде, но все еще остаются значительные пробелы в нашем понимании.

Я надеюсь, что это руководство проведет вас по слоям Земли, даст общее представление о нашем понимании и наших текущих пробелах. Имейте в виду, что это область текущих исследований и, вероятно, в ближайшие годы и десятилетия она станет более усовершенствованной.

На втором году обучения в Эдинбурге [1826-27] я посетил лекции Джеймсона по геологии и зоологии, но они были невероятно скучными.Единственный эффект, который они произвели на меня, — это решимость ни разу за всю мою жизнь прочесть книгу по геологии. — Чарльз Дарвин

Слои Земли

Земля имеет слои, похожие на слои лука, и их можно разрезать, чтобы понять физические и химические свойства каждого слоя и его влияние на остальную часть Земли. Вообще говоря, Земля имеет 4 слоя:

  • Внешняя кора , на которой мы живем
  • Пластиковая мантия
  • Жидкость внешняя сердцевина
  • Твердое внутреннее ядро ​​

При разграничении слоев геологи делят подразделения на две категории, реологические или химические.Реологическая дифференциация говорит о жидком состоянии горных пород при огромном давлении и температуре. Например, горная порода будет совершенно иначе реагировать на деформацию при нормальных атмосферных температурах и давлениях по сравнению с менее чем тысячами километров породы. Если мы разделим Землю на части на основе реологии, мы увидим литосферу, астеносферу, мезосферу, внешнее ядро ​​и внутреннее ядро. Однако, если мы дифференцируем слои на основе химических вариаций, мы объединяем слои в кору, мантию, внешнее ядро ​​и внутреннее ядро.

Чтобы понять разницу в различных частях мантии или внешнего и внутреннего ядра, вы должны понимать фазовые диаграммы, о которых я расскажу ниже.

Земная кора

Кора — это то, чем мы живем, и она, безусловно, самый тонкий из слоев земли. Толщина варьируется в зависимости от того, где вы находитесь на Земле: океаническая кора составляет 5-10 км, а континентальные горные хребты — до 30-45 км. Тонкая океаническая кора более плотная, чем более толстая континентальная кора, и поэтому «плавает» ниже в мантии по сравнению с континентальной корой.Вы найдете самую тонкую океаническую кору вдоль срединно-океанических хребтов, где активно формируется новая кора. Для сравнения, когда два континента сталкиваются, как в случае Индийской плиты и Евразийской плиты, вы получаете одни из самых толстых участков коры, поскольку она скомкана.

Температура земной коры будет варьироваться от температуры воздуха на поверхности до примерно 870 градусов Цельсия на более глубоких участках. При этой температуре вы начинаете плавить породу и формировать нижележащую мантию.Геологи подразделяют земную кору на разные плиты, которые перемещаются относительно друг друга.

Учитывая, что поверхность Земли в основном постоянна по площади, вы не можете образовать кору, не разрушив сопоставимое количество коры. С конвекцией нижележащей мантии мы видим внедрение мантийной магмы вдоль срединно-океанических хребтов, постоянно формируя новую океаническую кору. Однако, чтобы освободить место для этого, океаническая кора должна поглотить (опуститься ниже) континентальную кору. Геологи тщательно изучили историю этого движения плит, но нам крайне не хватает определения того, почему и как эти плиты движутся так, как они это делают.

Земная кора «плавает» поверх мягкой пластмассовой мантии внизу. В некоторых случаях мантия явно вызывает изменения в коре, как на Гавайских островах. Тем не менее, продолжаются дискуссии о том, происходит ли субдукция океанической коры и спрединг срединных океанических хребтов за счет толкающего или тянущего механизма.

В очень широком смысле, океаническая кора состоит из базальта, а континентальная кора состоит из горных пород, похожих на гранит.Ниже коры находится твердая относительно более холодная часть верхней мантии, которая объединяется с корой, образуя слой литосферы . Литосфера физически отличается от нижележащих слоев из-за низких температур и обычно простирается на 70-100 км в глубину.

Ниже литосферы находится слой астеносферы , гораздо более горячая и податливая часть верхней мантии. Астеносфера начинается в нижней части литосферы и простирается примерно на 700 км вглубь Земли.Астеносфера действует как смазывающий слой под литосферой, который позволяет литосфере перемещаться по поверхности Земли.

Мантия Земли

Мантия — это слой земли, который находится под корой и является самым большим слоем, составляющим 84% объема Земли. Мантия начинается у разрыва Мохоровичич, также известного как Мохо. Мохо определяется как контраст плотности от менее плотной коры к более плотной мантии и где скорости сейсмических волн увеличиваются.Мантия действует подобно пластику, и при очень высоких температурах и давлениях порода деформируется в геологических временных масштабах. Эта деформация вызывает процесс, похожий на конвекцию, в мантии, где есть большие зоны апвеллинга и даунвеллинга.

Мантия простирается на 2 890 км вглубь поверхности Земли. Температура колеблется от 500 до 900 градусов Цельсия в верхней части до более 4000 градусов Цельсия у границы ядра. Считается, что мантия Земли состоит из минералов, аналогичных перидотиту.Перидотит драгоценного качества называется перидотом, поэтому в следующий раз, когда вы окажетесь в ювелирном магазине, взгляните на перидот, и вы увидите что-то похожее на 84% Земли!

Видео выше дает представление о глобальной циркуляции мантийной магмы вокруг Земли. Конечно, это сильно упрощено, но дает схематическое представление о процессе создания срединно-океанических хребтов, вулканов и гор.

Внешнее ядро ​​Земли

Внешнее ядро ​​- это жидкий, в основном, железный слой земли, лежащий под мантией.Геологи подтвердили, что внешнее ядро ​​жидкое из-за сейсмических исследований недр Земли. Внешнее ядро ​​имеет толщину 2300 км и опускается примерно на 3400 км вглубь Земли. Никто никогда не видел внешнее ядро, но, основываясь на ряде показателей, геологи полагают, что внешнее ядро ​​на 80% состоит из железа, немного никеля и ряда различных более легких элементов. Когда Земля только начинала охлаждаться миллиарды лет назад, более тяжелые элементы погружались в центр Земли, а менее плотные элементы поднимались на поверхность.Следовательно, мы видим общее увеличение плотности по мере приближения к центру Земли.

Внешнее ядро ​​достаточно горячее, чтобы его расплавить, но давление недостаточно, чтобы железо снова стало твердым, как это видно на внутреннем ядре. Температура внешнего ядра колеблется от 4030 до 5730 градусов по Цельсию. Удивительно, но внешнее ядро ​​достаточно жидкое и имеет достаточно низкую вязкость, чтобы вращаться быстрее, чем вся Земля. Эта дифференциальная скорость вращения вместе с конвекцией и турбулентным потоком внешнего ядра из железа создает магнитное поле Земли.

Внутреннее ядро ​​Земли

Внутреннее ядро ​​- это центральный слой Земли, во многом похожее на внешнее ядро. Он также в основном состоит из железа и никеля и имеет радиус около 1220 км. Различие между внешним ядром и внутренним ядром определяется плотностью. Давление становится достаточно высоким, чтобы, несмотря на очень высокие температуры, внутреннее ядро ​​оставалось твердым. Он также обогащен необычными тяжелыми элементами, включая золото, серебро, платину, палладий и вольфрам.

Температура достигает 5400 градусов Цельсия, а давление — 360 гигапаскалей. Внутреннее ядро ​​составляет около 70% радиуса Луны и имеет примерно такую ​​же температуру, как поверхность Солнца! Теперь давайте ответим на некоторые часто задаваемые вопросы, если вы ищете быстрые ответы.

Часто задаваемые вопросы о слоях Земли

  • Что такое внешний слой Земли?
    • Внешний слой Земли — это кора , твердый тонкий слой, состоящий из континентальной и океанической коры.
  • Каковы разные части Земли?
    • Различные части Земли — кора, мантия, внешнее ядро ​​и внутреннее ядро.
  • Сколько слоев на Земле?
    • Вообще говоря, на Земле 4 слоя. Однако это зависит от того, как вы измеряете каждый слой, исходя из физических или химических свойств.
  • Какова глубина внутреннего ядра Земли?
    • Внутреннее ядро ​​Земли начинается на расстоянии 5150 км от поверхности Земли и простирается до центра Земли.
  • Какие материалы составляют внутреннее ядро?
    • Внутреннее ядро ​​состоит в основном из железа на 80% и никеля, а также из следовых количеств тяжелых металлов.
  • Какова глубина земной коры?
    • Земная кора колеблется от 5 до 60 километров в зависимости от океанической коры по сравнению с континентальной
  • Какие два типа земной коры?
    • Два типа коры: плотная и тонкая океаническая кора и менее плотная и более толстая континентальная кора.

Надеюсь, вам понравился этот путеводитель по слоям Земли, и он пробудил новый интерес к тому, что лежит у нас под ногами!

Количественная оценка толщины земной коры в континентальных коллизионных поясах: глобальная перспектива и геологическое применение

  • 1.

    Ласке, Г., Мастерс, Г., Ма, З. и Пасьянос, М. Обновление CRUST1.0 — 1-градусный Глобальная модель земной коры, Geophys. Res. Рефераты 15, http: //meetingorganizer.copernicus.org / EGU2013 / EGU2013-2658.pdf (2013).

  • 2.

    Leeman, W. P. Влияние структуры земной коры на состав магм, связанных с субдукцией. J. Volcanol. Геот. Res.
    18 , 561–588 (1983).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 3.

    Планк Т. и Ленгмюр К. Х. Оценка глобальных вариаций химического состава основных элементов дуговых базальтов. Earth Planet Sc. Lett.
    , 90, , 349–370 (1988).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 4.

    Мантл, Г. У. и Коллинз, У. Дж. Количественная оценка вариаций толщины земной коры в эволюционирующих орогенах: корреляция между составом дуговых базальтов и глубиной Мохо. Геология
    36 , 87–90 (2008).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 5.

    Чепмен, Дж. Б., Дуче, М. Н., Профета, Л. и ДеСеллес, П. Г. Отслеживание изменений толщины земной коры во время орогенной эволюции с помощью Sr / Y; пример из западных Кордильер США. Геология
    43 , 919–923 (2015).

    ADS
    Статья

    Google Scholar

  • 6.

    Чиарадиа, М. Контроль толщины земной коры по Sr / Y сигнатурам недавних дуговых магм: перспектива в масштабе Земли. Sci. Репутация . 5 , DOI: 10.1038 / srep08115 (2015).

  • 7.

    Profeta, L. et al. . Количественная оценка толщины земной коры во времени в магматических дугах: Sci. Репутация . 5 , DOI: 10.1038 / srep17786 (2015).

  • 8.

    Тернер, С. Дж. И Ленгмюр, К. Х. Глобальная химическая систематика стратовулканов дугового фронта: оценка роли земных процессов. Earth Planet Sc. Lett.
    422 , 182–193 (2015).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 9.

    Тернер, С. Дж. И Ленгмюр, К. Х. Какие процессы влияют на химический состав стратовулканов фронтовой дуги? Geochem. Geophys. Геосист.
    16 , 1865–1893, DOI: 10.1002 / 2014GC005633 (2015).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 10.

    Hildreth, W.И Мурбат, С. Вклад земной коры в дуговый магматизм в Андах Центрального Чили. Contrib. Минеральная. Бензин.
    98, , 455–489 (1988).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 11.

    Аннен, К., Бланди, Дж. Д. и Спаркс, Р. С. Дж. Генезис промежуточных и кремнистых магм в глубоких горячих зонах земной коры. J. Petrol.
    47 , 505–539 (2006).

    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 12.

    Lee, C.-T. А., Мортон, Д. М., Кистлер, Р. В., Бэрд, А. К. Петрология и тектоника формирования фанерозойского континента: от островных дуг до аккреции и континентального дугового магматизма. Earth Planet Sc. Lett.
    263 , 370–387 (2007).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 13.

    Мойен, Дж. Ф. Высокие отношения Sr / Y и La / Yb: значение «адакитовой сигнатуры». Литос
    112 , 556–574 (2009).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 14.

    Дуче М. Н., Салиби Дж. Б. и Берганц Г. Архитектура, химия и эволюция континентальных магматических дуг. Annu. Преподобный Земля Пл. Sc.
    43 , 299–311 (2015).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 15.

    Инь А. и Харрисон Т. М. Геологическая эволюция Гималайско-Тибетского орогена. Annu. Преподобный Земля Пл. Sc.
    28 , 211–280 (2000).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 16.

    Капп П., Инь А., Харрисон Т. М. и Динг Л. Мелово-третичное сокращение, развитие бассейнов и вулканизм в Центральном Тибете. Геол. Soc. Являюсь. Бык.
    117 , 865–878 (2005).

    ADS
    Статья

    Google Scholar

  • 17.

    He, Y. et al. . Постколлизионные гранитоиды орогена Даби: новое свидетельство частичного плавления утолщенной континентальной коры. Геохим. Космохим. Acta.
    75 , 3815–3838 (2011).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 18.

    Hou, Z. Q. и др. . Эоцен-олигоценовые гранитоиды в Южном Тибете: ограничения на анатексис земной коры и тектоническую эволюцию Гималайского орогена. Earth Planet Sc. Lett.
    349–350 , 38–52 (2012).

    Артикул

    Google Scholar

  • 19.

    Zhu, D.-C., Wang, Q., Cawood, P.A., Zhao, Z.-D. & Мо, X.-X. Поднятие гор Гангдезе в южном Тибете. Дж.Geophys. Res-Sol. Эа.
    122 , 214–223 (2017).

    ADS
    Статья

    Google Scholar

  • 20.

    ДеСеллес, П.Г., Капп, П., Куэйд, Дж. И Герелс, Дж. Э. Олигоцен-миоценовый бассейн Кайласа, юго-западный Тибет: данные о постколлизионном расширении верхней плиты в шовной зоне Инд-Ярлунг. Геол. Soc. Являюсь. Бык.
    123 , 1337–1362 (2011).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 21.

    Динг, Л. и др. . Гангдезские горы андского типа: палеоценовые данные по палеоцен-эоценовой котловине Линьчжоу. Earth Planet Sc. Lett.
    392 , 250–264 (2014).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 22.

    Спайсер Р. А. и др. .Постоянное возвышение южного Тибета на протяжении последних 15 миллионов лет. Природа
    421 , 622–624 (2003).

    ADS
    CAS
    Статья
    PubMed

    Google Scholar

  • 23.

    Карри Б. С., Роули Д. Б. и Табор Н. Дж. Палеоальтиметрия среднего миоцена южного Тибета: значение утолщения и расслоения мантии в орогене Гималаев. Геология
    33 , 181–184 (2005).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 24.

    Сегеди И. и Даунс Х. Геохимия и тектоническое развитие кайнозойского магматизма в Карпатско-Паннонском регионе. Gondwana Res.
    20 , 655–672 (2011).

    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 25.

    Ричардс, Дж. П. Тектоническая, магматическая и металлогеническая эволюция Тетического орогена: от субдукции к коллизии. Руда. Геол. Сборка
    70 , 323–345 (2015).

    MathSciNet
    Статья

    Google Scholar

  • 26.

    Chung, S.-L. и др. . Тибетская тектоническая эволюция вытекает из пространственных и временных вариаций постколлизионного магматизма. Earth-Sci. Сборка
    68, , 173–196 (2005).

    ADS
    Статья

    Google Scholar

  • 27.

    Дилек, Ю., Имамвердиев, Н., Алтункайнак,. Геохимия и тектоника кайнозойского вулканизма на Малом Кавказе (Азербайджан) и в периарабском регионе: динамика мантии, вызванная коллизиями, и ее магматический отпечаток. Внутр. Геол. Сборка
    52 , 536–578 (2010).

    Артикул

    Google Scholar

  • 28.

    Кескин, М. Генерация магмы за счет увеличения крутизны плиты и отрыва под субдукционно-аккреционным комплексом: альтернативная модель вулканизма, связанного с столкновениями, в Восточной Анатолии, Турция. Geophys. Res. Lett.
    30 , 8046, DOI: 10.1029 / 2003GL018019 (2003).

    ADS
    Статья

    Google Scholar

  • 29.

    Saintot, A. et al. . Мезозойско-кайнозойская тектоническая эволюция Большого Кавказа. Геол. Soc. London Mem.
    32 , 277–289, DOI: 10.1144 / gsl.mem.2006.032.01.16 (2006).

    Артикул

    Google Scholar

  • 30.

    Донг Ю. П. и Сантош М. Тектоническая архитектура и множественная орогения орогенного пояса Циньлин, Центральный Китай. Gondwana Res.
    29 , 1–40 (2016).

    Артикул

    Google Scholar

  • 31.

    Чжан Г. У., Чжан Б. Р., Юань Х. С. и Чен Дж. Ю. Орогенный пояс Циньлин и континентальная динамика . (Science Press, Пекин, 2001).

    Google Scholar

  • 32.

    Ху, Ф. Ю., Лю, С. В., Чжан, В. Ю., Дэн, З. Б. и Чен, X. Модель распространения слэба в западном направлении для геодинамической эволюции позднетриасового орогенного пояса Циньлин: выводы из петрогенезиса интрузий Цаопин и Шахэвань, центральный Китай. Литос
    262 , 486–506 (2016).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 33.

    Wang, X. X., Wang, T. & Zhang, C.L. Неопротерозойский, палеозойский и мезозойский гранитоидный магматизм в орогене Циньлин, Китай: ограничения на орогенный процесс. J. Asian. Земля. Sci.
    72 , 129–151 (2013).

    ADS
    Статья

    Google Scholar

  • 34.

    Ху, Ф. Ю., Лю, С. В., Дуча, М. Н., Чжан, В. Ю. и Дэн, З. Б. Геохимическая эволюция гранитоидных пород в поясе Южный Циньлин: выводы из интрузий Дунцзянкоу и Чжашуй в центральном Китае. Литос
    278–281 , 195–214 (2017).

    Артикул

    Google Scholar

  • 35.

    Дэн, З. Б., Лю, С. В., Чжан, В. Ю., Ху, Ф. Ю. и Ли, К. Г. Петрогенезис гранитоидной свиты Гуантоушань, центральный Китай: последствия для раннемезозойской геодинамической эволюции орогенного пояса Циньлин. Gondwana Res.
    30 , 112–131 (2016).

    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 36.

    Ли, Н., Чен, Й. Дж., Сантош, М. и Пираджно, Ф. Составная полярность триасовых гранитоидов в орогене Циньлин, Китай: значение для завершения самого северного палео-Тетиса. Gondwana Res.
    27 , 244–257 (2015).

    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 37.

    Li, X. и др. . U-Pb-циркон, геохронология, геохимический и Sr-Nd-Hf-изотопный состав раннеиндозинского плутона Тонгрен в Западном Циньлине: петрогенезис и геодинамические последствия. J. Asian. Земля. Sci.
    97 , 38–50 (2015).

    ADS
    Статья

    Google Scholar

  • 38.

    Чжан Р. Ю., Лиу Дж. Г. и Эрнст В. Г. Зона столкновения континентов Даби и Сулу: всесторонний обзор. Gondwana Res.
    16 , 1–26 (2009).

    Артикул

    Google Scholar

  • 39.

    Чжао, X. X. и Коу, Р.С. Палеомагнитные ограничения на столкновение и вращение Северного и Южного Китая. Природа
    327 , 141–144 (1987).

    ADS
    Статья

    Google Scholar

  • 40.

    McDonough, W. F. & Sun, S.-S. Состав Земли. Chem. Геол.
    120 , 223–253 (1995).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 41.

    Li, L. et al. . Развитие позднепермско-раннесреднетриасового задугового бассейна в Западном Циньлине, Китай. J. Asian. Земля. Sci.
    87 , 116–129 (2014).

    ADS
    Статья

    Google Scholar

  • 42.

    Рапп, Р. П. и Уотсон, Э. Б. Растворимость и кинетика растворения монацита: значение для химии тория и легких редкоземельных элементов в кислых магмах. Contrib. Минеральная. Бензин.
    94 , 304–316 (1986).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 43.

    Вольф, М. Б. и Лондон, Д. Инконгруэнтное растворение апатита, обогащенного РЗЭ и стронцием, в глиноземистых гранитных жидкостях: различная растворимость апатита, монацита и ксенотима во время анатаксиса. Am. Минеральная.
    80 , 765–775 (1995).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 44.

    Янг, К. Х. и др. . U-Pb датирование по циркону пород гранулитовой фации из района Фопинг в южных горах Циньлин. Геол. Сборка
    45 , 173–179 (1995).

    Google Scholar

  • 45.

    Цинь, Ж.-Ф. и др. . Происхождение позднетриасовых высокомагнезиальных адакитовых гранитоидов из района Дунцзянкоу, ороген Циньлин, центральный Китай: последствия для субдукции континентальной коры. Литос
    120 , 347–367 (2010).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 46.

    Лю С. Ф., Стил Р. и Чжан Г. В. Развитие мезозойского осадочного бассейна и тектонические последствия, северный блок Янцзы, восточный Китай: запись столкновения континентов с континентами. J. Asian. Земля. Sci.
    25 , 9–27 (2005).

    ADS
    Статья

    Google Scholar

  • 47.

    Ван, X., Ван, Т. А. О., Ян, Б.-М., Ху, Н. и Чен, В. Э. Н. Тектоническое значение позднетриасовых постколлизионных даек лампрофиров в горах Циньлин (Китай). Геол. Mag.
    144 , 837–848 (2007).

    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 48.

    Ван, Ф. и др. . 40 Ar / 39 Ar Термохронология орогенов Центрального Китая: похолодание, подъем и влияние на динамику орогенеза. Геол. Soc. Лондонский спец. Паб.
    378 , 189–206 (2014).

    ADS
    CAS
    Статья

    Google Scholar

  • 49.

    Донг Ю. П. и др. . Тектоническая эволюция орогена Циньлин, Китай: обзор и обобщение. J. Asian. Земля. Sci.
    41 , 213–237 (2011).

    ADS
    Статья

    Google Scholar

  • 50.

    Донг Ю. П. и др. . Мезозойский внутриконтинентальный орогенез в горах Циньлин в центральном Китае. Gondwana Res.
    30 , 144–158 (2016).

    Артикул

    Google Scholar

  • 51.

    Ли, Х., Гао, Р., Ван, Х., Ли, В. и Сюн, X. Использование больших динамитных выстрелов для изображения структуры Мохо в результате эксперимента по глубокому отражению сейсмических волн между бассейном Сычуань и орогеном Циньлин. Earthq. Sci.
    29 , 321–326 (2016).

    ADS
    Статья

    Google Scholar

  • 52.

    Si, X. et al. . Строение земной коры орогенного горизонта Циньлин и региона на его северной и южной окраинах зависит от функции телесейсмического приемника. китайский. J. Geophys.
    59 , 1321–1334 (2016).

    Google Scholar

  • 53.

    Hu, S. et al. . Позднемезозойская и кайнозойская термотектоническая эволюция вдоль разреза от северо-китайского кратона через ороген Циньлин до кратона Янцзы в центральном Китае. Тектоника
    25 , TC6009, DOI: 10.1029 / 2006TC001985 (2006).

    ADS
    Статья

    Google Scholar

  • 54.

    Ан, М. и др. . Модель S-скорости и выведенная топография Мохо под Антарктической плитой по волнам Рэлея. J. Geophys. Res-Sol. Эа.
    120 , 359–383 (2015).

    ADS
    Статья

    Google Scholar

  • 55.
  • Добавить комментарий

    Ваш адрес email не будет опубликован.