Общее землеведение

? мезозойскую (греч. mesos – средний) – 3 периода;

? кайнозойскую (греч. kainos – новый) – 3 периода.

Все периоды (их 12) названы по той местности, где они были впервые выделены и описаны: кембрий – древнее название полуострова Уэльс в Англии; ордовик и силур – по названию древних племен, живших также в Англии; девон – по графству Девоншир в Англии; карбон – по каменным углям; пермь – по Пермской губернии в России и т. д. Геологические периоды обладают разной длительностью от 20 до 100 млн лет. Что касается четвертичного периода (квартер), то он по длительности не превышает 1,8–2,0 млн лет, но еще и не окончен.

Существуют аналоги Международной шкалы, адаптированные к специфике отложений отдельно взятых регионов, так называемые региональные или национальные шкалы (табл. 3).

Таблица 3

Геохронологическая шкала

Тема 4

Литосфера

4.1. Состав и строение литосферы

Термин «литосфера» употребляется в науке с середины XIX в., но современное значение он приобрел менее полувека назад. Еще в геологическом словаре издания 1955 г. сказано: «литосфера – то же, что земная кора». В геологическом словаре издания 1973 г. и в последующих: «литосфера… в современном понимании включает земную кору… и жесткую верхнюю часть верхней мантии Земли». Верхняя мантия – это геологический термин, обозначающий очень большой слой; верхняя мантия имеет мощность до 500 км, по некоторым классификациям – свыше 900 км, а в состав литосферы входят лишь верхние от нескольких десятков до двух сотен километров (до астеносферы) (рис. 8).

Горные породы земной коры. Земная кора сложена горными породами разного происхождения и состава. По происхождению горные породы подразделяют на магматические, осадочные и метаморфические.

Магматические породы образуются в недрах Земли в условиях высоких температур и давлений в результате кристаллизации магмы. Они составляют 95 % массы вещества, слагающего земную кору. В зависимости от условий, в которых происходил процесс застывания магмы, формируются интрузивные (образовавшиеся на глубине) и эффузивные (излившиеся на поверхность) горные породы. К интрузивным породам относятся гранит, габбро, к изверженным – базальт, липарит, вулканический туф и др.

Рис. 8. Соотношение земной коры, мантии и литосферы

Осадочные породы образуются на земной поверхности различными путями. Часть из них формируется из продуктов механического разрушения пород, образовавшихся ранее (обломочные – пески, галечники); часть – за счет жизнедеятельности организмов (органогенные – известняки, мел, ракушечник; кремнистые породы, каменный и бурый уголь); часть – в результате химического осаждения из водных растворов или при испарении воды (химические: каменная соль, гипс).

Метаморфические породы образуются в результате превращения пород другого происхождения (магматических, осадочных) под воздействием различных факторов: высокой температуры и давления в недрах, контакта с породами другого химического состава и т. д. (гнейсы, кристаллические сланцы, мрамор и др.).

Большую часть объема земной коры занимают кристаллические породы магматического и метаморфического происхождения (около 90 %). Однако для географической оболочки более существенна роль маломощного и прерывистого осадочного слоя, который на большей части земной поверхности непосредственно контактирует с водой, воздухом, принимает активное участие в географических процессах (мощность 2,2 км – от 12 км в прогибах до 400–500 м в океаническом ложе). Наиболее распространены глины и глинистые сланцы, пески и песчаники, карбонатные породы. Важную роль в географической оболочке играют лёссы и лёссовидные суглинки, слагающие поверхность земной коры во внеледниковых районах северного полушария.

Рис. 9. Типы земной коры (по М.В. Муратову):

1 — вода; 2 – осадочный слой; 3 — гранитный слой; 4 – базальтовый слой; 5 — мантия Земли; 6 — участки мантии, сложенные породами повышенной мощности; 7 – участки мантии, сложенные породами пониженной мощности; 8 – глубинные разломы; 9 — вулканический конус

В земной коре – верхней части литосферы – обнаружено 90 химических элементов, но только 8 из них широко распространены и составляют 97,2 %. По А.Е. Ферсману, они распределяются следующим образом: кислород – 49 %, кремний – 26, алюминий – 7,5, железо – 4,2, кальций – 3,3, натрий – 2,4, калий – 2,4, магний – 2,4 %.

Типы земной коры. По строению и мощности выделяют четыре типа земной коры, которые соответствуют четырем наиболее крупным формам поверхности Земли (рис. 9).

Первый тип называется материковым, его мощность 30–40 км, под молодыми горами он увеличивается до 80 км. Этот тип земной коры соответствует в рельефе материковым выступам (включается подводная окраина материка). Наиболее распространено деление коры на три слоя: осадочный, гранитный и базальтовый. Осадочный слой, толщиной до 15–20 км, сложен слоистыми осадками (преобладают глины и глинистые сланцы, широко представлены песчаные, карбонатные и вулканогенные породы). Гранитный слой, толщиной 10–15 км, состоит из метаморфических и изверженных кислых пород с содержанием кремнезема свыше 65 %, близких по своим свойствам к граниту; наиболее распространены гнейсы, гранодиориты и диориты, граниты, кристаллические сланцы. Нижний слой, наиболее плотный, толщиной 15–35 км, получил название базальтового за сходство с базальтами. Средняя плотность материковой коры 2,7 г/см

. Между гранитным и базальтовым слоями лежит граница Конрада, названная по фамилии открывшего ее австрийского геофизика. Названия слоев – гранитный и базальтовый – условны, они даны по скоростям прохождения сейсмических волн. Современное название слоев несколько иное (Е.В. Хайн, М.Г. Ломизе): второй слой называется гранитно-метаморфическим, так как собственно гранитов в нем почти нет, сложен он гнейсами и кристаллическими сланцами. Третий слой – гранулитобазитовый, его образуют сильнометаморфизованные горные породы (табл. 4, рис. 10).

Таблица 4

Химический состав континентальной и океанической коры (по Аплонову, 2001)

Второй тип земной коры – переходный, или геосинклинальный, – соответствует переходным зонам (геосинклиналям[1 - В настоящее время наряду с термином «геосинклиналь» употербляется термин «складчатая зона».]). Расположены переходные зоны у восточных берегов материка Евразии, у восточных и западных берегов Северной и Южной Америки. Имеют следующее классическое строение: котловина окраинного моря, островные дуги и глубоководный желоб. Под котловинами морей и глубоководными желобами нет гранитного слоя, земная кора состоит из осадочного слоя повышенной мощности и базальтового. Гранитный слой появляется только в островных дугах. Средняя мощность геосинклинального типа земной коры 15–30 км.

Рис. 10. Строение континентальной и океанической земной коры по современным представлениям

Третий тип – океаническая земная кора – соответствует ложу океана, мощность коры 5—10 км. Имеет двухслойное строение: первый слой – осадочный, образован глинисто-кремнисто-карбонатными породами; второй слой состоит из полнокристаллических магматических пород основного состава (габбро). Между осадочным и базальтовым слоями выделяется промежуточный слой, состоящий из базальтовых лав с прослоями осадочных пород. Поэтому иногда говорят о трехслойном строении океанической коры (рис. 10).

Четвертый тип – рифтогенная земная кора – характерен для срединно-океанических хребтов, мощность коры 1,5–2 км. В срединноокеанических хребтах близко к поверхности подходят породы мантии. Мощность осадочного слоя 1–2 км, базальтовый слой в рифтовых долинах выклинивается.

4.2. Концепции развития литосферы

До настоящего времени нет единого представления о путях развития литосферы. Существует несколько тектонических концепций, каждая из которых хотя и основана на бесспорных фактах, однако отражает одну сторону тектонической истории Земли, не охватывая общего ее хода, и противоречит другим фактам, которые, в свою очередь, удачно объясняются другой теорией. Такое состояние тектонической проблемы объясняется тем, что геология и геофизика основывают свои выводы на исследовании материков, которые занимают всего 29,2 % Земли, а изучение океанского дна, т. е. большей части планеты, только еще началось.

Сторонники теории мобилизма (от лат. mobilis – подвижный) доказывают, что блоки литосферы движутся, и первостепенную роль отводят горизонтальным движениям. Основные идеи мобилизма были сформулированы А. Вегенером (1880–1930) как гипотеза дрейфа материков. Новые данные, полученные во второй половине XX в., позволили развить это направление до современной теории неомобилизма, объясняющей динамику процессов в земной коре дрейфом крупных литосферных плит.

Согласно гипотезе Вегенера, до верхнего палеозоя земная кора была собрана в материк Пангею, окруженный водами океана Панталласса (частью этого океана было море Тетис). В мезозое начались расколы и дрейф (плавание) отдельных ее глыб (материков). Материки, сложенные относительно легким веществом, которое Вегенер называл «сиаль» (силициум-алюминий), «плавали» по поверхности более тяжелого вещества – «сима» (силициум-магний). Первой отделилась и сместилась к западу Южная Америка, затем Африка, позднее Антарктида, Австралия и Северная Америка.

Разработанный позднее вариант гипотезы мобилизма допускает существование в прошлом двух гигантских праматериков – Лавразии и Гондваны. Из первой образовались Северная Америка и Азия, из второй – Южная Америка, Африка, Антарктида и Австралия, Аравия и Индостан.

Поначалу теория мобилизма покорила всех, ее приняли с восторгом, но через 2–3 десятилетия выяснилось, что физические свойства пород не допускают такого «плавания», и на теории дрейфа материков был поставлен жирный крест.

Вплоть до 1960-х гг. господствующей системой воззрений на динамику и развитие земной коры была теория фиксизма (от лат. flxus – неподвижный, неизменный), утверждавшая неизменное (фиксированное) положение континентов на поверхности Земли и ведущую роль вертикальных движений в развитии земной коры.

Лишь к 1960-м гг., когда была открыта общемировая система срединно-океанических хребтов, возникла практически новая теория – теория современной тектоники плит (новая глобальная тектоника), из гипотезы Вегенера принявшая только изменение взаимного расположения материков, в частности объяснение сходства очертаний континентов по обе стороны Атлантики.

Новая теория утверждает: в движении материков участвуют плиты, в состав которых входят и участки суши, и дно океана; границы между плитами могут проходить и по дну океана, и по суше, и по границам материков и океанов. В этом ее важнейшее отличие от гипотезы Вегенера, считавшего, что материки двигались по веществу, которым сложено океанское дно.

К крупным литосферным плитам относятся Евразиатская, Индийско-Австралийская, Тихоокеанская, Африканская, Северо-Американская, Южно-Американская, Антарктическая. Наряду с крупными плитами выделяются более мелкие, отвечающие отдельным глубоководным океаническим бассейнам (плита Кокос, Наска и др.), окраинным морям или частям раздробленных континентальных блоков. Движение литосферных плит происходит по астеносфере – слою верхней мантии, который подстилает литосферу и обладает вязкостью и пластичностью (рис. 11). В местах срединно-океанических хребтов литосферные плиты наращиваются за счет вещества, поднимающегося из недр, и раздвигаются по оси разломов или рифтов в стороны, образуя дивергентные границы. Этот процесс впервые описан американским геологом Г. Хессом и геофизиком Р. Дитцем, который дал ему название спрединга океанского дна (англ, spreading – расширение, распространение). Но поверхность земного шара не может увеличиваться. Возникновение новых участков земной коры по сторонам от срединно-океанических хребтов должно где-то компенсироваться ее исчезновением. Если считать, что литосферные плиты достаточно устойчивы, естественно предположить, что исчезновение коры, как и образование новой, должно происходить на границах сближающихся плит.

Рис. 11. Типы границ и схема расположения основных литосферных плит: границы плит: 1 — оси спрединга (наращивания коры), 2 — зоны субдукции (поглощения коры), 3 — скольжения (трансформные разломы), 4 — условные границы; малые плиты и микроплиты: 1 — Аравийская, 2 — Филиппинская, 3 — Кокос, 4 — Карибская, 5— Наска, 6 — Южно-Сандвичева, 7— Индокитайская, 8— Эгейская, 9 — Анатолийская, 10 — Хуан-де-Фука, 11 – Ривера, 12— Китайская, 13— Охотская

Взаимодействие литосферных плит при встречном движении (т. е. на конвергентных границах) порождает сложные и многообразные тектонические процессы, проникающие глубоко в мантию. Различают два главных вида конвергентного взаимодействия литосферных плит: субдукцию и коллизию.

Субдукция (лат. sub – под, ductio – ведение) развивается там, где на конвергентной границе сходятся континентальная и океанская литосферные плиты или океанская с океанской. При их встречном движении более тяжелая литосферная плита (всегда океанская) уходит под другую, а затем погружается в мантию. Субдукцию нельзя свести ни к «поддвигу», ни к «наддвигу» литосферных плит. Установлено, что субдукция развивается по-разному в зависимости от соотношения векторов движения плит, от возраста субдуцирующей литосферы и ряда других факторов.

Характер взаимодействующих участков литосферы определяет различия между двумя главными тектоническими типами зон субдукции: окраинно-материковым (андским) и океанским (марианским). Первый формируется там, где океанская плита субдуцирует под континент, второй – при взаимодействии двух участков океанской литосферы.

Строение и субдукционный режим окраинно-материковых зон разнообразны и зависят от многих условий. Типичный пример – Кордильеры Центральной Америки и Центральноамериканский желоб, Анды Южной Америки и идущая вдоль берега система желобов – Перуанский и Чилийский. В данном случае океанская плита погружается под материковый край плиты, образуя глубоководные желоба (характерны интенсивные вулканические и сейсмические процессы), край материковой плиты поднимается, в результате чего образуется мощная цепь гор вдоль материка.

При образовании зон субдукции океанского (марианского) типа более древняя (и поэтому более мощная и тяжелая) океанская литосфера субдуцирует под более молодую, на краю которой образуется островная дуга, другой край уходит под него, здесь уровень верхней поверхности литосферы понижается, формируется глубоководный океанический желоб (рис. 12). Таковы Алеутские острова и обрамляющий их Алеутский желоб, Курильские острова и Курило-Камчатский желоб, Марианские острова и Марианский желоб в Тихом океане, Антильские острова и желоб Пуэрто-Рико, Южные Сандвичевы острова и Южно-Сандвичев желоб – в Атлантическом.

Рис. 12. Схема взаимодействия литосферных плит (по М.В. Муратову, В.М. Цейслеру с изменениями):

1 — водная оболочка; 2–5 — литосфера (2–4 — земная кора: 2 — осадочный слой, 3 — гранитно-метаморфический слой, 4 — гранулитобазитовый слой); 5–6 — верхняя мантия (5 – надастеносферный слой, 6 — астеносфера); 7— границы раздела слоев; 8 — разломы; 9 — вулканы; 10 — направления перемещений литосферных плит

Движение плит относительно друг друга сопровождается значительными механическими напряжениями, поэтому во всех этих местах наблюдаются высокая сейсмичность, интенсивная вулканическая деятельность. Очаги землетрясений располагаются в основном на поверхности соприкосновения двух плит и могут быть на большой глубине. Край плиты, ушедшей вглубь, погружается в мантию, где постепенно превращается в мантийное вещество. Погружающаяся плита подвергается разогреву, из нее выплавляется магма, которая изливается в вулканах островных дуг. Если зоне спрединга соответствуют рифтовые долины Мирового океана, то зоне субдукции отвечают системы «островная дуга – глубоководный желоб» или «активная окраина континента – глубоководный желоб».

Гораздо реже и на короткое время при конвергенции возникают условия для надвигания на край континентальной плиты фрагментов океанской: происходит ее обдукция.

Во всех рассмотренных случаях субдуцирует литосфера океанского типа. Иначе протекает процесс там, где к конвергентной границе с обеих сторон подходит континентальная литосфера. Она включает в себя мощную и низкоплотностную земную кору. Данный процесс носит название «коллизия».

Коллизия, т. е. столкновение литосферных плит, развивается там, где континентальная литосферная плита сходится с континентальной: их дальнейшее встречное движение затруднено, оно компенсируется деформацией литосферы, ее утолщением и «скучиванием» в складчатых горных сооружениях. Наблюдается вулканизм, но меньше, чем в первых двух случаях, так как земная кора в таких местах очень мощная. Так образовался Альпийско-Гималайский горный пояс, протянувшийся от Северной Африки и западной оконечности Европы через всю Евразию до Индокитая; в его состав входят самые высокие горы на Земле, по всему его протяжению наблюдается высокая сейсмичность, на западе пояса есть действующие вулканы.