20 Км до 80-200 км, и глубже, от 80 до 400 км под континентами, причем залегание

астеносферы глубже под более древними геологическими структурами, например, под

докембрийскими платформами, чем под молодыми. Мощность астеносферного слоя, как и

его глубина сильно изменяются в горизонтальном и вертикальном направлениях. В

современных геотектонических представлениях астеносферному слою отводится роль

своеобразной смазки, по которой могут перемещаться вышележащие слои мантии и коры.

Земная кора и часть верхней мантии над астеносферой носит название литосфера

(“литос” - камень, греч.). Литосфера холодная, поэтому она жесткая и может выдержать

большие нагрузки. На глубине в 1000 км в нижней мантии скорость волн Р достигает 11,2-

11,5 км/с, а Vs = 7,2-7,3 км/с. На границе нижней мантии и внешнего ядра Vр уменьшается

с 13,6 км/с до 8,1 км/с, затем снова возрастает до 10,5 км/с, но в переходном слое F от

внешнего ядра к внутреннему, снова падает и опять возрастает во внутреннем, твердом

ядре до 11,2-11,3 км/с, не достигая однако, скорости низов мантии.

2.7. Строение земной коры.

В предыдущем разделе было установлено общее внутреннее строение земного

шара, поверхность которого покрывает тоненькая, но чрезвычайно важная «пленка»,

называемая земной корой, имеющей в среднем мощность около 40 км и составляющей

всего лишь 1/160 от радиуса Земли. Земная кора вместе с частью верхней мантии до

астеносферного слоя называется литосферой, а литосфера, вместе с астеносферой

образует тектоносферу, верхнюю оболочку земного шара во многом ответственную за

процессы, происходящие в земной коре. Строение земной коры, мощность которой

изменяется практически от 0 до 70-75 км и повсеместно имеет четкую нижнюю границу –

поверхность Мохоровичича или «М», принципиально отличается на континентах и в

океанах.

Сведения о коре мы получаем от непосредственного наблюдения пород на

поверхности Земли, особенно на щитах древних платформ, из керна глубоких и

сверхглубоких скважин, как на суше, так и в океанах; ксенолитов в вулканических

породах; драгированием океанского дна и сейсмических исследований, дающих наиболее

важную информацию о глубоких горизонтах земной коры.

Океаническая кора обладает 3-х слойным строением (сверху вниз) (рис. 2.7.1):

1-й слой представлен осадочными породами, в глубоководных котловинах не

превышающей в мощности 1 км и до 15 км вблизи континентов.

Рис. 2.7.1. Схемы строения земной коры. I – континентальная кора, слои: 1 – осадочный, 2

– гранитно-метаморфический, 3 – гранулито-базитовый, 4 – перидотиты верхней мантии.

II – океаническая кора, слои: 1 – осадочный, 2 – базальтовых подушечных лав, 3 –

комплекса параллельных даек, 4 – габбро, 5 – перидотиты верхней мантии. М – граница

Мохоровичича

Породы представлены карбонатными, глинистыми и кремнистыми породами.

Важно подчеркнуть, что нигде в океанах возраст осадков не превышает 170-180 млн. лет.

2-й слой сложен, в основном, базальтовыми пиллоу (подушечными) лавами, с

тонкими прослоями осадочных пород. В нижней части этого слоя располагается

своеобразный комплекс параллельных даек базальтового состава, служившим

подводящими каналами для подушечных лав.

3-й слой представлен кристаллическими магматическими породами, главным

образом, основного состава – габбро и реже ультраосновного, располагающимся в нижней

части слоя, глубже которого располагается поверхность М и верхняя мантия.

Очень важно подчеркнуть, что кора океанического типа развита не только в

океанах и глубоководных впадинах внутренних морей, но встречается также и в

складчатых поясах на суше в виде фрагментов пород офиолитовой ассоциации,

парагенезис (сонохождение) которых (кремнистые породы – базальтовые лавы – основные

и ультраосновные породы) был впервые выделен в 20-х годах ХХ в. Г.Штейнманом в

Лигурийских Альпах на СЗ Италии.

Рис. 2.7.2. Строение океанической земной коры

Континентальная земная кора также имеет 3-х членное строение, но структура ее иная

(сверху вниз):

1-й осадочно-вулканогенный слой обладает мощностью от 0 на щитах платформ до

25 км в глубоких впадинах, например, в Прикаспийской. Возраст осадочного слоя

колеблется от раннего протерозоя до четвертичного.

2-й слой образован различными метаморфическими породами: кристаллическими

сланцами и гнейсами, а также гранитными интрузиями. Мощность слоя изменятся от 15

до 30 км в различных структурах.

3-й слой, образующий нижнюю кору, сложен сильно метаморфизованными

породами, в составе которых преобладают основные породы. Поэтому он называется

гранулито-базитовым. Частично он был вскрыт Кольской сверхглубокой скважиной.

Нижняя кора обладает изменчивой мощностью в 10-30 км. Граница раздела между 2-ым и

3-м слоем континентальной коры нечеткая, в связи с чем иногда в консолидированной

части коры (ниже осадочного слоя) выделяют 3, а не 2 слоя.

Поверхность М выражена повсеместно и достаточно четко скачком скоростей

сейсмических волн от 7,5 – 7,7 до 7,9 – 8,2 км/с. Верхняя мантия в составе нижней части

литосферы сложена ультраосновными породами, в основном, перидотитами, как, впрочем,

и астеносфера, характеризующаяся пониженной скоротью сейсмических волн, что

интерпретируется как пониженная вязкость и, возможно, плавление до 2-3%.

28. Континенты и океаны обладают различным строением и возрастом земной коры.

Континентальная кеора имеет мощность до 7,5 км, в среднем 40 км и состоит из 3-х слоев

(сверху вниз): 1 0 осадочного, 2 – гранитно-метаморфического и 3 – гранулито-

базитового. Возраст континентальной коры древний – до 4 млрд. лет. Океаническая кора

также 3-х слойная (сверху вниз): 1 – осадочный слой, 2 – базальтовый с параллельными

дайками, 3 – габброидный. Мощность океанской коры до 6 км и возраст не древнее 180

млн. лет.

Континенты и океаны – это наиболее крупные структурные элементы литосферы,

причем к континентам относятся обширные пространства шельфовых (мелководных)

морей и поэтому граница структуры «континент» не совпадает с береговой линией.

В пределах этих самых крупных структур выделяются структуры меньшего

размера – подвижные пояса и стабильные устойчивые площади. В океанах к 1-м из них

относятся протяженные срединно-океанические хребты с рифтовой зоной в осевой части и

поперечными трастформными разломами, а ко 2-м – глубоководные равнины или плиты.

На еконтинентах подвижные структуры представлены горно-складчатыми поясами, а

стабильные – платформами. Срединно-океанические хребты обладают высокой, хотя и не

очень сильной сейсмичностью и активным вулканизмом, в противоположность

глубоководным плитам. На континентах стабильные участки представлены платформами,

имеющими двухэтажное строение (рис. 19.1).

Рис. 19.1. Схема строения платформы: I – фундамент; II – чехол: 1 – щит, 2 – синеклиза, 3

- антеклиза, 4 – свод, 5 – впадина

Нижний этаж сложен дислоцированными, метаморфизованными и прорванными

разнообразными интрузиями толщами пород различного возраста, называемыми

фундаментом, выше которого резко несогласно и почти горизонтально залегает верхний

этаж – чехол, сложенный осадочными породами и местами базальтовыми покровами. В

зависимости от возраста толщ, слагающих фундамент, платформы подразделяются на

древние, с докембрийским фундаментом и молодые с палеозойским фундаментом. Все

крупные платформы – Восточно-Европейская, Сибирская, Африканская, Северо-

Американская, Южно-Американская и др. имеют докембрийский возраст фундамента, в

основном, дорифейский, а молодые платформы, например, Западно-Сибирская, Средне-

Европейская – палеозойский (каледонский и герцинский). В пределах платформ

выделяются структуры еще более мелкого порядка: щиты и плиты. Щит – это выступ

фундамента на поверхность, а плита сложена платформенным чехлом. На плитах, в свою

очередь, выделяются антеклизы и синеклизы, пологие поднятия или впадины. В

основании чехла могут располагаться грабенообразные впадины, рифты или авлвкогены

(«авлос» – ров, «ген» – рожденный, греч.). Синеклизы и антеклизы осложняются

структурами – сводами, впадинами, валами и т.д. Таким образом, платформа, возраст

которой исчисляется с начала формирования чехла, представляет собой устойчивую

структуру, испытавшую медленные вертикальные движения, но перемещавшуюся вместе

с литосферными плитами в горизонатльном направлении.

На континентах выделяются складчато-орогенные пояса двух типов. Один тип

первичных поясов, является результатом развития пассивных или активных

континентальных окраин , впоследствии дислоцированных и превращенных в складчатые

сооружения, испытавшие орогенез («орос» – горы, «орогенез» - горообразование, греч.)

или в результате столкновения, коллизии двух литосферных плит. Такие пояса, как

Северо-Американский и Южно-Американский образовались в результате процессов на

активных окраинах, а Средиземноморский горно-складчатый пояс сформировался при

коллизии Африкано-Аравийской и Евроазиатской литосферных плит.

Вторичные пояса аозникают в результате горообразования на патформах,

например, Тянь-Шань, Забайкальский и др., поэтому они называются иногда

эпиплатформенными.

В горно-складчатых поясах, как и на платформах выделяются второстепенные

структурные элементы: синклинории и антиклинории; межгорнеы впадины и передовые

прогибы. Как правило, в первичных поясах широко развиты покровы и надвиги, а также

фрагменты пород офиолитовой ассоциации – реликтов коры океанического типа.

Более подробно основные структруные элементы литосферы будут

рассматриваться в учебных курсах «Историческая геология» и «Геотектоника».