Континентальная кора или материковая земная кора - земная кора материков, которая состоит из осадочного, гранитного и базальтового пластов. Средняя толщина 35-45 км, максимальная - до 75 км (под горными массивами). Противопоставляется океанической коре, которая отлична по строению и составу. Континентальная кора имеет трёхслойное строение. Верхний слой представлен прерывистым покровом осадочных пород, который развит широко, но редко имеет большую мощность. Большая часть коры сложена верхней корой - слоем, состоящим главным образом из гранитов и гнейсов, обладающим низкой плотностью и древней историей. Исследования показывают, что большая часть этих пород образовались очень давно, около 3 миллиардов лет назад. Ниже находится нижняя кора, состоящая из метаморфических пород - гранулитов и им подобных.

5. Типы структур океанов. Поверхность суши материков составляет только одну третью часть поверхности Земли. Площадь поверхности, занятая Мировым океаном, составляет 361,1 мл кв. км. На подводные окраины континентов (шельфовые плато и континентальный склон) приходится около 1/5 площади его поверхности, на т.н. “переходные” зоны (глубоководные желоба, островные дуги, окраинные моря) – около 1/10 площади. Остальная поверхность (около 250 мл кв. км.) занята океаническими глубоководными равнинами, впадинами и разделяющими их внутриокеаническими поднятиями. Океаническое дно резко отличается по характеру сейсмичности. Можно выделить области с высокой сейсмической активности и области асейсмичные. Первые представляют собой протяженные зоны, занятые системами срединно-океанических хребтов, протягивающиеся через все океаны. Иногда эти зоны называют океаническими подвижными поясами . Подвижные пояса характерны интенсивным вулканизмом (толеитовые базальты), повышенным тепловым потоком, резко расчлененным рельефом с системами продольных и поперечных гряд, желобов, уступов, неглубоким залеганием поверхности мантии. Сейсмически мало активные области выражены в рельефе крупными океанскими котловинами, равнинами, плато, а также подводными хребтами, ограниченными уступами сбросового типа и внутриокеаническими валообразными поднятиями, увенчанными конусами действующих и потухших вулканов. Внутри областей второго типа присутствуют подводные плато и поднятия с корой материкового типа (микроконтиненты). В отличие от подвижных океанских поясов, эти области, по аналогии со структурами континентов, иногда называют талассократонами .

6. Строение океанической коры в структурах разного типа. Океанические впадины как крупнейшие отрицательные структуры поверхности земной коры имеют целый ряд особенностей строения, позволяющих противопостять их положительным структурам (континентам) и сравнивать между собой.

Главное, что объединяет и отличает все океанические впадины, это низкое положение поверхности земной коры в их пределах и отсутствие геофизического гранит-метаморфического слоя, характерного для континентов. Через все океанические впадины протягиваются подвижные пояса - горные системы срединно-океанических хребтов с высоким тепловым потоком, приподнятым положением мантийного слоя, что не типично для континентов. Система срединно-океанических хребтов, самая протяженная на поверхности Земли, пронизывает и соединяет тем самым все океанические впадины, занимая в них центральное или краевое положение.Характерно также, что тектонические структуры океанического дна нередко тесно связаны со структурами континентов. Прежде всего, эти связи выражаются в наличии общих разломов, в переходах рифтовых долин срединно-океанических хребтов в континентальные рифты (Калифорнийский и Аденский заливы), в наличии крупных погруженных блоков континентальной коры в океанах, а также впадин с безгранитной корой на континентах, в переходах трапповых полей континентов на шельф и ложе океана. Внутренняя структура океанических впадин также различна. По положению зоны современного спрединга можно противопоставить впадину Атлантического океана с медианным положением Срединно-Атлантического хребта всем остальным океанам, в которых т.н. срединный хребет смещен к одному из краев. Сложна внутренняя структура впадины Индийского океана. В западной части она напоминает структуру Атлантического океана, в восточной - более близка к западной области Тихого океана. Сравнивая строение западной области Тихого океана с восточной частью Индийского, обращает внимание их определенное сходство: глубины дна, возраст коры (Кокосовая и Западно-Австралийская котловины Индийского океана, Западная котловина Тихого океана). В обоих океанах эти части отделены от континента и впадин окраинных морей системами глубоководных желобов и островных дуг.. Связь активных окраин океанов с молодыми складчатыми структурами материков наблюдается в Центральной Америке, где Атлантический океан отделен от Карибского моря глубоководным желобом и островной дугой. Тесная связь глубоководных желобов, отделяющих впадины океанов от континентальных массивов со структурами материковой земной коры, прослеживается на примере северного продолжения Зондского глубоководного желоба, переходящего в Предараканский краевой прогиб.

7. Структуры окраин континентов(океанов) и типы коры.

8. Типы границ материковых блоков и океанических впадин. Континентальные массивы и океанические впадины могут иметь два типа границ – пассивные (атлантические) и активные (тихоокеанские). Первый тип распространен по обрамлению большей части Атлантического, Индийского, Северно-Ледовитого океанов. Для этого типа характерно, что через континентальный склон той или иной крутизны с системой ступенчатых сбросов, уступов и относительно пологого континентального подножья происходит смыкание материковых массивов с областью абиссальных равнин дна океанов. В зоне континентального подножья известны системы глубоких прогибов, но они сглажены мощными толщами рыхлых осадков. Второй тип окраин выражен по обрамлению Тихого океана, по северо-восточной окраине Индийского океана и на окраине Атлантического океана, примыкающей к Центральной Америке. В этих областях между материковыми массивами и абиссальными равнинами дна океана расположена той или иной ширины зона с глубоководными желобами, островными дугами, впадинами окраинных морей.

9. Литосферные плиты и типы их границ. Изучая литосферу, включающую земную кору и верхнюю мантию, специалисты-геофизики пришли к выводу о наличии в ней своих неоднородностей. Прежде всего, эти неоднородности литосферы выражены наличием пересекающих ее на всю толщину полосовых зон с высоким тепловым потоком, высокой сейсмичностью, активным современным вулканизмом. Площади, расположенные между такими полосовыми зонами получили название литосферных плит, а сами зоны рассматриваются в качестве границ литосферных плит. При этом одному типу границ свойственны напряжения растяжения (границы расхождения плит), другому типу – напряжения сжатия (границы схождения плит), третьему – растяжения и сжатия, возникающие при сдвигах. Первый тип границ – это дивергентные (конструктивные) границы, которые на поверхности соответствуют рифтовым зонам. Второй тип границ – субдукционные (при подвиге океанических блоков под континентальные), обдукционные (при надвиге океанических блоков на континентальные), коллизионные (при сдвижении континентальных блоков). На поверхности они выражены глубоководными желобами, краевыми прогибами, зонами крупных надвигов нередко с офиолитами (сутурами). Третий тип границ (сдвиговый) получил наименование трансформных границ. Он также нередко сопровождается прерывистыми цепочками рифтовых впадин. Выделяется несколько крупных и мелких литосферных плит. К крупным плитам относятся Евразийская, Африканская, Индо-Австралийская, Южно-Американская, Северо-Американская, Тихоокеанская, Антарктическая. К мелким плитам относят Карибскую, моря Скоша, Филиппинскую, Кокос, Наска, Аравийскую и др.

10. Рифтогенез, спрединг, субдукция, обдукция, коллизия. Рифтогенез - процесс возникновения и развития в земной коре континентов и океанов полосовидных в плане зон горизонтального растяжения глобального масштаба. В её верхней хрупкой части он проявляется в формировании рифтов выраженных в виде крупных линейных грабенов, раздвиговых полостей и родственных им структурных форм, и заполнении их осадками и (или) продуктами вулканических извержений, обычно сопутствующих рифтогенезу. В нижней, более нагретой части коры хрупкие деформации при рифтогенезе сменяются пластичным растяжением, приводящим к её утонению (образованию "шейки"), а при особенно интенсивном и длительном растяжении - и полному разрыву сплошности ранее существовавшей коры (континентальной или океанической) и формированию в образовавшемся "зиянии" новой коры океанического типа. Последний процесс, называется спредингом, мощно протекал в позднем мезозое и кайнозое в пределах современных океанов, а в меньшем (?) масштабе периодически проявлялся в некоторых зонах более древних подвижных поясов.

Субдукция - поддвигание литосферных плит океанической коры и пород мантии под края других плит (согласно представлениям Тектоники плит). Сопровождается возникновением зон глубокофокусных землетрясений и формированием активных вулканических островных дуг.

Обдукция - надвигание тектонических пластин, сложенных фрагментами океанической литосферы на континентальную окраину. В результате формируется офиолитовый комплекс.Обдукция происходит, когда какие-либо факторы нарушают нормальное поглощение океанической коры в мантию. Один из механизмов обдукции заключается в задирании океанической коры на континентальную окраину при попадании в зону субдукции срединно-океанического хребта.Обдукция относительно редкое явление и происходила в земной истории лишь периодически. Некоторые исследователи считают, что в наше время этот процесс происходит на юго-западном побережье Южной Америки.

Коллизия континентов - это столкновение континентальных плит, которое всегда приводит к смятию коры и образованию горных цепей. Примером коллизии является Альпийско-Гималайский горный пояс, образовавшийся в результате закрытия океана Тетис и столкновения с Евразийской плитой Индостана и Африки. В результате мощность коры значительно увеличивается, под Гималаями она составляет 70 км. Это неустойчивая структура, её стороны интенсивно разрушается поверхностной и тектонической эрозией. В коре с резко увеличенной мощностью идет выплавка гранитов из метаморфизованных осадочных и магматических пород.

Земная кора — многослойное образование. Верхнюю ее часть — осадочный чехол, или первый слой,— образуют осадочные породы и не уплотненные до состояния пород осадки. Ниже как на континентах, так и в океанах залегает кристаллический фундамент. В его строении и кроются основные различия между континентальным и океаническим типами земной коры. На континентах в составе фундамента выделяются два мощных слоя — «гранитный» и базальтовый. Под абиссальным ложем океанов «гранитный» слой отсутствует. Однако базальтовый фундамент океана отнюдь не однороден в разрезе, он разделяется на второй и третий слои.

До сверхглубокого и глубоководного бурения о структуре земной коры судили главным образом по геофизическим данным, а именно по скоростям продольных и поперечных сейсмических волн. В зависимости от состава и плотности пород, слагающих те или иные слои земной коры, скорости прохождения сейсмических волн значительно изменяются. В верхних горизонтах, где преобладают слабо уплотненные осадочные образования, они относительно невелики, в кристаллических же породах резко возрастают по мере увеличения их плотности.

После того как в 1949 г. впервые были измерены скорости распространения сейсмических волн в породах ложа океана, стало ясно, что скоростные разрезы коры континентов и океанов весьма различны. На небольшой глубине от дна, в фундаменте под абиссальной котловиной, эти скорости достигали величин, которые на материках фиксировались в самых глубоких слоях земной коры. Вскоре выяснилась причина подобного несоответствия. Дело в том, что кора океанов оказалась поразительно тонкой. Если на континентах толщина земной коры составляет в среднем 35 км, а под горно-складчатыми системами даже 60 и 70 км, то в океане она не превышает 5—10, редко 15 км, а в отдельных районах мантия находится почти у самого дна.

Стандартный скоростной разрез континентальной коры включает верхний, осадочный слой со скоростью продольных волн 1—4 км/с, промежуточный, «гранитный» — 5,5—6,2 км/с и нижний, базальтовый — 6,1 — 7,4 км/с. Ниже, как полагают, залегает так называемый перидотитовый слой, входящий уже в состав астеносферы, со скоростями 7,8—8,2 км/с. Названия слоев носят условный характер, так как реальные сплошные разрезы континентальной коры никто до сих пор не видел, хотя Кольская сверхглубокая скважина проникла в глубь Балтийского щита уже на 12 км.

В абиссальных котловинах океана под тонким осадочным плащом (0,5—1,5 км), где скорости сейсмических волн не превышают 2,5 км/с, находится второй слой океанической коры. По данным американского геофизика Дж. Уорзела и других ученых, он отличается удивительно близкими значениями скорости — 4,93—5,23 км/с,

в среднем 5,12 км/с, а средняя мощность под ложем океанов равна 1,68 км (в Атлантическом — 2,28, в Тихом — 1,26 км). Впрочем, в периферийных частях абиссали, ближе к окраинам континентов, мощности второго слоя довольно резко увеличиваются. Под этим слоем выделяется третий слой коры с не менее однородными скоростями распространения продольных сейсмических волн, равными 6,7 км/с. Его толщина колеблется от 4,5 до 5,5 км.

В последние годы выяснилось, что для скоростных разрезов океанической коры характерен больший разброс значений, чем это предполагалось ранее, что, по-видимому, связано с глубинными неоднородностями, существующими в ней.

Как видим, скорости прохождения продольных сейсмических волн в верхних (первом и втором) слоях континентальной и океанической коры существенно различны.

Что касается осадочного чехла, то это обусловлено преобладанием в его составе на континентах древних образований мезозойского, палеозойского и докембрийского возраста, претерпевших довольно сложные преобразования в недрах. Дно же океана, как говорилось выше, относительно молодо, и осадки, лежащие над базальтами фундамента, слабо уплотнены. Это связано с действием целого ряда факторов, определяющих эффект недоуплотнения, который известен как парадокс глубоководного диагенеза.

Сложнее объяснить разницу в скоростях сейсмических волн при их распространении через второй («гранитный») слой континентальной и второй (базальтовый) слой океанической коры. Как ни странно, в базальтовом слое океана эти скорости оказались ниже (4,82— 5,23 км/с), чем в «гранитном» (5,5—6,2 км/с). Дело тут в том, что скорости продольных сейсмических волн в кристаллических породах с плотностью 2,9 г/см3 приближаются к 5,5 км/с. Отсюда вытекает, что если «гранитный» слой на континентах действительно сложен кри-сталлическими породами, среди которых преобладают метаморфические образования нижних ступеней трансформации (по данным сверхглубокого бурения на Кольском полуострове), то в составе второго слоя океанической коры, помимо базальтов, должны участвовать образования с плотностью меньшей, чем у кристаллических пород (2—2,55 г/см3).

Действительно, в 37-м рейсе бурового судна «Гломар Челленджер» были вскрыты породы океанического фундамента. Бур проник сквозь несколько базальтовых покровов, между которыми находились горизонты карбонатных пелагических осадков. В одной из скважин была пройдена 80-метровая толща базальтов с прослоями известняков, в другой — 300-метровая серия пород вулкано-генно-осадочного происхождения. Бурение первой из перечисленных скважин было остановлено в ультраосновных породах — габбро и гипербазитах, которые, вероятно, уже относятся к третьему слою океанической коры.

Глубоководное бурение и исследование рифтовых зон с подводных обитаемых аппаратов (ПОА) позволили выяснить в общих чертах структуру океанической коры. Правда, нельзя с уверенностью утверждать, что нам известен полный и непрерывный ее разрез, не искаженный последующими наложенными процессами. Наиболее детально изучен в настоящее время верхний, осадочный слой, вскрытый частично или полностью почти в 1000 точках дна буром «Гломара Челленджера» и «Джойдес Резо-люшн». Гораздо менее исследован второй слой океанической коры, который вскрыт на ту или иную глубину гораздо меньшим числом скважин (несколькими десятками). Однако сейчас очевидно, что этот слой сформирован, в основном лавовыми покровами базальтов, между которыми заключены разнообразные осадочные образования небольшой мощности. Базальты относятся к толеитовым разностям, возникшим в подводных условиях. Это подушечные лавы, сложенные зачастую пустотелыми лавовыми трубами и подушками. Находящиеся между базальтами осадки в центральных частях океана состоят из остатков мельчайших планктонных организмов с карбонатной или кремнистой функцией.

Наконец, третий слой океанической коры отождествляют с так называемым дайковым поясом — сериями небольших магматических тел (интрузий), тесно пригнанных одно к другому. Состав этих интрузий основной в ультраосновной. Это габбро и гипербазиты, формировавшиеся не при излиянии магм на поверхности дна, как базальты второго слоя, а в недрах самой коры. Иначе говоря, речь идет о магматических расплавах, которые застыли вблизи магматического очага, так и не достигнув поверхности дна. Их более «тяжелый» ультраосновной состав свидетельствует об остаточном характере этих магматических расплавов. Если же вспомнить, что толщина третьего слоя обычно в 3 раза превышает мощность второго слоя океанической коры, то определение ее как базальтовой может показаться большим преувеличением.

Подобно этому и «гранитный» слой континентальной коры, как выяснилось в процессе бурения Кольской сверхглубокой скважины, оказался вовсе не гранитным, по крайней мере в верхней его половине. Как уже говорилось выше, в пройденном здесь разрезе преобладали метаморфические породы низших и средних ступеней преобразования. В большинстве своем они являются измененными при высоких температурах и давлении, существующих в недрах Земли, древними осадочными породами. В этой связи сложилась парадоксальная ситуация, заключающаяся в том, что мы теперь больше знаем о коре океанической, чем о континентальной. И это при том, что первая изучается интенсивно от силы два десятилетия, тогда как вторая — объект исследований по крайней мере полутора столетий.

Обе разновидности земной коры не являются антагонистами. В краевых частях молодых океанов, Атлантического и Индийского, граница между континентальной и океанической корой несколько «размыта» 8а счет постепенного утонения первой из них в области перехода от континента к океану. Эта граница в целом тектонически спокойна, т. е. не проявляет себя ни мощными сейсмическими толчками, которые случаются здесь крайне редко, ни вулканическими извержениями.

Однако такое положение сохраняется не везде. В Тихом океане граница между континентальной и океанической корой относится, пожалуй, к самым драматическим рубежам раздела на нашей планете. Так что же все-таки, эти две разновидности земной коры — антиподы или нет? Думается, что мы можем с полным основанием считать их таковыми. Ведь несмотря на существование целого ряда гипотез, предполагающих океанизацию континентальной коры или, напротив, превращение океанического субстрата в континентальный за счет целого ряда минеральных трансформаций базальтов, на самом деле доказательств непосредственного перехода одного типа коры в другой нет. Как будет показано ниже, континентальная кора формируется в специфических тектонических обстановках в активных зонах перехода между материком и океаном и в основном в результате преобразования другой разновидности земной коры, называемой субокеанической. Океанический субстрат исчезает в зонах Беньофа, либо выдавливается как ласта из тюбика, на край континента, либо превращается в тектонический меланж (крошево из перетертых пород) в областях «захлопывания» океанов.

– ограничена поверхностью суши или дном Мирового океана. Имеет она и геофизическую границу, которой является раздел Мохо . Граница характеризуется тем, что здесь резко нарастают скорости сейсмических волн. Установил её в $1909$ г. хорватский ученый А. Мохоровичич ($1857$-$1936$).

Земную кору слагают осадочные, магматические и метаморфические горные породы, а по составу в ней выделяется три слоя . Горные породы осадочного происхождения, разрушенный материал которых переотложился в нижние слои и образовал осадочный слой земной коры, покрывает всю поверхность планеты. В некоторых местах он очень тонкий и, возможно, прерывается. В других местах он достигает мощности нескольких километров. Осадочными являются глина, известняк, мел, песчаник и др. Образуются они путем осаждения веществ в воде и на суше, лежат обычно пластами. По осадочным породам можно узнать о существовавших на планете природных условиях, поэтому геологи их называют страницами истории Земли . Осадочные породы подразделяются на органогенные , которые образуются путем накопления останков животных и растений и неорганогенные , которые в свою очередь подразделяются на обломочные и хемогенные .

Обломочные породы являются продуктом выветривания, а хемогенные – результат осаждения веществ, растворенных в воде морей и озер.

Магматические породы слагают гранитный слой земной коры. Образовались эти породы в результате застывания расплавленной магмы. На континентах мощность этого слоя $15$-$20$ км, он совсем отсутствует или очень сильно сокращается под океанами.

Магматическое вещество, но бедное кремнеземом слагает базальтовый слой, имеющий большой удельный вес. Слой этот хорошо развит в основании земной коры всех областей планеты.

Вертикальная структура и мощность земной коры различны, поэтому выделяют несколько её типов. По простой классификации существует океаническая и материковая земная кора.

Материковая земная кора

Материковая или континентальная кора отличается от океанической коры толщиной и устройством . Континентальная кора расположена под материками, но её край не совпадает с береговой линией. С точки зрения геологии настоящим материком является вся площадь сплошной материковой коры. Тогда получается, что геологические материки больше географических материков. Прибрежные зоны материков, называемые шельфом – это есть временно залитые морем части материков. Такие моря как Белое, Восточно-Сибирское, Азовское – расположены на материковом шельфе.

В континентальной земной коре выделяются три слоя :

• Верхний слой – осадочный;
• Средний слой – гранитный;
• Нижний слой – базальтовый.

Под молодыми горами такой тип коры имеет толщину$ 75$ км, под равнинами – до $45$ км, а под островными дугами – до $25$ км. Верхний осадочный слой материковой коры формируется глинистыми отложениями и карбонатами мелководных морских бассейнов и грубообломочными фациями в краевых прогибах, а также на пассивных окраинах континентов атлантического типа.

Вторгшаяся в трещины земной коры магма сформировала гранитный слой в составе которого есть кремнезем, алюминий и другие минералы. Толщина гранитного слоя может доходить до $25$ км. Слой этот очень древний и имеет солидный возраст – $3$ млрд. лет. Между гранитным и базальтовым слоем, на глубине до $20$ км, прослеживается граница Конрада . Она характеризуется тем, что скорость распространения продольных сейсмических волн здесь увеличивается, на $0,5$ км/сек.

Формирование базальтового слоя произошло в результате излияния на поверхность суши базальтовых лав в зонах внутриплитного магматизма. Базальты содержат больше железа, магния и кальция, поэтому они тяжелее гранита. В пределах этого слоя скорость распространения продольных сейсмических волн от $6,5$-$7,3$ км/сек. Там, где граница становится размытой, скорость продольных сейсмических волн растет постепенно.

Замечание 2

Общая масса земной коры от массы всей планеты составляет всего $0,473$ %.

Одну из первых задач, связанную с определением состава верхней континентальной коры, взялась решать молодая наука геохимия . Так как кора состоит из множества самых разнообразных пород, эта задача была весьма сложной. Даже в одном геологическом теле состав пород может сильно варьироваться, а в разных районах могут быть распространены разные типы пород. Исходя из этого, задача заключалась в определении общего, среднего состава той части земной коры, которая на континентах выходит на поверхность. Эту первую оценку состава верхней земной коры сделал Кларк . Он работал сотрудником геологической службы США и занимался химическим анализом горных пород. В ходе многолетних аналитических работ, ему удалось обобщить результаты и рассчитать средний состав пород, который был близок к граниту . Работа Кларка подверглась жесткой критике и имела противников.

Вторую попытку по определению среднего состава земной коры предпринял В. Гольдшмидт . Он предположил, что двигающийся по континентальной коре ледник , может соскребать и смешивать выходящие на поверхность породы, которые в ходе ледниковой эрозии будут отлагаться. Они то и будут отражать состав средней континентальной коры. Проанализировав состав ленточных глин, которые во время последнего оледенения отлагались в Балтийском море , он получил результат, близкий к результату Кларка. Разные методы дали одинаковые оценки. Геохимические методы подтверждались. Этими вопросами занимались, и широкое признание получили оценки Виноградова, Ярошевского, Ронова и др .

Океаническая земная кора

Океаническая кора расположена там, где глубина моря больше $ 4$ км, а это значит, что она занимает не все пространство океанов. Остальная площадь покрыта корой промежуточного типа. Кора океанического типа устроена не так, как континентальная кора, хотя тоже разделяется на слои. В ней практически совсем отсутствует гранитный слой , а осадочный очень тонкий и имеет мощность менее $1$ км. Второй слой пока еще неизвестен , поэтому его называют просто вторым слоем . Нижний, третий слой – базальтовый . Базальтовые слои континентальной и океанической коры похожи скоростями сейсмических волн. Базальтовый слой в океанической коре преобладает. Как говорит теория тектоники плит, океаническая кора постоянно формируется в срединно-океанических хребтах, потом она от них отходит и в областях субдукции поглощается в мантию. Это свидетельствует о том, что океаническая кора является относительно молодой . Наибольшее количество зон субдукции характерно для Тихого океана , где с ними связаны мощные моретрясения.

Определение 1

Субдукция – это опускание горной породы с края одной тектонической плиты в полурасплавленную астеносферу

В том случае, когда верхней плитой является континентальная плита, а нижней – океаническая – образуются океанические желоба .
Её толщина в разных географических зонах варьируется от $5$-$7$ км. С течением времени толщина океанической коры практически не изменяется. Связано это с количеством расплава, выделяющегося из мантии в срединно-океанических хребтах и толщиной осадочного слоя на дне океанов и морей.

Осадочный слой океанической коры небольшой и редко превышает толщину в $0,5$ км. Состоит он из песка, отложений останков животных и осажденных минералов. Карбонатные породы нижней части на большой глубине не обнаруживаются, а на глубине больше $4,5$ км карбонатные породы замещаются красными глубоководными глинами и кремнистыми илами.

Базальтовые лавы толеитового состава сформировали в верхней части базальтовый слой , а ниже лежит дайковый комплекс .

Определение 2

Дайки – это каналы, по которым базальтовая лава изливается на поверхность

Базальтовый слой в зонах субдукции превращается в экголиты , которые погружаются в глубину, потому что имеют большую плотность окружающих мантийных пород. Их масса составляет около $7$ % от массы всей мантии Земли. В пределах базальтового слоя скорость продольных сейсмических волн составляет $6,5$-$7$ км/сек.

Средний возраст океанической коры составляет $100$ млн. лет, в то время как самые старые её участки имеют возраст $156$ млн. лет и располагаются во впадине Пиджафета в Тихом океане. Сосредоточена океаническая кора не только в пределах ложа Мирового океана, она может быть и в закрытых бассейнах, например, северная впадина Каспийского моря. Океаническая земная кора имеет общую площадь $306$ млн. км кв.

В структуре Земли исследователи выделяют 2 типа земной коры - материковую и океаническую.

Что представляет собой материковая земная кора?

Материковая земная кора , именуемая также континентальной, характеризуется наличием в ее структуре 3 различных слоев. Верхний представлен осадочными породами, второй - гранитом или гнейсами, третий состоит из базальта, гранулитов и других метаморфических пород.

Материковая земная кора

Толщина материковой земной коры - порядка 35-45 км, иногда достигает 75 км (как правило, в областях горных массивов). Рассматриваемый тип земной коры покрывает примерно 40 % поверхности Земли. С точки зрения объема он соответствует приблизительно 70 % от земной коры.

Возраст материковой земной коры достигает 4,4 млрд лет.

Что представляет собой океаническая земная кора?

Основной минерал, формирующий океаническую земную кору , - базальт. Но кроме него в ее структуру входят:

1. осадочные породы;
2. расслоенные интрузии.

В соответствии с распространенной научной концепцией, океаническая кора формируется постоянно за счет тектонических процессов. Она значительно моложе материковой, возраст ее древнейших участков - около 200 млн лет.

Толщина океанической коры составляет порядка 5-10 км в зависимости от конкретного участка измерений. Можно отметить, что с течением времени она почти не меняется. В среде ученых распространен подход, по которому океаническая кора должна рассматриваться как относящаяся к океанической литосфере. В свою очередь, ее толщина во многом зависит от возраста.

Сравнение

Главное отличие материковой земной коры от океанической заключается, очевидно, в их расположении. Первая размещает на себе континенты, сушу, вторая - океаны и моря.

Материковая кора представлена в основном осадочными породами, гранитами и гранулитами. Океаническая - преимущественно базальтом.

Материковая земная кора значительно толще и возрастнее. Она уступает океанической с точки зрения площади покрытия поверхности земли, но превосходит с точки зрения занимаемого объема во всей земной коре.

Можно отметить, что в некоторых случаях океаническая земная кора способна наслаиваться поверх материковой в процессе обдукции.

Определив, в чем разница между материковой и океанической земной корой, зафиксируем выводы в небольшой таблице.

Таблица

Континентальная кора как по составу, так и по строению резко отличается от океанической. Её мощность меняется от 20-25 км под островными дугами и участками с переходным типом коры до 80 км под молодыми складчатыми поясами Земли, например под Андами или Альпийско-Гималайским поясом. В среднем мощность континентальной коры под древними платформами приблизительно равна 40 км, а её масса, включая субконтинентальную кору, достигает 2,2510× 25 г. Рельеф континентальной коры весьма сложен. Однако в нем выделяются обширные заполненные осадками равнины, обычно расположенные над протерозойскими платформами, выступы наиболее древних (архейских) щитов и горные системы более молодого возраста. Рельефу континентальной коры присущи и максимальные перепады высот, достигающие 16-17 км от подножий континентальных склонов в глубоководных желобах до высочайших горных вершин.

Строение континентальной коры очень неоднородное, однако, как и в океанической коре, в её толще, особенно в древних платформах, иногда выделяются три слоя: верхний осадочный и два нижних, сложенных кристаллическими породами. Под молодыми подвижными поясами строение коры оказывается более сложным, хотя общее её расчленение приближается к двухслойному.

Осадочный слой на континентах изучен достаточно полно как с помощью геофизических методов разведки, так и прямым бурением. Строение поверхности консолидированной коры в местах её обнажения на древних щитах изучалось как прямыми геологическими, так и геофизическими методами, а на континентальных платформах, перекрытых осадками, - в основном геофизическими методами исследования. Так, было установлено, что скорости сейсмических волн в слоях земной коры нарастают сверху вниз от 2-3 до 4,5-5,5 км/с в низах осадочной толщи; до 6-6,5 км/с в верхнем слое кристаллических пород и до 6,6-7,0 км/с в нижнем слое коры. Почти повсеместно континентальная кора, как и океаническая, подстилается высокоскоростными породами границы Мохоровичича со скоростями сейсмических волн от 8,0 до 8,2 км/с, но это уже свойства подкоровой литосферы, сложенной породами мантии.

Мощность верхнего осадочного слоя континентальной коры меняется в широких пределах - от нуля на древних щитах до 10-12 и даже 15 км на пассивных окраинах континентов и в краевых прогибах платформ. Средняя мощность осадков на стабильных протерозойских платформах обычно близка к 2-3 км. Среди осадков на таких платформах преобладают глинистые отложения и карбонаты мелководных морских бассейнов. В краевых прогибах и на пассивных окраинах континентов атлантического типа осадочные разрезы обычно начинаются с грубообломочных фаций, сменяемых выше по разрезу песчано-глинистыми отложениями и карбонатами прибрежных фаций. Как в основании, так и в самых верхних частях разрезов осадочных толщ краевых прогибов иногда встречаются хемогенные осадки - эвапориты, отмечающие собой условия осадконакопления в узких полузамкнутых морских бассейнах с аридным климатом. Обычно такие бассейны возникают только на начальной или конечной стадии развития морских бассейнов и океанов, если, конечно, эти океаны и бассейны в моменты своего образования или закрытия располагались в поясах аридного климата. Примерами отложения таких формаций на ранних стадиях формирования океанических бассейнов могут служить эвапориты в основании осадочных разрезов шельфовых зон Африки в Атлантическом океане и соленосные отложения Красного моря. Примерами отложения соленосных формаций, приуроченных к закрывающимся бассейнам, служат эвапориты реногерцинской зоны в Германии и пермские соленосно-гипсоносные толщи в Предуральском краевом прогибе на востоке Русской платформы.

Верхняя часть разреза консолидированной континентальной коры обычно представлена древними, в основном докембрийскими породами гранитогнейсового состава или чередованием гранитоидов с поясами зеленокаменных пород основного состава. Иногда эту часть разреза жесткой коры называют «гранитным» слоем, подчёркивая тем самым преобладание в нем пород гранитоидного ряда и подчинённость базальтоидов. Породы «гранитного» слоя обычно бывают преобразованы процессами регионального метаморфизма до амфиболитовой фации включительно. Верхняя часть этого слоя всегда представляет собой денудационную поверхность, по которой когда-то происходил размыв тектонических структур и магматических образований древних складчатых (горных) поясов Земли. Поэтому вышележащие осадки на коренных породах континентальной коры всегда залегают со структурным несогласием и обычно с большим временным сдвигом по возрасту.

В более глубоких частях коры (приблизительно на глубинах около 15-20 км) часто прослеживается рассеянная и непостоянная граница, вдоль которой скорость распространения продольных волн возрастает примерно на 0,5 км/с. Это так называемая граница Конрада, оконтуривающая сверху нижний слой континентальной коры, иногда условно называемый «базальтовым», хотя определённых данных о его составе у нас ещё очень мало. Скорее всего нижние части континентальной коры сложены породами среднего и основного состава, метаморфизованными до амфиболитовой или даже до гранулитовой фации (при температурах более 600 °С и давлении выше 3-4 кбар). Не исключено, что в основании тех блоков континентальной коры, которые формировались в своё время за счёт столкновений островных дуг, могут залегать фрагменты древней океанической коры, включающие в себя не только основные, но и серпентинизированные ультраосновные породы.

Гетерогенность континентальной коры особенно ярко видна даже при простом взгляде на геологическую карту материков. Обычно отдельные и тесно переплетённые неоднородные по составу и строению блоки коры представляют собой разновозрастные геологические структуры - остатки древних складчатых поясов Земли, последовательно примыкавших друг к другу в процессе роста континентальных массивов. Иногда такие структуры, наоборот, являются следами бывших расколов древних материков (например, авлакогены). Контактируют между собой такие блоки обычно по шовным зонам, часто называемым не очень удачно глубинными разломами.

Проведённые в последнее десятилетие исследования глубинного строения континентальной коры сейсмическим методом отражённых волн с накапливанием сигналов (проект COCORT) показали, что шовные зоны, разделяющие разновозрастные складчатые пояса, представляют собой, как правило, гигантские надвиги-взбросы. Крутые в верхних частях коры надвиговые поверхности с глубиной быстро выполаживаются. По горизонтали такие надвиговые структуры часто прослеживаются на многие десятки и до сотни километров, тогда как по глубине они иногда подходят к самому основанию континентальной коры, маркируя собой древние и ныне уже отмершие зоны поддвига литосферных плит или сопряжённые с ними вторичные надвиги.