Перейти к основному содержанию

Земная кора

ЗЕМНАЯ КОРА — в настоящее время — под. 3. к. подразумевается сиалическая оболочка Земли, располагающаяся выше границы Мохоровичича (М), слагающая верхнюю часть литосферы Земли и отделяющаяся от подстилающего субстрата скачком в изменении скорости распространения продольных (Vp) и поперечных (V5) упругих волн. Иногда разделение носит формальный характер (граница М является прерывистой или диффузной). Существуют и представления о 3. к.(Беньофф, 1954) как о твердой оболочке Земли, в которой регистрируются, очаги землетрясений, т. е. способной к длительному накоплению упругих напряжений — облеск до глубин ~ 700 км. Средняя плотность (а) 3. к. в зависимости от ее состава и с учетом связи плотности и скорости распространения сейсмических волн принимается разя. исследователями от 2,67 до 2,84 г/см3. Наиболее вероятно значение 2,77 г/см3. 3. к. неоднородна как по горизонтали, так и по вертикали. По вертикали в 3. к. выделяются: осад, слой (а 1,8—2,5 г/см3, Vp 1—4 км/сек); гранитный слой (с2,5—2,75; Vp 5,5—6,2 км/сек; V 3,0—3,7 км/сек) и базальтовый слой (а 2,75—3,0; Vp 6,1—7,4 км/сек; V. 3,7—4,0 км/сек). Средняя плотность подкорового субстрата (перидотитового слоя) принимается 3,1—3,3 г/см3, зарегистрированная скорость Vp 7,8—8,2, Vs 4,4—4,8 км/сек. Название слоев в большей мере условны; единая терминология отсутствует. Граница между гранитным и базальтовым слоями называется границей Конрада. Гранитный слой состоит главным образом из кислых магматический (группа гранита) и метам, порода низких фаций; базальтовый — из основных порода типа габбро и метам, порода высоких фаций; подкоровый субстрат —из ультраосновных порода (перидотиты, гранатовые перидотиты, меймечиты) или эклогитов. В последнее время в дополнение к существующему представлению о химический природе границ 3. к. предложено объяснение их наличием фазовых переходов вещества одного и того же состава; существуют мнения о возможности физический природы этих границ. Горизонтальная неоднородность 3. к. определяется разделением ее на континентальную, океанскую и кору переходного типа. Континентальная кора характеризуется наличием трех слоев и большими мощности (средняя мощности~35 км; максимальная, под горами,— до 70—75 км). Мощности океанской 3. к.колеблется от ~ 5 до ~ 10 км. Одной из особенностей океанской 3. к. является разделение ее на два типа: атлантический (горные хребты секут побережье в разных направлениях) и тихоокеанский (горные хребты параллельны берегам). 3. к. переходного типа является сложным сочетанием первых двух типов; она соответствует облеск шельфов, океанских хребтов и островных дуг. 3. к. находится в подавляющем большинстве в состоянии изостатического равновесия. Зоной выравнивания считается астеносфера; отмечены нарушения изостатической компенсации трех типов: вулканический острова; островные дуги и океанские впадины; облеск недавних опусканий коры. Между мощности 3. к. и ано-малиями Буге и, идентично, между мощности 3. к. и рельефом дневной поверхности существуют корреляционные статистические связи, справедливые для больших площадей осреднения (десятки тысяча км2), линейные в пределах одного типа коры и для общего случая апроксимируемые выражением типа М = 35 (1— th 0,0037 Ад) и М = 33 th (0,38 АН — —0,18) + 38. (Деменицкая, 1967). Сплошность 3. к. прерывается большим количеством вертикальных и наклонных нарушений, разбивающих ее на блоки; некоторые из нарушений уходят в мантию, образуя корово-мантийные блоки. Неоднородность поверхностных слоев 3. к. хорошо отражается локальными аномалиями гравитационного и магнитного полей. Термический режим в 3. к. характеризуется геотермическим градиентом - ^- поверхностной плотностью теплового потока Q. Преимущественные пределы колебаний : 0,005—0,1град/мдля континентальной 3. к. и 0,021—0,215 град/м для океанской; О в среднем одинаков для континентальной и океанской коры (1,2—1,5)-Ю-6 кал/см2-сек. Для континентальной 3. к. значения Q и 0,9—10~6 отмечаются на щитах и платформах и Q » 2 -10~6 кал/см2 -сек — в облеск современный складчатости; для океанской 3. к. вариация величины Q значительнее и в облеск подводных хребтов Q достигают 6,3-10-6 кал/см2-сек. Возраст древнейших участков 3. к. оценивается изотопными методами в (3,5—4)'Ю9 лет. 3. к.— продукт длитель-ного и сложного взаимодействия атмосферы, гидросферы, биосферы и процессов внутреннего физико-химический развития Земли при одновременном непрерывном влиянии внешних сил. Проблема формирования и эволюции 3. к. в настоящее время не выходит еще за рамки гипотез. Среди них могут быть названы: 1) гипотезы дифференциации вещества мантии (смотри Гипотезы глубинной дифференциации, Гипо-теза образования океанов) — гравитационная, физико-химический (гипотеза зонной плавки), распадающиеся на два направления: эволюция по пути океанизации первично материковой 3. к. и разрастание континентов за счет первично океанской 3. к.; 2) представления тектоники новой глобальной; 3) гипотеза расширяющейся Земли; 4) гипотеза контрак- ционная; 5) гипотеза подкоровых течений. Г. И. Мартынова. '


Поделиться с друзьями


 


Mineralmarket