Структурная геология. Основные структуры земной коры презентация

Большая плотность (на 70% выше, чем в мантии) и высокая электропроводность свидетельствуют о том, что вещество ядра находится в металлической фазе.

Большинство специалистов склоняется к мнению о том, что внутреннее ядро состоит в основном из железа и никеля, возможно с некоторой примесью серы.

Внешнее ядро, на границе которого (глубина 2900 км) происходит затухание поперечных волн и резкое снижение скорости продольных, является жидким.

M

На этой границе происходит скачкообразное увеличение скорости продольных волн от 7,1—7,4 км/сек до 7,8—8,2, иногда даже 8,4 км/сек.

Это соответствует возрастанию плотности вещества до 3,3—3,7 г/см3 по сравнению с 3,0 г/см3 в базальтовом слое и 2,7 г/см3 в гранитном.

Верхняя часть мантии имеет ультраосновной состав.

Первичная мантия должна состоять из породы, промежуточной между перидотитом и базальтом. Эта гипотетическая порода была названа Д. X. Грином и А. Е. Рингвудом пиролитом.

Предполагаемый состав пиролита близок к составу каменных метеоритов — хондритов, рассматриваемых в качестве близких аналогов вещества мантии Земли

Верхи мантии вместе с корой образуют самую верхнюю относительно жесткую и хрупкую оболочку твердой Земли – литосферу.

ЛИТОСФЕРА

Более глубокие слои верхней мантии, с существенно иными свойствами, получили название астеносферы.

АСТЕНОСФЕРА

В химическом составе мантии преобладают кислород, кремний, магний и железо.

В астеносфере уменьшается скорость распространения сейсмических волн, особенно поперечных.

Это означает, что сейсмические колебания проникают в среду с меньшей плотностью вещества.

Вязкость астеносферы на 2—3 порядка ниже, чем в выше- и нижележащих областях мантии.
Значительная часть вещества астеносферы находится в аморфном, стекловатом, а частично (от 1 до 10%) даже в расплавленном состоянии.

Достаточно незначительного местного повышения температуры, всего на 10—20°, или снижения давления, чтобы в астеносфере началось плавление в более крупных масштабах и возникли магматические очаги.

Астеносфера – основной уровень образования магматических очагов, главный источник магматических процессов.

Верхняя граница астеносферы находится на глубине 50-60 км под океанами и 100-120 км под континентами, а нижняя, соответственно, на глубине 400 и 250 км.

Астеносфера вместе с литосферой и слоем Голицына образует тектоносферу – основную область проявления тектонических и магматических процессов.
Ее можно назвать геологической оболочкой Земли.

На континентах она варьирует в пределах 20—70 км

в океанах — в пределах 5—15 км

40 км

12 км

В среднем подошва коры — поверхность Мохоровичича — залегает под континентами на глубине 40 км , а под океанами на глубине 11—12 км.

В составе континентальной коры больше кремния и алюминия, в составе океанической – магния и железа.

Верхний из них — осадочный (2).

На континентах он включает отложения широкого стратиграфического диапазона, начиная с верхнепротерозойских.

Максимальная мощность осадочного слоя на континентах составляет 10—15, иногда до 15—25 км.

В океанах наиболее древними отложениями являются отложения верхов юры.

В центральных частях океанов средняя мощность осадочного слоя обычно меньше 1 км, в среднем 0,3—0,4 км

Второй слой на континентах называют гранитным (3).
Он состоит не только из гранитов, но и из гнейсов и других метаморфических пород.

Максимальная мощность гранитного слоя — до 30—40 км.

В океанах второй слой сложен базальтами от позднемелового до плиоценового возраста.

Третий слой принято называть базальтовым (по скорости распространения сейсмических волн).

Считают, что третий слой континентальной коры соответствует породам гранулитовой фации метаморфизма.

Мощность «базальтового» слоя на континентах колеблется от 10-15 до 25-35 и даже 40 км.

Третий слой в океанах образован магматическими породами основного состава: метаморфизованными базальтами и габбро.

Континенты входят в состав плит и перемещаются вместе с ними.

Основные тектонические и магматические процессы происходят на границах плит.

Южно-американская плита

Плита Скотия

Африканская плита

Австралийская плита

Аравийская плита

Индостанская плита

Северо-американская плита

Карибская плита

надвиги вдоль большинства конвергентных границ;

сдвиги вдоль трансформных границ

При этом одна плита погружается под другую.

Этот механизм называется субдукцией.

По этой причине конвергентные границы плит называют также деструктивными.

Приближение другого континента со стороны зоны субдукции приводит к столкновению континентов (коллизии).

В результате столкновения конвергенция плит должна прекратиться, потому что континент, будучи более легким, не может погружаться в астеносферу.

На границе столкнувшихся континентов образуется складчатое сооружение – коллизионный ороген.

При этом океаническая литосфера частично выжимается поверх континентальной. Этот процесс называют обдукцией.

Зоны метаморфизма высокого давления и низких температур маркируют положение древних желобов, заполненных осадками.
В процессе субдукции осадки затягивались на большие глубины, а впоследствии поднимались благодаря изостатической компенсации.

В зонах конвергентных границ плит сосредоточены интенсивные деформации и сейсмическая активность, магматизм, метаморфизм и формирование рудных залежей.

Характерно также относительно быстрое поднятие с последующими интенсивной эрозией и обильным осадконакоплением, которое благоприятствует аккумуляции углеводородов.

Литосферные плиты расходятся по обе стороны от этих рифтов, получивших название дивергентных границ плит (известных также как конструктивные или аккреционные).

Рифты обычно расположены на гребнях крупных хребтов, возвышающихся на дне океана.
Некоторые из них находятся примерно посредине между континентами, например, Срединно-Атлантический хребет. Другие приближены к одному из континентов.

Превышение хребта над дном океана обычно варьирует от 100 до 3000 м, характерная ширина – около 1000 км.

Центральный рифт приурочен к долине, дно которой может располагаться на 2000 м ниже вершины хребта.
Ширина ее более 10 км, в Центральной Атлантике – до 30-32 км.

У Восточно-Тихоокеанского поднятия с быстрым разрастанием океанического дна срединный рифт отсутствует.

Намагниченные породы, слагающие дно океана, симметрично удаляются от оси спрединга.

Каждый заново образующийся фрагмент океанического дна приобретает намагниченность, по направлению совпадающую с существующим геомагнитным полем.

Периодические обращения полярности поля отражены в полосовидных магнитных аномалиях.

Их простирание в точности параллельно направлению относительного перемещения соседних плит.

Сильные изменения направлений в среднем составляют около 61°, и именно к ним приурочены плюмы первого порядка.

Расстояние между плюмами первого порядка колеблются от 450 до 2200 км и в среднем составляет около 1700 км.

Как правило, здесь располагаются хорошо развитые асейсмичные хребты, соединяющие современное положение плюма (обычно на срединно-океаническом хребте) с тем местом на континентальной окраине, где он зарождался.

Многие, если не все, плюмы первого порядка на начальной стадии своего развития были связаны с авлакогенами, которые пересекают континентальную окраину в месте зарождения плюма.

Слабые изменения в ориентировке континентальной окраины составляют в среднем около 29°, и к ним приурочены плюмы второго порядка.

Обычно между каждой парой плюмов первого порядка имеется два-три плюма второго порядка, расположенных в среднем на расстоянии 565 км друг от друга.

Большинство плюмов второго порядка также имеют асейсмичные хребты (следы плюма), связывающие их современное положение (на срединно-океаническом хребте) с местом зарождения плюма на континентальной окраине.

Однако они менее развиты, чем асейсмичные хребты плюмов первого порядка.

Авлакогенов, связанных с плюмами этого типа, не обнаружено.

Возможно, связанные с ними небольшие авлакогены погребены под толщами прибрежных равнинных отложений на континентальных окраинах.

Плюмы располагаются на окончании одного, двух или трех асейсмичных хребтов (следов плюма).

Плюмы под срединно-океаническими хребтами обычно приурочены к тем местам, где хребет существенно меняет свое направление.

Авлакогены пересекаются с плюмами во время их зарождения. Поэтому плюм может находиться под хребтом рядом с пересечением авлакогена и континентальной окраины.

На тех участках, под которыми находятся плюмы, срединно-океанические хребты становятся обычно шире и выше.

Плюмы часто находятся вблизи районов, где срединно-океанический хребет смещается крупными трансформными разломами.

Над плюмами часто регистрируются обширные гравитационные максимумы.

Геотермические градиенты над плюмами выше, чем в других областях.