Контрольные вопросы и задания

• 1. Что такое относительное и абсолютное летоисчисление?
• 2. На чем базируется стратиграфический метод?
• 3. На чем основан литолого-петрографический метод?
• 4. В чем заключается палеонтологический метод?
• 5. Расскажите о стратиграфической шкале.
• 6. Какие методы определения абсолютного возраста существуют? Расскажите о них.
• 7. Расскажите о геохронологической шкале.

ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ И ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Тектонические движения многообразны. Одни приводят к формированию крупных поднятий и прогибов, другие выражаются в смятии слоев в складки, третьи являются причиной образования разломов и разрывов. Выделяются два основных вида тектонических движений: вертикальные и горизонтальные .

Вертикальные движения земной коры приводят к ее выгибанию (относительному поднятию) и прогибанию на больших территориях. Особенностью вертикальных колебательных движений земной коры является их непрерывное и повсеместное проявление на протяжении всей геологической истории.

В современном распределении континентов и океанов, в процессах горообразования, вулканизма главное значение имеют горизонтальные движения, которые приводят к смятию слоев в складки. Участок коры, смятый в складки, не может вернуться к первоначальному состоянию. Дальнейшее преобразование структурной формы может происходить только в направлении большего усложнения складчатой структуры.

Тектонические движения вызываются накоплением тепла в недрах Земли в результате радиоактивного распада неустойчивых элементов, что приводит к нарушению равновесия масс горных пород.

Земля - третья от Солнца планета Солнечной системы. Благодаря своим уникальным, быть может, единственным во Вселенной природным условиям она стала местом, где возникла и получила развитие органическая жизнь.

Площадь поверхности Земли 510,2 млн км 2 , из которых примерно 70,8% приходится на Мировой океан. Его средняя глубина около 3,8 км, максимальная (Мариинская впадина в Тихом океане) равна 11 022 км, объем воды 1370 млн км 2 , средняя соленость 35 г/л. Суша составляет соответственно 29,2% и образует шесть материков и острова. Она поднимается над уровнем моря в среднем на 875 м. Горы занимают свыше 1/3 поверхности суши .

Тектонические структуры земной коры - это обособленные участки, отличающиеся от смежных участков определенными особенностями строения, истории геологического развития и состава слагающих их пород. Движения земной коры и более глубоких оболочек, приводящие к образованию и изменению различных тектонических структур, называют тектоническими.

Самыми крупными тектоническими структурами земной коры являются материки и океаны (рис. 1.1) . Коренные различия между ними заключаются в отсутствии под океанами гранитного слоя, в уменьшении толщины базальтового слоя и неглубоком залегании поверхности Мохоровичича под океанами по сравнению с континентами. Выделяют материковую (континентальную), океаническую и переходную кору.

К числу основных структурных элементов континентов относятся континентальные платформы и подвижные пояса.

Океан Материк Океан

Рис. 1.1. Строение земной коры под материками и океанами : 7 - осадочный слой; 2 - гранитный слой; 3 - базальтовый слой

Континенты характеризуются определенными чертами:

• 1) увеличенная мощность земной коры, в составе которой присутствует гранитно-метаморфический слой;
• 2) верхняя мантия имеет неоднородную астеносферу, она обеднена базальтами и более холодная;
• 3) присутствует как основной, так и кислый магматизм;
• 4) континентальная литосфера сформировалась за счет геосин-клинальных процессов, которые и привели к образованию мощного гранитно-метаморфического слоя.

Материки не заканчиваются у кромки океана, а продолжаются под океаническими водами.

Понятие о платформах зародилось в конце XIX в. в противопоставление подвижным поясам земной коры, к тому времени получившим название «геосинклинали». Термин «платформа» появился впервые в 1904 г. во француском переводе капитального труда австрийского геолога Э. Зюсса «Лик Земли». В 1921 г. для стабильных частей континентов австралийский тектонист Л. Кобер предложил термин «кратоген» (от греч. кратос - крепкий, устойчий), который немецкий ученый Г. Штилле сократил до названия «кратон».

Платформы представляют крупные и относительно устойчивые в тектоническом отношении участки земной коры, имеющие в поперечнике тысячи километров. Их характеризуют определенные черты: возраст формирования, место расположения и наличие двух структурных этажей.

Выделяют платформы двух видов: континентальные и океанические.

Континентальные платформы занимают огромные площади в миллионы квадратных километров и сложены континентальной корой мощностью до 30-45 км. Литосфера в их пределах достигает мощности 150-200 км, а по некоторым данным - до 400 км.

Платформы характеризуются выравненным низменным или плоскогорным рельефом, небольшой скоростью тектонических движений, слабой сейсмичностью, отсутствием или редкими проявлениями вулканической деятельности, пониженным тепловым потоком. Это наиболее устойчивые и спокойные области континентов. Часть территории платформ покрыта водами морей (таких, как Балтийское, Белое, Азовское). Они отличаются возрастом формирования, местом расположения и наличием двух структурных этажей.

Океанические платформы на дне океанов (океанические котловины) имеют стандартную океаническую земную кору и слабый осадочный чехол. В строении платформы различают два структурных этажа: первый (нижний) - консолидированный складчатый фундамент и второй (верхний) - осадочный чехол.

Фундамент представлен образованиями геосинклинального пояса, области или системы, сильнодислоцированными, метамор-физованными, пронизанными многочисленными интрузивными телами. Принято выделять фундамент кристаллический и складчатый. Кристаллический фундамент сложен гранитами, гнейсами, слюдяными сланцами, т.е. преимущественно интрузивными магматическими и глубокометаморфизованными породами. Складчатый фундамент сложен в основном эффузивными магматическими образованиями и сильнометаморфизованными породами: глинистыми сланцами, филлитами, роговиками и др., в значительной степени дислоцированными.

По времени формирования складчатого фундамента различают два основных типа платформ: древние и молодые.

Древние платформы занимают около 40% площади континентов. К их числу относятся Северо-Американская, Восточно-Европейская, Сибирская, Южно-Американская (Бразильская), Африканская (Африкано-Аравийская), Австралийская, Антарктическая и др. Они, как правило, ограничены краевыми швами - крупными глубинными разломами и окаймлены складчатыми поясами.

Фундамент древних платформ сформировался в условиях геосинклинального тектонического режима. В нем преобладают мета-морфизованные (от зеленосланцевой до гранулитовой фации метаморфизма), интенсивно дислоцированные архейские и раннепротерозойские образования; значительно меньше распространены позднепротерозойские. Главную роль среди них играют гнейсы и кристаллические сланцы, широко распространены гранитоиды. В связи с этим такой вид фундамента называют гранитогнейсовым или просто кристаллическим.

Значительные площади фундамента древних платформ перекрыты неметаморфизованными отложениями платформенного чехла мощностью 3-5 км, а в некоторых случаях - 15-18 км и более. Состав отложений разнообразен, но чаще всего преобладают осадочные породы морского и континентального происхождения, образующие выдержанные на большой площади пласты и толщи. Весьма характерны карбонатные породы - известняки, писчий мел, доломиты, мергели, широко распространены пески, глины, песчаники, аргиллиты, реже встречаются конгломераты, эвапо-риты, угленосные отложения, фосфориты. Кроме того, в состав чехла могут входить покровы континентальных базальтов (плато-базальты) и изредка - кислые вулканиты. Для многих платформ типичны покровно-ледниковые отложения.

Осадочный чехол древних платформ возник в условиях платформенного тектонического режима и представлен породами, отложившимися в верхнем протерозое, палеозое, мезозое и кайнозое. На долю древних платформ приходится около 40% площади современных материков Земли.

Молодые платформы занимают значительно меньшую площадь континентов (около 5%) и располагаются либо по периферии древних платформ, как Восточно- и Западно-Европейские, Восточно-Австралийская и Патагонская, либо между ними, например Западно-Сибирская платформа между древними Восточно-Европейской и Сибирской. Рельеф молодых платформ - равнины и низменности - аналогичен таковому древних платформ. Они отличаются большой дислопированностью чехла, меньшей степенью метаморфизма пород фундамента и значительной унаследованно-стью структур чехла от структур фундамента.

Фундамент молодых платформ составляют испытавшие денудацию складчатые пояса, закончившие свое развитие в позднем силуре - среднем девоне (каледонские), в поздней перми - среднем триасе (герцинские) или в ранней - средней юре (киммерийские). Они сложены в основном фанерозойскими осадочно-вулканогенными породами, испытавшими складчатые деформации и слабый (зеленосланцевая фация) или даже только начальный метаморфизм.

Платформенный чехол молодых платформ представлен осадочными породами палеогенового, неогенового и четвертичного периодов практически без следов метаморфизма. Осадочные породы имеют малую толщину (2-3 км, реже - более), покрывают поверхность складчатого фундамента, зачастую с резким угловым несогласием. Несогласие отражает геологическую историю платформы: складчато-глыбовый фундамент сформировался в орогенный этап развития геосинклинальной системы, затем происходило опускание территории и на поверхности «орогена» накапливались породы чехла. Осадочные и вулканогенные образования чехла залегают с углами 1-3° и очень редко - больше. Местами строение чехла осложнено грабенами и грабенообразными прогибами - авлакогенами (от греч. - бороздой рожденные).

Платформы в большей части граничат со складчатыми системами через передовые прогибы. В некоторых территориях наблюдается надвиг складчатых структур орогенов на передовые прогибы. Наиболее крупными структурами континентальных платформ, ко-

торые выделяются по положению фундамента, являются щиты и плиты (рис. 1.2).

Синеклиза

Антеклиза

Складчатое основание

Рис. 1.2. Схема строения платформы

Щиты характерны для древних платформ. Это крупные в тысячу и более километров в поперечнике площади выхода на поверхность платформенного фундамента. В течение большей части истории геологического развития они испытывают устойчивое воз-дымание (и, следовательно, денудацию), лишь изредка и ненадолго покрываясь мелким морем.

Примерами таких структур служат Алданский, Анабарский, Балтийский, Канадский, Украинский щиты. Менее крупные выходы на поверхность фундамента, длительное время перекрывавшиеся осадками, называют кристаллическими массивами (например, Воронежский массив); они обычно образуют ядра анте-клиз.

Плиты - части платформ с развитым осадочным или вулканогенно-осадочным чехлом, обладающие тенденцией к опусканию. По площади они не уступают щитам или даже превосходят их. Фундамент молодых платформ целиком или почти целиком перекрыт чехлом, и по этой причине их часто называют просто плитами. Помимо щитов и плит в структуре платформ нередко выделяются зоны перикратонных опускании - окраинные перикратонные прогибы. Такие зоны наиболее отчетливо выражены между щитами и подвижными поясами (Ангаро-Ленская зона Сибирской платформы, зона Великих равнин между Канадским щитом и Скалистыми горами).

Зоны перикратонных опусканий характеризуются пологим моноклинальным или ступенчато-моноклинальным погружением фундамента в сторону подвижных поясов. Эти зоны представляют внутренние части пассивных континентальных окраин (отвечают внутреннему шельфу) и отличаются повышенной мощностью (до 10-12 км) морских осадков по сравнению с плитами.

В пределах древних и молодых платформ выделяют более мелкие структурные элементы - антеклизы, синеклизы и авлакогены. Эти структуры сложены породами платформенного чехла, но их морфология во многом определяется строением поверхности фундамента.

Антеклизы представляют собой пологие поднятия в сотни километров в поперечнике, имеющие форму сводов с утоненным (мощностью не более 1-2 км) чехлом и приподнятым фундаментом. Разрез чехла обычно изобилует перерывами в осадконакоплении и сложен мелководными или континентальными отложениями. Иногда в центре антеклиз имеются относительно небольшие выходы фундамента (Воронежская антеклиза Русской плиты, Оленек-ская антеклиза в Сибири и др.). В некоторых случаях антеклизы являются как бы многовершинными; эти вершины именуются сводами (Татарский и Токмовский своды Волго-Уральской антеклизы).

Синеклизы - это обширные, пологие, почти плоские прогибы, под которыми фундамент опущен, а мощность чехла достигает 3-5 км и более (Московская, Тунгусская и другие синеклизы). Они отличаются более полным и глубоководным разрезом осадочного чехла. Подобно тому как антеклизы могут распадаться на несколько сводов, синеклизы могут состоять из нескольких впадин, разделенных сводами или седлами. Несколько таких впадин различают в пределах Тунгусской синеклизы. Обычно синеклизы граничат с антеклизами или со щитами. Встречаются они в пределах самих щитов. Углы наклона слоев в пределах синеклиз и антеклиз, как правило, не превышают Г.

Одна из главных причин, вызывающих осложнения в осадочном чехле платформ, - это глубинные разломы. Крылья разломов испытывают разнонаправленные перемещения, которые сказываются на перекрывающих их осадочных образованиях - возникают условия для формирования плит, антеклиз, синеклиз и других структур.

Хребты представляют собой вытянутые аналоги щитов, на поверхность выходят как кристаллические, так и дислоцированные породы складчатого фундамента.

Хребты небольших размеров выделяются в виде кряжей (Тиман-ский и др.). Массивы (выступы) - крутые платформенные структуры, перекрытые маломощным осадочным чехлом. К положительным структурам чехла относят гряды, своды, валы и зоны поднятий. Гряды - линейные структуры значительных размеров горстового типа, перекрытые маломощным чехлом; своды - крупные округлые структуры чехла мощностью около 2 км; валы - значительные по размерам, вытянутые структуры осадочного чехла, объединяющие несколько блоковых структур, меньших по протяженности - Окско-Цнинский вал и др.; зона поднятий объединяет несколько линейных горстовидных поднятий в чехле платформы.

Авлакогены - линейные грабен-прогибы, протягивающиеся на многие сотни километров при ширине в десятки, иногда более сотни, километров и выполненные мощными толщами осадков, а нередко и вулканитов, среди которых особенно характерны базальты повышенной щелочности. Среди осадков типичны соленосные и угленосные формации. Развитие авлакогенов сопровождается опусканием фундамента и одновременным формированием платформенного чехла. Глубина залегания фундамента нередко достигает 10-12 км, а кора и литосфера в целом утонены, что объясняется подъемом разуплотненной мантии.

Такое глубинное строение характерно для континентальных рифтов. Их древней и погребенной разновидностью - палеорифтами - авлакогены и являются. Примерами авлакогенов могут служить Тиманская, Пачелмская и Днепрово-Донецкая структуры. Авлакогены чаще всего формировались в рифте и слагали нижний структурный подъярус платформенного чехла. В верхней части чехла авлакогены могут быть выражены развитием над ними сине-клизов или зонами складчатости с образованием валов. Валы представляют собой пологие линейные поднятия протяженностью в несколько десятков километров; как правило, они состоят из более мелких антиклинальных структур.

В осевой части широких авлакогенов нередко наблюдаются гор-стовые поднятия, как, например, Сунтарский горст в Вилюйском авлакогене. В пределах авлакогенов и глубоких синеклиз с мощными соленосными толщами широко распространены соляные ди-апиры - купола и валы (например, в Днепрово-Донецком авлакогене и Прикаспийской синеклизе).

К отрицательным структурам осадочного чехла платформ, помимо отмеченных синеклиз и авлакогенов, относят перикратонные опускания, впадины, прогибы и др. Перикратонные опускания - широкие зоны длиной до 1000 км, имеющие глубокопогруженный фундамент, с большими мощностями осадочного чехла. Перикратонные опускания располагаются по краям платформы.

Впадины представляют собой крупные изометрические платформенные структуры. Вытянутые аналоги впадин - прогибы.

Среди структур меньших размеров различают моноклинали, флексурно-разрывные зоны, уступы и др.

Краткий разбор современных структур земной коры показывает, что каждая глобальная структура носит сугубо индивидуальные черты развития и становления. Механизм перехода от геосинкли-нального пояса области к горноскладчатым областям и платформам до конца не раскрыт. Традиционно развитие материков рассматривалось с позиции континентальной геологии. Новые данные исследований океанов показали, что ключ к разгадке появления материков и океанов лежит на дне океана. Но было бы очень просто объяснить появление орогенов и возникновение океанов только одним перемещением литосферных плит.

Подвижные пояса. Среди подвижных поясов континентов различают складчатые пояса и континентальные орогены.

Складчатые пояса - линейные планетарные структуры протяженностью в тысячи километров и шириной, как правило, более 1000 км, занимают окраинно-континентальное или межконтинентальное положение, разделяя континентальные платформы (Тихоокеанский, Урало-Охотский, Средиземноморский, Северо-Атлантический, Арктический пояса). Прежде их называли геосинкли-нальными или геосинклинально-орогенными, складчатыми геосинклинальными поясами, а в современной литературе - просто складчатыми или орогенными, имея в виду первичный (эпигеосин-клинальный) орогенез, непосредственно сменяющий режим преобладающих погружений и накопления морских осадков.

Континентальные орогены получили название горно-складчатых или складчатых областей, которые, в свою очередь, подразделяются на эпиконтинентальные и эпиплатформенные. Эпиконтинен-талъные орогены проявились на завершающем этапе развития гео-синклинальной системы при значительном внедрении кислых батолитов и повышенной сейсмичности. Примером являются горноскладчатые области альпийского тектономагматического цикла: Альпы, Кавказ, Карпаты, Гималаи, Памир, Южно-Американские Анды и др. Эпиплатформенные орогены отличаются наличием высокой сейсмической активности, восходящими движениями, сильной расчлененностью рельефа и глыбовым строением самого орогена. Примером таких орогенов могут быть Тибет, Тянь-Шань, Монголо-Охотский пояс.

Основными структурами континентальных орогенов являются антиклинории и синклинории.

Антиклинории - крупные (протяженностью сотни километров) и сложные складчатые структуры в целом антиклинального строения. В ядре антиклинориев располагаются более древние по-

роды, чем на крыльях структуры. Несколько антиклинориев образуют мегантиклинорий, например Большого Кавказа.

Синклинории - крупные и сложные складчатые структуры в целом синклинального строения. Ядро синклинориев сложено более молодыми образованиями, чем крылья. Совокупность синклинориев составляет мегасинклинорий, например Афгано-Таджикская депрессия. В пределах горно-складчатой области выделяют структуры, меньшие по размеру, чем вышеописанные - древние глыбы, краевые прогибы, краевые массивы и наложенные впадины.

Переходные области - это переходные зоны между континентами и океанами, которые имеют особое значение в «тектонической жизни» земной коры и литосферы. Здесь накапливается основная масса осадков и вулканитов, они подвергаются, сразу или через некоторое время, наиболее интенсивным деформациям, континентальная кора замещается субокеанической или океанской, а океанская преобразуется в континентальную.

С практической точки зрения - это области основных зон неф-тегазонакопления. Переходные области обычно именуют континентальными окраинами , хотя они в такой же мере являются окраинами океанов, занимая 20% их площади. Их подразделяют на два типа: пассивные и активные . Главная особенность пассивных окраин - их внутриплитное положение и низкая сейсмическая и вулканическая активность. Они характерны для молодых океанов - Северного Ледовитого, Индийского и Атлантического. Образовались они в позднемезозойско-кайнозойское время и продолжают развиваться.

Активные окраины прослеживаются от окраинных морей к ложу океана и включают в себя островные дуги, глубоководные котловины и глубоководные желоба. Эти структуры представляют геосинкли-нальные пояса и области, которые являются зонами современной тектонической активности. В переходной зоне располагаются также крупнейшие сверхглубинные разломы , уходящие корнями в недра Земли на глубины 400-700 км.

Типичный пример современной активной окраины - тихоокеанская окраина Южной Америки.

Дно океана (ложе) характеризуется рядом геофизических признаков: относительно повышенным тепловым потоком; специфическим зебровидным магнитным полем; повышенным значением гравитационного поля.

В океане выделяют следующие геоморфоструктуры: подводные материковые окраины (окраины моря), ложе океана (котловины, хребты и возвышенности), срединно-океанические хребты и переходные зоны (рис. 1.3).

Рис. 1.3.

ООО

• 7 - шельф; 2 - материковый склон; 3 - материковое подножие; 4 - морские котловины; 5 - островные дуги; 6 - глубоководные желоба; 7 - абиссальные равнины; 8 - океанические валы и возвышенности; 9 - срединно-океанические хребты; 70 - крупні нейшие разломы

Обычно материки окружены окраинными морями, дно которых является продолжением материков и представлено материковым шельфом, материковым склоном и материковым подножием, развивающимися в едином (пассивном) тектоническом режиме. В шельфе различают также ее осушенную часть (прибрежные равнины). Состав океанической коры имеет трехслойное строение:

• 1) осадочный слой;
• 2) базальтовый слой (с включениями остатков планктонных организмов, состоящих из карбонатной и кремнистой основы);
• 3) так называемый дайковый пояс, выраженный серией небольших магматических интрузий основного состава, плотно пригнанных друг к другу.

Граница между континентом и океаном проводится по линии выклинивания гранитно-метаморфического слоя, что почти соответствует изобате 2-2,5 км. В качестве микроконтинентальных структур исследователи рассматривают и некоторые участки океана, имеющие кору континентального типа, например, о. Мадагаскар и Новозеландское плато.

Контрольные вопросы и задания

• 1. Назовите основные виды тектонических движений
• 2. Какие главные структурные элементы выделяют на Земле?
• 3. Как устроены платформы и как они различаются по возрасту?
• 4. Какие структуры выделяют в чехле платформы?
• 5. Дайте определение понятию «плита».
• 6. Дайте определение понятию «щит».
• 7. Дайте определение понятию «свод».
• 8. Охарактеризуйте переходные области.
• 9. Какие структуры выделяют в океане?

Структуры земной коры и литосферы

При рассмотрении деформаций горных пород, которые являются следствием (результатом) движений земной коры и литосферы, видно, что Земля находится в беспрерывном развитии. Древние движения и связанные с ними другие геологические процессы сформировали определенное строение земной коры, т.е. геологическиеструктурыилитектонику земной коры. Современные и частично новейшие движения продолжают изменять древние структуры, создавать современные структуры, которые нередко как бы накладываются на «старые» структуры.

Термин тектоника с латинского языка обозначает «строительство». Под термином «тектоника» понимают, с одной стороны, «строение какого-либо участка земной коры, определяющееся совокупностью тектонических нарушений и историей их развития», а с другой стороны, «учение о строении земной коры, геологических структурах и закономерностях их расположения и развития. В последнем случае синоним термина геотектоника».

В.П. Гаврилов дает наиболее оптимальное понятие: «Геологическиеструктуры – участкиземнойкорыилитосферы, которые отличаются от соседних участков определенными сочетаниями состава (название и генезис), возраста, условий (форм) залегания и геофизических параметров слагающих их горных пород». Ис- ходя из этого определения, геологической структурой можно называть и пласт горной породы, и разлом, и более крупные структуры земной коры, состоящие из системы элементарных структур, т.е. можно выделять геологические структуры разных уровней или рангов: глобальные, региональные, локальные и местные. На практике геологи-съемщики, выполняющие геологическое картирование, выявляют местные и локальные структуры.

Наиболее крупными и глобальными структурами земной коры являются континентыили участки с континентальным типом земной коры и впадиныокеановили участки с океаническим типом земной коры, а также области их сочленения, отличающиеся зачастую активными современными движениями, которые изменяют и усложняют древние структуры (рис. 38, 39). Строители осваивают, прежде всего, участки континентов. В основе всех континентов лежат древние (дорифейские) платформы, которые окружены или пересекаются горно- складчатымипоясамииобластями.

Платформаминазывают крупные блоки земной коры, обладающие двухъярусным (этажным) строением. Нижний структурный этаж, сложенный дислоцированными комплексами осадочных, магматических и метаморфических пород, называют складчатым (кристаллическим) фундаментом (цоколем, основанием), который был образован древнейшими дислокационными движениями.

Верхний этаж, сложенный почти горизонтально залегающими осадочными породами значительной мощности – осадочным (платформенным) чехлом. Он был образован за счет более молодых вертикальных движений – опусканий и поднятий отдельных блоков фундамента, которые неоднократно были залиты морем, в силу чего оказались покрытыми чередующимися слоями осадочных морских и континентальных отложений.

В течение длительного времени формирования чехла блоки земной коры в пределах платформ отличались слабой сейсмичностью и отсутствием или редким проявлением вулканизма, поэтому они по характеру тектонического режима от- носятся к относительно устойчивым, жестким и малоподвижным структурам континентальной земной коры. Из-за мощного почти горизонтального чехла платформам свойственны выровненные формы рельефа и характерны медленные современные вертикальные движения. В зависимости от возраста складчатого фундамента различают древние и молодые платформы.

Древниеплатформы (кратоны) имеют докембрийский, по некоторым авторам даже дорифейский, фундамент, перекрытый осадочными породами (отложениями) верхнепротерозойской (рифейской), палеозойской, мезозойской и кайнозойской систем.

В течение более 1 млрд лет блоки древних платформ были устойчивыми и относительно малоподвижными с преобладанием вертикальных движений. Древние платформы (Восточно-Европейская, Сибирская, Китайско-Корейская, Южно- Китайская, Таримская, Индостанская, Австралийская, Африканская, Северо- и Южно-Американские, Восточно-Бразильская и Антарктическая) лежат в основе всех континентов (рис. 40). Главными структурами древних платформ являются щиты и плиты. Щитыпредставляют собой положительные (относительно при- поднятые), как правило, изометричные в плане, участки платформ, в которых на поверхность выходит дорифейский фундамент, а осадочный чехол практически отсутствует или имеет ничтожную мощность. В фундаменте выделяют раннеархейские (беломорские) блоки гранитогнейсовых куполов, позднеархейско- раннепротерозойские (карельские) складчатые зоны зеленокаменных поясов из метаморфизованных зеленокаменно измененных вулканитов основного состава и осадочных пород, в т.ч. железистых кварцитов.

Большая площадь фундаментов перекрыта осадочным чехлом и называетсяплитой. Плитыпо сравнению со щитами представляют собой опущенные участки платформы. В зависимости от глубины залегания фундамента и соответственно мощности осадочного чехла выделяются антеклизы и синеклизы, перикратонные прогибы и авлакогены и другие более мелкие структурные элементы.

Антеклизы– участки плит, в пределах которых глубина залегания фундамента не превышает 1…2 км, а на отдельных участках фундамент может выходить на земную поверхность. Маломощный осадочный чехол имеет антиклинальную форму изгиба поверхностей (Воронежская антеклиза).

Синеклизы представляют собой крупные пологие изометричные или слегка вытянутые структуры в пределах плит, ограниченные смежными щитами, антеклизами или др. Глубина залегания фундамента и соответственно мощность осадочных пород более 3…5 км. Крылья имеют синклинальную форму изгиба поверхностей (Московская, Тунгусская). Склоны антеклиз и синеклиз обычно сложены валами (пологими поднятиями) и флексурами (изгибами складок, отражающими глубинные разломы – Жигулевская флексура).

Наибольшая глубина залегания (до 10…12 км) фундамента наблюдается в авлакогенах. Авлакогены представляют собой относительно протяженные (до нескольких сотен километров) и узкие прогибы, ограниченные разломами и заполненные мощными толщами не только осадочных, но вулканических пород (базальтами), что сближает их по строению со структурами рифтового типа. Многие авлакогены переродились в синеклизы. Среди более мелких структур на плитах выделяются прогибы и впадины, своды и валы, соляные купола.

Молодыеплатформы имеют молодой архейско-протерозойско-палеозойский или даже палеозойско-мезозойский возраст пород фундамента и соответственно еще моложе возраст пород чехла – мезо-кайнозойский. Самым ярким примером молодой платформы является Западно-Сибирская плита, осадочный чехол кото- рой богат залежами нефти и газа. В отличие от древних молодые платформы не имеют щитов, а окружены горно-складчатыми поясами и областями.

Складчатыепояса заполняют промежутки между древними платформами или отделяют их от впадин океанов. В их пределах горные породы разного происхождения интенсивно смяты в складки, пронизаны большим количеством разломов и интрузивных тел, что указывает на формирование их в условиях сжатия и пододвигания литосферных плит. К крупнейшим складчатым поясам относятся Урало- Монгольский (Охотский), Северо-Атлантический, Арктический, Тихоокеанский (часто подразделяется на Восточно- и Западно-Тихоокеанский) и Средиземноморский. Все они зародились в конце протерозоя. Первые три пояса завершили свое развитие к концу палеозоя, т.е. они как складчатые пояса существуют уже более 250…260 млн. лет. В течение этого времени в их пределах преобладают уже не дислокационные горизонтальные, а вертикальные относительно медленные движения. Два последних пояса – Тихоокеанский и Средиземноморский, продолжают свое развитие, выражающиеся в проявлении землетрясений и вулканизма.

В складчатых поясах выделяют складчатые области, которые сформировались на месте резко дифференцированных и подвижных областей геологического прошлого, т.е. там, где были, вероятно, и процессы спрединга, и субдукции или др. тектонические движения, характерные для современных областей. Складчатые области различают между собой по времени образования составляющих их структур и по возрасту горных пород, которые смяты в складки, пронизаны разломами и интрузиями. На обзорных картах строения земной коры выделяются обычно следующие области: байкальской складчатости, образовавшейся в позднем протерозое; каледонской – в раннем палеозое; герцинской или варисцийской – на границе карбона и перми; киммерийской или ларамийской – в поздней юры и мела; альпийской – в конце палеогена, кайнозойской – в середине миоцена. Отдельные участки подвижных поясов, в которых формирование основных складчатых структур продолжается (сейсмофокальные зоны глубокофокусных землетрясений), рассматриваются многими учеными как современные геосинклинальныеобласти. Таким образом, понятия геосинклиналь иконвергентные границы, особенно зоны Вадати-Заварицкого-Беньофа, применяются для одних и тех же структур (участков) земной коры. Только понятие геосинклиналь используется, как правило, для древних складчатых областей и поясов сторонниками геосинклинальной теории (фиксизма), согласно которой в образовании складчатых областей ведущую роль играли вертикальные движения. Второе понятие применяется сторонниками теории движения литосферных плит (мобилизма) для конвергентных границ, на которых преобладают горизонтальные движения в условиях сжатия, приводящие к образованию разломов, складок и как следствие поднятию земной коры, т.е. современных развивающихся областей складчатости.

Геосинклиналяминазываются наиболее активные подвижные участки земной коры. Они располагаются между платформами и представляют собой как бы их подвижные сочленения. Для геосинклиналей характерны разнообразные по вели- чине тектонические движения, землетрясения, вулканизм, складкообразование. В зоне геосинклиналей происходит интенсивное накопление мощных толщ осадочных пород. К ним приурочено около 72 % всей массы осадочных пород, а на платформах только 28 %. Развитие геосинклинали завершается образование складчатостей, т.е. областей с интенсивным смятием горных пород в складки, активными разрывными дислокациями и, как следствие, восходящими вертикальными тектоническими движениями. Этот процесс называется орогенезом (горообразованием) и ведет к расчленению рельефа. Так возникают горные хребты и межгорные впадины – горные страны.

В пределах горно-складчатых областей выделяются антиклинории, синклинории, краевые прогибы и другие более мелкие структуры. Отличительной особенностью строения антиклинориев является то, что в их ядрах (осевых частях) залегают наиболее древние или интрузивные (глубинные) магматические горные породы, которые к периферии структур сменяются более «молодыми» породами. Осевые части синклинориевсложены более «молодыми» горными породами. На- пример, в ядрах антиклинориев Уральской горно-складчатой герцинской (палеозойской) области вскрываются архейско-протерозойские метаморфические породы или интрузивные породы. В частности, ядра Восточно-Уральского антиклинория сложены гранитоидами, поэтому его называют иногда антиклинорием гранитных интрузий. В синклинориях данной области залегают, как правило, девонско-каменноугольные осадочно-вулканогенные породы в разной степени мета- морфизованные; в краевомпрогибе – мощные толщи самых «молодых» палеозойских – пермских, горных пород. В конце палеозоя (примерно 250…260 млн лет тому назад), когда формировалась Уральская горно-складчатая область, на месте антиклинориев существовали высокие хребты, а на месте синклинориев и краевого прогиба – впадины-прогибы. В горах, где горные породы обнажаются на земной поверхности, активизируются экзогенные процессы: выветривание, денудация и эрозия. Речные потоки разрезают и распиливают поднимающуюся область на горные хребты и долины. Начинается новый геологический этап – платформенный.

Таким образом, структурные элементы земной коры – геологические структуры, разных уровней (рангов) имеют определенное развитие и особенности строения, выраженные в сочетании различных горных пород, условиях (формах) их залегания, возрасте, а также влияют на формы земной поверхности – рельеф. В связи с этим, инженеры-строители при подготовке различных проектных материалов и при строительстве, эксплуатации сооружений, особенно дорог, трубопроводов и других магистралей должны учитывать особенности движения и строение земной коры и литосферы.

Земная кора составляет самую верхнюю оболочку твердой Земли и одевает планету почти сплошным слоем, изменяя свою мощность от 0 на некоторых участках средин-но-океанических хребтов и океанских разломов до 70-75 км под высокими горными сооружениями (Хаин, Ломизе, 1995). Мощность коры на континентах, определяемая по возраста­нию скорости прохождения продольных сейсмических волн до 8-8,2 км/с (граница Мохоровичича , или граница Мохо ), достигает 30-75 км, а в океанических впадинах 5-15 км. Первый тип земной коры был назван океаническим, вто­рой - континентальным.

Океанская кора занимает 56% земной поверхности и обладает небольшой мощностью – 5–6 км. В ее строении вы­деляется три слоя (Хаин, Ломизе, 1995).

Первый , или осадочный, слой мощностью не более 1 км встречается в центральной части океанов и достигает мощности 10–15 км на их периферии. Он полностью отсут­ствует в осевых зонах срединно-океанических хребтов. В со­став слоя входят глинистые, кремнистые и карбонатные глу­боководные пелагические осадки (рис. 6.1). Карбонатные осадки распространены не глубже критической глубины на­копления карбонатов. Ближе к континенту появляется при­месь обломочного материала, снесенного с суши; это так на­зываемые гемипелагические осадки. Скорость распростра­нения продольных сейсмических волн здесь составляет 2–5 км/с. Возраст осадков этого слоя не превышает 180 млн лет.

Второй слой в своей основной верхней части (2А) сложен базальтами с редкими и тонкими прослоями пелаги-

Рис. 6.1. Разрез литосферы океанов в сравнении с усреднен­ным разрезом офиолитовых аллохтонов. Внизу – модель формирования главных единиц разреза в зоне океанского спрединга (Хаин, Ломизе, 1995). Условные обозначения: 1 –

пелагические осадки; 2 – излившиеся базальты; 3 – комплекс параллельных даек (долериты); 4 – верхние (не расслоенные) габброиды и габбро-долериты; 5, 6 – расслоенный комплекс (кумуляты): 5 – габброиды, 6 – ультрабазиты; 7 – тектонизи-рованные перидотиты; 8 – базальный метаморфический оре­ол; 9 – базальтовая магма смена I–IV – последовательная смена условий кристаллизации в очаге по мере удаления от оси спрединга

ческих осадков; базальты нередко обладают характерной по­душечной (в поперечном сечении) отдельностью (пиллоу-лавы), но встречаются и покровы массивных базальтов. В нижней части второго слоя (2В) развиты параллельные дай­ки долеритов. Общая мощность 2-го слоя 1,5–2 км, а ско­рость продольных сейсмических волн 4,5–5,5 км/с.

Третий слой океанской коры состоит из полнокри­сталлических магматических пород основного и подчиненно ультраосновного состава. В его верхней части обычно разви­ты породы типа габбро, а нижнюю часть составляет «полос­чатый комплекс», состоящий из чередования габбро и ульт-рамафитов. Мощность 3-го слоя 5 км. Скорость продольных волн в этом слое достигает 6–7,5 км/с.

Считается, что породы 2-го и 3-го слоев образовались одновременно с породами 1-го слоя.

Океанская кора, вернее кора океанского типа, не ограни­чивается в своем распространении ложем океанов, а развита также в глубоководных котловинах окраинных морей, таких как Японское море, Южно-Охотская (Курильская) котловина Охотского моря, Филиппинское, Карибское и многие другие

моря. Кроме того, имеются серьезные основания подозре­вать, что в глубоких впадинах континентов и мелководных внутренних и окраинных морей типа Баренцева, где мощ­ность осадочного чехла составляет 10-12 км и более, он подстилается корой океанского типа; об этом свидетельст­вуют скорости продольных сейсмических волн порядка 6,5 км/с.

Выше говорилось, что возраст коры современных океанов (и окраинных морей) не превышает 180 млн лет. Однако в пределах складчатых поясов континентов мы на­ходим и гораздо более древнюю, вплоть до раннедокембрий-ской, кору океанского типа, представленную так называе­мыми офиолитовыми комплексами (или просто офиолита-ми). Термин этот принадлежит немецкому геологу Г. Штейнманну и был предложен им еще в начале XX в. для обозначения характерной «триады» пород, обычно встре­чающихся вместе в центральных зонах складчатых систем, а именно серпентинизированных ультрамафитов (аналог слоя 3), габбро (аналог слоя 2В), базальтов (аналог слоя 2А) и ра­диоляритов (аналог слоя 1). Сущность этого парагенеза по­род долго интерпретировалась ошибочно, в частности, габб­ро и гипербазиты считались интрузивными и более молоды­ми, чем базальты и радиоляриты. Только в 60-г годы, когда были получены первые достоверные сведения о составе оке­анской коры, стало очевидным, что офиолиты-это океан­ская кора геологического прошлого. Это открытие имело кардинальное значение для правильного понимания условий зарождения подвижных поясов Земли.

Структуры земной коры океанов

Области сплошного распространения земной коры океа­нического типа выражены в рельефе Земли океаническими впадинами . В пределах океанических впадин выделяются два крупнейших элемента: океанические платформы и океани­ческие орогенные пояса . Океанические платформы (или та-лассократоны) в рельефе дна имеют вид обширных абис­сальных плоских или холмистых равнин. К океаническим орогенным поясам относятся срединно-океанические хреб­ты, имеющие высоту над окружающей равниной до 3 км (местами поднимаются в виде островов над уровнем океана). Вдоль оси хребта часто прослеживается зона рифтов - уз­ких грабенов шириной 12-45 км при глубине до 3-5 км, указывающих на господство в этих участках растяжения земной коры. Для них характерны высокая сейсмичность, резко повышенный тепловой поток, низкая плотность верх­ней мантии. Геофизические и геологические данные свиде­тельствуют о том, что мощность осадочного покрова умень­шается по мере приближения к осевым зонам хребтов, а океаническая кора испытывает заметное поднятие.

Следующий крупный элемент земной коры - пере­ходная зона между континентом и океаном. Это область максимального расчленения земной поверхности, где нахо­дятся островные дуги , отличающиеся высокой сейсмично­стью и современным андезитовым и андезито-базальтовым вулканизмом, глубоководные желоба и глубоководные впа­дины окраинных морей. Очаги землетрясений образуют здесь сейсмофокальную зону (зону Беньофа-Заварицкого), погружающуюся под континенты. Переходная зона наиболее

ярко проявлена в западной части Тихого океана. Для нее ха­рактерен промежуточный тип строения земной коры.

Континентальная кора (Хаин, Ломизе, 1995) распро­странена не только в пределах собственно континентов, т. е. суши, за возможным исключением наиболее глубоких впа­дин, но и в пределах шельфовых зон континентальных окра­ин и отдельных участков внутри океанских бассейнов-мик­роконтинентов. Тем не менее общая площадь развития кон­тинентальной коры меньше, чем океанской, и составляет 41% земной поверхности. Средняя мощность континенталь­ной коры 35-40 км; она уменьшается к окраинам континен­тов и в пределах микроконтинентов и возрастает под горны­ми сооружениями до 70-75 км.

В общем, континентальная кора , так же как и океан­ская, имеет трехслойное строение, но состав слоев, особенно двух нижних, существенно отличается от наблюдаемых в океанской коре.

1. Осадочный слой, обычно именуемый осадочным чехлом. Его мощность изменяется от нуля на щитах и менее крупных поднятиях фундамента платформ и осевых зон складчатых сооружений до 10 и даже 20 км во впадинах платформ, передовых и межгорных прогибах горных поясов. Правда, в этих впадинах кора, подстилающая осадки и обычно называемая консолидированной, может уже быть ближе по своему характеру к океанской, чем к континен­тальной. В состав осадочного слоя входят различные оса­дочные породы преимущественно континентального или мелководного морского, реже батиального (опять-таки в пределах глубоких впадин) происхождения, а также, далеко

не повсеместно, покровы и силлы основных магматических пород, образующие трапповые поля. Скорость продольных волн в осадочном слое составляет 2,0-5,0 км/с с максиму­мом для карбонатных пород. Возрастной диапазон пород осадочного чехла-до 1,7 млрд лет, т. е. на порядок выше, чем осадочного слоя современных океанов.

2. Верхний слой консолидированной коры выступа­ет на дневную поверхность на щитах и массивах платформ и в осевых зонах складчатых сооружений; он вскрыт на глуби­ну 12 км в Кольской скважине и на значительно меньшую глубину в скважинах в Волго-Уральской области на Русской плите, на плите Мидконтинента США и на Балтийском щите в Швеции. Золотодобывающая шахта в Южной Индии про­шла по данному слою до 3,2 км, в Южной Африке-до 3,8 км. Поэтому состав этого слоя, по крайней мере его верхней части, в общем хорошо известен-главную роль в его сло­жении играют различные кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты и граниты, в связи с чем он нередко именуется гранито-гнейсовым. Скорость продольных волн в нем со­ставляет 6,0-6,5 км/с. В фундаменте молодых платформ, имеющем рифейско-палеозойский или даже мезозойский возраст, а частично и во внутренних зонах молодых складча­тых сооружений этот же слой сложен менее сильнометамор-физованными (зеленосланцевая фация вместо амфиболито-вой) породами и содержит меньше гранитов; поэтому здесь его часто называют гранитно-метаморфическим слоем, а типичные скорости продольных воли в нем порядка 5,5-6,0 км/с. Мощность данного слоя коры достигает 15-20 км на платформах и 25-30 км в горных сооружениях.

3. Нижний слой консолидированной коры. Перво­начально предполагалось, что между двумя слоями консоли­дированной коры существует четкая сейсмическая граница, получившая по имени ее первооткрывателя-немецкого геофизика-название границы Конрада. Бурение только что упоминавшихся скважин поставило под сомнение существо­вание такой четкой границы; иногда вместо нее сейсмика обнаруживает в коре не одну, а две (К 1 и К 2) границы, что дало основание выделить в нижней коре два слоя (рис. 6.2). Состав пород, слагающих нижнюю кору, как отмечалось, недостаточно известен, так как скважинами она не достигну­та, а на поверхности обнажается фрагментарно. Исходя из

Рис. 6.2. Строение и мощность континентальной коры (Хаин, Ломизе, 1995). А - главные типы разреза по сейсми­ческим данным: I-II - древние платформы (I - щиты, II

Синеклизы), III - шельфы, IV -молодые орогены. K 1 , К 2 -поверхности Конрада, М-поверхность Мохоровичича, скорости указаны для продольных волн; Б - гистограмма распределения мощностей континентальной коры; В - про­филь обобщенной прочности

общих соображений, В. В. Белоусов пришел к заключению, что в нижней коре должны преобладать, с одной стороны, породы, находящиеся на более высокой ступени метамор­физма и, с другой стороны, породы более основного состава, чем в верхней коре. Поэтому он назвал этот слой коры гра- нулит-базитовым. Предположение Белоусова в общем под­тверждается, хотя обнажения показывают, что в сложении нижней коры участвуют не только основные, но и кислые гранулиты. В настоящее время большинство геофизиков различают верхнюю и нижнюю кору по другому признаку- по их отличным реологическим свойствам: верхняя кора же­сткая и хрупкая, нижняя-пластичная. Скорость продольных волн в нижней коре 6,4-7,7 км/с; принадлежность к коре или мантии низов этого слоя со скоростями более 7,0 км/с нередко спорна.

Между двумя крайними типами земной коры-океан­ским и континентальным - существуют переходные типы. Один из них - субокеанская кора - развит вдоль континен­тальных склонов и подножий и, возможно, подстилает дно котловин некоторых не очень глубоких и широких окраин­ных и внутренних морей. Субокеанская кора представляет собой утоненную до 15-20 км и пронизанную дайками и силлами основных магматических пород континентальную

кору. Она вскрыта скважиной глубоководного бурения у входа в Мексиканский залив и обнажена на побережье Крас­ного моря. Другой тип переходной коры - субконтинен­тальный -образуется в том случае, когда океанская кора в энсима-тических вулканических дугах превращается в кон­тинентальную, но еще не достигает полной «зрелости», об­ладая пониженной, менее 25 км, мощностью и более низкой степенью консолидированности, что отражается в понижен­ных скоростях сейсмических волн - не более 5,0-5,5 км/с в низах коры.

Некоторые исследователи выделяют в качестве особых типов еще две разновидности океанской коры, о которых уже шла речь выше; это, во-первых, утолщенная до 25-30 км океанская кора внутренних поднятий океана (Исландия и др.) и, во-вторых, кора океанского типа, «надстроенная» мощным, до 15-20 км, осадочным чехлом (Прикаспийская впадина и др.).

Поверхность Мохоровичича и состав верхней ман­ тии. Граница между корой и мантией, обычно сейсмически достаточно четко выраженная скачком скоростей продоль­ных волн от 7,5-7,7 до 7,9-8,2 км/с, известна как поверх­ность Мохоровичича (или просто Мохо и даже М), по имени установившего ее хорватского геофизика. В океанах эта гра­ница отвечает переходу от полосчатого комплекса 3-го слоя с преобладанием габброидов к сплошным серпентинизиро-ванным перидотитам (гарцбургитам, лерцолитам), реже ду-нитам, местами выступающим на поверхность дна, а в ска­лах Сан-Паулу в Атлантике против берегов Бразилии и на о. Забаргад в Красном море, возвышающимся над поверхно-

стью океана. Верхи океанской мантии можно наблюдать местами на суше в составе низов офиолитовых комплексов. Их мощность в Омане достигает 8 км, а в Папуа-Новой Гви­нее, возможно, даже 12 км. Сложены они перидотитами, в основном гарцбургитами (Хаин, Ломизе, 1995).

Изучение включений в лавах и кимберлитах из трубок показывает, что и под континентами верхняя мантия в ос­новном сложена перидотитами, причем как здесь, так и под океанами в верхней части это шпинелевые перидотиты, а ниже-гранатовые. Но в континентальной мантии, по тем же данным, кроме перидотитов в подчиненном количестве при­сутствуют эклогиты, т. е. глубокометаморфизованные ос­новные породы. Эклогиты могут представлять собой мета-морфизованные реликты океанской коры, затащенные в ман­тию в процессе поддвига этой коры (субдукции).

Верхняя часть мантии вторично обеднена рядом ком­понентов: кремнеземом, щелочами, ураном, торием, редкими землями и другими некогерентными элементами благодаря выплавлению из нее базальтовых пород земной коры. Эта «истощенная» («деплетированная») мантия простирается под континентами на большую глубину (охватывая всю или почти всю ее литосферную часть), чем под океанами, сменя­ясь глубже «неистощенной» мантией. Средний первичный состав мантии должен быть близок к шпинелевому лерцоли-ту или гипотетической смеси перидотита и базальта в про­порции 3:1, названной австралийским ученым А. Е. Ринг-вудом пиролитом.

На глубине около 400 км начинается быстрое возрас­тание скорости сейсмических волн; отсюда до 670 км про-

стирается слой Голицына, названный так в честь русского сейсмолога Б.Б. Голицына. Его выделяют еще в качестве средней мантии, или мезосферы - переходной зоны между верхней и нижней мантией. Возрастание скоростей упругих колебаний в слое Голицына объясняется увеличением плот­ности вещества мантии примерно на 10% в связи с перехо­дом одних минеральных видов в другие, с более плотной упаковкой атомов: оливина в шпинель, пироксена в гранат.

Нижняя мантия (Хаин, Ломизе, 1995) начинается с глубины порядка 670 км. Нижняя мантия должна быть сло­жена в основном перовскитом (МgSiO 3) и магнезиовюсти-том (Fе, Мg)O - продуктами дальнейшего изменения мине­ралов, слагающих среднюю мантию. Ядро Земли в своей внешней части, по данным сейсмологии, является жидким, а внутреннее-снова твердым. Конвекция во внешнем ядре генерирует главное магнитное поле Земли. Состав ядра по­давляющим большинством геофизиков принимается желез­ным. Но опять же по экспериментальным данным приходит­ся допустить некоторую примесь никеля, а также серы, либо кислорода, либо кремния, чтобы объяснить пониженную плотность ядра по сравнению с определенной для чистого железа.

По данным сейсмотомографии, поверхность ядра яв­ляется неровной и образует выступы и впадины с амплиту­дой до 5-6 км. На границе мантии и ядра выделяют пере­ходный слой с индексом D" (кора обозначается индексом А, верхняя мантия-В, среднюю-С, нижнюю - D, верхнюю часть нижней мантии D"). Мощность слоя D" местами дости­гает 300 км.

Литосфера и астеносфера. В отличие от коры и ман­тии, выделяемым по геологическим данным (по веществен­ному составу) и данным сейсмологии (по скачку скоростей сейсмических волн на границе Мохоровичича), литосфера и астеносфера-понятия чисто физические, вернее реологиче­ские. Исходным основанием для выделения астеносферы- ослабленной, пластичной оболочки. подстилающей более же­сткую и хрупкую литосферу,-была необходимость объяс­нения факта изостатической уравновешенности коры, обна­руженного при измерениях силы тяжести у подножия гор­ных сооружений. Первоначально ожидалось, что такие со­оружения, особенно столь грандиозные, как Гималаи, долж­ны создавать избыточное притяжение. Однако когда в сере­дине XIX в. были произведены соответствующие измерения, оказалось, что такого притяжения не наблюдается. Следова­тельно, даже крупные неровности рельефа земной поверх­ности чем-то компенсированы, уравновешены на глубине для того, чтобы на уровне земной поверхности не проявля­лось значительных отклонений от средних значений силы тяжести. Таким образом, исследователи пришли к выводу что имеется общее стремление земной коры к уравновешен­ности за счет мантии; явление это получило название изо-стазии (Хаин, Ломизе, 1995).

Существуют два способа осуществления изостазии. Пер­вый заключается в том, что горы обладают корнями, погру­женными в мантию, т. е. изостазия обеспечивается вариа­циями мощности земной коры и нижняя поверхность по­следней обладает рельефом, обратным рельефу земной по­верхности; это гипотеза английского астронома Дж. Эри

(рис. 6.3). В региональном масштабе она обычно оправдыва­ется, так как горные сооружения действительно обладают более толстой корой и максимальная толщина коры наблю­дается у наиболее высоких из них (Гималаи, Анды, Гинду-куш, Тянь-Шань и др.). Но возможен и другой механизм реализации изостазии: участки повышенного рельефа долж­ны быть сложены менее плотными породами, а участки по­ниженного-более плотными; это гипотеза другого англий­ского ученого-Дж. Пратта. В этом случае подошва земной коры может быть даже горизонтальной. Уравновешенность континентов и океанов достигается комбинацией обоих ме­ханизмов-кора под океанами и много тоньше, и заметно плотнее, чем под континентами.

Большая часть поверхности Земли находится в состоянии, близком к изостатическому равновесию. Наибольшие откло­нения от изостазии-изостатические аномалии-обнаружи­вают островные дуги и сопряженные с ними глубоководные желоба.

Для того чтобы стремление к изостатическому равнове­сию было эффективным, т. е. под дополнительной нагрузкой происходило бы погружение коры, а при снятии нагрузки - ее подъем, надо, чтобы под корой существовал достаточно пластичный слой, способный к перетеканию из областей по­вышенного геостатического давления в области пониженно­го давления. Именно для этого слоя, первоначально выде­ленного гипотетически, американский геолог Дж. Баррелл и предложил в 1916 г. название астеносфера, что оз начает «слабая оболочка». Это предположение было подтверждено лишь много позднее, в 60-е годы, когда сейсмоло-

Рис. 6.3. Схемы изостатического равновесия земной коры:

а - по Дж. Эри, б - по Дж. Пратту (Хаин, Короновский, 1995)

логами (Б. Гутенберг) было обнаружено существование на некоторой глубине под корой зоны понижения или отсутст­вия повышения, естественного при увеличении давления, скорости сейсмических волн. В дальнейшем появился дру­гой метод установления астеносферы-метод магнитотел-лурического зондирования, при котором астеносфера прояв­ляет себя как зона понижения электрического сопротивле­ния. Кроме того, сейсмологи выявили еще один признак ас­теносферы - повышенные затухания сейсмических волн.

Астеносфере принадлежит также ведущая роль в дви­жениях литосферы. Течение астеносферного вещества увле­кает за собой литосферные пластины-плиты и вызывает их горизонтальные перемещения. Подъем поверхности астено­сферы приводит к подъему литосферы, а в предельном слу­чае- к разрыву ее сплошности, образованию раздвига и опусканию. К последнему ведет также отток астеносферы.

Таким образом, из двух оболочек, составляющих тек-тоносферу: астеносфера является активным, а литосфера- относительно пассивным элементом. Их взаимодействием оп­ределяется тектоническая и магматическая «жизнь» земной коры.

В осевых зонах срединно-океанских хребтов, особенно на Восточно-Тихоокеанском поднятии, кровля астеносферы на­ходится на глубине всего 3-4 км, т. е. литосфера ограничи­вается лишь верхней частью коры. По мере движения к пе­риферии океанов толщина литосферы увеличивается за счет

низов коры, а в основном верхов мантии и может достигать 80-100 км. В центральных частях континентов, особенно под щитами древних платформ, таких как Восточно­Европейская или Сибирская, мощность литосферы измеря­ется уже 150-200 км и более (в Южной Африке 350 км); по некоторым представлениям, она может достигать 400 км, т. е. здесь вся верхняя мантия выше слоя Голицына должна входить в состав литосферы.

Трудность обнаружения астеносферы на глубинах бо­лее 150- 200 км породила у некоторых исследователей со­мнения в ее существовании под такими областями и привела их к альтернативному представлению, что астеносферы как сплошной оболочки, т. е. именно геосферы, не существует, а имеется серия разобщенных «астенолинз». С этим выводом, который мог бы иметь важное значение для геодинамики, нельзя согласиться, так как именно указанные области де­монстрируют высокую степень изостатической уравнове­шенности, ведь к ним относятся приведенные выше примеры областей современного и древнего оледенения-Гренландия и др.

Причина того, что астеносферу не везде легко обнару­жить, состоит, очевидно, в изменении ее вязкости но латера-ли.

Основные структурные элементы земной коры континентов

На континентах выделяются два структурных элемента земной коры: платформы и подвижные пояса (Историческая геология, 1985).

Определение: платформа – стабильный жесткий уча­сток земной коры континентов, имеющий изометричную форму и двухэтажное строение (рис. 6.4). Нижний (первый) структурный этаж – кристаллический фундамент , представ­ленный сильно дислоцированными метаморфизованными породами, прорванными интрузиями. Верхний (второй) структурный этаж – полого залегающий осадочный чехол , слабодислоцированный и неметаморфизованный. Выходы на дневную поверхность нижнего структурного этажа называ­ются щитом . Участки фундамента, перекрытые осадочным чехлом называются плитой . Мощность осадочного чехла плиты составляет первые километры.

Пример : на Восточно-Европейской платформе выде­ляются два щита (Украинский и Балтийский) и Русская пли­та.

Структуры второго этажа платформы (чехла) бывают отрицательные (прогибы, синеклизы) и положительные (ан-теклизы). Синеклизы имеют форму блюдца, а антеклизы – перевернутого блюдца. Мощность отложений всегда больше на синеклизе, а на антеклизе – меньше. Размеры этих струк­тур в поперечнике могут достигать сотен или первых тысяч километров, а падение слоев на крыльях обычно - первые метры на 1 км. Существуют два определения этих структур.

Определение: синеклиза – геологическая структура, падение слоев которой направлено от периферии к центру. Антеклиза - геологическая структура, падение слоев которой направлено от центра к периферии.

Определение: синеклиза – геологическая структура, в ядре которой выходят более молодые отложения, а по краям

Рис. 6.4. Схема строения платформы. 1 - складчатый фундамент; 2 - платформенный чехол; 3 разломы (Историческая геология, 1985)

– более древние. Антеклиза – геологическая структура, в яд­ре которой выходят более древние отложения, а по краям – более молодые.

Определение: прогиб – вытянутое (удлиненное) гео­логическое тело, имеющее в поперечном сечении вогнутую форму.

Пример: на Русская плите Восточно-Европейской платформы выделяются антеклизы (Белорусская, Воронеж­ская, Волго-Уральская и др.), синеклизы (Московская, При­каспийская и др.) и прогибы (Ульяновско-Саратовский, Приднестровско-Причерноморский и др.).

Существует структура нижних горизонтов чехла - ав-лакоген.

Определение: авлакоген – узкая вытянутая впадина, протягивающаяся через платформу. Авлакогены располага­ются в нижней части верхнего структурного этажа (чехла) и могут достигать в длину до сотен километров, в ширину – десятки километров. Авлакогены формируются в условиях горизонтального растяжения. В них накапливаются мощные толщи осадков, которые могут быть смяты в складки и близ­кие по составу к формациям миогеосинклиналей. В нижней части разреза присутствуют базальты.

Пример: Пачелмский (Рязано-Саратовский) авлако-ген, Днепрово-Донецкий авлакоген Русской плиты.

История развития платформ. В истории развития мож­но выделить три этапа. Первый – геосинклинальный, на ко­тором происходит формирование нижнего (первого) струк­турного элемента (фундамента). Второй - авлакогенный, на котором в зависимости от климата происходит накопление

красноцветных, сероцветных или угленосных осадков в ав-лакогенах. Третий – плитный, на котором осадконакопление происходит на значительной площади и формируется верх­ний (второй) структурный этаж (плита).

Процесс накопления осадков, как правило, происходит циклично. Сначала накапливается трансгрессивная морская терригенная формация, затем – карбонатная формация (максимум трансгрессии, табл. 6.1). При регрессии в услови­ях аридного климата формируется соленосная красноцвет-ная формация, а в условиях гумидного климата – параличе-ская угленосная формация. В конце цикла осадконакопления формируются осадки континентальной формации. В любой момент этап может прерваться формированием трапповой формации.

Таблица 6.1. Последовательность накопления плитных

формаций и их характеристика.

Окончание таблицы 6.1.

Для подвижных поясов (складчатых областей) харак­терны:

линейность их контуров;

громадная мощность накопившихся отложений (до 15-25 км);

выдержанность состава и мощности этих отложе­ний по простиранию складчатой области и резкие изменения вкрест ее простирания ;

наличие своеобразных формаций- комплексов по­род, образовавшихся на определенных стадиях раз­вития этих районов (аспидная , флишевая , спилито- кератофировая , молассовая и другие формации);

интенсивный эффузивный и интрузивный магма­тизм (особенно характерны крупные гранитные ин­трузии-батолиты);

сильный региональный метаморфизм;

7) сильная складчатость, обилие разломов, в том числе

надвигов, указывающих на господство сжатия. Складчатые области (пояса) возникают на месте гео­синклинальных областей (поясов).

Определение: геосинклиналь (рис. 6.5) - подвижная область земной коры, в которой первоначально накаплива­лись мощные осадочные и вулканогенные толщи, затем про­исходило их смятие в сложные складки, сопровождающееся образованием разломов, внедрением интрузий и метамор­физмом. В развитии геосинклинали различают две стадии.

Первая стадия (собственно геосинклинальная) харак­теризуется преобладанием опускания. Большая мощность осадков в геосинклинали - это результат растяжения земной коры и ее прогибания. В первую половину первой стадии обычно накапливаются песчано-глинистые и глини­стые осадки (в результате метаморфизма они потом образу­ют черные глинистые сланцы, выделяемые в аспидную фор­мацию) и известняки. Прогибание может сопровождаться разрывами, по которым поднимается магма основного соста­ва и изливается в подводных условиях. Возникшие породы после метаморфизма вместе с сопровождающими субвулка­ническими образованиями дают спилит-кератофировую формацию. Одновременно с ней обычно образуются кремни­стые породы, яшмы.

океаническая

Рис. 6.5. Схема строения геосинк-

линали на схемати­ческом разрезе че­рез Зондскую дугу в Индонезии (Струк­турная геология и тектоника плит, 1991). Условные обозначения: 1 – осадки и осадочные породы; 2 – вулка-

нические породы; 3 – фундамент конти-метаморфические породы

Указанные формации накапливаются одновременно , но на разных площадях . Накопление спилито-кератофировой формации обычно происходит во внутрен­ней части геосинклинали - в эвгеосинклинали . Для эвгео- синклинали характерны формирование мощных вулканоген­ных толщ, обычно основного состава, и внедрение интрузии габбро, диабазов и ультраосновных пород. В краевой части геосинклинали, по ее границе с платформой, обычно распо­лагаются миогеосинклинали. Здесь накапливаются главным образом терригенные и карбонатные толщи; вулканические породы отсутствуют, интрузии не типичны.

В первую половину первой стадии большая часть геосинклинали представляет собой море со значительными глубинами . Доказательством служат тонкая зернистость осадков и редкость находок фауны (преимущественно нек­тона и планктона).

К середине первой стадии вследствие разных скоро­стей опускания в различных частях геосинклинали образу­ются участки относительного поднятия (интрагеоантик-линали ) и относительного опускания (интрагеосинклина-ли ). В это время может происходить внедрение небольших интрузий плагиогранитов.

Во вторую половину первой стадии в результате по­явления внутренних поднятий море в геосинклинали мелеет. Теперь это архипелаг , разделенный проливами. Море из-за обмеления наступает на смежные платформы. В геосинкли­нали накапливаются известняки, мощные песчано-глинистые ритмично построенные толщи, образующие флишевую фор-216

мацию; происходит излияние лав среднего состава, слагаю­щих порфиритовую формацию.

К концу первой стадии интрагеосинклинали исчеза­ют, интрагеоантиклинали сливаются в одно центральное поднятие. Это - общая инверсия; она соответствует глав­ной фазе складчатости в геосинклинали. Складчатость обычно сопровождается внедрением крупных синорогенных (одновременных со складчатостью) гранитных интрузий. Происходит смятие пород в складки, часто осложняющееся надвигами. Все это вызывает региональный метаморфизм. На месте интрагеосинклиналей возникают синклинории - сложно построенные структуры синклинального типа, а на месте интрагеоантиклиналей - антиклинории . Геосинкли­наль «закрывается», превращаясь в складчатую область.

В строении и развитии геосинклинали очень важная роль принадлежит глубинным разломам - длительно живу­щим разрывам, которые рассекают все земную кору и уходят в верхнюю мантию. Глубинные разломы определяют конту­ры геосинклиналей, их магматизм, разделение геосинклина­ли на структурно-фациальные зоны, различающиеся соста­вом осадков, их мощностью, магматизмом и характером структур. Внутри геосинклинали иногда выделяют средин­ные массивы, ограниченные глубинными разломами. Это блоки более древней складчатости, сложенные породами то­го основания, на котором заложилась геосинклиналь. По со­ставу осадков и их мощности срединные массивы близки платформам, но их отличают сильный магматизм и складча­тость пород, преимущественно по краям массива.

Вторая стадия развития геосинклинали называется орогенной и характеризуется преобладанием поднятий. Осадконакопление происходит на ограниченных площадях по периферии центрального поднятия - в краевых прогибах, возникающих по границе геосинклинали и платформы и час­тично накладывающихся на платформу, а также в межгор­ных прогибах, образующихся иногда внутри центрального поднятия. Источник осадков - разрушение постоянно воз­дымающегося центрального поднятия. В первую половину второй стадии это поднятие, вероятно, имеет холмистый рельеф; при его разрушении накапливаются морские, иногда лагунные осадки, образующие нижнюю молассовую форма­цию. В зависимости от климатических условий это могут быть угленосные паралические или соленосные толщи. В это же время обычно происходит внедрение крупных гранитных интрузий - батолитов.

Во вторую половину стадии резко возрастает ско­рость воздымания центрального поднятия, что сопровожда­ется его расколами и обрушением отдельных участков. Это явление объясняется тем, что вследствие складчатости, ме­таморфизма, внедрения интрузий складчатая область (уже не геосинклиналь!) становится жесткой и на продолжающееся поднятие реагирует расколами. Море покидает эту террито­рию. В результате разрушения центрального поднятия, кото­рое в это время представляло собой горную страну, накапли­ваются континентальные грубообломочные толщи, обра­зующие верхнюю молассовую формацию. Раскалывание сво­довой части поднятия сопровождается наземным вулканиз­мом; обычно это лавы кислого состава, которые вместе с

субвулканическими образованиями дают порфировую фор­мацию. С ней бывают связаны трещинные щелочные и ма­лые кислые интрузий. Таким образом, в результате развития геосинклинали возрастает мощность континентальной коры.

К концу второй стадии складчатая горная область, возникшая на месте геосинклинали, разрушается, территория постепенно выравнивается и становится платформой. Гео­синклиналь из области накопления осадков превращается в область разрушения, из подвижной территории - в мало­подвижную жесткую выровненную территорию. Поэтому амплитуды движений на платформе невелики. Обычно море, даже мелкое, покрывает здесь обширные площади. Эта тер­ритория уже не испытывает столь сильного прогибания, как раньше, поэтому и мощность осадков значительно меньше (в среднем 2-3 км). Опускание неоднократно прерывается, поэтому наблюдаются частые перерывы в осадконакопле-нии; тогда могут образовываться коры выветривания. Не происходит и энергичных поднятий, сопровождаемых складчатостью. Поэтому вновь образованные маломощные, обычно мелководные осадки на платформе не метамор-физованы и залегают горизонтально или слабо наклонно. Из­верженные породы редки и представлены обычно наземны­ми излияниями лав базальтового состава.

Кроме геосинклинальной модели существует модель тектоники литосферных плит.

Модель тектоники литосферных плит

Тектоника плит (Структурная геология и тектоника плит, 1991) – модель, которая создана с целью объяснения наблю­даемой картины распределения деформаций и сейсмичности во внешней оболочке Земли. Она основывается на обширных геофизических данных, полученных в 1950-е и 1960-е годы. Теоретические основы тектоники плит базируются на двух предпосылках.

Самая внешняя оболочка Земли, называемая литосфе­рой, непосредственно залегает на слое, называемом ас­ теносферой, которая является менее прочной, чем лито­сфера.

Литосфера разбита на ряд жестких сегментов, или плит (рис. 6.6), которые постоянно движутся относительно друг друга и площадь поверхности которых также не­прерывно меняется. Большая часть тектонических про­цессов с интенсивным обменом энергией действует на границах между плитами.

Хотя мощность литосферы нельзя измерить с большой точ­ностью, исследователи согласны в том, что внутри плит она меняется от 70-80 км под океанами до максимальной вели­чины более 200 км под некоторыми частями континентов при среднем значении около 100 км. Подстилающая лито­сферу астеносфера распространяется вниз до глубины около 700 км (предельная глубина распространения очагов глубо­кофокусных землетрясений). Ее прочность растет с глуби­ной, и некоторые сейсмологи считают, что ее нижняя грани-

Рис. 6.6. Литосфер-ные плиты Земли и их активные гра­ницы. Двойными линиями показаны дивергентные гра­ницы (оси спредин-га); линиями с зуб­цами - конвергент­ные гпянины П.ПИТ

одинарными линиями - трансформные разломы (сдвиги); крапом покрыты участки континентальной ко­ры, подвергающиеся активному разломообразованию (Структурная геология и тектоника плит, 1991)

ца расположена на глубине 400 км и совпадает с небольшим изменением физических параметров.

Границы между плитами делятся на три типа:

дивергентные;

конвергентные;

трансформные (со смещениями по простиранию).

На дивергентных границах плит, представленных пре­имущественно рифтами, происходит новообразование лито­сферы, что приводит к раздвиганию океанического дна (спредингу). На конвергентных границах плит литосфера по­гружается в астеносферу, т. е. поглощается. На трансформ­ных границах две литосферные плиты скользят относитель­но друг друга, и вещество литосферы на них не создается и не разрушается.

Все литосферные плиты непрерывно перемещают­ся относительно друг друга . Предполагается, что общая площадь всех плит остается неизменной в течение значи­тельного периода времени. При достаточном удалении от окраин плит горизонтальные деформации внутри них незна­чительны, что позволяет считать плиты жесткими. Посколь­ку смещения по трансформным разломам происходят вдоль их простирания, движение плит должно быть параллельным современным трансформным разломам. Так как все это про­исходит на поверхности сферы, то в соответствии с теоремой Эйлера, каждый участок плиты описывает траекторию, экви­валентную вращению на сферической поверхности Земли. Для относительного перемещения каждой пары плит в лю­бой момент времени можно определить ось, или полюс вра­щения. По мере удаления от этого полюса (вплоть до угло-

вого расстояния в 90°) скорости спрединга, естественно, воз­растают, но угловая скорость для любой данной пары плит относительно их полюса вращения постоянна. Отметим так­же, что в геометрическом отношении полюсы вращения единственны для любой пары плит и никак не связаны с по­люсом вращения Земли как планеты.

Тектоника плит является эффективной моделью про­исходящих в коре процессов, так как она хорошо согласует­ся с известными данными наблюдений, дает изящное объяс­нение ранее несвязанным явлениям и открывает возможно­сти для прогноза.

Цикл Уилсона (Структурная геология и тектоника плит, 1991). В 1966 г. профессор Уилсон из Университета Торонто опубликовал статью, в которой он доказывал, что континентальный дрейф происходил не только после ранне-мезозойского раскола Пангеи, но и в допангейские времена. Цикл раскрытия и закрытия океанов относительно смежных континентальных окраин называется теперь циклом Уилсона.

На рис. 6.7 приведено схематическое пояснение ос­новной концепции цикла Уилсона в рамках представлений об эволюции литосферных плит.

Рис. 6.7, а представляет начало цикла Уилсона – на­чальную стадию раскола континента и формирования аккреционной окраины плиты. Известно, что жесткая

Рис. 6.7. Схема цикла Уилсона развития океанов в рамках эволюции литосферных плит (Структурная геология и тек­тоника плит, 1991)

литосфера покрывает более слабую, частично расплавлен­ную зону астеносферы – так называемый слой низких скоро­стей (рис 6.7, б). При продолжении разделения континентов развиваются рифтовая долина (рис. 6.7, 6) и небольшой оке­ан (рис. 6.7, в). Это – стадии раннего раскрытия океана в цикле Уилсона . Подходящими примерами служат Афри­канский рифт и Красное море. С продолжением дрейфа ра­зобщенных континентов, сопровождающегося симметрич­ной аккрецией новой литосферы на окраинах плит, на грани­це континента с океаном за счет размыва континента накап­ливаются шельфовые осадки. Полностью сформировав­шийся океан (рис. 6.7, г) со срединным хребтом на границе плит и развитым континентальным шельфом называется океаном атлантического типа.

Из наблюдений океанических желобов, их связи с сейсмичностью и реконструкцией по рисунку океанических магнитных аномалий вокруг желобов известно, что океани­ческая литосфера расчленяется и погружается в мезосферу. На рис. 6.7, д показан океан с плитой , имеющей простые окраины приращения и поглощения литосферы, – это на­чальная стадия закрытия океана в цикле Уилсона . Расчле­нение литосферы по соседству с континентальной окраиной ведет к превращению последней в ороген андского типа в результате тектонических и вулканических процессов, про­исходящих на поглощающей границе плит. Если это расчле­нение происходит на значительном расстоянии от континен­тальной окраины в сторону океана, то образуется островная дуга типа Японских островов. Поглощение океанической литосферы приводит к изменению геометрии плит и в конце

концов к полному исчезновению аккрециопной окраины плиты (рис. 6.7, е). В течение этого времени противополож­ный континентальный шельф может продолжать разрастать­ся, превращаясь в полуокеан атлантического типа. По мере сокращения океана противоположная континентальная ок­раина в конечном счете вовлекается в режим поглощения плиты и участвует в развитии аккреционного орогена анд-ского типа . Это – ранняя стадия столкновения двух кон­тинентов (коллизии ) . На следующей стадии благодаря пла­вучести континентальной литосферы, поглощение плиты прекращается. Литосферная пластина отрывается внизу, под растущим орогеном гималайского типа, и наступает завер­шающая орогенная стадия цикла Уилсона с зрелым гор­ным поясом , представляющим собой шов между вновь со­единившимися континентами. Антиподом аккреционного орогена андского типа является коллизионный ороген гима­лайского типа .

Земная кора в научном понимании представляет собой самую верхнюю и твердую геологическую часть оболочки нашей планеты.

Научные исследования позволяют изучить ее досконально. Этому способствуют многократные бурения скважин как на континентах, так и на океанском дне. Строение земли и земной коры на различных участках планеты отличаются и и по составу, и по характеристикам. Верхней границей земной коры является видимый рельеф, а нижней - зона разделения двух сред, которая также известна как поверхность Мохоровичича. Часто ее называют просто "граница М". Это наименование она получила благодаря хорватскому сейсмологу Мохоровичичу А. Он долгие годы наблюдал за скоростью сейсмических движений в зависимости от уровня глубины. В 1909 году он установил наличие разницы между земной корой и раскаленной мантией Земли. Граница М пролегает на том уровне, где скорость сейсмических волн повышается с 7.4 до 8.0 км/с.

Химический состав Земли

Изучая оболочки нашей планеты, ученые делали интересные и даже потрясающие выводы. Особенности строения земной коры делают ее схожей с такими же участками на Марсе и Венере. Более чем 90 % составляющих элементов ее представлены кислородом, кремнием, железом, алюминием, кальцием, калием, магнием, натрием. Сочетаясь между собой в различных комбинациях, они образуют однородные физические тела - минералы. Они могут войти в состав горных пород в разных концентрациях. Строение земной коры весьма неоднородно. Так, горные породы в обобщенном виде представляют собой агрегаты более-менее постоянного химического состава. Это самостоятельные геологические тела. Под ними понимается четко очерченная область земной коры, имеющая в своих границах одинаковое происхождение, возраст.

Горные породы по группам

1. Магматические. Название говорит само за себя. Они возникают из остывшей магмы, вытекающей из жерла древних вулканов. Строение этих пород напрямую зависит от скорости застывания лавы. Чем она больше, тем меньше кристаллы вещества. Гранит, например, сформировался в толще земной коры, а базальт появился в результате постепенного излияния магмы на ее поверхность. Многообразие таких пород довольно велико. Рассматривая строение земной коры, мы видим, что она состоит из магматических минералов на 60 %.

2. Осадочные. Это породы, которые стали результатом постепенного отложения на суше и дне океана обломков тех или иных минералов. Это могут быть как рыхлые компоненты (песок, галька), сцементированные (песчаник), остатки микроорганизмов (каменный уголь, известняк), продукты химических реакций (калийная соль). Они составляют до 75 % всей земной коры на материках.
По физиологическому способу образования осадочные породы делятся на:

• Обломочные. Это остатки различных горных пород. Они разрушались под воздействием природных факторов (землетрясение, тайфун, цунами). К ним можно отнести песок, гальку, гравий, щебень, глину.
• Химические. Они постепенно образуются из водных растворов тех или иных минеральных веществ (соли).
• Органические или биогенные. Состоят из останков животных или растений. Это горючие сланцы, газ, нефть, уголь, известняк, фосфориты, мел.

3. Метаморфические породы. В них могут превращаться другие компоненты. Это происходит под воздействием изменяющейся температуры, большого давления, растворов или газов. Например, из известняка можно получить мрамор, из гранита - гнейс, из песка - кварцит.

Минералы и горные породы, которые человечество активно использует в своей жизнедеятельности, называются полезными ископаемыми. Что они собой представляют?

Это природные минеральные образования, которые влияют на строение земли и земной коры. Они могут использоваться в сельском хозяйстве и промышленности как в естественном виде, так и подвергаясь переработке.

Виды полезных минералов. Их классификация

В зависимости от физического состояния и агрегации, полезные ископаемые можно разделить на категории:

1. Твердые (руда, мрамор, уголь).
2. Жидкие (минеральная вода, нефть).
3. Газообразные (метан).

Характеристики отдельных видов полезных ископаемых

По составу и особенностям применения различают:

1. Горючие (уголь, нефть, газ).
2. Рудные. Они включают радиоактивные (радий, уран) и благородные металлы (серебро, золото, платина). Есть руды черных (железо, марганец, хром) и цветных металлов (медь, олово, цинк, алюминий).
3. Нерудные полезные ископаемые играют существенную роль в таком понятии, как строение земной коры. География их обширна. Это неметаллические и негорючие горные породы. Это строительные материалы (песок, гравий, глина) и химические вещества (сера, фосфаты, калийные соли). Отдельный раздел посвящен драгоценным и поделочным камням.

Распределение полезных ископаемых по нашей планете напрямую зависит от внешних факторов и геологических закономерностей.

Так, топливные полезные ископаемые в первую очередь добываются в нефтегазоносных и угольных бассейнах. Они имеют осадочное происхождение и формируются на осадочных чехлах платформ. Нефть и уголь крайне редко залегают вместе.

Рудные полезные ископаемые чаще всего соответствуют фундаменту, выступам и складчатым областям платформенных плит. В таких местах они могут создавать огромные по протяженности пояса.

Ядро

Земная оболочка, как известно, многослойна. Ядро располагается в самом центре, а его радиус приблизительно равен 3 500 км. Его температура гораздо выше, чем у Солнца и составляет около 10000 К. Точных данных о химическом составе ядра не получено, но предположительно оно состоит из никеля и железа.

Внешнее ядро находится в расплавленном состоянии и имеет еще большую мощность, чем внутреннее. Последнее подвергается колоссальному давлению. Вещества, из которых оно состоит, находятся в постоянном твердом состоянии.

Мантия

Геосфера Земли окружает ядро и составляет около 83 процентов от всей оболочки нашей планеты. Нижняя граница мантии находится на огромной глубине почти 3000 км. Данную оболочку принято условно разделять на менее пластичную и плотную верхнюю часть (именно из нее образуется магма) и на нижнюю кристаллическую, ширина которой составляет 2000 километров.

Состав и строение земной коры

Для того чтобы говорить о том, какие элементы входят в состав литосферы, нужно дать некоторые понятия.

Земная кора - это самая внешняя оболочка литосферы. Ее плотность меньше в два раза по сравнению со средней плотностью планеты.

От мантии земная кора отделена границей М, о которой уже говорилось выше. Так как процессы, происходящие на обоих участках, взаимно влияют друг на друга, их симбиоз принято называть литосферой. Это означает "каменная оболочка". Ее мощность колеблется в пределах 50-200 километров.

Ниже литосферы расположена астеносфера, которая обладает менее плотной и вязкой консистенцией. Ее температура составляет около 1200 градусов. Уникальной особенностью астеносферы является возможность нарушать свои границы и проникать в литосферу. Она является источником вулканизма. Здесь находятся расплавленные очаги магмы, которая внедряется в земную кору и изливается на поверхность. Изучая эти процессы, ученые смогли сделать много удивительных открытий. Именно так изучалось строение земной коры. Литосфера была сформирована много тысяч лет назад, но и сейчас в ней происходят активные процессы.

Структурные элементы земной коры

По сравнению с мантией и ядром, литосфера - это жесткий, тонкий и очень хрупкий слой. Она сложена из комбинации веществ, в составе которых на сегодняшний день обнаружено более 90 химических элементов. Они распределены неоднородно. 98 процентов массы земной коры приходится на семь составляющих. Это кислород, железо, кальций, алюминий, калий, натрий и магний. Возраст самых древних пород и минералов составляет более 4.5 миллиардов лет.

Изучая внутреннее строение земной коры, можно выделить различные минералы.
Минерал - сравнительно однородное вещество, которое может находиться как внутри, так и на поверхности литосферы. Это кварц, гипс, тальк и т.д. Горные породы слагаются из одного или нескольких минералов.

Процессы, формирующие земную кору

Строение океанической земной коры

Данная часть литосферы преимущественно состоит из базальтовых пород. Строение океанической земной коры изучено не так досконально, как континентальное. Теория тектонических плит объясняет, что океаническая земная кора является относительно молодой, а самые ее последние участки можно датировать поздней юрой.
Ее толщина практически не изменяется со временем, так как она определяется количеством расплавов, выделяющихся из мантии в зоне срединно-океанических хребтов. На нее существенно влияет глубина осадочных слоев на дне океана. В наиболее объемных участках она составляет от 5 до 10 километров. Данный вид земной оболочки относится к океанической литосфере.

Континентальная кора

Литосфера взаимодействует с атмосферой, гидросферой и биосферой. В процессе синтеза они образуют самую сложную и реакционно активную оболочку Земли. Именно в тектоносфере происходят процессы, изменяющие состав и строение этих оболочек.
Литосфера на земной поверхности не однородна. Она имеет несколько слоев.

1. Осадочный. Он в основном образуется горными породами. Здесь преобладают глины и сланцы, а также широко распространены карбонатные, вулканогенные и песчаные породы. В осадочных слоях можно встретить такие полезные ископаемые, как газ, нефть и каменный уголь. Все они имеют органическое происхождение.
2. Гранитный слой. Он состоит из магматических и метаморфических пород, которые наиболее близки по своей природе к граниту. Этот слой встречается далеко не везде, наиболее ярко он выражен на континентах. Здесь его глубина может составлять десятки километров.
3. Базальтовый слой образуют породы, близкие к одноименному минералу. Он более плотный, чем гранит.

Глубина и изменение температуры земной коры

Поверхностный слой прогревается солнечным теплом. Это гелиометрическая оболочка. Она испытывает сезонные колебания температуры. Средняя мощность слоя составляет около 30 м.

Ниже находится слой, еще более тонкий и хрупкий. Его температура постоянна и приблизительно равна среднегодовой, характерной для этой области планеты. В зависимости от континентального климата глубина этого слоя увеличивается.
Еще глубже в земной коре находится еще один уровень. Это геотермический слой. Строение земной коры предусматривает его наличие, а его температура определяется внутренним теплом Земли и возрастает с глубиной.

Повышение температуры происходит за счет распада радиоактивных веществ, которые входят в состав горных пород. В первую очередь это радий и уран.

Геометрический градиент - величина нарастания температуры в зависимости от степени увеличения глубины слоев. Этот параметр зависит от разных факторов. Строение и типы земной коры влияют на него, так же как и состав горных пород, уровень и условия их залегания.

Тепло земной коры является важным энергетическим источником. Его изучение очень актуально на сегодняшний день.

Внутреннее строение Земли

В настоящее время преобладающим большинством геологов, геохимиков, геофизиков и планетологов принимается, что Земля имеет условно сферическое строение с нечёткими границами раздела (или перехода), а сферы – условно мозаично-блоковое. Основные сферы – земная кора, трёхслойная мантия и двухслойное ядро Земли.

Земная кора

Земная кора составляет самую верхнюю оболочку твёрдой Земли. Мощность её колеблется от 0 на некоторых участках срединно-океанических хребтов и океанских разломов до 70-75 км под горными сооружениями Анд, Гималаев и Тибета. Земная кора обладает латеральной неоднородностью , т.е. состав и строение земной коры различны под океанами и континентами. На основании этого выделяются два главных типа коры – океаническая и континентальная и один тип промежуточной коры.

● Океаническая кора занимает на Земле около 56% земной поверхности. Мощность её обычно не превышает 5-6 км и максимальна у подножия континентов. В её строении выделяются три слоя.

Первый слой представлен осадочными породами. В основном это глинистые, кремнистые и карбонатные глубоководные пелагические осадки, причём карбонаты с определённой глубины исчезают вследствие растворения. Ближе к континенту появляется примесь обломочного материала, снесённого с суши (континента). Мощность осадков колеблется от ноля в зонах спрединга до 10-15 км вблизи континентальных подножий (в периокеанических прогибах).

Второй слой океанической коры в верхней части (2А) сложен базальтами с редкими и тонкими прослоями пелагических осадков. Базальты нередко обладают подушечной отдельностью (пиллоу-лавы), но отмечаются и покровы массивных базальтов. В нижней части второго слоя (2В) в базальтах развиты параллельные дайки долеритов. Общая мощность второго слоя около 1,5-2 км. Строение первого и второго слоя океанской коры хорошо изучено с помощью подводных аппаратов, драгированием и бурением.

Третий слой океанической коры состоит из полнокристаллических магматических пород основного и ультраосновного состава. В верхней части развиты породы типа габбро, а нижняя часть сложена «полосчатым комплексом», состоящем из чередования габбро и ультрамафитов. Мощность 3-го слоя около 5 км. Он изучен по данным драгирования и наблюдений с подводных аппаратов.

Возраст океанической коры не превышает 180 млн. лет.

При изучении складчатых поясов континентов были выявлены в них фрагменты ассоциаций пород, подобных океанским. Г Штейманом было предложено в начале XX века называть их офиолитовыми комплексами (или офиолитами ) и рассматривать «триаду» пород, состоящую из серпентенизированных ультрамафитов, габбро, базальтов и радиоляритов, как реликты океанической коры. Подтверждения этому были получены только в 60-ые годы XX столетия, после публикаций статьи на эту тему А.В. Пейве.

● Континентальная кора распространена не только в пределах континентов, но и в пределах шельфовых зон континентальных окраин и микроконтинентов, расположенных внутри океанских бассейнов. Общая площадь её составляет около 41% земной поверхности. Средняя мощность 35-40 км. На щитах и платформах континентов она варьирует от 25 до 65 км, а под горными сооружениями достигает 70-75 км.

Континентальная кора имеет трёхслойное строение:

Первый слой – осадочный, обычно называется осадочным чехлом. Мощность его колеблется от нуля на щитах, поднятиях фундамента и в осевых зонах складчатых сооружений до 10-20 км в экзогональных впадинах плит платформ, передовых и межгорных прогибах. Он сложен, в основном, осадочными породами континентального или мелководного морского, реже батиального (в глубоководных впадинах) происхождения. В этом осадочном слое возможны покровы и силы магматических пород, образующих трапповые поля (трапповые формации). Возрастной диапазон пород осадочного чехла от кайнозоя до 1,7 млрд. лет. Скорость продольных волн составляет 2,0-5,0 км/с.

Второй слой континентальной коры или верхний слой консолидированной коры выходит на дневную поверхность на щитах, массивах или выступах платформ и в осевых частях складчатых сооружений. Он вскрыт на Балтийском (Фенноскандинавском) щите на глубину более 12 км Кольской сверхглубокой скважиной и на меньшую глубину в Швеции, на Русской плите в Саатлинской уральской скважине, на плите в США, в шахтах Индии и Южной Африки. Он сложен кристаллическими сланцами, гнейсами, амфиболитами, гранитами и гранитогнейсами, и называется гранитогнейсовым или гранитно-метаморфическим слоем. Мощность данного слоя коры достигает 15-20 км на платформах и 25-30 км в горных сооружениях. Скорость продольных волн составляет 5,5-6,5 км/с.

Третий слой или нижний слой консолидированной коры был выделен как гранулито-базитовый слой. Ранее предполагалось, что между вторым и третьим слоем существует чёткая сейсмическая граница, названная по имени её первооткрывателя границей Конрада (К) . Позднее при сейсмических исследованиях стали выделять даже до 2-3 границ К . Кроме того, данные бурения Кольской СГ-3 не подтвердили различие в составе пород при переходе границы Конрада. Поэтому в настоящее время большинство геологов и геофизиков различают верхнюю и нижнюю кору по их отличным реологическим свойствам: верхняя кора более жёсткая, и хрупкая, а нижняя – более пластичная. Тем не менее, на основании состава ксенолитов из трубок взрыва можно полагать, что «гранулито-базитовый» слой содержит гранулиты кислого и основного состава и базиты. На многих сейсмических профилях нижняя кора характеризуется наличием многочисленных отражающих площадок, что также может, вероятно, рассматриваться как наличие пластовых внедрений магматических пород (что-то похожее на трапповые поля). Скорость продольных волн в нижней коре 6,4-7,7 км/с.

● Кора переходного типа является разновидностью коры между двумя крайними типами земной коры (океанской и континентальной) и может быть двух типов – субокеанской и субконтинентальной. Субокеанская кора развита вдоль континентальных склонов и подножий и, вероятно, подстилает дно котловин не очень глубоких и широких окраинных и внутренних морей. Мощность её не превышает 15-20 км. Она пронизана дайками и силами основных магматических пород. Субокеанская кора вскрыта скважиной у входа в Мексиканский залив и обнажена на побережье Красного моря. Субконтинентальная кора образуется в том случае, когда океанская кора в энсиматических вулканических дугах превращается в континентальную, но ещё не достигает «зрелости». Она обладает пониженной (менее 25 км) мощностью и более низкой степенью консолидированности. Скорость продольных волн в коре переходного типа не более 5,0-5,5 км/с.

● Поверхность Мохоровичича и состав мантии. Граница между корой и мантией достаточно чётко определяется по резкому скачку скоростей продольных волн от 7,5-7,7 до 7,9-8,2 км/сек и она известна как поверхность Мохоровичича (Мохо или М) по имени выделившего её хорватского геофизика.

В океанах она отвечает границе между полосчатым комплексом 3-го слоя и серпентинизированными базит-гипербазитами. На континентах она расположена на глубине 25-65 км и до 75 км в складчатых областях. В ряде структур выделяется до трёх поверхностей Мохо, расстояния между которыми могут достигать нескольких км.

По результатам изучения ксенолитов из лав и кимберлитов из трубок взрыва предполагается, что под континентами в верхней мантии присутствую кроме перидотитов эклогиты (как реликты океанской коры, оказавшиеся в мантии в процессе субдукции?).

Верхняя часть мантии – это «истощённая» («деплетированная») мантия. Она обеднена кремнезёмом, щелочами, ураном, торем, редкими землями и другими некогерентными элементами благодаря выплавлению из неё базальтовых пород земной коры. Она охватывает почти всю её литосферную часть. Глубже она сменяется «неистощенной» мантией. Средний первичный состав мантии близок к шпинелевому лерцолиту или гипотетической смеси перидотита и базальта в пропоции 3:1, которая была названа А.Е. Рингвудом пиролитом .

Слой Голицина или средняя мантия (мезосфера) – переходная зона между верхней и нижней мантией. Простирается он с глубины 410 км, где отмечается резкое возрастание скоростей продольных волн, до глубины 670 км. Возрастание скоростей объясняется увеличением плотности вещества мантии примерно на 10%, в связи с переходом минеральных видов в другие виды с более плотной упаковкой: например, оливина в вадслеит, а затем вадслеита в рингвудит со структурой шпинели; пироксена в гранат.

Нижняя мантия начинается с глубины около 670 км и простирается до глубины 2900 км со слоем D в основании (2650-2900 км), т. е. до ядра Земли. На основании экспериментальных данных предполагается, что она должна быть сложена в основном перовскитом (MgSiO 3) и магнезиовюститом (Fe,Mg)O – продуктами дальнейшего изменения вещества нижней мантии при общем увеличении отношения Fe/Mg.

По последним сейсмотомографическим данным выявлена значительная негомогенность мантии, а также наличие большего количества сейсмических границ (глобальные уровни – 410, 520, 670, 900, 1700, 2200 км и промежуточные – 100, 300, 1000, 2000 км), обусловленных рубежами минеральных преобразований в мантии (Павленкова, 2002; Пущаровский, 1999, 2001, 2005; и др.).

По Д.Ю. Пущаровскому (2005) строение мантии представляется несколько иначе, чем вышеприведённые данные согласно традиционной модели (Хаин, Ломизе, 1995):

Верхняя мантия состоит из двух частей: верхняя часть до 410 км, нижняя часть 410-850 км. Между верхней и средней мантией выделен раздел I – 850-900 км.

Средняя мантия : 900-1700 км. Раздел II – 1700-2200 км.

Нижняя мантия : 2200-2900 км.

● Ядро Земли по данным сейсмологии состоит из внешней жидкой части (2900-5146 км) и внутренней твёрдой (5146-6371 км). Состав ядра большинством принимается железным с примесью никеля, серы либо кислорода или кремния. Конвекция во внешнем ядре генерирует главное магнитное поле Земли. Предполагается, что на границе ядра и нижней мантии зарождаются плюмы , которые затем в виде потока энергии или высокоэнергетического вещества поднимаются вверх, формируя в земной коре или на её поверхности магматические породы.

Плюм мантийный – узкий, поднимающийся вверх поток твёрдофазного вещества мантии диаметром около100 км, который зарождается в горячем, низкоплотностном пограничном слое, расположенном либо выше сейсмической границы на глубине 660 км, либо рядом с границей ядро-мантия на глубине 2900 км (A.W. Hofmann, 1997). По А.Ф. Грачёву (2000) плюм мантийный – это проявление внутриплитной магматической активности, обусловленное процессами в нижней мантии, источник которой может находиться на любой глубине в нижней мантии, вплоть до границы ядро-мантия (слой «Д»). (В отличие от горячей точки, где проявление внутриплитной магматической активности обусловлено процессами в верхней мантии.) Мантийные плюмы характерны для дивергентных геодинамических режимов. По Дж. Моргану (1971) плюмовые процессы зарождаются ещё под континентами на начальной стадии рифтогенеза (рифтинга). С проявлением мантийного плюма связывается формирование крупных сводовых поднятий (диаметром до 2000 км), в которых происходят интенсивные трещинные излияния базальтов Fe-Ti-типа с коматиитовой тенденцией, умеренно обогащённых лёгкими РЗЭ, с кислыми дифференциатами, составляющими не более 5% от общего объёма лав. Отношения изотопов 3 He/ 4 He(10 -6)>20; 143 Nd/ 144 Nd – 0.5126-0/5128; 87 Sr/ 86 Sr – 0.7042-0.7052. С мантийным плюмом связывается формирование мощных (от 3-5 км до 15-18 км) лавовых толщ архейских зеленокаменных поясов и более поздних рифтогенных структур.

В северо-восточной части Балтийского щита, и на Кольском п-ове в частности, предполагается, что мантийные плюмы обусловили формирование позднеархейских толеитбазальтовых и коматиитовых вулканитов зеленокаменных поясов, позднеархейского щелочногранитного и анортозитового магматизма, комплекса раннепротерозойских расслоенных интрузий и палеозойских щелочно-ультраосновных интрузий (Митрофанов, 2003).

Плюм-тектоника – тектоника мантийных струй, связанная с тектоникой плит. Эта связь выражается в том, что субдуцируемая холодная литосфера погружается до границы верхней и нижней мантии (670 км), накапливается там, частично продавливаясь вниз, а затем через 300-400 млн. лет проникает в нижнюю мантию, достигая её границы с ядром (2900 км). Это вызывает изменение характера конвекции во внешнем ядре и его взаимодействия с внутренним ядром (граница между ними на глубине около 4200 км) и, в порядке компенсации притока материала сверху, образование на границе ядро/мантия восходящих суперплюмов. Последние поднимаются до подошвы литосферы, частично испытывая задержку на границе нижней и верхней мантии, а в тектоносфере расщепляются на более мелкие плюмы, с которыми и связан внутриплитный магматизм. Они же, очевидно, стимулируют конвекцию в астеносфере, ответственную за перемещение литосферных плит. Процессы же, происходящие в ядре, японские авторы обозначают в отличие от плейт- и плюм-тектоники, как тектонику роста (growth teсtonics), имея ввиду рост внутреннего, чисто железо-никелевого ядра за счёт внешнего ядра, пополняемого корово-мантиным силикатным материалом.

Возникновение мантийных плюмов, приводящее к образованию обширных провинций плато-базальтов, предшествует рифтогенезу в пределах континентальной литосферы. Дальнейшее развитие может происходить по полному эволюционному ряду, включающему заложение тройных соединений континентальных рифтов, последующее утонение, разрыв материковой коры и начало спрединга. Однако развитие отдельно взятого плюма не может привести к разрыву материковой коры. Разрыв происходит в случае заложения системы плюмов на континенте и далее процесс раскола происходит по принципу продвигающей трещины от одного плюма к другому.

Литосфера и астеносфера

Литосфера состоит из земной коры и части верхней мантии. Это понятие чисто реологическое, в отличие от коры и мантии. Она более жесткая и хрупкая, чем более ослабленная и пластичная подстилающая оболочка мантии, которая была выделена как астеносфера . Мощность литосферы от 3-4 км в осевых частях срединно-океанских хребтов до80-100 км на периферии океанов и 150-200 км и более (до 400 км?) под щитами древних платформ. Глубинные границы (150-200 км и более) между литосферой и астеносферой определяется с большим трудом, либо вовсе не выявляются, что, вероятно, объясняется высокой изостатической уравновешенностью и уменьшением контраста между литосферой и астеносферой в приграничной зоне, обусловленным высоким геотермическим градиентом, уменьшением количества расплава в астеносфере и т.д.

Тектоносфера

Источники тектонических движений и деформаций лежат не в самой литосфере, а в более глубоких уровнях Земли. В них вовлечена вся мантия вплоть до пограничного слоя с жидким ядром. В связи с тем, что источники движений проявляются и в непосредственно подстилающем литосферу более пластичном слое верхней мантии – астеносфере, литосферу и астеносферу нередко объединяют в одно понятие – тектоносферы как области проявления тектонических процессов. В геологическом смысле (по вещественному составу) тектоносфера делится на земную кору и верхнюю мантию до глубины примерно 400 км, а в реологическом смысле – на литосферу и астеносферу. Границы между этими подразделениями, как правило, не совпадают, и литосфера обычно включает кроме коры и какую-то часть верхней мантии.

Последние материалы

• Основные закономерности татического деформирования грунтов

  За последние 15...20 лет в результате многочисленных экспериментальных исследований с применением рассмотренных выше схем испытаний получены обширные данные о поведении грунтов при сложном напряженном состоянии. Поскольку в настоящее время в…

• Упругопластическое деформирование среды и поверхности нагружения

  Деформации упругопластических материалов, в том числе и грунтов, состоят из упругих (обратимых) и остаточных (пластических). Для составления наиболее общих представлений о поведении грунтов при произвольном нагружении необходимо изучить отдельно закономерности…

• Описание схем и результатов испытаний грунтов с использованием инвариантов напряженного и деформированного состояний

  При исследовании грунтов, как и конструкционных материалов, в теории пластичности принято различать нагружение и разгрузку. Нагружением называют процесс, при котором происходит нарастание пластических (остаточных) деформаций, а процесс, сопровождающийся изменением (уменьшением)…

• Инварианты напряженного и деформированного состояний грунтовой среды

  Применение инвариантов напряженного и деформированного состояний в механике грунтов началось с появления и развития исследований грунтов в приборах, позволяющих осуществлять двух- и трехосное деформирование образцов в условиях сложного напряженного состояния…

• О коэффициентах устойчивости и сопоставление с результатами опытов

  Так как во всех рассмотренных в этой главе задачах грунт считается находящимся в предельном напряженном состоянии, то все результаты расчетов соответствуют случаю, когда коэффициент запаса устойчивости к3 = 1. Для…

• Давление грунта на сооружения

  Особенно эффективны методы теории предельного равновесия в задачах определения давления грунта на сооружения, в частности подпорные стенки. При этом обычно принимается заданной нагрузка на поверхности грунта, например, нормальное давление р(х), и…

• Несущая способность оснований

  Наиболее типичной задачей о предельном равновесии грунтовой среды является определение несущей способности основания под действием нормальной или наклонной нагрузок. Например, в случае вертикальных нагрузок на основании задача сводится к тому…

• Процесс отрыва сооружений от оснований

  Задача оценки условий отрыва и определения требуемого для этого усилия возникает при подъеме судов, расчете держащей силы «мертвых» якорей, снятии с грунта морских гравитационных буровых опор при их перестановке, а…

• Решения плоской и пространственной задач консолидации и их приложения

  Решений плоской и тем более пространственных задач консолидации в виде простейших зависимостей, таблиц или графиков очень ограниченное число. Имеются решения для случая приложения к поверхности двухфазного грунта сосредоточенной силы (В…