Строение земной коры различных типов

РАЗНОВИДНОСТИ ЗЕМНОЙ КОРЫ
МАТЕРИКОВАЯ	характеристики	ОКЕАНИЧЕСКАЯ
3 слоя: слои коры: 2 слоя:
осадочный	мягкий	осадочный
гранитный	средней твердости	-
базальтовый	твердый	базальтовый
толщина:
30-40 км, до 70 км.		3-7 км, в среднем 5 км.
основные методы изучения:
бурение, сейсмография	внутренние	фотосъемка
фотосъемка, космическая съемка, топографические методы	внешние	Эхолокация, 1500 м/с скорость прохождения звуковых волн через воду

Масса земной коры оценивается в 2,8·10¹⁹ тонн (из них 21% –океаническая кора и 79% – континентальная). Кора составляет лишь 0,473% общей массы Земли.

А) Океаническая кора – тип земной коры, распространенный в океанах. От континентов кора океанов отличается меньшей мощностью и базальтовым составом. Согласно теории тектоники плит, она непрерывно образуется в срединно-океанических хребтах (СОХ), расходится от них и поглощается в мантию в зонах субдукции (погружения под край другой коры) (рис. 31).

Рис. 31. Океаническая кора и ее погружение под континентальную кору

 

В разных географических областях толщина океанической коры колеблется в пределах 5-7 км и практически не меняется со временем, поскольку в основном она определяется количеством расплава, выделившегося из материала мантии. До некоторой степени влияние оказывает толщина осадочного слоя на дне океанов. В рамках стратификации (геохронологические слои) Земли по механическим свойствам, океаническая кора относится к океанической литосфере. Толщина океанической литосферы, в отличие от коры, зависит в основном от ее возраста. В зонах срединно-океанических хребтов астеносфера подходит очень близко к поверхности, и литосферный слой практически полностью отсутствует. По мере удаления от зон СОХ толщина литосферы сначала растет пропорционально ее возрасту, затем скорость роста снижается. В зонах субдукции толщина океанической литосферы достигает наибольших значений – 120-130 км.

Ежегодно в срединно-океанических хребтах формируется океанической коры 3,4 км² объемом 24 км³ и массой 7×10¹⁰ тонн магматических пород. Средняя плотность океанической коры около 3,3 г/см³. Масса оценивается в 5,9×10¹⁸ тонн (0,1% от общей массы Земли, или 21% от общей массы коры). Время обновления океанической коры менее 100 млн. лет; а самая древняя, находящаяся в ложе океана, сохранилась во впадине Пиджафета в Тихом океане и имеет юрский возраст (156 млн. лет).

Древние фрагменты океанической коры, сохранившиеся в складчатых сооружениях на континентах, называются офиолитами. В срединно-океанических хребтах происходит интенсивное гидротермальное изменение океанической коры, в результате которого из нее выносятся легкорастворимые элементы.

Океаническая кора состоит преимущественно из базальтов и, поглощаясь в зонах субдукции, превращется в эклогиты, которые имеют плотность больше, чем распространенные мантийные породы – перидотиты, и погружаются в глубину. Они задерживаются на границе между верхней и нижней мантией, на глубине порядка 660 км, а затем проникают и в нижнюю мантию. Согласно некоторым оценкам, эклогиты, прежде слагавшие океаническую кору, ныне составляют около 7% массы мантии.

Относительно небольшие фрагменты древней океанической коры могут исключаться из спрединго-субдукционного круговорота в закрытых бассейнах, замкнутых в результате коллизии континентов. Примером такого участка может быть северная часть впадины Каспийского моря, фундамент которой, по мнению некоторых исследователей, сложен океанической корой девонского возраста.

Океаническая кора может заползать поверх континентальной коры, в результате обдукции. Так формируются самые крупные офиолитовые комплексы, типа офиолитового комплекса Семаил.

Стандартная океаническая кора имеет строго закономерное строение и сверху вниз она сложена следующими комплексами:

· осадочные породы, представленные глубоководными океаническими осадками;

· базальтовые покровы, излившиеся под водой;

· дайковый комплекс, состоит из вложенных друг в друга базальтовых даек;

· слой основных расслоенных интрузий;

· мантия, представлена дунитами и перидотитами.

В подошве океанической коры обычно залегают дуниты и перидотиты. Эти породы могут образоваться как в результате кристаллизации расплавов, так и быть первичными мантийными породами. Слой расслоенных интрузий образуется в срединно-океаническом хребте, в магматических камерах, расположенных на глубине 2-4 км. Эти массивы вложены друг в друга.

Б) Континентальная или материковая земная кора - состоит из осадочного, гранитного и базальтового пластов. Средняя толщина 35-45 км, до 75 км под горными массивами.

Континентальная кора имеет трехслойное строение (рис. 32):

· верхний слой представлен прерывистым покровом осадочных пород, который развит широко, но редко имеет большую мощность. Большая часть коры сложена под верхней корой – слоем, состоящим главным образом из гранитов и гнейсов, обладающим низкой плотностью и древней историей, большинство из них образовались около 3 млрд. л.н.;

· граница между верхней и нижней корой (поверхность Конрада);

· ниже находится нижняя кора, состоящая из метаморфических пород – гранулитов и им подобных.

Рис. 32. Строение земной коры

Земную кору составляет сравнительно небольшое число элементов. Около половины массы земной коры приходится на кислород, более 25% – на кремний (Si). Всего 18 элементов: O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg, H, Ti, C, Cl, P, S, N, Mn, F, Ba – составляют 99,8% массы земной коры. Рассмотрение геохимической таблицы (таблицы кларков) позволило ученым сделать выводы:

· содержание химических элементов в земной коре очень неодинаково. Так, кислород (O) в 1,5·10¹⁵ раз более распространен, чем полоний (Po). Относительное содержание больше у более легких элементов с малыми порядковыми номерами; распространенность убывает с увеличением порядкового номера;

· содержание элементов с четными номерами составляет 86%, а с нечетными – 14% массы земной коры;

· Кажущаяся «частота» или «редкость» элементов не соответствует их действительным содержаниям. Так, свинец (Pb) принято считать распространенным металлом, так как он давно вошел в технику и быт; на самом же деле содержание этого элемента в земной коре в 6-10 раз меньше, чем, например, у ванадия (V), который обычно считают редким металлом.

Определение состава верхней континентальной коры стало одной из первых задач молодой науки геохимии еще в 19 в. Эта задача весьма сложна, поскольку земная кора состоит из множества пород разнообразного состава, в пределах одного геологического тела состав пород может сильно варьировать, разных районах распространены совершенно разные типы пород. В свете всего этого и возникла задача определения общего, среднего состава той части земной коры, что выходит на поверхность на континентах.

Первая оценка состава верхней земной коры и приблизительный подсчет распространенности 10 главнейших элементов в земной коре дан еще в 1889 г. Ф.У. Кларком, сотрудником геологической службы США, который обобщил результаты многолетних геохимических анализов и рассчитал средний состав пород. Полученный методом «случайных выборок» состав земной коры был близок к граниту. А содержание для большинства элементов установил в 1898 г. И. Фогт., уточнения делались в 1925-1930 гг. В.И. Вернадским, А.Е. Ферсманом в 1923-1932 гг. В 1931-1937 гг. В.М. Гольдшмидт провел попытку определить средний состав земной коры, основываясь на предположении, что породы, отлагающиеся в результате ледниковой эрозии, отражают состав средней континентальной коры. Он проанализировал состав ленточных глин, отлагавшихся в Балтийском море во время последнего оледенения. Их состав оказался удивительно близок к среднему составу, полученному Кларком. Совпадение оценок, полученных столь разными методами, стало подтверждением геохимических методов.

Кларковое число (или кларк элемента) – числа, выражающие среднее содержание химических элементов в земной коре, гидросфере, космических телах, геохимических и космохимических системах, по отношению к общей массе этой системы.

Широкое признание в области изучения состава Земной коры получили оценки А.П. Виноградова (в 1953 г. основал и возглавил первую в стране кафедру геохимии МГУ. Академик АН СССР), К.Г Ведеполя, А.А. Ярошевского (академик РАЕН), Н.И. Сафронова (создатель геохимических методов поиска месторождений руд) и др.

Из ряда современных методов анализа химического состава грунта наиболее эффективен рентгенофлуоресцентный анализ с помощью сканирующих спектрометров. Он является неразрушающим методом, не расходует и не деформирует пробу; почти не требует подготовки пробы; не зависит от количества пробы, используется для контроля.

Поверхность Конрада (англ. Conrade discontinuity) – условная граница, разделяющая гранитный (верхний) и базальтовый (нижний) слои земной коры, выявляемая по увеличению скорости прохождения сейсмических волн. Названа в честь австрийского геофизика В. Конрада, который установил ее наличие в 1925 г. при изучении землетрясения в Альпах. Скорость продольных сейсмических волн при прохождении через поверхность Конрада скачкообразно увеличивается с 6 до 6,5 км/сек. В ряде мест поверхность отсутствует, и скорости сейсмических волн возрастают с глубиной постепенно. Иногда, наоборот, наблюдается несколько поверхностей скачкообразного возрастания скоростей. Поверхность Конрада встречается в различных районах континентальной коры на глубине 15-20 км, однако отсутствует под океанической корой.

В середине ХХ в. было обнаружено, что верхний слой континентальной коры состоит из кислых пород, а нижний из более богатых магнием основных пород. Таким образом, сейсмологи того времени считали, что поверхность Конрада должна соответствовать контакту между двумя химически различными слоями гранита и базальта. Однако, начиная с 1960-х годов, эта теория активно оспаривается в среде геологов, так как точное геологическое значение поверхности Конрада до сих пор не выяснено.

Для изучения строения земной коры применяются косвенные геохимические и геофизические методы, чаще связанные с изучением обнаженных естественным или искусственным способом горных пород (табл. далее), и глубинных процессов (сейсмическая разведка и др.). Но непосредственные данные можно получить в результате глубинного бурения. При проведении научного глубинного бурения часто ставится вопрос о природе границы между верхней (гранитной) и нижней (базальтовой) континентальной корой. Для изучения этого вопроса в СССР была пробурена Саатлинская скважина. В районе бурения наблюдалась гравитационная аномалия, которую связывали с выступом фундамента. Но бурение показало, что под скважиной находится интрузивный массив. При бурении Кольской сверхглубокой скважины граница Конрада также не была достигнута. В 2005 г. в науке обсуждалась возможность проникновения еще глубже, к границе Мохоровичича и в верхнюю мантию с помощью самопогружающихся вольфрамовых капсул, обогреваемых теплом распадающихся радионуклидов.

II. Граница между корой и мантией. Астеносфера. Границей между корой и мантией служит поверхность Мохоровичича (сокращенно Мохо) – нижняя граница земной коры, на которой происходит резкое увеличение скоростей продольных сейсмических волн с 6,7-7,6 до 7,9-8,2 км/сек и поперечных – с 3,6-4,2 до 4,4-4,7 км/сек. Плотность вещества также возрастает скачком, предположительно, с 2,9-3 до 3,1-3,5 т/м³. Установлена в 1909 г. хорватским геофизиком и сейсмологом Андреем Мохоровичичем. Было замечено, что сейсмограмма неглубоких землетрясений имеет два и более акустических сигналов: прямой и преломленный.

Поверхность Мохоровичича прослеживается по всему Земному шару на глубине от 5 до 70 км. Она может не совпадать с границей земной коры и мантии, вероятнее всего, являясь границей раздела слоев различного химического состава. Поверхность, как правило, повторяет рельеф местности. В общих чертах форма Мохо представляет собой зеркальное отражение рельефа внешней поверхности литосферы: под океанами она выше, под континентальными равнинами – ниже.

Ученые объясняли резкое увеличение скоростей сейсмических волн изменением состава пород – от относительно легких корковых кислых и основных к плотным мантийным ультраосновным породам. Это точка зрения сейчас является общепризнанной.

Для исследования литосферы в том месте, где граница Мохоровичича подходит близко к поверхности Земли, была пробурена Кольская сверхглубокая скважина (12262 м, Мурманская обл., до 2008 г. самая глубокая в Мире), но граница Мохо не достигнута. Две, еще более глубокие, скважины относятся к нефтяным: это скважина Maersk (12290 м, бассейн Аль-Шахин, Катар) и скважина Одопту-море по проекту Сахалин-1 (12345 м, январь 2011 г., Россия).

Астеносфера (от др.-греч. Asthees - слабый и др.-греч. σφαῖρα) верхний пластичный слой верхней мантии Земли называемый также слой Гутенберга, выделяется по геофизическим данным как слой пониженной скорости поперечных сейсмических волн и повышенной электропроводности. Выше ее залегает твердая литосфера, ниже – мантия. Кровля астеносферы лежит под материками на глубине 80-100 км, под океанами 50-70 км (иногда менее), нижняя граница – на глубине 250-300 км, нерезкая.

III. Мантия земли – часть геосферы, расположенная непосредственно под корой и выше ядра, в диапазоне от 30 до 2900 км от земной коры. Мантия, занимает 5/6 всего объема Земли, здесь находится большая часть вещества Земли. Она подразделяется на верхнюю мантию и нижнюю мантию, границей между этими геосферами служит слой Голицына, располагающийся на глубине около 670 км. Средняя температура около t = 2000°С.

Мантия сложена главным образом ультраосновными породами: перовскитами, перидотитами, дунитами и в меньшей степени основными – эклогитами. Также в ней установлены редкие разновидности пород, не встречающиеся в земной коре. Это различные флогопитовые перидотиты, гроспидиты, карбонатиты.

Содержание основных элементов в мантии Земли: O-44,8%; Si - 21,5%; Mg-22,8%; Fe-5,8%; Al-2,2%; Ca-2,3%; Na-0,3%; K-0,03%; и др. Содержание оксидов: SiO₂ -46%; MgO-37,8%; FeO-7,5%; Al₂O₃-4,2%; CaO-3,2%; Na₂O-0,4%; K₂O-0,04%.

Отличие состава земной коры и мантии – следствие их происхождения: исходно однородная Земля в результате частичного плавления разделилась на легкоплавкую и легкую часть – кору и плотную и тугоплавкую мантию. Мантия недоступна непосредственному исследованию, поскольку она не выходит на земную поверхность и не достигнута бурением. Поэтому, большая часть информации получена геохимическими и геофизическими методами, а данные о геологическом строении очень ограничены.

Мантию изучают по следующим данным:

Геофизические данные. В первую очередь данные о скоростях сейсмических волн, электропроводности и силе тяжести.

Мантийные расплавы – перидотиты, базальты, коматииты, кимберлиты, карбонатиты и другие магматические горные породы, образуются в результате частичного плавления мантии.

Фрагменты мантийных пород, выносимые на поверхность мантийными расплавами – кимберлитами, щелочными базальтами и др. Это ксенолиты, ксенокристы и алмазы. Алмазы занимают среди источников информации о мантии особое место. Именно в алмазах установлены самые глубинные минералы, которые, возможно, происходят даже из нижней мантии. В таком случае эти алмазы представляют собой самые глубокие фрагменты земли, доступные непосредственному изучению.

Мантийные породы в составе земной коры в наибольшей степени соответствуют мантии, но и отличаются от нее. Самое главное различие – в самом факте их нахождения в составе земной коры, из чего следует, что они образовались в результате не совсем обычных процессов и, возможно, не отражают типичную мантию. Они встречаются в следующих геодинамических обстановках:

· Альпинотипные гипербазиты – части мантии, внедренные в земную кору в результате горообразования. Наиболее распространены в Альпах, от которых и произошло название.

· Офиолитовые гипербазиты – перидотиты в составе офиолитовых комплексов – частей древней океанической коры.

· Абиссальные перидотиты – выступы мантийных пород на дне океанов или рифтов.

Основной недостаток получаемой информации – это невозможность установления геологических соотношений между различными типами пород. Это кусочки мозаики.

Процессы, идущие в мантии, оказывают самое непосредственное влияние на земную кору и поверхность земли, являются причиной движения континентов, вулканизма, землетрясений, горообразования и формирования рудных месторождений. Все больше свидетельств того, что на саму мантию активно влияет металлическое ядро Земли.

IV. Ядро Земли. Недосягаемая часть земных глубин, изучение которой проводится преимущественно косвенными и расчетными методами. В ядре различают: внешнее ядро и внутреннее ядро.

Примерно на глубине 2900 км от земной коры, после переходной зоны, начинается оболочка внешнего ядра (рис. 30), которое, по мнению современной науки, «жидкое», так как через него проходят поперечные волны. Внутреннее ядро твердое, расположено в центре Земли на расстоянии примерно 5000 км от поверхности. Общий радиус ядра около 3470 км. Вещество ядра, особенно внутреннего, сильно сжато давлением, и по плотности соответствует металлам, поэтому его часто называют металлическим. Общая температура ядра колеблется от 2000°С у внешних границ, до 5000°С в центре Земли.

Изучение ядра – широкое поле деятельности для различных наук, однако уже ясно, что в ядре возникают термоядерные реакции, вызывающие его разогрев, вращение внутреннего вещества, возникновение электрических явлений. Металлическое ядро генерирует магнитное поле Земли, что связано в большей степени с движением ядра, чем с его температурным режимом. Магнитное поле защищает нашу планету и все живое на ней от всех негативных гелиокосмических факторов (рис. 33).

Рис.33. а – силовые линии магнитного поля Земли. б – механизм защиты Земли от магнитного и радиоактивного воздействия Солнца

 

Установлено, что северный и южный полюса магнитного поля Земли за последние 85 млн. лет менялись между собой около 177 раз. Это отразилось на составе глубинных пород и ископаемых остатках древнейшей окаменелой растительности.

Тектоника земной коры

Тектоника плит – современная геологическая теория о движении литосферы, согласно которой земная кора состоит из относительно целостных блоков – плит, которые находятся в постоянном движении относительно друг друга.

При этом в зонах расширения (срединно-океанических хребтах и континентальных рифтах) в результате спрединга (англ. seafloor spreading – растекание морского дна, раздвижение) образуется новая океаническая кора, а старая поглощается в зонах субдукции (подвижка под другие слои коры, другие плиты).

Различают быстрое и медленное движение земной коры, имеющее характерные особенности.

Типы движения земной коры

ДВИЖЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ
МЕДЛЕННОЕ	БЫСТРОЕ
характерно для тектонических плит	землетрясения, оползни, обвалы
вертикальное	горизонтальное	в различных направлениях
Скандинавия поднимается на 1 см/год; поднимаются молодые горные складчатости	Венеция, Нидерланды опускаются на 1-3 см/год	Землетрясения: Очаг – место разрыва и сдвига горных пород в глубине земли, Эпицентр – находится на поверхности над очагом. Зона поражения – вокруг эпицентра, скорость распространения ударной волны зависит от ландшафта, плотности пород и силы толчков
Вулканы – наземные и подводные – могут вызывать как быстрое, так и медленное движение земной коры. Вулканизация тесно связана с землетрясениями и образованием разломов в земной коре.

Существует три основных типа относительных перемещений плит:

· расхождение (дивергенция), выражено рифтингом и спредингом;

· схождение (конвергенция) выраженное субдукцией и коллизией;

· сдвиговые перемещения по трансформным геологическим разломам.

Литосферные плиты постоянно меняют свои очертания, они могут раскалываться в результате рифтинга и спаиваться, образуя единую плиту в результате коллизии. Литосферные плиты также могут тонуть в мантии планеты, достигая глубины ядра. Разделение земной коры на плиты не однозначно, и по мере накопления геологических знаний выделяются новые плиты, а некоторые границы плит признаются несуществующими (рис. 34).

Рис. 34. Тектоническая карта. Литосферные плиты и их движение.

 

Более 90% поверхности Земли покрыто 14-ю крупнейшими литосферными плитами: Тихоокеанская, Евразийская, Африканская, Австралийская, Антарктическая, Индостанская, Аравийский субконтинент, плита Кокос, плита Наска, плита Скотия, Северо-Американская, Южно-Американская, Сомалийская, Филиппинская. А так же 46 плитами среднего размера и 13 микроплитами. Мелкие плиты расположены в поясах между крупными плитами (рис. 34).

Впервые идея о движении блоков коры была высказана в теории дрейфа континентов, предложенной Альфредом Вегенером в 1920-х г. Сейчас тектоника плит подтверждена прямыми измерениями скорости движения плит методом интерферометрии излучения от далеких квазаров и измерениями с помощью спутниковых навигационных систем GPS.

Главная причина движения плит – конвекция в астеносфере – следствие переноса тепла из центральных зон Земли к поверхности вязкой магмой, что влияет на форму поверхности Земли (рис. 35). При этом часть тепловой энергии превращается в механическую работу по преодолению сил трения, а часть, пройдя через земную кору, излучается в окружающее пространство.

На границе мантии и литосферы температура достигает 1500°С. Особенно сильные очаги внутреннего давления возникают в местах верхней мантии, где концентрируются радиоактивные элементы, распад которых дополнительно разогревает слагающие породы до еще более высоких температур.

Рис. 35. Зависимость формы геоида от мантийных конвекционных потоков.

 

Движения земной коры под действием внутренних сил Земли называют тектоническими движениями. Их подразделяют на: колебательные, складкообразовательные и разрывные (см. далее).

На плиты действуют и другие, меньшие по величине, но также важные силы. Это – силы Архимеда, обеспечивающие плавание более легкой коры на поверхности более тяжелой мантии.

Приливные силы, обусловленные гравитационным воздействием Луны и Солнца (различием их гравитационного воздействия на разноудаленные от них точки Земли). Сейчас приливной «горб» на Земле, вызванный притяжением Луны в среднем около 36 см. Раньше, Луна была ближе, и это имело большие масштабы, при этом деформация мантии приводит к ее нагреву. Например, вулканизм, наблюдаемый на Ио (спутник Юпитера), вызван именно этими силами – прилив на Ио до 120 м. А также силы, возникающие вследствие изменения атмосферного давления на различные участки земной поверхности – силы атмосферного давления достаточно часто изменяются на 3%, что эквивалентно сплошному слою воды толщиной 0,3 м (или гранита толщиной не менее 10 см). Причем это изменение может происходить в зоне шириной в сотни километров, тогда как изменение приливных сил происходит более плавно – на расстояниях в тысячи километров.

Столкновение континентальных плит – коллизия – приводит к смятию коры и образованию горных цепей. Примером коллизии является Альпийско-Гималайский горный пояс, образовавшийся в результате закрытия океана Тетис и столкновения с Евразийской плитой Индостана и Африки. В результате мощность коры значительно увеличивается, под Гималаями она составляет 70 км. Это неустойчивая структура, она интенсивно разрушается поверхностной и тектонической эрозией.

Колебательные движения земной коры происходят очень медленно, поэтому их называют вековыми или эпейрогеническими. В одних местах земная кора поднимается, в других – опускается. Нередко поднятие сменяется опусканием, и наоборот. Например, на побережье Средиземного моря, близ Неаполя, находятся развалины храма Сераписа, колонны которого источены моллюсками на высоте 5,5 м над современным уровнем моря. Это доказывает, что храм. Построенный в IV в., побывал ниже уровня моря, а затем произошло поднятие суши. В настоящий момент эта территория вновь опускается. На побережьях морей выше их современного уровня часто можно увидеть ступени – террасы, созданные когда-то морским прибоем.

Опускание земной коры ниже 0 м над уровнем моря сопровождается наступлением моря – трансгрессией, а поднятие участка и отступление моря – регрессией. В настоящие время поднятия происходят в Исландии, Гренландии, на Скандинавском полуострове. Область Ботнического залива поднимается со скоростью 2 см в год, таким образом, за столетие примерно на 2 м. одновременно происходит опускание Голландии, Южной Англии, Северной Италии, Причерноморской низменности, Прикаспийской низменности. Образование морских заливов в устьевых участках рек – эстуариев (губ) и лиманов – один из признаков опускания морского побережья. При поднятии земной коры и отступлении моря образуются обширные морские (первичные) равнины: например, Западно-Сибирская, Северо-Сибирская, Амазонская.

Складкообразовательные движения земной коры.Когда пласты горных пород достаточно пластичны, под действием внутренних сил Земли, на больших глубинах, при высоких температурах и давлении, происходит смятие этих пород в складки. Когда давление направлено по вертикали – породы смещаются, когда по горизонтали – сжимаются в складки разной формы, и могут быть подняты на поверхность. Так возникают складчатые горы: Кавказхские, Альпы, Гималаи, Анды, др. (рис. 36-А).

Разрывные движения земной коры. Геологический разлом, или разрыв – нарушение сплошности горных пород, без смещения (трещина) или со смещением пород по поверхности разрыва. Разломы доказывают относительное движение земных масс. Крупные разломы земной коры являются результатом сдвига тектонических плит на их стыках. В зонах активных разломов часто происходят землетрясения как результат выброса энергии во время быстрого скольжения вдоль линии разлома. Так как чаще разломы состоят не из единственной трещины или разрыва, а из структурной зоны однотипных тектонических деформаций, в плоскости разлома (рис. 36-Б), то такие зоны называют зонами разлома.

Две стороны невертикального разлома называют висячий бок, он расположен выше; подошва (или лежачий бок) – располагается ниже линии разлома. Геологические разломы делятся на три основные группы в зависимости от направления движения:

· разлом, в котором основное направление движения происходит в вертикальной плоскости, называется разломом со смещением по падению (сброс, взбросы и надвиги, грабен, горст);

· если в горизонтальной плоскости – то сдвигом.

· если смещение происходит в обеих плоскостях, то такое смещение называется сбросо-сдвигом.

Разломы со смещением по падению делятся на сбросы, взбросы и надвиги.

Сброс происходит при растяжении земной коры, когда один блок земной коры (висячий бок) опускается относительно другого (подошвы).

Грабен (нем. Graben-ров, канава), участок земной коры, опущенный относительно окружающих участков сброса и находящийся между ними. Длина грабенов достигает сотен километров при ширине в десятки и сотни километров. Они обычно образуются в зонах растяжения земной коры (рис. 36-В) (рифтовых зонах). Величайшая система грабенов в Восточной Африке находится вдоль озер Виктория, Ньяса, Танганьика. В России большой провал (грабен), образовавшийся по разломам, представляет собой котловина озера Байкал, также известная как Баргузинская впадина.

Горст (от нем. Horst), приподнятый, обычно вытянутый участок земной коры, ограничен круто наклоненными разломами. Примерами горста являются горы Гарц, Шварцвальд, Вогезы, Сьерра-Невада, Беласица и др.

Чередование горстов и грабенов создает глыбовые (возрожденные) горы. Примеры таких гор: Россия – Алтайские горы, Саяны, Верхоянский хребет, в Северной Америке Аппалачи и др. Глыбовые горы отличаются от складчатых гор, как по внутреннему строению, так и по внешнему виду – морфологии. Склоны таких гор чаще отвесные, долины и водоразделы – широкие, плоские. Пласты горных пород всегда смещены относительно друг друга. Опустившиеся участки глыбовых гор, грабены, иногда заполнены водой (чаще накопительного типа), тогда образуются глубокие озера: например, Байкал, Телецкое, а в Африке озера Таганьика и Ньяса.

Сбросы регионального значения с небольшим углом называют срывом, либо отслаиванием. Взбросы происходят в обратном направлении – в них висячий бок движется наверх относительно подошвы, при этом угол наклона трещины превышает 45°. При взбросах земная кора сжимается.

Еще один вид разлома со смещением по падению – это надвиг, в нем движение происходит аналогично взбросу, но угол наклона трещины не превышает 45°. Надвиги обычно формируют скаты, рифты и складки. В результате образуются тектонические покровы и клиппы. Плоскостью разлома называется плоскость, вдоль которой происходит разрыв.

Во время сдвига поверхность разлома расположена вертикально и подошва двигается влево либо вправо. Отдельным видом сдвига является трансформный разлом. Такие разломы возникают там, где плиты двигаются параллельным курсом, но с разной скоростью, это грандиозные сдвиговые нарушения, широко распространенные в океанах и редкие на континентах. В океанах такие разломы идут перпендикулярно срединно-океаническим хребтам (СОХ) и разбивают их на сегменты шириной в среднем 400 км. Между сегментами хребта находится активная часть разлома, постоянно происходят землетрясения и горообразование, а вокруг разлома формируются многочисленные структуры – надвиги, складки и грабены и нередко обнажаются мантийные породы.

	А     Б   В
Рис. 36. Образование складчато-глыбовых гор

 

Сдвиговые границы плит на континентах встречаются относительно редко. Пожалуй, единственным ныне активным примером границы такого типа является 800-мильный крупнейший разлом Сан-Андреас, отделяющий Северо-Американскую плиту от Тихоокеанской. Это один из самых сейсмоактивных районов планеты: в год плиты смещаются относительно друг друга на 0,6 см, землетрясения с магнитудой более 6 единиц происходят в среднем раз в 22 года. Город Сан-Франциско и большая часть района его бухты построены в непосредственной близости от этого разлома.

На дне океанов расположены многочисленные вулканические острова – некоторые их нихэто активные горячие точки, место, где к поверхности поднимается плюм – горячий мантийный поток, который проплавляет двигающуюся над ним океаническую кору. Образуются цепи островов с последовательно изменяющимся возрастом, например Гавайский подводный хребет. Он поднимается над поверхностью океана в виде Гавайских островов. Таких точек на Земле установлено множество и они очень сейсмически активны.

Разлом, проходящий через различные слои литосферы, будет иметь различные типы горных пород на линии разлома. Длительное смещение по падению приводит к накладыванию друг на друга пород с характеристиками разных уровней земной коры. Это особенно заметно в случаях срывов или крупных надвигов.

Разломы часто являются геохимическими барьерами - поэтому к ним приурочены скопления твердых полезных ископаемых. Также они часто непреодолимы (из-за смещения горных пород) для рассолов, нефти и газа, что способствует формированию их ловушек – месторождений.

Расположение глубинных разломов определяется с использованием дешифрирования космических снимков, геофизических методов – сейсмического зондирования, магнитной съемки, гравиметрической съемки. Также часто применяются и геохимические методы – радоновая и гелиевая съемка. Гелий, как продукт распада радиоактивных элементов, насыщающих верхний слой коры, просачивается по трещинам, поднимается в атмосферу, а затем в космическое пространство. Это явление было впервые установлено российским геофизиком И.Н. Яницким в 1968 г. во время поисков урановых руд, и признано как научное открытие.

Горные породы и минералы

Складчатым скалам западной Австралии – 3 млрд. лет, а скалам северо-запада Канады – 4 млрд. лет – это самые древние горные породы на поверхности земли, поскольку около 4 млрд. лет назад начала формироваться земная кора.

Горные породы представляют собой образования, состоящие из одного или нескольких минералов. Например, мрамор, известняк, гипс – состоят из одного минерала, а гранит и базальт – из нескольких. Всего насчитывается более 1000 горных пород.

Самая легкая горная порода – пемза, образуется при извержении вулканов. Она пронизана порами от газа и насыщена пузырьками воздуха, поэтому не тонет в воде, легкая и прочная одновременно. Ее используют как наполнитель в строительстве, в Юго-восточной Азии почти повсеместно. В 1883 г., после разрушительного извержения вулкана Кракатау, пемза покрыла моря слоем до метра, что несколько лет мешало судоходству.

Горные породы по происхождению разделяют на три основные группы: магматические, осадочные и метаморфические.