Лекция 2

 Физические свойства и оболочки Земли. 

Структурные различия материковой и океанической земной коры.

ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ЗЕМЛИ

Гравитационное поле (сила тяжести)

Плотность

Давление

Магнитное поле

Тепловое поле

Упругость

 

Верхняя часть земного шара состоит из трех оболочек - геосфер (греч. «ге» - земля, «сфера» - шар): газовой - атмосферы (греч. «атмос» - пар), водной - гидросферы («гидор» - вода) и каменной - литосферы (греч. «литос» - камень), слагающей самую верхнюю часть твердых недр. Не­дра Земли подразделяются на земную кору, промежуточную оболочку - мантию (греч. «мантион» - покрывало) и ядро. В верхней частя мантии выделяется размягченная, видимо, расплавленная оболочка - астеносфера (греч. «астенос» - слабый). Залегающая над ней твердая часть мантии вместе с земной корой обычно выделяется как «литосфера» (греч. «литос» - камень).

Земля обладает различными физическими свойствами. Важнейшими из них являются гравитационное поле, плотность, давление, магнитное поле, тепловое поле и упругость.

Гравитационное поле.

Все предметы, обладающие массой, на поверхности и вблизи Земли испытывают силу ее притяжения. Пространст­во, в пределах которого проявляются силы земного притяжения, называ­ется «гравитационным (лат. «гравитас» - тяжесть) полем» или «полем силы тяжести». Сила тяжести тесно связана с формой Земли. Каждой точке на ее поверхности свойственна определенная величина силы тяже­сти. Она является равнодействующей двух сил - силы притяжения всей Земли и центробежной силы, образующейся за счет вращения земного шара. Если эти силы отнести к единице массы, получим ускорение силы тяжести.

Сила тяжести обусловлена и характером распределения масс в недрах планеты. Исходя из предположения, что Земля является однородным те­лом, для каждой точки земной поверхности может быть рассчитана теоре­тическая величина силы тяжести. Но в действительности массы вещества распределяются в земной коре неравномерно. В центре Земли сила тяже­сти равна нулю.

Земное притяжение является причиной свободного падения тел. Падающее тела испытывает нарастающее - по мере приближения к поверх­ности Земли - ускорение падения. При отсутствии сопротивления воздуха разные тела падают с одним и тем же ускорением, не зависящим от их массы. Этот закон впервые установил итальянский ученый Галилео Гали­лей (1564-1642). В его честь единица ускорения свободного падения, или ускорения силы тяжести, названа «галом». 1 гал равен 1 см/с². На поверх­ности Земли ускорение свободного падения возрастает от экватора (978,04 гал) к полюсам (983,24 гал). Среднее значение ускорения силы тяжести равно 979,70 гал. У границы мантии с ядром ускорение силы тя­жести, по расчетам, достигает 1037 гал. Затем оно существенно уменьша­ется до нуля в центре ядра. На практике чаще используется одна тысячная доля гала - миллигал. Обычно фактическое ускорение свободного падения в любой точке на поверхности Земли отличается от теоретически вычисленного значения. Отклонения между этими величинами, связанные с неоднородностями вещества внутри Земли, называются «гравитационными аномалиями» (греч. «а» - отрицание, «номос» - закон).

Гравитация связывает все тела во Вселенной. Взаимное притяжение Луны и Земли, например, имеет силу приблизительно 2х10¹⁶т. Изучение гравитационных аномалий позволяет косвенно судить о строении земных недр.

Над участками, сложенными относительно легкими породами (граниты, мощные толщи осадочных пород), сила тяжести уменьшается (отрицательная аномалия), а над участ­ками, сложенными более тяжелыми породами (например, ба­зальты), она увеличивается (положительная аномалия). Так, например, над относительно молодыми горами (Кавказ) наблюдается отрицательная аномалия, а над Тихим океаном – положительная. Как будет показано ниже, материки и горные области сложены в основном гранитами и осадочными поро­дами, а дно океанов - базальтами.

Измеряется сила тяжести при помощи специальных приборов - гравиметров и на основании этих измерений составляются гравиметрические карты, выявляющие связь между силой тяжести и геологическим строением местности.

Проявление силы тяжести очень многообразно, оно сказывается на всех процессах, происходящих на планете. В частности, при меньших значениях силы тяжести Земля не могла бы удержать воздушную и водную оболочки, а при больших - на ней удерживались бы в большом количестве такие газы, как водород, гелий, метан и др. Последствия для
жизни при обоих вариантах легко представить.

 

Плотность.

Подсчитано, что масса Земли составляет 5,98х10²⁷ г, а объем - 1,083х10²⁷ см³. Плотность - это масса единичного объема. Следовательно, средняя плотность вещества Земли равна 5,52 г/см³.

Фактическая плотность горных пород, слагающих верхнюю оболочку -земную кору, не превышает 2,9 г/см³. Например, плотность гранита 2,8 г/см³. Это означает, что плотность вещества глубинных недр должна быть зна­чительно выше. Поскольку глубинные слои Земли недоступны для непосредственного наблюдения, их свойства изучаются косвенными методами, в честности, данные о плотности глубинных слоев получены сейсморазведкой, т. е. по скорости прохождения продольных и поперечных сейсмических волн. По подсчетам ученых, ниже границы земной коры при переходе в верхнюю мантию плотность горных пород возрастает до 3,3-3,4 г/см³. А на глубине 2900 км (граница мантии и ядра) плотность вещества Земли равна 5,5-5,7 г/см³. Непосредственно ниже этой границы плотность скачкообразно возрастает до 9,7-10,0 г/см³. Затем повышается до 11,0-11,5 г/см³. В центре Земли плотность вещества, возможно, пре­вышает 12,5-13,0 г/см³.

 

Давление.

 В соответствии с изменением плотности было подсчита­но и изменение давления с глубиной. Большая плотность вещества земных недр обусловлена тем, что с глубиной земное вещество испытывает воздействие давления вышележащих толщ горных пород. Расчеты по­казали, что на глубине 50 км (верхняя граница мантии) оно составляет 20 тыс. атм._: на глубине 2900 км (подошва мантии) - 1,Зх10⁶ атм., на внешней границе субъядра - 3,1х10⁶ атм., а в центре Земли достигает гигантских размеров - 3,6x10⁶ атм. (максимально достигнутые давления в лаборатории не пре­вышают 500 тыс. атм.).

 

Магнитное поле.

Земной шар окружен магнитным полем. С помощью геофизических ракет и искусственных спутников установлено, что оно простирается над Землей на 20-25 радиусов Земли. Земное магнитное по­ле образует в верхних слоях атмосферы пояс радиации. Он задерживает выбрасываемые Солнцем мощные потоки заряженных космических час­тиц (протонов, альфа-частиц и др.), не пропуская их к поверхности Земли.

Земля подобна сферическому магниту, имеющему два магнитных по­люса - северный и южный, что отличает ее от других планет земной группы. Лу­на и Марс лишены магнитного поля ввиду отсутствия у них ядра, а Венера не имеет существенного магнетизма в связи с медленным осевым вращением. Следовательно, рождение магнитного поля Земли связано с перемещением вещества внешнего ядра, которое в результате осевого вращения обра­зует гигантские кольцевые вихри, направленные параллельно экватору. Эти механические движения генерируют мощные электрические токи, которые и образуют магнитное поле, т. е сферическое пространство, в котором и проявляются магнит­ные силы.

Магнитные силовые линии «выходят» из се­верного полюса и, огибая земной шар, «собираются» на его южном полю­се. Ось магнита наклонена к оси вращения Земли на 11,5°. В силу этого магнитные полюса не совпадают с географическими полюсами. Установлено, что в течение истории Земли северный магнитный полюс не оста­вался на одном месте, а блуждал по земной поверхности.

Напряженность или интенсивность магнитного поля в атмосфере убывает пропорционально кубу расстояния: на вы­соте 15 км от поверхности она слабее в 40 раз, а на высоте 90 км - в 10 тыс. раз.

Магнитное поле у поверхности Земли характеризуется в основном двумя показателями - магнитное склонение и магнитное наклонение. Свободно подвешенная на горизонтальной оси магнитная стрелка на магнитных полюсах устанавли­вается вертикально, а на одинаковом расстоянии от полюсов стрелка располагается горизонтально. Линия на поверхности Земли, на которой магнитная стрелка занимает горизонтальное положение называется магнитным экватором. Поскольку магнитные полюсы смещены относительно географических, Магнитный экватор также не совпадает с географическим: в Африке и Азии он проходит севернее географического, а в Америке - южней. И этот угол между вертикально вращаю­щейся магнитной стрелкой и плоскостью горизонта называется магнитным наклонением, а линии одинакового наклонения изоклинами. Между магнитными полюсами и экватором на-клонение меняется от 90° (полюсы) до 0° (экватор). Обычно в северном полушарии оно обозначается знаком плюс, в юж­ном - минус.

Поскольку магнитный меридиан не совпадает с геогра­фическим, между ними образуется угол, который называется магнитным склонением Склонение отсчитывается по север­ному концу магнитной стрелки и может быть западным (обозначается "-") или восточным (обозначается "+"). Линии на карте одинакового магнитного склонения называются изого­нами, что крайне важно учитывать при навигации. Оба полу­шария делит нулевая изогона, т. е. линия нулевых значений магнитного склонения, которая проходит по середине обеих Америк, а в Евразии проделывает очень сложный путь: от Шпицбергена и Скандинавии через Восточную Европу, Со­мали, а далее делает крупную петлю - через Индию на север, огибает Восточно-Сибирские о-ва, пересекает Чукотку, Индокитай, Австралию, выходит на южный магнитный полюс. Все это создает большие трудности для пользования компа­сом.

Для каждой точки земной поверхности рассчитывается теоретическое значение магнитного поля, исходя из однородного строения Земли. Но в действительности, магнитное поле в различных местах не одинаково. Обычно оно отличается от теоретически вычисленного для данной мест­ности среднего значения. Такие отклонения называются магнитными аномалиями. Они обусловлены, в частности, подземными залежами маг­нитных пород и руд. Примером может служить крупнейшая Курская маг­нитная аномалия (КМЛ). В ее пределах под земной поверхностью скры­вается уникальное месторождение железистых кварцитов. Они создают магнитную напряженность, в пять раз превышающую среднюю напря­женность магнитного поля Земли.

 

Тепловое поле.

Земля, с одной стороны, получает огромное количест­во тепловой энергии от Солнца. С другой стороны, из недр к поверхности Земли непрерывно восходит тепловой поток. Вулканические извержения, высокие температуры в глубоких шахтах и буровых скважинах указывают на то, что температура земных недр с глубиной возрастает. Косвенным путем установлено, что первичные очаги вулканов располагаются на глу­бинах около 100 км. Здесь земное вещество находится в расплавленном состоянии. Температура его плавления около 1200 °С.

Источниками земного тепла, по-видимому, являются распад радиоактивных элементов, энергия гравитационной дифференциации вещества, тектонических движений и химических реакций, протекающих в недрах Земли, а также энергия перехода вещества из одного фазового состояния в другое и т.п. По некоторым расчетам, на глубине около 400 км темпера­тура недр составляет 1600 °С. На глубине 2900 км (граница мантии и яд­ра) она, вероятно, превышает 2500 °С. А в центре Земли, возможно, дос­тигает 4000-5000 °С.

Числовая характеристика приращения температуры на единицу расстояния (глубины) называется геотермическим градиентом. Температура с глубиной нарастает неравномер­но: в литосфере она стремительно растет, а глубже прираще­ние температуры снижается (см. рис.3). Это отражается и на геотермическом градиенте: в земной коре градиент составля­ет примерно 30˚С/км, в литосфере - 6-10˚С/км, в мантии -0,5°С/км и в ядре 0,2°С/км. Расчетные данные специалистов о температуре на больших глубинах существенно разнятся, но все согласны с тем, что с глубиной рост температуры замед­ляется, иначе происходило бы расплавление вещества и нарушение магнитных свойств Земли. По расчетам известного геофизика В. А. Магницкого температура на глубине 100 км равна 1300°С, близ верхней границы мантии (400 км) -1700˚С, на границе мантии и ядра (2900 км) - 35О0°С и в центре Земли - 5000°С. Впрочем, существуют и другие точки зрения на изменения температуры с глубиной, в частности, высказано предположение, что максимальная температура (4000°С) приходится на подошву мантии (2500 - 2900 км), а ниже температура постепенно падает и в центре Земли она составляет 2600°С. Расхождения во взглядах на распределе­ние температур с глубиной связаны от принимаемых моделей строения Земли. Но, несмотря на эти различия, всеми признается, что глубинное тепло - главная энергетическая машина, определяющая динамику, эволюцию и облик современной поверхности Земли.       

Несмотря на общий разогрев планеты, земная кора медленно охлажда­ется. От земной поверхности отражается значительная часть поступаю­щей на Землю Солнечной энергии. Земля излучает в космическое про­странство и свое внутреннее тепло. Солнце прогревает Землю лишь на глубину 28-30 м. На значительной части приповерхностной зоны Земли существует область вечной мерзлоты, или криолитозона (греч. «криос» - холод). Она характеризуется отрицательной температурой почв и горных пород и наличием подземных льдов. Это следы грандиозных оледенений, неоднократно охватывавших нашу планету за последние 2 млн. лет, и осо­бенно интенсивно в последний миллион лет. Тогда ледяные покровы в Европе продвигались южнее Киева и Воронежа, а в Северной Америке занимали большую ее часть. Всего лишь 10 тыс. лет назад ледяным пан­цирем целиком были покрыты Скандинавия и Карелия.

В зоне мерзлых пород находится около четверти всей суши земного шара и 60% территории России. На севере они лежат сплошным пластом, южнее - в виде островов. По времени существования выделяют области многолетнего и сезонного промерзания пород. Летом слой почвы оттаи­вает не более, чем на 2 м, а глубже залегают ледяной грунт, промерзшие породы. Нижней границей криолитозоны является поверхность с темпе­ратурой 0°С. Глубина ее залегания - от нескольких метров в умеренных широтах до нескольких километров в высоких. В северных районах Си­бири и Канады криолитозона уходит на глубину до 700 м. На 1500 м в глубь земной коры ушла зона отрицательных температур в 450 км север­нее алмазной столицы Якутии - г. Мирный. На той же широте у Верхоян­ска толща мерзлоты всего 250 м, а в одном месте даже 70.

 

Упругость

Упругость - это свойство вещества сопротивляться растяжению и сжатию. Чем плотнее вещество, тем сильнее оно сопротивляется измене­нию объема и формы под воздействием внешнего давления.

Упругие свойства горных пород используются с целью изучения зем­ных недр с помощью сейсмического метода. Суть метода заключается в следующем. Под воздействием естественных или искусственных сотрясе­ний почвы частицы земного вещества испытывают упругие колебания. Они последовательно принимают (сжимаясь) и передают (разжимаясь) друг другу эти колебания. Так возникают упругие (сейсмические) волны. Они распространяются в разные стороны из очага землетрясения или пункта искусственного сотрясения почв.

Сейсмические волны подразделяются на объемные и поверхностные. Объемные волны получили свое название потому, что пронизывают весь объем Земли. Поверхностные волны распространяются вдоль земной по­верхности.

Различают продольные и поперечные объемные вол­ны. В продольных волнах упругие колебания частиц горных пород про­исходят в направлении распространения сейсмической волны. Они возни­кают во всех средах - твердой, жидкой и газообразной как следствие их реакции на внезапное изменение объема.

В поперечных волнах частицы вещества смещаются в плоскости, перпендикулярной направлению распространения сейсмической волны. Поперечные колебания частиц возникают только в твердых телах в резуль­тате изменения формы среды. Жидкости и газы не обладают необходимой для движения поперечных волн упругостью и изменению формы не сопротивляются. Поэтому в газах и жидкостях поперечные волны не распространяются.

Сейсмические волны распространяются в недрах с различной скоро­стью. Продольные волны «бегут» в 1,7 раза быстрее поперечных волн. Вследствие этого продольные волны всегда приходят к поверхности Зем­ли первыми. Отсюда их другое название - «первичные», или волны Р (лат. «прима» - первая). Поперечные волны именуются «вторичными», или волнами S (лат. «секунда» - вторая), так как они приходят вторыми.

Если бы Земля состояла до самого ядра из однородного вещества, то скорость распространения сейсмических колебаний в недрах с глубиной не изменялась бы. В действительности сейсмические волны, распростра­няясь в глубь Земли из очага землетрясения или пункта искусственного сотрясения почв, встречают на различной глубине неоднородные по плотности и составу среды. Часть волн отражается от их границ, как от экрана, и возвращается на поверхность Земли (рис. 3). Такие волны на­зываются «отраженными». Другие волны преломляются на поверхности раздела сред с различной плотностью и проходят далее а глубь Земли. «Преломленные» волны могут затем, в свою очередь, отразиться от более глубоких плотностных границ.

 

 

Рис. 3. Пути основных сейсмологических волн в теле Земли; Р - продольные волны, от­раженные от земной поверхности; PР - продольные волны, отраженные от ядра; РКР - продольные волны, прошедшие ядро (нем. Керн - ядро); S - поперечные волны; SS - попереч­ные волны, отраженные от поверхности; О - очаг землетрясения

 

Возвратившиеся к земной поверхности отраженные и преломленные волны улавливаются здесь специальными приборами - сейсмографами. Они непрерывно ведут запись упругих колебаний земных недр, вызван­ных землетрясением или взрывом. Графическая запись их называется «сейсмограммой» (греч. «сейсмос» - трясенше, «грамма» - запись). С по­мощью сейсмограмм определяются глубина залегания очага землетрясе­ния и границы отражения и преломления в недрах сейсмических волн.

 

СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ

Внутреннее строение Земли

Литосфера и типы земной коры

Возникновение и развитие земной коры

 

Благодаря форме, размерам и движениям, Земля приоб­рела оболочечное строение. Оболочки, или геосферы, выде­ляются обычно по составу и фазовому состоянию вещества. Поскольку таких признаков и характеристик у планеты бес­численное множество, можно выделить и бесконечное мно­жество геосфер по набору принимаемых во внимание призна­ков (переменных). Конечное множество геооболочек и их частей выделяется в качестве объекта и предмета исследова­ний соответствующих наук: атмосфера и гидросфера - гео­графические науки; биосфера - биологические науки, земная кора, мантия, ядро - геолого-географические науки. Взаимо­действия всех этих оболочек определяют современный облик, а также развитие геологических процессов в настоящем и в прошлом.

  Внутреннее строение Земли

По скорости распространения сейсмических волн, возни­кающих при землетрясениях или искусственно вызванных, внутри Земли выделяют три разнородные по составу и состоянию вещества оболочки - земная кора, мантия и ядро (см. рис 3). В свою очередь,, каждая оболочка делится на слои, различающиеся по определенному набору признаков. По соотношению диаметров эти оболочки можно представить в виде поперечного разреза куриного яйца: ядро - желток, мантия - белок, земная кора - тонкая пленка между белком и скорлупой. Кратко охарактеризуем эти оболочки, имея ввиду, что их физические параметры были изложены в предыдущей главе, а земная кора, как объект геологии, будет рассмотрена в последующем изложении.

ЗЗемная кора - верхняя, каменная оболочка Земли, толщиной от 6 - 10 км под океанами до 35 - 40 км пол рав­нинными территориями континентов и до 70 - 80 км под гор­ными сооружениями (чем выше горы, тем глубже проникают их "корни"). По объему она составляет не более 1,2%. а по массе - 0,7% всей Земли. Слагающие земную кору горные породы включают все элементы периодической системы Мен­делеева. Наибольшая их весовая доля приходится на кисло­род, кремний и алюминий, поэтому земную кору называют сиалической (Si + Аl). Плотность вещества с глубиной растет от 2,7 г/см³ до 3,0 г/см³ , здесь же наблюдаются максимальные для Земли градиенты температур - 30°С/км.

Мантия Земли - распространяется от подошвы земной коры (6 - 80 км) до внешней границы ядра (2900 км). По многим признакам она существенно отличается от коры, состоит в основном из окислов кремния, магния и железа и поэтому ее нередко называют сима (Si + Mg). По состоянию вещества выделяют верхнюю мантию до глубины 800 - 1000 км и нижнюю мантию - от 1000 км до 2900 км. Между ними и на границах мантии нередко выделяют промежуточные, пе­реходные слои. Давление в мантии нарастает с глубиной и на границе с ядром достигает гигантских величин - 1,3 млн. ат­мосфер, плотность вещества увеличивается от 3,5 г/см³ до 5,5 г/см³ , а температура достигает 3000°С. В верхней мантии лежат очаги землетрясений, "корни" вулканов, определяющих относительную стабильность одних участков и подвижность (вертикальную и горизонтальную) других.

Земное ядро составляет примерно 34% массы Земли и распространяется от подошвы мантии (2900 км) до центра планеты (6370 км). О составе ядра Земли нет пока единой точки Зрения. Многие полагают, что оно состоит в основном из силикатов в металлическом состоянии, железа, никеля и часто его называют нифе (Ni + Fe). Однако независимо от со­става под влиянием колоссальных температур и давлений ве­щество ядра полностью вырождается: оно переходит в так называемую металлическую фазу, когда электронные обо­лочки атомов разрушаются и возникают гигантские вихри электронов, ответственных за возникновение рассмотренного выше постоянного магнитного поля планеты.

Как и мантию, ядро подразделяют на внешнее ядро (от 2900 км до5100 км) и внутреннее ядро (от 5 100 км до центра планеты).

Разделение вещества Земли по плотности на геосферы - сложный и длительный процесс, который продолжается и в настоящее время. Предполагают, в частности, что этот про­цесс наиболее активно протекает на границе мантии и внеш­него ядра; здесь вещество нижней мантии частично расплав­ляется и при этом более тяжелый материал погружается и присоединяется к ядру, а более легкий как бы всплывает и поступает в верхние слои мантии, Такой процесс расслоения вещества по плотности принято называть ликвацией. В ре­зультате этого происходит, с одной стороны, рост ядра, а с другой - рост верхней мантии и все это за счет нижней ман­тии.

С изложенными особенностями строения земного шара связаны магнитное, гравитационное и электрическое поля, которые, с одной стороны, порождены этим строением, с дру­гой - определяют многие его свойства.

Представления о составе и строении глубинных слоев Земли сложились по косвенным данным и носят пока в зна­чительной мере гипотетический характер, поэтому в литературе могут встречаться и другие характеристики, что вполне нормально для современного уровня знаний и инструментальных возможностей.

 

 

Литосфера и типы земной коры.

Литосфера (от греч. "литос" - камень) представляет собой верхнюю "твердую" оболочку Земли, имеющую боль­шую прочность и переходящую без резкой границы в нижележащую астеносферу, прочность веществ которой относительно мала (рис. 4).

 В 1914 г. американский геолог Джозеф Баррел высказал идею, что в мантии существует пластичная оболочка, сложенная разогретым вещест­вом. Он назвал ее «астеносферой» (греч. «астенос» - слабый, «сфера» - шар). В 1926г. немецкий геофизик Бено Гутенберг (1889-1960), изучая прохождение сейсмических волн, установил, что в верхней мантии, действительно, существует зона, где скорость поперечных волн уменьшается на 3—5%. Ее стали называть астеносферой. Предполагается, что доля расплавленных пород в ней, возможно, составляет всего 1-3%.

 

 

 

 

 

Рис. 4. Схема строения литосферы Земли:

под океанами и континентами строение земной коры различно

 

Но благодаря этому, астеносфера обладает пластичностью, меньшей вязкостью, текуче­стью. Получены указания на то, что это не сплошная оболочка, а отдельные прерывистые астенолинзы. Под континентами астеносфера залегает на глубине 150 км, под океанами - 15-150 км.

Залегающую выше астеносферы твердую плотную оболочку (включая земную кору) стали называть, как это предложил Дж. Баррел, литосферой (греч. «литос» - камень).

Земная кора - верхний слой каменной оболочки Зем­ли (литосферы), отделенный от нижележащей астеносферы поверхностью Мохоровичича (слой. Мохо), где происходит скачкообразный рост скорости распространения сейсмиче­ских волн. Таким образом, литосфера состоит из двух оболо­чек (земная кора и верхняя астеносфера), хотя в литературе эти понятия нередко рассматривают в качестве синонимов. Включение верхней астеносферы в состав литосферы оправ­дано по следующим причинам, имеющим отношение к поверхностным процессам и явлениям, в т. ч. и к экологиче­ским: 

1. Здесь находятся очаги землетрясений и корни вулка­нов;

1. В ней происходят перемещения подкоровых масс, сопровождающие основные тектонические процессы, в т.ч. и дрейф литосферных плит;

2.  Астеносфера является источником эффузивного и ин­трузивного магматизма и  магматического  породообразования;

3. Через астеносферу совершается глобальный кругово­рот вещества литосферы.

В отличие от более разнообразной по составу земной ко­ры, астеносфера сложена главным образом ультраосновными породами оливин-пироксенового состава (дунит, перидотит, пироксенит).

Земная кора обладает сложным вертикальным строением и горизонтальной неоднородностью, Нижняя граница земной коры имеет относительно правильную сферическую форму (слой Мохо) и располагается под океанами на глубине 6-10 км, под материками - 60-80 км.

Верхняя граница коры имеет более сложные очертания, в чем отражаются особенности ее внутреннего строения (рис.5).

Верхняя крутая часть кривой до отметки 0 м дает пред­ставление о суше, площадь которой 149 млн. км² при средней высоте 840 м.  Наибольшая часть суши занята  равнинами, включая плоскогорья. Ниже нулевой отметки располагается то океана общей площадью 361 млн. км² (71% всей поверхности Земли) и средней глубиной 3800 м. На дне Мирового океана выделяют несколько структурно-морфологических областей (морфоструктур): материковая отмель, или шельф подводная окраина материков) до глубины 200-250 м; материковый склон с подножьем до 3000 м; ложе океана до 6000; глубоководные желоба до 11000 м и подводные срединно-океанические хребты с относительной высотой до 2000 -1000 м.

 

Типы земной коры

По своему внутреннему строению и проявлению на поверхности Земли различают два типа земной коры: континен­тальную, из которой состоят материки, и океаническую, образующую дно Мирового океана. Континентальная, или мате­риковая кора гораздо старше: некоторые ее участки датируются в 3,8 млрд. лет, в то время как возраст океанической коры,  составляет 150 млн. лет, а по некоторым данным не превышает 30 - 50 млн. лет. Различия в возрасте двух блоков ко­ры связаны с направленностью их эволюции в геологической истории, продолжающейся и в настоящее время.

Материковая кора отличается большей мощностью (до 80 км), и более сложным устройством. Она состоит из трех pазнородных по составу, толщине и плотности слоев: верхнего - осадочного, среднего - гранитного и нижнего – базальтовoгo (рис. 5).

 

Рис. 5. Схема строения земной коры: континентов и океанов

 

Верхний наиболее тонкий слой (в среднем около 3 км) слагают глины, песчаники, известняки и другие осадочные породы разного геологического возраста средней плотностью 2,6 г/см³. Именно в нем сосредоточены залежи энергетических ресурсов - уголь, нефть, газ.

Их происхождение связано с накоплением и изменением в недрах Земли органического вещества, т. е. остатков жив­ших когда-то организмов.

Мощность осадочного слоя переменна: в местах проги­бания земной коры и длительного осадконакопления (напри­мер, в дельте Ганга) она достигает 15 км, а местами сходит на нет, например, в Скандинавии.

Под осадочным залегает гранитный слой, состоящий в основном из гранитов, а также гранодиоритов, диоритов, сланцев и т.п. Средняя мощность слоя составляет 15 км, а под высокими горами она может достигать 30-40 км. Плотность пород возрастает до 2,6 - 2,8 г/см³. Растет  скорость распространения сейсмических волн от 2-5 км/сек в осадочном слое до 5,5 - 6,5 км/сек. В гранитном слое сосредоточена большая часть руд ценных металлов, а также радиоактивных элементов и соединений. Гранитный слой развит под матери­ками,  а под океанами он развит только в области шельфа  и окраинных морей, которую называют подводной окраиной материков. Далее в сторону ложа Мирового океана гранитный слой выклинивается (см. рис. 4).

Гранитный слой подстилается базальтовым мощностью 15-20 км, в который не проникла еще ни одна скважина:, По­верхность раздела между гранитным и базальтовым слоями называется границей Конрада, которая обнаруживается по скачкообразному росту скорости прохождения  сейсмических ноли до 7,3 км/сек. Растет также плотность пород до 3,0-3,3 г/см³. В этом, самом нижнем, слое земной коры сосредоточены большие запасы тяжелых металлов - железа, титана и др.

Ниже базальтов лежат верхние слои астеносферы, входя­щие в состав литосферы. Напомним, что граница между этими слоями называется поверхностью Мохоровичича, или Мохо.

Совершенно иное, более простое строение имеет земная кора под океанами (см. рис. 4). Здесь под относительно тон­ким слоем (в среднем 0,7 км) рыхлых осадочных пород залегает базальтовый слой толщиной 5-10 км, т. е. гранитный слой под океанами отсутствует. Кроме того, под океанами базальтовый слой втрое тоньше, чем под материками.

В последнее время в базальтовом слое выделяют два подслоя, различающихся по составу пород: верхний, мощностью около 2 км слагается преимущественно базальтами, а нижний, толщиной 5-6 км - высокотемпературными ультраосновными породами (серпентиниты). Точно также осадоч­ный слой океанической коры можно разделить на два относительно самостоятельных  подслоя.  Верхний  из  них сложен рыхлыми осадками (преимущественно это красные глины со множеством железо-марганцевых конкреций).  Второй подслой представлен осадочными горными породами (известняки, кремнистые  породы),   переслаивающими  с базальтами.

Эти особенности строения океанической коры являются следствием ее развития с преобладанием нисходящего движения, что более подробно будет рассмотрено ниже.

Для океанической коры характерны весьма примечатель­ные формы рельефа: ложе океана, срединно-океанические хребты и глубоководные желоба (рис. 6).

Ложе океана представляет собой обширные равнинные пространства, занимающие более половины дна океана. Срединно-океанические хребты представляют собой грандиоз­ную и непрерывную систему хребтов общей протяженностью более 60 тыс. км (1,5 раза больше экватора) и распространяющуюся по дну всех океанов. Хребты представляют пар­ную систему, в осевой части которой располагаются рифтовые долины - протяженные провалы с крутыми боковыми стенками. Сами хребты и рифтовые долины обычно лишены осадочного чехла и сложены нижележащими базальтами мо­лодого возраста (менее 1 млн. лет). Срединно-океаническим хребтам свойственны большая сейсмичность, тектоническая активность, интенсивный вулканизм, повышенный приток глубинного тепла и выходы высокотемпературных минерали­зованных вод преимущественно сульфидного состава.

Другими характерными для дна океана формами рельефа читаются глубоководные желоба. Они представляют собой мы вытянутые на несколько тысяч километров узкие (десятки км) понижения дна ниже 5-6 тыс.м максимальной глубиной до 11 км (Марианская впадина). Они могут быть прямыми, а чаще дугообразные и сочетаются с островными дугами с океанической стороны (Курильская дуга и др.) Склоны обычно крутые, дно желобов выложено осадками толщиной до 2-3 км.

Желоба и обрамляющие их островные дуги - области повы­шенной сейсмичности и активного вулканизма. Наибольшее  развитие они получили по периферии Тихого океана, за что эта область получила наименование Тихоокеанского огненного кольца.

 

Возникновение и развитие земной коры

Нa основе господствующих космогонических гипотез и геолого-геофизических данных вся история развития Земли и имея на два этапа: догеологический и геологический. Догеологический или лунный этап охватывает начальный этап формирования планеты из газо-пылевого облака, завершив­шимся образованием внутренних геосфер. Геологический этап начинается с появления твердой, жидкой и газовой оболочек, т е земной коры, гидросферы и атмосферы. Принято считать, что все эти оболочки образовались из вещества мантии одновременно в геологическом масштабе времени. Возраст наиболее древних горных пород земной коры (материковой) определен в 4,2 млрд. лет. С этого времени начинается продолжающаяся до настоящего времени активная тектоно-магматическая жизнь земной коры, с чем связаны особенности ее внешнего облика, внутреннего строения и состава сла­гающих ее вещества (минералов и пород). Здесь рассмотрим лишь процессы, ответственные за расчленение земной коры  два качественно различных типа - материковый и океанический.

На протяжении всей своей истории земная кора подвер­галась двум противоположно направленным механизмам: денудация, т. е. эрозия, размыв и снос вещества материков, и аккумуляция - накопление твердого и растворенного вещест­ва сноса на дне Мирового океана.

Подсчитано, что ежегодно реки, ледники и ветер в ре­зультате денудации выносят с материков в океаны около 25 млрд. твердого и растворенного вещества. Оценивая общее-количество вещества, снесенного с материков в океаны за время существования земной коры, мы получим фантастиче­скую величину: окажется, что за 4 млрд. лет на дне океанов должны были накопиться осадочные породы общей массой около 11x10⁸ трлн. т. При такой массе осадочный слой земной коры имел бы толщину в 120 км., в то время как современная кора, состоящая из всех трех слоев, имеет среднюю толщину 30-33 км, а масса осадочных пород составляет 5x10⁷ трлн. т., что дает наблюдаемую среднюю его толщину в 5-6 км, а под океанами около 1 км.

Другой парадокс. При сохранении приведенных выше темпов денудации вся суша Земли должна быть снесена в океаны за 10 млн. лет, т.е. за последние 600 млн. лет (фанерозой), когда площадь суши мало отличалась от современной, она 60 раз могла быть смыта! Возникшую проблемную си­туацию надо как-то объяснить. Здесь возможны два варианта: либо темпы денудации в прошлом были в сто и более раз меньше нынешних, что невероятно, либо большая часть осадочных пород в процессе эволюции земной коры куда-то де­валась, исчезла под влиянием каких-то эффективных меха­низмов превращения осадков во что-то другое. Другой во­прос: если материки могут быть полностью снесены в океаны за 10 млн. лет, а они по геологическим материалам существуют сотни миллионов и миллиарды лет, то должны быть эффективные механизмы их непрерывного восстановления и возрождения.

Ответ на эти и другие трудные вопросы геологии земной коры дает идея круговорота вещества литосферы.

В предельно упрощенном виде эту гипотезу можно объяснить по аналогии с ледяным покровом морей, при которой ледяные поля - дно океанов, торосы, образующиеся на месте столкновения полей, - материки. Надо при этом помнить, что примерно 9/10 толщины льда находится под уровнем воды в море.

В этих обстоятельствах, если ледяной покров будет нагружаться дополнительной массой (выпадение снега), то льды начнут погружаться, а их основание подтаивать и, наоборот, если льды будут подтаивать сверху, то они всплывут. В геологии это явление называется изостазией (от греч. "изостазиус" - равный, равновесный) - состояние гидростатического равновесия земной коры и ее частей, проявляющееся в том, что на определенной глубине (100 - 150 км) верхней астеносферы достигается равновесие между давлением вышележащих слоев и выталкивающей силой.

Приведенный пример позволяет рассмотреть по аналогии и процессы, происходящие в земной коре (рис. 6).

 

Рис. 6. Круговорот вещества земной коры

 

При осаждении сносимого с материков твердого и растворенного вещества дно океанов перегружается и начинает погружаться в астеносферу, а на материках прослеживается противоположный процесс - ежегодный снос упомянутого выше 25 млрд. т вещества делает их легче и они всплывают. В результате этого возникает неравенство масс вещества под двумя блоками земной коры, что задает импульс к движению масс астеносферы из-под океанической коры под материки.

Таким образом, возникает круговорот вещества земной коры, при котором восходящее движение материков и нисходящее движение дна океанов объединяются между собой двумя противоположно направленными ветвями движения масс - поверхностная денудация (от материков к океанам) и глубинный переток вещества астеносферы из-под океанов под материки.

Круговорот вещества земной коры сопровождается сложными физико-химическими процессами преобразования минерально-породного состава слоев коры. При нисходящем движении дна океанов рыхлый свежеотложенный осадок пре­вращается в прочную сцементированную осадочную породу, последняя - в базальты, а базальты как бы растворяются в ас­теносфере.

Под материками развивается противоположный процесс: к подошве материков как бы припаивается вещество астено­сферы, образуя базальтовый слой. Попадая в более высокие горизонты, базальты подвергаются воздействию высокотем­пературных паро-газовых растворов, преобразующих базаль­ты в граниты, а последние в приповерхностных условиях превращаются в рыхлые осадки и осадочные породы, включаясь в верхнюю ветвь движения вещества (от материков к океанам)

Эта схема - пока всего лишь гипотеза, но она лучше других объяснение упомянутым выше и другим противоречиям в строении земной коры. На этот механизм накладываются другие, не менее сложные процессы, усложняющие и корректирующие рассмотренную схему. В частности, круговорот  вещества земной коры сопровождаются движениями литосферных плит, о которых речь ниже.

ОСНОВНЫЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Литосферные плиты

Геологические структуры дна мирового океана

Структурные элементы материковой земной коры

 

Литосферные плиты

Под геологиче­ской структурой понимаются обособленные участки земной коры, разделяемые воображаемыми (предпо­лагаемыми) или реальными границами и отли­чающиеся характером залегания слагающих их горных пород. В рельефе планеты крупнейшими структурами земной коры разного знака являются континенты и океанические впадины. Между ними существуют серьезные различия в строении земной коры и верхней мантии:

1) под континентами толщина земной коры составляет 35-80 км, под
океанским дном 5—10 км;

2) в разрезе земной коры континентов выделяются «осадочный», «гранитный» и «базальтовый» слои; под океанами «гранитный» слой отсутствует;

3) «астеносфера» - слой, в котором мантийное вещество частично
расплавлено, под материками залегает на глубине 150 км, под океанами -
15-150 км.

Наиболее крупными структурными элементами земной коры являются литосферные плиты - крупные участки коры, ограниченные планетарной и непрерывной системой рифтовых трещин общей протяженностью около 60 тыс. км (в 1,5 длиннее экватора). Литосферных плит на Земле немного - шесть крупных и около полутора десятков мелких (рис. 29).

Своей подошвой они опираются на вещество астеносфе­ры и перемещаются под влиянием конвективных течений в мантии подобно льдинам в море со скоростями от 1-2 до 15-20 см/год.

Места расхождения плит вдоль рифтовых трещин назы­вают зоной спрединга, а места схождения, столкновения – субдукцией. В местах расхождения плит в образующуюся трещину (рифтовую зону) поступает вещество мантии, кото­рое здесь и застывает, наращивая дно океана. Когда литосферные плиты сходятся, на их границе происходит коробле­ние земной коры, образуя крупные линейные хребты (Анды, Гималаи и др.).

 

Рис. 29. Рифтовые долины (пунктирные линии) и направления движения (стрелки) шести основных литосферных плит:

Геологические структуры дна мирового океана

Границы литосферных плит образуют планетарные пояса активного современного вулканизма и сейсмичности (Тихо­океанское огненное кольцо). Литосферные плиты исследуются преимущественно с геофизических позиции. В структур­ной геологии принята иная система классификации структур­ных элементов, включающих материковые и океанические блоки .

Согласно этой схеме, океаны и материки – структуры первого порядка, отличающиеся как по строению и составу земной коры, так и по общей направленности геодинамических движений (нисходящее или восходящее). Структуры первого порядка делятся на структуры более мелкого порядка по двум параллельным линиям (материки и дно океанов).

На дне океанов, как структурные элементы второго по­рядка, выделяются; срединно-океанические хребты, океани­ческие котловины, глубоководные желоба и островные дуги (рис. 30, 31).

 

Рис. 30. Гипсографическая кривая (А) и обобщенный профиль дна океана (Б)

 (по О.К. Леонтьеву).

 

На материках по рангу им соответствуют подвижные (орогенические, складчатые) пояса и платформы.

Срединно-океанический хребет - крупнейший элемент земной коры, расположенный на границе литосферных плит; мощная горная система с ответвлениями, протянувшаяся че­рез все океаны. Длина хребтов превышает 60 тыс. км, средняя ширина 200-1200 км (максимальная - 4000 км), отдельные вершины поднимаются над уровнем моря, образуя небольшие острова (о. Пасхи).

  Океанская котловина - крупная структура дна океана, обширные впадины, ограниченные материковым склоном и срединными хребтами; имеет двухслойное строение коры (осадочный и базальтовый слои), преобладают нисходящие движения.

Глубоководный океанический желоб  - одна из главных одна из главных структур дна океанов на границе схождения литосферных плит (зона субдукции). Желоба представляют собой узкие, сильно вытянутые (до 2000-4000 км) прогибы глубиной до 5-11 км, которые либо примыкают к материкам (Чилийский, Перуанский, Центрально-Американский желоба), либо сочетаются с островными дугами (Алеутский, Курило-Камчатский, Зондский и др.).

Островная дуга - сложный структурный комплекс, нахо­дящийся в подвижной зоне сочленения материка и океана. С внешней (океанской) стороны островная дуга (цепь островов) ограничена глубоководным желобом, а с материковой - окра­инным морем.

Островная дуга - мобильная и тектонически активная зо­на современного вулканизма и высокой сейсмичности. Не­редко островные дуги, глубоководные желоба и окраинные моря выделяют в самостоятельную группу структурного эле­мента земной коры - переходная зона от материка к океану.

 

Структурные элементы материковой земной коры

К числу крупных геологических структур континентов относятся платформы, горно-складчатые области, подводные окраины и кольцевые структуры.

Платформа (фр. «плат» - плоский, «форм» - форма)  - обширный участок материковой коры, об­ладающий слабой подвижностью, равнинным или платообразным рельефом Площадь платформ может достигать не­сколько миллионов км (Восточно-Европейская, Западно-Сибирская, Восточно-Сибирская и др.).

Обычно они имеют двухъярусное строение: осадочный чехол перекрывает более древний фундамент (рис. 12). Породы фундамента интенсивно смяты в складки, метаморфизованы. Осадочный чехол залегает на поро­дах фундамента почти горизонтально со значительным угловым несогласием.

Области платформ с двухъярусным строением называются «плитами». Они возникают на месте выровненных эрозией складчатых облас­тей, погрузившихся под уровень моря. К плитам относится, в частности, Туранская плита. Она охватывает обширные территории Закаспия. В об­ластях длительного прогибания земной коры, например в Прикаспийской низменности, мощность платформенного чехла достигает 20 км.

В пределах плит различают тектонические структуры более низкого порядка, в первую очередь, антеклизы и синеклизы.

Антеклизы - это крупные пологие выпуклые тектонические структу­ры, осложненные сводами, впадинами, валами и прогибами. Синеклизы подобны им по внутреннему строению, но в целом являются вогнутыми структурами (рис. 12). Своды - округлые или овальные в плане приподнятые структурные элементы. Они разделяются подобными по морфоло­гии впадинами. Своды нередко осложняются валами - узкими и длинны­ми цепочками антиклинальных поднятий, разделенных прогибами.

В течение геологической истории Земли платформы многократно покрывались сравнительно неглубокими морями. В периоды трансгрессий и регрессий в них создавались благоприятные условия для формирования месторождений фосфоритов, бокситов и других осадоч1сых полезных ископаемых. В широко распространенных на платформах болотах и озерах накапливались бурые железные руды и угли.

Там, где фундамент не погружался под уровень моря, осадочный чехол отсутствует. И породы фундамента (граниты и др.) в настоящее время выходят на земную поверхность (рис. 32). Такие участки платформ с од­ноярусным строением называются щитами. Примерами щитов являются: Балтийский щит Русской платформы, Алданский щит Сибирской плат­формы, Канадский щит Северо-Американской платформы, Южно-Афри­канский щит и др. Возраст щитов составляет от 1,5 до 4,0 млрд. лет. Поро­ды, слагающие щиты, возникли на больших глубинах в условиях высоких температур и давлений.

 

 

Рис. 32. Основные тектонические структуры платформ (по В.Е. Хаину):

 1 - фундамент; 2-5 – чехол; 2 – галечники (конгломераты); 3 – пески (песчаники); 4 – глины (аргиллиты); 5 – карбонатные породы.

 

 

Подвижные горно-складчатые области, или орогены (греч. «орос» - гора, «генезис» - происхождение), разделяют платформы, возвышаясь над ними и собой сис­тему сложно построенных горно-складчатых структур, протянувшихся на десятки тысяч километров. К орогенам приурочена большая часть вулканов. Здесь часты земле­трясения. Горно-складчатые пояса имеют различный возраст. В течение длительного периода времени они разрушаются под воздействием вывет­ривания и эрозии и превращаются в молодые платформы.

Выделяют два ти­па орогенических поясов - окраинные (Тихоокеанское огнен­ное кольцо) и внутриматериковые (Альпийская система, протянувшаяся от Пиренеи и Альп через Кавказ, Копет-Даг, Ги­малаи и до Юго-восточной Азии). Структуры подвижных поясов характеризуются большой мощностью осадочных и метаморфических горных пород (до 10-15 км), широким раз­витием всех форм магматизма, образованием рудных скопле­ний, землетрясениями и др. Для объяснения образования орогенических поясов издавна привлекается теория геосинклина­лей - длинные (сотни км) и узкие прогибы на дне океанов, ограниченные глубокими разломами в коре и заполненные мощными толщами осадочных и вулканогенных пород, по­добные современным глубоководным желобам. Геосинкли­нали в своем развитии проходят два этапа: первый - нисходящее движение с накоплением осадочных и вулканогенных пород, второй - восходящее движение, сопровождаемое складкообразованием и магматизмом.

Геосинклинальные пояса развиваются в течение 1,5-2 млрд. лет и более. За такой отрезок времени они испытывают несколько циклов горообразования. Со временем интенсивность вертикальных движений затухает, горные сооружения постепенно разрушаются и выровненные участки присоеди­няются к платформам, которые изначально возникли на месте геосинклиналей: складчатый фундамент платформ - остаток выровненной экзогенными процессами геосинклинали. Процессы развития геосинклиналей существенно корректируются движением литосферных плит и это в настоящее время на­блюдается по всему периметру Тихого океана.

Процессы складчатости и горообразования развивались в истории Земли не равномерно, а с определенной периодич­ностью: длительные отрезки времени сравнительно спокой­ного развития земной коры заканчивались существенным ускорением вертикальных движений в подвижных поясах (гео­синклиналях) и образованием молодых горных сооружений.

Такие пары геологического развития коры принято называть тектоническими циклами. Продолжительность каждого цикла составляла 150-200 млн. лет. Сравнительно хорошо изучены тектонические циклы последнего крупного отрезка в истории развития земной коры продолжительностью 580-600 млн. лет, который называется фанерозоем (от греч. "фанерос" - явный, "зоо" - жизнь). Таких циклов выделяется (от древних к моло­дым) четыре: каледонский, герцинский, киммерийский и альпийский.  Названия эти даны по местности, где впервые был выделен соответствующий цикл.

Каледонский цикл (от лат. названия Шотландии - Кале­дония) - совокупность геологических процессов (складча­тость, горообразование, интрузивный и эффузивный магма­тизм) начала палеозойской эры (от 580 до 400 млн. л.н.), завершивших развитие древних геосинклинальных систем. К каледонидам относятся: в Европе - горы Шотландии, Сканди­навии, Шпицбергена и др.; в Азии - Саяны, Горный Алтай, горы Центрального Казахстана, Монгольского Алтая и др., в Северной Америке - Аппалачи и др.

Герцинский цикл (от лат. названия Богемского леса -Герциния) - складко- и горообразование, интрузивный пре­имущественно гранитоидный, магматизм второй половины палеозойской эры (от 400 до 240 млн. л.н.). В результате repцинского цикла возникли складчатые гарные сооружения Урала, Сев. Кавказа, Тянь-Шаня, и др. В последующем гор­ные сооружения большей частью разрушились и вступили на путь платформенного развития, образуя щиты или фунда­мент.

Киммерийский цикл (от киммерийцы - названия древних племен, населявших Причерноморье) - одна из основных эпох проявления, горообразования и интрузивного (граниты) маг­матизма в конце мезозойской эры (190-130 млн.л.н.). Про­явился в горных сооружениях Крыма, Таймыра, Андах, Кор­дильерах и др.

Альпийский цикл складчатости и горообразования на­чался в конце мезозоя (65 млн.л.н.) и продолжается до на­стоящего времени. Формирование хребтов альпийского цикла сопровождается вулканизмом, землетрясениями, дислокациями. Горы этого, самого молодого, цикла обрам­ляют Тихий океан, а также протягиваются в широтном на­правлении от Атлантического до Тихого океана вдоль юж­ных окраин Европы и Азии: Кордильеры, Анды, Альпы,

Карпаты,   Кавказ,   Памир,   Гималаи,   Сихотэ-Алинь,   горы Камчатки и Чукотки и многие другие.

Горные сооружения одного цикла отделены от сооруже­ний другого глубокими тектоническими разломами и обшир­ными пространствами платформ. Общая закономерность также очевидна: чем моложе горные сооружения цикла, тем они выше и сохраннее. Другая закономерность заключается в том, что чем древнее горные сооружения, тем ближе к по­верхности продукты магматизма, а следовательно и богаче рудными минералами.

Специфическими тектоническими структурами в пределах материков являются линеаменты (лат. «линеаментум» - линия). Это - линейные или дугообразные  элементы  планетарного  значения,  связанные  с  зонами крупных глубинных разломов, рассекающих земную кору на протяжении многих сотен и даже тысяч километров. С помощью космической съемки линеаменты выявлены в области горных сооружений Тянь-Шаня, Кавка­за, в Центральных Альпах, в районе плато Колорадо, в районе Невады, в области Южно-Африканского кристаллического щита и т.д. Примером может служить Урало-Оманский линеамент. Он протягивается от эквато­ра до полярных областей России. Проходит вдоль Оманского залива, омывающего восточный край Аравийской плиты, к ирано-афганской и ирано-пакистанской границам, затем пересекает юг Туркмении и вдоль Урала доходит до Российского Заполярья.

Океанское дно занимает более 2/3 поверхности Земли. Основными структурами его являются обширные океанские котловины, срединно-океанические и другие горные хребты и глубоководные желоба.

В области глубоководных желобов Тихий океан, например, отделен от материков зонами сверхглубоких разломов, уходящих на глубину до 700 км. Некоторые ученые отрицают существование принципиальных разли­чий между земной корой континентов и океанов. Ош полагают, что океа­нам присущи те же структуры, что и материкам. Большая часть океанской котловины сопоставляется с континентальными платформами, а срединно-океанические хребты - с горными системами суши.

Космическими снимками на континентах установлены «кольцевые структуры», сходные визуально с метеоритными кратерами, получен­ными на снимках Луны и Марса. Считается, что некоторые из наблюдае­мых кратеров на земной поверхности образовались в результате столкно­вения астероидов и их осколков с Землей. Такие кольцевые структуры на­званы «астроблемами» (греч. «астрон» - звезда, «блема» - рана). На Земле известно более 170 астроблем. Треть из них находится в Северной Америке и четверть - в Европе.

При столкновении метеорита с Землей возникает ударная волна. Она дро­бит горные породы. Подсчитано, что при образовании кратера диаметром 30-80 км энергия метеоритного удара сопоставима с энергией катастрофических землетрясений. Но в отличие от них при ударе метеорита вся энер­гия выделяется мгновенно, за время в 10 тыс. раз более короткое. Согласно расчетам, в момент соударения с Землей возникает давление до 10 млн. ат­мосфер. Почти половина высвобождающейся энергии превращается в теп­ло. Температура в месте падения метеорита превышает 10 000˚уС. В резуль­тате горные породы оплавляются и частично испаряются. Возникают новые минералы, которые не могут появиться на Земле при обычных условиях.

Один из первых метеоритных кратеров установлен на Земле в конце XIX в. В штате Аризона (США) между городами Уинслоу и Флагстаф расположена чашеобразная котловина Метеор, имеющая 1220 м в попе­речинке и 184 м глубиной. Она возникла около 50 тыс. лет назад при уда­ре железного метеорита, названного Каньоном Дьявола.

В кратере и вокруг него собрано более 30 т обломков метеоритного железа. Самый крупный из них весил более 639 кг. В измененных ударом метеорита песчаниках, слагающих плоскогорье, здесь впервые на Земле были обнаружены плотная и сверхплотная формы кремнезема. Обычно кремнезем (окись кремния SiO2) находится в земной коре в виде мине­рала кварца с плотностью около 2,65 г/см³. В Аризонском же кратере воз­никли два новых минерала - коэсит (с плотностью 3,01 г/см³) и стишовит (4,35 г/см³). Для их образования требуется давление в 35 и 100 тыс. атмо­сфер соответственно. На поверхности Земли такие температуры и давле­ния отсутствуют. По мнению ученых, указанные минералы могли поя­виться на земной поверхности только в астроблеме - древнем метеорит­ном кратере.

Самый древний из известных метеоритных кратеров на Земле - Суавъярви - находится в Карелии. Его возраст около 2,5 млрд. лет. Диаметр - 16 км. Самый молодой - Стерлитамакский метеоритный кратер (Башкирия) - образовался в результате падения метеорита 17 мая 1990 г. Вокруг крате­ра, имеющего диаметр около 10 м и глубину 5 м, собрано много обломков космического железа весом от долей грамма до 6,6 кг. По этим обломкам и размерам воронки кратера определили, что метеорит до удара имел в поперечнике около 1 м.

Одной из крупных кольцевых структур является кратер «Ришат» (Мавритания). Ее сфотографировали с американского пилотируемого космического корабля «Джемини» (1965 г.) и советского «Союз-9» (1970 г.). В 1969 г. было установлено, что около 39 млн. лет назад на севере Сибири в районе реки Попигай упал гигантский метеорит массой примерно 1 млрд. т. Он достигал в поперечнике 1-1,5 км. Здесь обнаружена огромная круглая котловина, глубина которой 0,5 км, а ширина в поперечнике достигает 100 км.

Самый большой метеоритный кратер на Земле - Чиксулуб возник около 65 млн. лет назад в Мексике на полуострове Юкатан. Его диаметр - 180 км. По- видимому, тогда с Землей встретился астероид, имеющий а попереч­нике примерно 10 км. Встреча Земли с таким астероидом, по расчетам, равнозначна взрыву миллиарда таких ядерных бомб, как бомба, уничто­жившая в 1945г. японский город Хиросиму.

На подходе к Земле астероид развалился на несколько обломков раз­ного размера. Столкновение с ними оказало катастрофическое воздейст­вие на жизнь на Земле. Гигантские взрывы вызвали землетрясения и воз­душную ударную волну. Тепловое излучение сжигало все вокруг на де­сятки километров. Дым от пожаров, пыль и пар, выброшенные из крате­ров, затмили Солнце. Это вызвало резкое долговременное похолодание. При образовании кратера Чиксулуб испарилось огромное количество ан­гидрита (сернокислого кальция). Вследствие этого на Землю выпал дождь из серной кислоты. На каждый квадратный километр поверхности плане­ты в среднем приходилось 1200 г кислоты.

Это вызвало гибель растений и животных на суше и в верхних слоях океанских вод. По мнению некоторых исследователей, именно с этой ка­тастрофой связаны массовая гибель динозавров, летающих и плавающих ящеров, морских моллюсков, а также резкое сокращение разнообразия кораллов, фораминифер и других микроорганизмов, сильное изменение наземных растений и водорослей.