Гидросфера

 

Гидросфера – совокупность всех водных объектов земного шара: океанов, морей, рек, озер, водохранилищ, болот, подземных вод, ледников и снежного покрова.

Вода образует прерывистую оболочку Земли. Около 94 % общего объема гидросферы сосредоточено в океанах и морях; 4 % заключено в подземных водах; около 2 % – в льдах и снегах (главным образом Арктики, Антарктики и Гренландии); 0,4 % – в поверхностных водах суши (реки, озера, болота). Незначительное количество воды содержится в атмосфере и организмах. Все формы водных масс переходят одна в другую в процессе обращения.

Ежегодное количество осадков, выпадающих на земную поверхность, равно количеству воды, испарившейся в сумме с поверхности суши и океанов. В общем круговороте влаги наиболее подвижны воды атмосферы.

Вода гидросферы содержит почти все химические элементы. Средний химический состав ее близок к составу океанической воды, в которой преобладают кислород, водород, хлор и натрий. В водах суши преобладающими являются карбонаты. Содержание минеральных веществ в водах суши (соленость) подвержено большим колебаниям в зависимости от местных условий и прежде всего от климата. Обычно воды суши слабо минерализованы, т. е. являются пресными водами. Например, соленость рек и пресных озер составляет от 50 до 1000 мг/кг. Средняя соленость океанической воды – около 35 г/кг (35 ^о/_оо). Соленость морской воды колеблется от 1–2 °/_оо (Финский залив Балтийского моря) до 41,5°/_оо (Красное море). Наибольшая концентрация солей – в соленых озерах (Мертвое море до 260 °/_оо) и подземных водах (до 600 °/_оо).

Современный солевой состав вод гидросферы сформировался за счет продуктов химического выветривания изверженных пород и привноса на поверхность Земли продуктов дегазации мантии. В океанической воде катионы натрия, магния, кальция, калия, стронция присутствуют главным образом за счет речного стока. Хлор, сера, фтор, бром, йод, бор и другие элементы, играющие в океанической воде роль анионов, являются преимущественно продуктами подводных вулканических извержений. Содержащиеся в гидросфере углерод, азот, свободный кислород и другие элементы поступают из атмосферы и из живого вещества суши и океана. Благодаря большому содержанию в океане биогенных химических элементов океаническая вода служит весьма благоприятной средой для развития растительных и животных организмов.

Мировой океан образует самое большое скопление вод на земной поверхности.

Морские течения связывают отдельные его части в единое целое, вследствие чего воды океанов и морей обладают общими физико-химическими свойствами.

Поверхностный слой воды в океанах (до глубины 200–300 м) имеет непостоянную температуру, меняющуюся по сезонам года и в зависимости от температурного режима соответствующего климатического пояса. Средняя годовая температура этого слоя постепенно убывает от 25 °С у экватора до 0 °С и ниже в полярных областях. Характер вертикального изменения температур океанических вод сильно варьирует в зависимости от географической широты, что объясняется главным образом неодинаковым нагреванием и охлаждением поверхностных вод. С другой стороны, имеются существенные различия в изменении температуры воды по глубине на одних и тех же широтах в связи с течениями. Однако для огромных экваториальных и тропических пространств океана в изменении температур по вертикали имеется много общего. До глубины 300–500 м температура воды здесь быстро понижается, затем до 1200–1500 м понижение температуры происходит медленнее, глубже 1500 м она почти не изменяется. В придонных слоях температура держится обычно между 2°С и 0 °С. В умеренных областях изменение температуры с глубиной менее значительно, что связано с меньшим прогревом поверхностных вод. В приполярных областях температура сначала понижается до глубин около 50–100 м, затем до глубин около 500 м несколько повышается (за счет приноса более теплых и соленых вод из умеренных широт), после чего медленно понижается до 0 °С и ниже в придонных слоях.

С изменением температуры и солености меняется и плотность воды. Наибольшая плотность характерна для высоких широт, где она достигает у поверхности 1,0275 г/см³. В приэкваториальной области плотность воды у поверхности – 1,02204 г/см³.

 

Таблица 5 – Основные данные о геосферах «твердой» Земли

 

Геосферы	Подразделения геосфер	Буквен-ное обозна- чение	Глубина нижней границы*, км	Объем, 1018 м3	Масса**, 1021 кг
Земная кора	осадочный слой	A	до 20	1,0	2,5
«гранитный» слой	до 40	3,6
«базальтовый» слой	до 70	5,6
Мантия	верхняя мантия	субстрат	B	50–100	180,1
слой Гутенберга (астеносфера)	около 400
слой Голицына	C	около 900	205,7
Нижняя мантия	D		510,8
Ядро	Внешнее ядро	E	около 4800	166,6
F	около 5100
Субъядро	G		8,6

 

* Разность между средним радиусом З. и средним радиусом границы (кроме коры). ** Кора по А. Б. Ронову и А. А. Ярошевскому (1969 г.), остальные – по Ф. Берчу (1964 г.).

 

Характерной особенностью океана является циркуляция и перемешивание вод. В слое до 150–200 м циркуляция определяется главным образом господствующими ветрами, под влиянием которых образуются мощные океанические течения. В более глубоких слоях циркуляция связана преимущественно с существующей в толще воды разностью плотностей, зависящей от температуры и солености. Основными элементами циркуляции, определяемой воздействием ветров, являются антициклональные круговороты в субтропических широтах и циклональные – в высоких. Плотностная циркуляция участвует в вертикальном распределении водных масс и охватывает всю толщу вод. Планетарным видом движения вод служит приливо-отливное течение, вызванное влиянием Луны и Солнца.

Океан играет огромную роль в жизни Земли. Он служит главным водохранилищем планеты и основным приемником солнечной энергии на поверхности Земли. Вследствие большой теплоемкости воды (и малой теплоемкости воздуха) он оказывает умеряющее воздействие на колебания температуры воздуха окружающего пространства. В умеренных и полярных широтах морские воды летом накапливают тепло, а зимой отдают его атмосфере. В экваториальных и тропических пространствах вода нагревается с поверхности круглый год. Теплые воды переносятся отсюда течениями в высокие широты, утепляя их, а холодные воды возвращаются к тропикам в противотечениях. Таким образом океан влияет на климат и погоду Земли.

Велика роль океана в круговороте веществ на Земле (влагооборот, взаимный обмен с атмосферой кислородом и углекислым газом, вынос на сушу растворенных в океанической воде солей и привнос в океан реками материала с суши, биогеохимические превращения).

Непрерывно движущиеся водные массы океана, взаимодействуя с горными породами дна и берегов, производят огромную разрушительную и созидательную (аккумулятивную) работу. Разнообразный обломочный и растворенный материал, полученный в результате разрушительной работы океанической воды и благодаря речному стоку, осаждается на дне океана, образуя осадки, превращающиеся затем в осадочные горные породы. Отмершие растительные и животные организмы дают начало биогенным осадкам.

Немалую роль играют и воды суши. Пресные воды удовлетворяют потребности человека в воде, обеспечивают промышленность и поливное земледелие. Поверхностные текучие воды совершают большую геологическую работу, осуществляя размыв (эрозию), перенос и отложение продуктов разрушения горных пород. Деятельность текучих вод приводит к расчленению и общему понижению рельефа суши. Суммарное количество выносимого реками в моря и океаны материала оценивается более чем в 17 млрд. т в год.

3. 4. Литосфера («твердая» Земля)

 

Литосфера – внешняя сфера «твердой» Земли, включающая земную кору и часть верхней мантии (субстрат).

О строении, составе и свойствах литосферы, т. е. «твердой» Земли имеются преимущественно предположительные сведения, поскольку непосредственному наблюдению доступна лишь самая верхняя часть земной коры. Все данные о более глубоких недрах планеты получены за счет разнообразных косвенных (главным образом геофизических) методов исследования. Наиболее достоверны из них – сейсмические методы, основанные на изучении путей и скорости распространения в Земле упругих колебаний (сейсмических волн). С их помощью удалось установить разделение «твердой» Земли на отдельные сферы и составить представление о внутреннем строении Земли.

Строение «твердой» Земли. Верхняя сфера «твердой» Земли – земная кора (А) – самая неоднородная и сложно построенная. Из нескольких типов земной коры преобладающее распространение имеют материковая и океаническая.

В строении материковой земной коры различают 3 слоя: верхний – осадочный (от 0 до 20 км), средний, называемый условно «гранитным» (от 10 до 40 км), и нижний, так называемый «базальтовый» слой (от 10 до 70 км), отделяющийся от «гранитного» поверхностью Конрада

Под океанами осадочный слой на обширных площадях имеет толщину лишь в несколько сотен метров. «Гранитный» слой, как правило, отсутствует: вместо него наблюдается так называемый «второй» слой неясной природы, толщиной около 1–2,5 км. Мощность «базальтового» слоя под океанами составляет около 5 км.

Кроме основных типов коры, встречается несколько типов «промежуточного» строения, в т. ч. кора субконтинентальная (под некоторыми архипелагами) и субокеаническая (в глубоководных впадинах окраинных и внутриконтинентальных морей). Субконтинентальная кора характеризуется нечетким разделением «гранитного» и «базальтового» слоев, которые объединяются под названием гранитно-базальтового. Кора субокеаническая близка к океанической, отличаясь от нее большей мощностью в целом и осадочного слоя в частности. С помощью сейсмических методов четко устанавливается поверхность раздела, отделяющая земную кору от нижележащей мантии.

Мантия состоит из 3-х слоев (В, С и D) и простирается от поверхности Мохоровичича до глубины 2900 км, где она граничит с ядром Земли. Слои В и С образуют верхнюю мантию (толщиной 850–900 км), слой D – нижнюю мантию (около 2000 км). Верхнюю часть слоя В, залегающую непосредственно под корой, называют субстратом. Земная кора вместе с субстратом составляет литосферу. Нижнюю часть верхней мантии называют именем открывшего ее свойства сейсмолога Б. Гутенберга. Скорость распространения сейсмических волн в пределах слоя Гутенберга несколько меньше, чем в выше- и нижележащих слоях, что связывают с повышенной текучестью его вещества. Отсюда – второе название слоя Гутенберга – астеносфера (слабая сфера). Этот слой является сейсмическим волноводом, поскольку сейсмический «луч» (путь волны) долгое время идет вдоль него. Лежащий ниже слой С (слой Галицына) выделен как зона быстрого нарастания с глубиной скоростей сейсмических волн (продольных – от 8 до 11,3 км/сек, поперечных – от 4,9 до 6,3 км/сек).

Земное ядро имеет средний радиус около 3,5 тыс. км и делится на внешнее ядро (слой Е) и субъядро (слой G) с радиусом около 1,3 тыс. км. Их разделяет переходная зона (слой F) толщиной около 300 км, которую относят обычно к внешнему ядру. На границе ядра наблюдается скачкообразное падение скорости продольных волн (от 13,6 до 8,1 км/сек). Внутри ядра она возрастает, увеличиваясь скачком до 11,2 км/сек вблизи границы субъядра. В субъядре сейсмические волны распространяются почти с неизменной скоростью.

Физические характеристики и химический состав «твердой» Земли. С глубиной в Земле изменяются значения плотности, давления, силы тяжести, упругих свойств вещества, вязкости и температуры. Средняя плотность земной коры в целом – 2,8 т/м³. Средняя плотность осадочного слоя коры – 2,4–2,5 т/м³, «гранитного» – 2,7 т/м³, «базальтового» – 2,9 т/м³. На границе земной коры и мантии (поверхность Мохоровичича) плотность увеличивается скачком от значений 2,9–3,0 т/м³ до 3,1–3,5 т/м³. Далее она плавно растет, достигая у подошвы слоя Гутенберга 3,6 т/м³. у подошвы слоя Голицына – 4,5 т/м³ и у границы ядра – 5,6 т/м³. В ядре плотность скачком поднимается до 10,0 т/м³, а далее плавно возрастает до 12,5 т/м³ в центре Земли.

Ускорение силы тяжести в Земле не изменяется скачком. До глубины 2500 км оно отклоняется от значения 10 м/сек менее чем на 2 %, на границе ядра равно 10,7 м/сек² и далее плавно убывает до нуля в центре Земли. По данным о плотности и ускорении силы тяжести вычисляется давление, которое непрерывно растет с глубиной. У подошвы материковой коры оно близко к 1 Гн/м² (10⁹н/м²), у подошвы слоя В – 14 Гн/м², слоя С – 35 Гн/м², на границе ядра – 136 Гн/м², в центре Земли – 361 Гн/м². Зная плотность и скорости сейсмических волн, вычисляют величины, характеризующие упругие свойства материала Земли.

В земной коре и верхней мантии температура повышается с глубиной. Из мантии к поверхности «твердой» Земли идет тепловой поток, в несколько тыс. раз меньший поступающего от Солнца (в среднем около 0,06 вт/м² или около 2,5 х 10¹³ вт на всю поверхность Земли). В мантии температура везде ниже температуры полного расплавления слагающего ее материала. Под материковой корой она предполагается близкой к 600–700 °С. В слое Гутенберга температура, по-видимому, близка к точке плавления (1500–1800 °С). Оценка температур для более глубоких слоев мантии и ядра Земли носит весьма предположительный характер. По-видимому, в ядре она не превышает 4000–5000 °С.

Вязкость материала мантии выше и ниже границ астеносферы, видимо, не менее 10²³nз (1nз=0,1 н (сек/м²). Вязкость астеносферы сильно понижена (10¹⁹–10²¹nз). Считается, что благодаря этому в астеносфере происходит медленное перетекание масс в горизонтальном направлении под влиянием неравномерной нагрузки со стороны земной коры (восстановление изостатического равновесия). Вязкость внешнего ядра на много порядков меньше вязкости мантии.

 

Таблица 6 – Химический состав Земли

 

Химический элемент	Содержание в весовых процентах	Химический элемент	Содержание в весовых процентах
Железо	34,63	Натрий	0,57
Кислород	29,53	Хром	0,26
Кремний	15,20	Марганец	0,22
Магний	12,70	Кобальт	0,13
Никель	2,39	Фосфор	0,10
Сера	1,93	Калий	0,07
Кальций	1,13	Титан	0,05
Алюминий	1,09

 

В верхней мантии до глубины 700 км отмечаются очаги землетрясений, что указывает на значительную прочность слагающего ее материала. Отсутствие более глубоких сейсмических очагов объясняется либо малой прочностью вещества, либо отсутствием достаточно сильных механических напряжений.

Из современных космогонических гипотез вытекает, что химический состав планет, их спутников и метеоритов должен быть близок к составу Солнца. Сопоставляя известные химические анализы земных и лунных пород, метеоритов, спектральные анализы Солнца и учитывая данные о плотности и других физических свойствах материала в недрах Земли, можно в общих чертах охарактеризовать состав Земли в целом и состав ее различных геосфер. В таблице 6 приводится общий химический состав Земли, согласно подсчетам американского геохимика Б. Мейсона. При этом предполагается, что ядро состоит из железо-никелевого сплава, подобного металлической фазе хондритов.

Относительно состава земного ядра существуют 2 гипотезы. Согласно первой гипотезе, ядро состоит из железа с примесью (18–20 %) кремния (или иного, сравнительно легкого материала). Согласно второй гипотезе, внешнее ядро слагается силикатом, который под влиянием огромного давления и высокой температуры перешел в металлическое состояние; субъядро может быть железным или силикатным.

В составе Земли преобладают (как по массе, так и по числу атомов) железо, кислород, кремний и магний. В сумме они составляют более 90 % массы Земли. Земная кора почти наполовину состоит из кислорода и более чем на четверть из кремния. Значительная доля принадлежит также алюминию, магнию, кальцию, натрию и калию. Кислород, кремний, алюминий дают наиболее распространенные в коре соединения – кремнезем (SiO₂) и глинозем (A1₂O₃).

Мантия состоит преимущественно из тяжелых минералов, богатых магнием и железом. Они образуют соединения с SiO₂ (силикаты). В субстрате, по-видимому, больше всего форстерита (MgSiO₄), глубже постепенно возрастает доля фаялита (Fe₂SiO₄). Предполагается, что в нижней мантии под влиянием очень высокого давления эти минералы разложились на окислы (SiO₂, MgO, FeO).

Агрегатное состояние вещества земных недр обусловлено наличием высоких температур и давлений. Материал мантии был бы расплавлен, если бы не высокое давление, вследствие которого вся мантия находится в твердом кристаллическом состоянии, за исключением, вероятно, астеносферы, где влияние близкой к точке плавления температуры сказывается сильнее, чем действие давления. Полагают, что здесь вещество мантии находится либо в аморфном, либо частично в расплавленном состоянии. В слое Голицына, по мере роста давления с глубиной, по-видимому, происходит перестройка кристаллических решеток минералов в сторону более плотной упаковки атомов, чем объясняется быстрый рост с глубиной плотности и скоростей сейсмических волн.

Внешнее ядро, очевидно, находится в жидком (расплавленном) состоянии, поскольку поперечные сейсмические волны, не способные распространяться в жидкости, через него не проходят. С существованием жидкого внешнего ядра связывают происхождение магнитного поля Земли. Субъядро, по-видимому, твердое (продольные волны, подходя к границе субъядра, возбуждают в нем поперечные волны).

Геодинамические процессы. Вещество геосфер Земли находится в непрерывном движении и изменении. Быстрее всего они протекают в жидкой и газообразной оболочках, но основное содержание истории развития земного шара составляют гораздо более медленные изменения, совершающиеся во внутренних геосферах, сложенных преимущественно твердым веществом. Именно изучение их природы и динамики необходимо прежде всего для верного понимания современного и всех прошлых состояний Земли.

Среди процессов, совершающихся в недрах и на поверхности Земли, различают 2 главные группы. Первую образуют внутренние, или эндогенные, процессы, движущим началом которых является внутренняя энергия Земли (главным образом энергия радиоактивного распада). Вторую группу составляют внешние, или экзогенные, процессы, порождаемые поступающей на Землю энергией солнечного излучения. Эндогенные процессы свойственны главным образом глубинным геосферам. В нижних зонах земной коры, в верхней мантии, видимо, и много глубже происходят перемещения огромных масс вещества, его расширение, сжатие и фазовые превращения, происходят миграция химических элементов, циркуляция тепловых и электрических токов и т. д. Несомненно, что в своей совокупности они обусловливают непрерывно идущий процесс глубинной дифференциации вещества, приводящий к концентрации более легких его компонентов в верхних, а более тяжелых – в глубоких геосферах.

В мантии движущим фактором, по-видимому, является механизм, подобный зонной плавке, в результате которого химические элементы (или соединения) закономерно распределяются между легкоплавкой и тугоплавкой фазами. Глубинные эндогенные процессы воздействуют на земную кору, вызывая вертикальные и горизонтальные перемещения отдельных ее участков и блоков (движения земной коры), деформацию и преобразование внутренней структуры земной коры. Все эти процессы называются тектоническими, а область их проявления, охватывающая, кроме земной коры, по меньшей мере и верхнюю мантию, – тектоносферой. В тесной взаимосвязи с тектоническими процессами протекают процессы магматические, заключающиеся во внедрении в земную кору поднимающейся снизу магмы (глубинный магматизм) и в излиянии ее по трещинам на поверхность Земли в виде лавы (вулканизм). В ходе тектонических деформаций (дислокаций) и внедрений магмы происходят также процессы метаморфизма горных пород, изменяющих свой минералогический состав и структуру под воздействием повышенных давлений и температур.

Земная поверхность и внешние слои земной коры одновременно подвергаются влиянию экзогенных процессов. Они подразделяются на разрушительные (выветривание горных пород, снос ветром и смыв текучими водами продуктов их разрушения, изменение поверхности Земли реками и ручьями, подземными водами, движущимися ледниками и др.) и созидательные (накопление осадков в понижениях суши, в морских и озерных водоемах с дальнейшим преобразованием в осадочные горные породы).

Действие эндогенных и экзогенных процессов на земную поверхность взаимно противоположно. Эндогенные процессы (в основном тектонического движения) создают прежде всего крупные неровности, от которых зависят распределение суши и моря и возможность перемещения вещества под действием силы тяжести. Экзогенные процессы расчленяют и разрушают поднятые участки, заполняя продуктами разрушения пониженные места, т. е. в целом имеют тенденцию выравнивать поверхность З. При взаимодействии внутренних и внешних процессов на земной поверхности образуются различного рода неровности, совокупность которых называется рельефом. При различном соотношении внутренних и внешних сил формируются либо горные, сильно расчлененные типы рельефа, либо мало расчлененные, равнинные. Под влиянием совокупного действия эндогенных и экзогенных процессов происходит медленный, протекающий миллионы и миллиарды лет кругооборот вещества, сопровождаемый перестройкой и обновлением структуры земной коры.

Эндогенные процессы выводят на земную поверхность глубинное вещество, вовлекаемое здесь в процессы денудации и аккумуляции и являющееся одним из основных источников материала осадочных пород. В ходе опусканий земной коры осадочные породы вовлекаются в ее глубокие зоны и, попадая в сферу действия глубинных эндогенных процессов, преобразуются иногда вплоть до переплавления в магму и в этом измененном виде вновь поднимаются тектоническими процессами на поверхность Земля.

Основные черты структуры земной коры. Земная кора – единственная из внутренних геосфер, доступная непосредственному изучению. Поэтому знание ее структуры является важнейшей основой для суждения не только об истории развития земной коры, но и Земли в целом. Из двух основных структурных подразделений – материков и океанов, – принципиально различающихся по типу земной коры, лучше изучены материки.

Древнейшими элементами структуры материковой коры являются древние (докембрийские) платформы – обширные, тектонически мало подвижные (стабильные) массивы. Значительная часть их территории в течение геологической истории превратилась в плиты, перекрытые почти горизонтально залегающими осадочными породами (платформенным чехлом), под которым погребен древний складчатый фундамент. Последний выступает на поверхность в пределах щитов, лишенных платформенного чехла, и сложен интенсивно смятыми в складки метаморфическими породами, прорванными глубинными магматическими интрузиями преимущественно гранитного состава. Это указывает на первоначально большую тектоническую подвижность участков коры, вошедших в состав фундамента. Древние платформы разделяются и окаймляются тектонически активными геосинклиналями поясами, которые состоят из ряда геосинклинальных систем, и включают иногда относительно стабильные в и внутренние (срединные) массивы. Некоторые геосинклинальные системы в результате своего развития приобрели черты, свойственные платформам, и называемые молодыми платформами. Их фундамент, в отличие от древних (докембрийских) платформ, имеет более молодой (палеозойский или мезозойский) возраст.

 

 

Рисунок 2 – Тектоническая карта мира

 

Пояснения к тектонической карте мира

Материки:

(области с почти повсеместным развитием коры материкового типа)

Докембрийские платформы:

Выступы фундамента (щиты):

1 – архейского

2 – нижнепротерозойского

3 – архейского и нижнепротерозойского без расчленения 4 — верхнепротерозойского (гренвильского, байкальского)

Плиты:

5 – с нижне- и верхнепротерозойским чехлом

6 – с относительно маломощным верхнепротерозойским и фанерозойским чехлом (склоны щитов и антеклиз)

7 – с мощным верхнепротерозойским и фанерозойским чехлом (синеклизы)

8а – с очень мощным верхнепротерозойским и фанерозойским чехлом

8б – частично с корой субокеанического типа

Области палеозойской складчатости:

9 – Ранне- и среднепалеозойские (каледонские) складчатые сооружения

10 – Позднепалеозойские (герцинские) впадины на каледонском складчатом фундаменте

11 – Позднепалеозойскне (герцинские) складчатые сооружения

12 – Срединные массивы в областях позднепалеозойской складчатости

13 – Герцинские передовые прогибы

Области мезозойской складчатости:

14 – Складчатые сооружения

15 – Срединные массивы

16 – Передовые прогибы и внутренние впадины

Эпипалеозойские и эпимезозойские плиты:

17 – с чехлом незначительной и умеренной мощности

18 – с чехлом значительной мощности

Области кайнозойской складчатости:

19 – Раннекайнозойские (ларамийские) и позднекайнозойские (собственно альпийские) складчатые горные сооружения

20 – Срединные массивы в областях кайнозойской складчатости

21 – Кайнозойские передовые и межгорные прогибы

Современные геосинклинальные области:

22 – Геоантиклинальные зоны

23 – Глубоководные желоба (некомпенсированные внешние прогибы)

24 – Глубоководные впадины внутренних и окраинных морей (с корой субокеанического типа)

Впадины Океанов (области с преобладанием коры океанического и близкого к ней типа):

25 – Океанические платформы, плиты (талассократоны)

26 – То же с повышенной мощностью осадочного покрова

27 – Сводовые поднятия в их пределах

28 – Глыбовые поднятия в их пределах

29 – Относительно приподнятые участки ложа океанов с субконтинентальной корой

30 – Современные срединоокеанические рифтовые пояса с осевыми грабенами и межматериковые рифтовые зоны

31 – То же без осевых грабенов

Мезозойский и кайнозойский вулканизм:

32 – Мезозойский трапповый вулканизм платформ

33 – Кайнозойский вулканизм платформ и рифтовых зон материков

34 – Мезозойский орогенный вулканизм

35 – Кайнозойский орогенный вулканизм

36 – Позднемеловой и кайнозойский вулканизм океанических плит и срединноокеанических рифтовых поясов

Дополнительные обозначения:

37 – Современные и кайнозойские материковые рифтовые зоны

38 – Мезозойские и более древние материковые рифтовые зоны (грабены, авлакогены)

39 – То же погребенные

40 – Зоны кайнозойского горообразования в областях докайнозойских материковых платформ

41 – Периокеанические прогибы

42 – Зоны сочленения материковых массивов с океаническими впадинами (материковый склон)

43 – Крупнейшие глубинные разломы

44 – Предполагаемые глубокие крупные разломы и трещины, контролирующие расположение цепей вулканов.

 

 

Геосинклинальные пояса характеризуются линейностью простирания (многие тысячи и десятки тысяч км), повышенной мощностью коры, контрастными вертикальными движениями большой амплитуды, интенсивным смятием горных пород в складки, вулканической активностью и высокой сейсмичностью. Платформы отличаются изометричностью очертаний, выдержанностью мощности коры (меньших значений по сравнению с геосинклинальными поясами), медленными вертикальными движениями небольшой амплитуды, слабыми проявлениями складчатости, сейсмичности и вулканизма.

Несравненно хуже известна современная структура океанической коры, по поводу которой во многом приходится ограничиваться догадками. Обширные относительно ровные пространства океанического дна, отличающиеся слабым проявлением вулканизма, слабой сейсмичностью и, по-видимому, малыми скоростями вертикальных движений земной коры, по аналогии со стабильными структурами материков называют океаническими платформами. Им противостоят как тектонически подвижные зоны океанические рифтовые пояса – совершенно своеобразные глобального значения структуры растяжения, резко отличные от геосинклинальных складчатых систем материков. Они протягиваются через все океаны в виде срединно-океанических хребтов, которым свойственны интенсивный вулканизм, большая сейсмичность и повышенные значения идущего из недр теплового потока. Хребты осложнены продольными разломами, по которым развита система глубоких рифтовых впадин.

Что касается структурных соотношений океанической и материковой коры, то можно выделить 2 принципиально отличных их типа. Первый, или атлантический, свойствен большей части Атлантического, Индийского и Северному Ледовитому океанам. Здесь граница материка и океана сечет вкрест структуры материковой коры, а переход от нее к океанической резкий, осуществляющийся путем быстрого выклинивания «гранитного» слоя в зоне материкового склона.

Второй, или тихоокеанский, тип свойствен периферии Тихого океана, Карибскому и Южногебридскому районам Атлантического и индонезийскому побережью Индийского океанов. Ему присуще параллельное краю континента простирание мезозойских и кайнозойских складчатых систем и современных геосинклиналей, как бы огибающих океаническую впадину, а также наличие более или менее широкой переходной зоны с промежуточным или мозаичным строением коры.

В составе переходной зоны выделяются геоантиклинальные поднятия, выраженные в современном рельефе гористыми архипелагами островных дуг, имеющих в плане характерную форму гирлянд. С ними сопряжены геосинклинальные прогибы в виде глубоководных впадин окраинных морей и узких длинных океанических желобов.

Очень часто эти особенности строения побережий Тихого океана толкуются как свидетельства его значительной древности. В то же время никто не сомневается в относительной молодости океанов атлантического типа.

Данные исторической геологии однозначно указывают, что еще в конце палеозойской эры материки Южной Америки, Африки, Австралии и Антарктиды, вместе с Мадагаскаром и древней Индостанской платформой, составляли единый континентальный массив Гондваны. Только в течение мезозоя он разделился на части, и возникли современные впадины Индийского и Атлантического океанов.

Единодушное признание этого факта не исключает весьма различного его истолкования. Некоторые ученые рассматривают его как результат «океанизации», т. е. преобразования материковой коры в океаническую. Процесс океанизации связывают с образованием очагов плавления в мантии, ассимилирующих опускающиеся в них крупные блоки литосферы, что приводит в сочетании с излияниями на поверхность базальтов к исчезновению гранитного слоя, общему утяжелению коры и образованию на месте ранее существовавшего материка океанической впадины.

С другой стороны, все более распространяются взгляды на образование океанов путем раздвижения блоков материковой коры и обнажения подстилающего субстрата. Эти идеи дрейфа материков (мобилизма, или эпейрофореза) подкрепляются данными палеогеографии, поскольку без их принятия трудно объяснить несоответствие между расположением климатических поясов геологического прошлого и современных географических полюсов. Приводятся также аналогичные аргументы, основанные на несоответствии вычисленных по данным остаточной намагниченности горных пород палеомагнитных широт и ориентировки магнитных меридианов прошлого современному положению магнитных полюсов.

Из мобилистских гипотез шире всего распространилась выдвинутая в 60-х гг. ХХ в. гипотеза так называемой «новой глобальной тектоники», или «тектоники плит», которая основана на геофизических исследованиях океанов. Она предполагает как бы двустороннее «растекание» океанической коры в обе стороны от срединноокеанических хребтов и связанное с этим расширение океанических впадин. Некоторые ученые считают возможным сосуществование в разных местах, в зависимости от обстановки, «растекания» коры и «океанизации».

Согласно мнению некоторых геологов, известные ныне складчатые системы геосинклинальных поясов являются лишь окраинными структурами некогда обширных океанических впадин, впоследствии замкнувшихся в результате надвигания на них примыкавших материковых массивов, постепенно сблизившихся до соприкосновения.

Таким образом, проблема исторических соотношений материковой и океанической коры далека от решения. Тем более это касается общих причин тектонических процессов, по поводу которых существует множество часто противоречивых предположений.

Рельеф Земли. Самые крупные (планетарные) формы рельефа Земли соответствуют крупнейшим структурным элементам земной коры. Их морфологические различия определяются различиями строения и истории отдельных участков земной коры, а также направленностью тектонических движений. Эти подразделения рельефа земной поверхности, в формировании которых ведущая роль принадлежит внутренним процессам, носят название морфоструктур.

Морфоструктуры планетарного масштаба расчленяются на морфоструктуры более мелкого порядка – отдельные возвышенности, хребты, массивы, плато, впадины и другие, являющиеся все же относительно крупными формами рельефа. На них накладываются более мелкие разнообразные формы, так называемые морфоскульптуры, образующиеся преимущественно под влиянием внешних сил Земли, питаемых энергией Солнца.

Морфоструктуры. Крупнейшие неровности поверхности Земли образуют выступы материков (суша вместе с шельфом) и впадины океанов. Наиболее крупные элементы рельефа суши – равнинно-платформенные и горные (орогенные) области

 

 

Рисунок 3 – Геоморфологическая карта мира

 

Пояснения к геоморфологической карте мира

Морфоструктуры суши

Равнинно-платформенные области

P₁ – Низкие равнины

Р₂ – Высокие равнины (плато, плоскогорья; поднятые массивы)

Горные (орогенные) области

Г₁ – Возрожденные горы (эпиплатформенные)

Г₂ – Молодые горы (эпигеосинклинальные)

Области распространения морфоскульптур суши

1 – современных криогенных

2 – древних ледниковых с современными криогенными

3 – древних ледниковых, преобразованных эрозией и перигляциальными процессами

4 – древних ледниковых, преобразованных аридными процессами

5 – горных оледенений с современными и древними криогенными формами

6 – горных оледенений с аридными формами

7 – современных и древних флювиальных форм

8 – современных и древних аридных форм

Морфоструктуры дна морей и океанов

Подводная окраина материков

П₁ – Материковая отмель (шельф)

П₂ – Погруженные участки шельфа

П₃ – Материковый склон

П₄ – Аккумулятивные равнины дна котловин

Зона островных дуг (переходная зона)

Д₁ – Горные сооружения (островные дуги)

Д₂ – Глубоководные желоба

Д₃ – Аккумулятивные равнины дна котловин окраинных морей

Ложе океана

О₁ – Субгоризонтальные аккумулятивные равнины

О₂ – Наклонные аккумулятивные равнины

О₃ – Холмистые равнины

О₄ – Возвышенности и валы

О₅ – Горные сооружения

Срединно-океанические хребты

М₁ – Высокие (с рифтовой долиной)

М₂ – Низкие (без рифтовой долины)

Области распространения морфоскульптур дна морей и океанов

9 – абразионно-аккумулятивных в зоне воздействия ветрового волнения

10 – эрозионно-аккумулятивных в зоне воздействия придонных течений

11 – аккумулятивных при обильном поступлении материала, приводящем к быстрому выравниванию

12 – аккумулятивных при малом поступлении материала и длительном сохранении первичных неровностей

13 – аккумулятивно - суспензионных

14 – хемогенных (железо-марганцевые конкреции)

15 – биогенных (коралловые рифы)

Дополнительные обозначения

16 – Каньоны подводные

17 – Русла суспензионных потоков

18 – Зоны разломов

19 – Оси депрессий

20 – Вулканические плато и нагорья

21 – Вулканы действующие

22 – Вулканы потухшие

23 – Вулканы с надводными вершинами

24 – Вулканы подводные

25 – Ледниковые щиты

26 – Рифтовые зоны на суше

27 – Рифтовые зоны на дне океанов

27а –с рифтовым ущельем

27б –без рифтового ущелья

 

Равнинно-платформенные области включают равнинные части древних и молодых платформ и занимают около 64 % площади суши. Преобладают первичноравнинные поверхности, образованные почти горизонтально залегающими толщами осадочных пород. В размещении этих областей наблюдается симметрия: они приурочены к двум широтным поясам, один из которых расположен в Северном, а другой – в Южном полушарии. В Северном полушарии находятся Северо-Американская, Восточно-Европейская и Сибирская равнинные области, в Южном – Южно-Американская (Бразильская), Африкано-Аравийская и Австралийская. В пределах платформенных равнин имеются отдельные низменности и возвышенности, плато, плоскогорья и высоко поднятые массивы (Жигулевские горы на Восточно-Европейской равнине, горы Путорана на Среднесибирском плоскогорье, горный массив Ахаггар на Африкано-Аравийской платформенной равнине). В целом амплитуда высот поверхности платформенных равнин в 10–20 раз меньше, чем в горных странах.

Среди равнинно-платформенных областей имеются низкие, с абсолютными высотами 100–300 м (Восточно-Европейская, Западно-Сибирская, Туранская, Северо-Американская), и высокие, поднятые новейшими движениями коры на высоту 400–1000 м (Среднесибирское плоскогорье, Африкано-Аравийская, Индостанская, значительные части Австралийской и Южно-Американской равнинных областей). В рельефе суши преобладают равнины второго типа.

Морфологический облик низких и высоких равнин резко различен. Высоким равнинам, в отличие от низких, свойственны большая глубина расчленения, ступенчатость поверхности, обусловленная главным образом смещениями по разломам, и местами – проявления вулканизма.

Различают древние платформенные равнины, сформировавшиеся на докембрийских платформах (например, Восточно-Европейская), и молодые – на молодых платформах (например, Западно-Сибирская) – более подвижные по сравнению с первыми.

Горные (орогенные) области занимают около 36 % площади суши. В их пределах выделяются горные сооружения 2-х типов: молодые, или эпигеосинклинальные, возникшие впервые в орогенном этапе развития геосинклинальных систем кайнозоя (горы юга Евразии, запада Северной и Южной Америки), и горы возрожденные, или эпиплатформенные, которые образовались на месте древних выровненных или полуразрушенных складчатых областей различного возраста в результате омоложения и возрождения новейшими движениями земной коры (например, Тянь-Шань, Куньлунь, горы Южной Сибири и Северной Монголии в Азии, Скалистые горы в Северной Америке, нагорья Восточной Африки и др.). Возрожденные горы преобладают по площади над молодыми, что связано с огромным распространением эпиплатформенного орогенеза на неотектоническом этапе развития земной коры (неоген – антропоген). От эпохи, предшествовавшей новейшему горообразованию, в горах этого типа сохраняются поднятые участки древних поверхностей выравнивания. В отличие от молодых гор, для них характерно несоответствие между орографическим планом, строением гидросети и геологической структурой.

Дно океанов подразделяется на подводную окраину материков, зону островных дуг, или переходную зону, ложе океана и срединно-океанические хребты.

Подводная окраина материка (около 14 % поверхности Земли) включает мелководную равнинную в целом полосу материковой отмели (шельф), материковый склон и расположенное на глубинах от 2500 до 6000 м материковое подножие. Материковый склон и материковое подножие отделяют выступы материков, образованные совокупностью суши и шельфа, от основной части океанического дна, называемой ложем океана.

Зона островных дуг. Ложе океана не во всех областях земного шара непосредственно граничит с материковым подножием. На сохранивших до настоящего времени геосинклинальный режим западных окраинах Тихого океана, в области Малайского архипелага, Антильских островов и в некоторых других районах между материком и ложем океана располагается переходная зона, которая отличается значительной шириной и резкой сменой поднятых и глубоко опущенных участков дна. В этих районах выделяются архипелаги островных дуг, котловины окраинных морей (например, Берингова, Охотского и др.), горы и поднятия в их пределах, а также глубоководные желоба.

Островные дуги представляют собой молодые горные сооружения, выступающие над водой в виде цепочки островов (Курильские, Зондские, Антильские и пр.); глубоководные желоба – длинные и узкие впадины океанического дна, окаймляющие островные дуги со стороны океана и погруженные на глубину 7–11 км. Некоторые островные дуги состоят из 2-х параллельных хребтов (например, Курильская дуга) или замещаются цепью молодых гор, расположенной вдоль окраины материка (например, Кордильеры на Тихоокеанском побережье Америки). В зоне островных дуг наблюдается самая большая на Земле контрастность рельефа.

Собственно ложе океана (около 40 % поверхности Земли) большей частью занято глубоководными (средняя глубина – 3–4 тыс. м) равнинами, которые соответствуют океаническим платформам. Выделяются плоские (субгоризонтальные), наклонные и холмистые равнины с колебаниями высот (для последних) до 1000 м. Равнины образуют дно отдельных котловин, которые разделены в субширотном и субмеридиональном направлениях подводными возвышенностями и хребтами. Среди равнинных пространств ложа океана возвышаются многочисленные изолированные подводные горы (вулканы), некоторые из них имеют уплощенные вершины.

Крупнейшим элементом подводного рельефа являются срединно-океанические хребты (около 10 % поверхности Земли). Их суммарная длина составляет более 60 тыс. км. Они представляют собой пологие валообразные поднятия от нескольких десятков до 1000 км шириной, возвышающиеся над дном соседних котловин на 2–3 км. Отдельные вершины хребтов поднимаются над уровнем океана в виде вулканических островов (Тристан-да-Кунья, Буве, Св. Елены и др.). Некоторые звенья системы срединных хребтов отличаются меньшей относительной высотой (низкие срединно-океанические хребты), отсутствием рифтовых нарушений и меньшим расчленением.

Каждый из срединных хребтов имеет свое продолжение в области коры материкового типа. Рифтовые нарушения Восточно-Тихоокеанского поднятия прослеживаются в структурах Калифорнийского побережья США, нарушения Центральноиндийского хребта – в грабенах-рифтах Аденского залива, Красного моря и в разломах Восточной Африки, нарушения Срединно-Атлантического хребта – на острове Шпицберген.

В строении поверхности Земли огромную роль играют глубинные разломы, рассекающие всю земную кору и нередко уходящие в мантию. Они разделяют кору на отдельные глыбы, хорошо выраженные в рельефе. С ними, в частности, связаны прямолинейные участки в очертаниях материков. На дне океанов крупнейшие разломы протягиваются на тысячи км в широтном и субширотном направлениях и выражены в рельефе в виде уступов, узких впадин и возвышающихся над ними хребтов. Эти разломы пересекают срединно-океанические хребты, разбивая их на отдельные сегменты, сдвинутые один относительно другого на десятки и сотни км.

Морфоскульптуры. Наибольшую роль в формировании морфоскульптур играет работа рек и временных потоков. Они создают широко распространенные флювиальные (эрозионные и аккумулятивные) формы (речные долины, балки, овраги и др.). Большое распространение имеют ледниковыеформы, обусловленные деятельностью современных и древних ледников, особенно покровного типа (северная часть Евразии и Северной Америки). Они представлены долинами-трогами, «бараньими лбами» и «курчавыми» скалами, моренными грядами, озами и др. На огромных территориях Азии и Северной Америки, где распространены многолетнемерзлые толщи пород, развиты разнообразные формы мерзлотного (криогенного) рельефа. Для пустынных и полупустынных областей Земли характерны так называемые аридные формы, в создании которых решающую роль играют интенсивное физическое выветривание, деятельность ветра и временных потоков.

Внешние процессы на суше в значительной мере обусловлены климатическими особенностями местности, в связи с чем области распространения морфоскульптур определенного типа распределены по поверхности Земли достаточно закономерно.

На дне океанов морфоскульптуры образуются под влиянием береговых абразионно-аккумулятивных процессов, деятельности мутьевых (суспензионных) потоков, воздействия придонных течении и др.