Континентальная кора как по составу, так и по строению резко отличается от океанической. Её мощность меняется от 20-25 км под островными дугами и участками с переходным типом коры до 80 км под молодыми складчатыми поясами Земли, например под Андами или Альпийско-Гималайским поясом. В среднем мощность континентальной коры под древними платформами приблизительно равна 40 км, а её масса, включая субконтинентальную кору, достигает 2,2510× 25 г. Рельеф континентальной коры весьма сложен. Однако в нем выделяются обширные заполненные осадками равнины, обычно расположенные над протерозойскими платформами, выступы наиболее древних (архейских) щитов и горные системы более молодого возраста. Рельефу континентальной коры присущи и максимальные перепады высот, достигающие 16-17 км от подножий континентальных склонов в глубоководных желобах до высочайших горных вершин.

Строение континентальной коры очень неоднородное, однако, как и в океанической коре, в её толще, особенно в древних платформах, иногда выделяются три слоя: верхний осадочный и два нижних, сложенных кристаллическими породами. Под молодыми подвижными поясами строение коры оказывается более сложным, хотя общее её расчленение приближается к двухслойному.

Осадочный слой на континентах изучен достаточно полно как с помощью геофизических методов разведки, так и прямым бурением. Строение поверхности консолидированной коры в местах её обнажения на древних щитах изучалось как прямыми геологическими, так и геофизическими методами, а на континентальных платформах, перекрытых осадками, - в основном геофизическими методами исследования. Так, было установлено, что скорости сейсмических волн в слоях земной коры нарастают сверху вниз от 2-3 до 4,5-5,5 км/с в низах осадочной толщи; до 6-6,5 км/с в верхнем слое кристаллических пород и до 6,6-7,0 км/с в нижнем слое коры. Почти повсеместно континентальная кора, как и океаническая, подстилается высокоскоростными породами границы Мохоровичича со скоростями сейсмических волн от 8,0 до 8,2 км/с, но это уже свойства подкоровой литосферы, сложенной породами мантии.

Мощность верхнего осадочного слоя континентальной коры меняется в широких пределах - от нуля на древних щитах до 10-12 и даже 15 км на пассивных окраинах континентов и в краевых прогибах платформ. Средняя мощность осадков на стабильных протерозойских платформах обычно близка к 2-3 км. Среди осадков на таких платформах преобладают глинистые отложения и карбонаты мелководных морских бассейнов. В краевых прогибах и на пассивных окраинах континентов атлантического типа осадочные разрезы обычно начинаются с грубообломочных фаций, сменяемых выше по разрезу песчано-глинистыми отложениями и карбонатами прибрежных фаций. Как в основании, так и в самых верхних частях разрезов осадочных толщ краевых прогибов иногда встречаются хемогенные осадки - эвапориты, отмечающие собой условия осадконакопления в узких полузамкнутых морских бассейнах с аридным климатом. Обычно такие бассейны возникают только на начальной или конечной стадии развития морских бассейнов и океанов, если, конечно, эти океаны и бассейны в моменты своего образования или закрытия располагались в поясах аридного климата. Примерами отложения таких формаций на ранних стадиях формирования океанических бассейнов могут служить эвапориты в основании осадочных разрезов шельфовых зон Африки в Атлантическом океане и соленосные отложения Красного моря. Примерами отложения соленосных формаций, приуроченных к закрывающимся бассейнам, служат эвапориты реногерцинской зоны в Германии и пермские соленосно-гипсоносные толщи в Предуральском краевом прогибе на востоке Русской платформы.

Верхняя часть разреза консолидированной континентальной коры обычно представлена древними, в основном докембрийскими породами гранитогнейсового состава или чередованием гранитоидов с поясами зеленокаменных пород основного состава. Иногда эту часть разреза жесткой коры называют «гранитным» слоем, подчёркивая тем самым преобладание в нем пород гранитоидного ряда и подчинённость базальтоидов. Породы «гранитного» слоя обычно бывают преобразованы процессами регионального метаморфизма до амфиболитовой фации включительно. Верхняя часть этого слоя всегда представляет собой денудационную поверхность, по которой когда-то происходил размыв тектонических структур и магматических образований древних складчатых (горных) поясов Земли. Поэтому вышележащие осадки на коренных породах континентальной коры всегда залегают со структурным несогласием и обычно с большим временным сдвигом по возрасту.

В более глубоких частях коры (приблизительно на глубинах около 15-20 км) часто прослеживается рассеянная и непостоянная граница, вдоль которой скорость распространения продольных волн возрастает примерно на 0,5 км/с. Это так называемая граница Конрада, оконтуривающая сверху нижний слой континентальной коры, иногда условно называемый «базальтовым», хотя определённых данных о его составе у нас ещё очень мало. Скорее всего нижние части континентальной коры сложены породами среднего и основного состава, метаморфизованными до амфиболитовой или даже до гранулитовой фации (при температурах более 600 °С и давлении выше 3-4 кбар). Не исключено, что в основании тех блоков континентальной коры, которые формировались в своё время за счёт столкновений островных дуг, могут залегать фрагменты древней океанической коры, включающие в себя не только основные, но и серпентинизированные ультраосновные породы.

Гетерогенность континентальной коры особенно ярко видна даже при простом взгляде на геологическую карту материков. Обычно отдельные и тесно переплетённые неоднородные по составу и строению блоки коры представляют собой разновозрастные геологические структуры - остатки древних складчатых поясов Земли, последовательно примыкавших друг к другу в процессе роста континентальных массивов. Иногда такие структуры, наоборот, являются следами бывших расколов древних материков (например, авлакогены). Контактируют между собой такие блоки обычно по шовным зонам, часто называемым не очень удачно глубинными разломами.

Проведённые в последнее десятилетие исследования глубинного строения континентальной коры сейсмическим методом отражённых волн с накапливанием сигналов (проект COCORT) показали, что шовные зоны, разделяющие разновозрастные складчатые пояса, представляют собой, как правило, гигантские надвиги-взбросы. Крутые в верхних частях коры надвиговые поверхности с глубиной быстро выполаживаются. По горизонтали такие надвиговые структуры часто прослеживаются на многие десятки и до сотни километров, тогда как по глубине они иногда подходят к самому основанию континентальной коры, маркируя собой древние и ныне уже отмершие зоны поддвига литосферных плит или сопряжённые с ними вторичные надвиги.

В свое время я прочел много книг Уэллса, Дойла, Верна, и у каждого из этих авторов есть произведение, описывающие подводную жизнь. Как правило, там упоминается об особенностях жизни на океанском дне или проникновенное сквозь земную кору. Поэтому мне захотелось разобраться, чем же суша отличается от дна морского.

Материковая кора отличается от океанической

Кончено, главным отличием между ними будет их расположение: первая несет на себе всю сушу и континенты, а вторая - моря, океаны, да и вообще все водоемы. Но они также различаются и по другим параметрам:

• первая состоит из гранулитов, вторая - из базальта;
• материковая кора толще океанической;
• кора суши уступает океанической по площади, но выигрывает по общему объему;
• океаническая кора более подвижна и способна наслаиваться на материковую.

Процесс, описанный в последнем пункте, называется обдукцией и означает наслоение тектонических пластин одной на другую.

Основные характеристики материковой коры

Такую кору еще называют континентальной, и состоит она из 3 слоев.

1. Верхний осадочный - состоит из одноименных пород, разных по происхождению, возрасту, размещению. Обычно его толщина достигает 25 км.
2. Средний гранитно-метафорический - образован из кислых пород, близких по составу к граниту. Мощность слоя варьируется от 15 до 30 км (наибольшая его толщина зафиксирована под самыми высокими горами).
3. Нижний базальтовый - образован метаморфизированными породами. Толщина его достигает 10–30 км.

Примечательно, что третий слой назван «базальтовым» условно: сейсмические волны проходят через него с такой же скоростью, с какой бы проходили через базальт.

Параметры океанической коры

Некоторые ученые выделяют лишь 2 основных, но, по-моему, лучше взять трехуровневую трактовку строения этой коры.

1. Верхний слой представлен осадочными породами, может достигать толщины в 15 км.
2. Средний слой сложен подушечными лавами, его толщина не превышает 20 км.
3. Третий слой состоит из магматических пород основного состава, мощность его - 4–7 км.

Последний слой еще называют «габбро» из-за кристаллического строения породы.

Земная кора – многослойное образование. Верхнюю ее часть – осадочный чехол, или первый слой,– образуют осадочные породы и не уплотненные до состояния пород осадки. Ниже как на континентах, так и в океанах залегает кристаллический фундамент. В его строении и кроются основные различия между континентальным и океаническим типами земной коры. На континентах в составе фундамента выделяются два мощных слоя – «гранитный» и базальтовый. Под абиссальным ложем океанов «гранитный» слой отсутствует. Однако базальтовый фундамент океана отнюдь не однороден в разрезе, он разделяется на второй и третий слои.

До сверхглубокого и глубоководного бурения о структуре земной коры судили главным образом по геофизическим данным, а именно по скоростям продольных и поперечных сейсмических волн. В зависимости от состава и плотности пород, слагающих те или иные слои земной коры, скорости прохождения сейсмических волн значительно изменяются. В верхних горизонтах, где преобладают слабо уплотненные осадочные образования, они относительно невелики, в кристаллических же породах резко возрастают по мере увеличения их плотности.

После того как в 1949 г. впервые были измерены скорости распространения сейсмических волн в породах ложа океана, стало ясно, что скоростные разрезы коры континентов и океанов весьма различны. На небольшой глубине от дна, в фундаменте под абиссальной котловиной, эти скорости достигали величин, которые на материках фиксировались в самых глубоких слоях земной коры. Вскоре выяснилась причина подобного несоответствия. Дело в том, что кора океанов оказалась поразительно тонкой. Если на континентах толщина земной коры составляет в среднем 35 км, а под горно‑складчатыми системами даже 60 и 70 км, то в океане она не превышает 5–10, редко 15 км, а в отдельных районах мантия находится почти у самого дна.

Стандартный скоростной разрез континентальной коры включает верхний, осадочный слой со скоростью продольных волн 1–4 км/с, промежуточный, «гранитный» – 5,5–6,2 км/с и нижний, базальтовый – 6,1–7,4 км/с. Ниже, как полагают, залегает так называемый перидотитовый слой, входящий уже в состав астеносферы, со скоростями 7,8–8,2 км/с. Названия слоев носят условный характер, так как реальные сплошные разрезы континентальной коры никто до сих пор не видел, хотя Кольская сверхглубокая скважина проникла в глубь Балтийского щита уже на 12 км.

В абиссальных котловинах океана под тонким осадочным плащом (0,5–1,5 км), где скорости сейсмических волн не превышают 2,5 км/с, находится второй слой океанической коры. По данным американского геофизика Дж. Уорзела и других ученых, он отличается удивительно близкими значениями скорости – 4,93–5,23 км/с, в среднем 5,12 км/с, а средняя мощность под ложем океанов равна 1,68 км (в Атлантическом – 2,28, в Тихом – 1,26 км). Впрочем, в периферийных частях абиссали, ближе к окраинам континентов, мощности второго слоя довольно резко увеличиваются. Под этим слоем выделяется третий слой коры с не менее однородными скоростями распространения продольных сейсмических волн, равными 6,7 км/с. Его толщина колеблется от 4,5 до 5,5 км.

В последние годы выяснилось, что для скоростных разрезов океанической коры характерен больший разброс значений, чем это предполагалось ранее, что, по‑видимому, связано с глубинными неоднородностями, существующими в ней [Пущаровский, 1987].

Как видим, скорости прохождения продольных сейсмических волн в верхних (первом и втором) слоях континентальной и океанической коры существенно различны.

Что касается осадочного чехла, то это обусловлено преобладанием в его составе на континентах древних образований мезозойского, палеозойского и докембрийского возраста, претерпевших довольно сложные преобразования в недрах. Дно же океана, как говорилось выше, относительно молодо, и осадки, лежащие над базальтами фундамента, слабо уплотнены. Это связано с действием целого ряда факторов, определяющих эффект недоуплотнения, который известен как парадокс глубоководного диагенеза.

Сложнее объяснить разницу в скоростях сейсмических волн при их распространении через второй («гранитный») слой континентальной и второй (базальтовый) слой океанической коры. Как ни странно, в базальтовом слое океана эти скорости оказались ниже (4,82–5,23 км/с), чем в «гранитном» (5,5–6,2 км/с). Дело тут в том, что скорости продольных сейсмических волн в кристаллических породах с плотностью 2,9 г/см 3 приближаются к 5,5 км/с. Отсюда вытекает, что если «гранитный» слой на континентах действительно сложен кристаллическими породами, среди которых преобладают метаморфические образования нижних ступеней трансформации (по данным сверхглубокого бурения на Кольском полуострове), то в составе второго слоя океанической коры, помимо базальтов, должны участвовать образования с плотностью меньшей, чем у кристаллических пород (2–2,55 г/см 3).

Действительно, в 37‑м рейсе бурового судна «Гломар Челленджер» были вскрыты породы океанического фундамента. Бур проник сквозь несколько базальтовых покровов, между которыми находились горизонты карбонатных пелагических осадков. В одной из скважин была пройдена 80‑метровая толща базальтов с прослоями известняков, в другой – 300‑метровая серия пород вулканогенно‑осадочного происхождения. Бурение первой из перечисленных скважин было остановлено в ультраосновных породах – габбро и гипербазитах, которые, вероятно, уже относятся к третьему слою океанической коры.

Глубоководное бурение и исследование рифтовых зон с подводных обитаемых аппаратов (ПОА) позволили выяснить в общих чертах структуру океанической коры. Правда, нельзя с уверенностью утверждать, что нам известен полный и непрерывный ее разрез, не искаженный последующими наложенными процессами. Наиболее детально изучен в настоящее время верхний, осадочный слой, вскрытый частично или полностью почти в 1000 точках дна буром «Гломара Челленджера» и «Джойдес Резолюшн». Гораздо менее исследован второй слой океанической коры, который вскрыт на ту или иную глубину гораздо меньшим числом скважин (несколькими десятками). Однако сейчас очевидно, что этот слой сформирован в основном лавовыми покровами базальтов, между которыми заключены разнообразные осадочные образования небольшой мощности. Базальты относятся к толеитовым разностям, возникшим в подводных условиях. Это подушечные лавы, сложенные зачастую пустотелыми лавовыми трубами и подушками. Находящиеся между базальтами осадки в центральных частях океана состоят из остатков мельчайших планктонных организмов с карбонатной или кремнистой функцией.

Наконец, третий слой океанической коры отождествляют с так называемым дайковым поясом – сериями небольших магматических тел (интрузий), тесно пригнанных одно к другому. Состав этих интрузий основной в ультраосновной. Это габбро и гипербазиты, формировавшиеся не при излиянии магм на поверхности дна, как базальты второго слоя, а в недрах самой коры. Иначе говоря, речь вдет о магматических расплавах, которые застыли вблизи магматического очага, так и не достигнув поверхности дна. Их более «тяжелый» ультраосновной состав свидетельствует об остаточном характере этих магматических расплавов. Если же вспомнить, что толщина третьего слоя обычно в 3 раза превышает мощность второго слоя океанической коры, то определение ее как базальтовой может показаться большим преувеличением.

Подобно этому и «гранитный» слой континентальной коры, как выяснилось в процессе бурения Кольской сверхглубокой скважины, оказался вовсе не гранитным, по крайней мере в верхней его половине. Как уже говорилось выше, в пройденном здесь разрезе преобладали метаморфические породы низших и средних ступеней преобразования. В большинстве своем они являются измененными при высоких температурах и давлении, существующих в недрах Земли, древними осадочными породами. В этой связи сложилась парадоксальная ситуация, заключающаяся в том, что мы теперь больше знаем о коре океанической, чем о континентальной. И это при том, что первая изучается интенсивно от силы два десятилетия, тогда как вторая – объект исследований по крайней мере полутора столетий.

Обе разновидности земной коры не являются антагонистами. В краевых частях молодых океанов, Атлантического и Индийского, граница между континентальной и океанической корой несколько «размыта» за счет постепенного утонения первой из них в области перехода от континента к океану. Эта граница в целом тектонически спокойна, т. е. не проявляет себя ни мощными сейсмическими толчками, которые случаются здесь крайне редко, ни вулканическими извержениями.

Однако такое положение сохраняется не везде. В Тихом океане граница между континентальной и океанической корой относится, пожалуй, к самым драматическим рубежам раздела на нашей планете. Так что же все‑таки, эти две разновидности земной коры – антиподы или нет? Думается, что мы можем с полным основанием считать их таковыми. Ведь несмотря на существование целого ряда гипотез, предполагающих океанизацию континентальной коры или, напротив, превращение океанического субстрата в континентальный за счет целого ряда минеральных трансформаций базальтов, на самом деле доказательств непосредственного перехода одного типа коры в другой нет. Как будет показано ниже, континентальная кора формируется в специфических тектонических обстановках в активных зонах перехода между материком и океаном и в основном в результате преобразования другой разновидности земной коры, называемой субокеанической. Океанический субстрат исчезает в зонах Беньофа, либо выдавливается, как паста из тюбика, на край континента, либо превращается в тектонический меланж (крошево из перетертых пород) в областях «захлопывания» океанов. Впрочем, об этом позднее.

Гипотезы, объясняющие происхождение и развитие земной коры

Понятие о земной коре.

Земная кора – это комплекс поверхностных слоев твердого тела Земли. В научной географической литературе нет единого представления о происхождении и путях развития земной коры.

Существует несколько концепций (гипотез), раскрывающих механизмы образования и развития земной коры, наиболее обоснованными из которых являются следующие:

1. Теория фиксизма (от лат. fixus – неподвижный, неизменный) утверждает, что материки всегда оставались на тех местах, которые они занимают в настоящее время. Данная теория отрицает всякое движение материков и крупных частей литосферы.

2. Теория мобилизма (от лат. mobilis – подвижный) доказывает, что блоки литосферы находятся в постоянном движении. Эта концепция особенно утвердилась в последние годы в связи с получением новых научных данных при исследовании дна Мирового океана.

3. Концепция роста материков за счет дна океана полагает, что первоначальные материки образовались в виде сравнительно небольших массивов, которые теперь составляют древние материковые платформы. В последствии эти массивы разрастались за счет образования гор на океаническом дне, примыкающем к краям первоначальных ядер суши. Исследование дна океанов, особенно в зоне срединно-океанических хребтов, дало основание сомневаться в правильности концепции роста материков за счет океанского дна.

4. Теория геосинклиналей утверждает, что увеличение размеров суши происходит путем образования гор в геосинклиналях. Геосинклинальный процесс, как один из основных в развитии земной коры материков, положен в основу многих современных научных объяснений процесса происхождения и развития земной коры.

5. Ротационная теория строит свое объяснение на положении о том, что поскольку фигура Земли не совпадает с поверхностью математического сфероида и перестраивается в связи с неравномерным вращением, зональные полосы и меридиональные секторы на вращающейся планете неизбежно тектонически неравнозначны. Они с разной степенью активности реагируют на тектонические напряжения, вызванные внутриземными процессами.

Существует два основных типа земной коры: океанская и материковая. Выделяется также переходный тип земной коры.

Океанская земная кора. Мощность океанской земной коры в современную геологическую эпоху колеблется от 5 до 10 км. Она состоит из следующих трех слоев:

1) верхний тонкий слой морских осадков (мощность не более 1 км);

2) средний базальтовый слой (мощность от 1,0 до 2,5 км);

3) нижний слой габбро (мощность около 5 км).

Материковая (континентальная) земная кора. Материковая земная кора имеет более сложное строение и большую мощность, чем океанская земная кора. Ее мощность в среднем составляет 35-45 км, а в горных странах увеличивается до 70 км. Она состоит также их трех слоев, но существенно отличается от океанской:

1) нижний слой, сложенный базальтами (мощность около 20 км);

2) средний слой занимает основную толщу материковой коры и условно называется гранитным. Он сложен в основном гранитами и гнейсами. Под океаны этот слой не распространяется;

3) верхний слой – осадочный. Его мощность в среднем составляет около 3 км. В некоторых районах мощность осадков достигает 10 км (например, в Прикаспийской низменности). В отдельных районах Земли осадочный слой отсутствует вообще и на поверхность выходят гранитный слой. Такие районы называются щитами (например, Украинский щит, Балтийский щит).

На материках в результате выветривания горных пород образуется геологическая формация, получившая название коры выветривания.

Гранитный слой от базальтового отделен поверхностью Конрада , на которой скорость сейсмических волн возрастает от 6,4 до 7,6 км/ сек.

Граница между земной корой и мантией (как на материках, так и на океанах) проходит по поверхности Мохоровичича (линия Мохо). Скорость сейсмических волн на ней скачкообразно увеличивается до 8 км/ час.

Кроме двух основных типов – океанского и материкового – есть также участки смешанного (переходного) типа.

На материковых отмелях или шельфах кора имеет мощность около 25 км и в целом сходна с материковой корой. Однако в ней может выпадать слой базальта. В Восточной Азии в области островных дуг (Курильские острова, Алеутские острова, Японские острова и др.) земная кора переходного типа. Наконец, весьма сложна и пока мало изучена земная кора срединных океанических хребтов. Здесь нет границы Мохо, и вещество мантии по разломам поднимается в кору и даже на ее поверхность.

Понятие «земная кора» следует отличать от понятия «литосфера». Понятие «литосфера» является более широким, чем «земная кора». В литосферу современная наука включает не только земную кору, но и самую верхнюю мантию до астеносферы, то есть до глубины примерно около 100 км.

Понятие об изостазии . Изучение распределения силы тяжести показало, что все части земной коры – материки, горные страны, равнины – уравновешены на верхней мантии. Это уравновешенное их положение называется изостазией (от лат. isoc - ровный, stasis – положение). Изостатическое равновесие достигается благодаря тому, что мощность земной коры обратно пропорциональна ее плотности. Тяжелая океаническая кора тоньше более легкой материковой.

Изостазия – в сущности это даже и не равновесие, а стремление к равновесию, непрерывно нарушаемое и вновь восстанавливаемое. Так, например, Балтийский щит после стаивания материковых льдов плейстоценового оледенения поднимается примерно на 1 метр в столетие. Площадь Финляндии все время увеличивается за счет морского дна. Территория Нидерландов, наоборот, понижается. Нулевая линия равновесия проходит в настоящее время несколько южнее 60 0 с.ш. Современный Санкт-Петербург находится примерно на 1,5 м выше, чем Санкт-Петербург времен Петра Первого. Как показывают данные современных научных исследований, даже тяжесть больших городов оказывается достаточной для изостатического колебания территории под ними. Следовательно, земная кора в зонах больших городов весьма подвижна. В целом же рельеф земной коры является зеркальным отражением поверхности Мохо, подошвы земной коры: возвышенным участкам соответствуют углубления в мантию, пониженным – более высокий уровень ее верхней границы. Так, под Памиром глубина поверхности Мохо составляет 65 км, а в Прикаспийской низменности – около 30 км.

Термические свойства земной коры . Суточные колебания температуры почвогрунтов распространяются на глубину 1,0 – 1,5 м, а годовые в умеренных широтах в странах с континентальным климатом до глубины 20-30 м. На той глубине, где прекращается влияние годовых колебаний температуры вследствие нагревания земной поверхности Солнцем, находится слой постоянной температуры грунта. Он называется изотермическим слоем . Ниже изотермического слоя в глубь Земли температура повышается, и это вызывается уже внутренней теплотой земных недр. В формировании климатов внутреннее тепло не участвует, но оно служит энергетической основой всех тектонических процессов.

Число градусов, на которое увеличивается температура на каждые 100 м глубины называется геотермическим градиентом . Расстояние в метрах, при опускании на которое температура возрастает на 1 0 С называется геотермической ступенью . Величина геотермической ступени зависит от рельефа, теплопроводности горных пород, близости вулканических очагов, циркуляции подземных вод и др. В среднем геотермическая ступень равна 33 м. В вулканических областях геотермическая ступень может быть равной всего около 5 м, а в геологически спокойных областях (например, на платформах) она может достигать 100 м.

Континентальная кора или материковая земная кора - земная кора материков, которая состоит из осадочного, гранитного и базальтового пластов. Средняя толщина 35-45 км, максимальная - до 75 км (под горными массивами). Противопоставляется океанической коре, которая отлична по строению и составу. Континентальная кора имеет трёхслойное строение. Верхний слой представлен прерывистым покровом осадочных пород, который развит широко, но редко имеет большую мощность. Большая часть коры сложена верхней корой - слоем, состоящим главным образом из гранитов и гнейсов, обладающим низкой плотностью и древней историей. Исследования показывают, что большая часть этих пород образовались очень давно, около 3 миллиардов лет назад. Ниже находится нижняя кора, состоящая из метаморфических пород - гранулитов и им подобных.

5. Типы структур океанов. Поверхность суши материков составляет только одну третью часть поверхности Земли. Площадь поверхности, занятая Мировым океаном, составляет 361,1 мл кв. км. На подводные окраины континентов (шельфовые плато и континентальный склон) приходится около 1/5 площади его поверхности, на т.н. “переходные” зоны (глубоководные желоба, островные дуги, окраинные моря) – около 1/10 площади. Остальная поверхность (около 250 мл кв. км.) занята океаническими глубоководными равнинами, впадинами и разделяющими их внутриокеаническими поднятиями. Океаническое дно резко отличается по характеру сейсмичности. Можно выделить области с высокой сейсмической активности и области асейсмичные. Первые представляют собой протяженные зоны, занятые системами срединно-океанических хребтов, протягивающиеся через все океаны. Иногда эти зоны называют океаническими подвижными поясами . Подвижные пояса характерны интенсивным вулканизмом (толеитовые базальты), повышенным тепловым потоком, резко расчлененным рельефом с системами продольных и поперечных гряд, желобов, уступов, неглубоким залеганием поверхности мантии. Сейсмически мало активные области выражены в рельефе крупными океанскими котловинами, равнинами, плато, а также подводными хребтами, ограниченными уступами сбросового типа и внутриокеаническими валообразными поднятиями, увенчанными конусами действующих и потухших вулканов. Внутри областей второго типа присутствуют подводные плато и поднятия с корой материкового типа (микроконтиненты). В отличие от подвижных океанских поясов, эти области, по аналогии со структурами континентов, иногда называют талассократонами .

6. Строение океанической коры в структурах разного типа. Океанические впадины как крупнейшие отрицательные структуры поверхности земной коры имеют целый ряд особенностей строения, позволяющих противопостять их положительным структурам (континентам) и сравнивать между собой.

Главное, что объединяет и отличает все океанические впадины, это низкое положение поверхности земной коры в их пределах и отсутствие геофизического гранит-метаморфического слоя, характерного для континентов. Через все океанические впадины протягиваются подвижные пояса - горные системы срединно-океанических хребтов с высоким тепловым потоком, приподнятым положением мантийного слоя, что не типично для континентов. Система срединно-океанических хребтов, самая протяженная на поверхности Земли, пронизывает и соединяет тем самым все океанические впадины, занимая в них центральное или краевое положение.Характерно также, что тектонические структуры океанического дна нередко тесно связаны со структурами континентов. Прежде всего, эти связи выражаются в наличии общих разломов, в переходах рифтовых долин срединно-океанических хребтов в континентальные рифты (Калифорнийский и Аденский заливы), в наличии крупных погруженных блоков континентальной коры в океанах, а также впадин с безгранитной корой на континентах, в переходах трапповых полей континентов на шельф и ложе океана. Внутренняя структура океанических впадин также различна. По положению зоны современного спрединга можно противопоставить впадину Атлантического океана с медианным положением Срединно-Атлантического хребта всем остальным океанам, в которых т.н. срединный хребет смещен к одному из краев. Сложна внутренняя структура впадины Индийского океана. В западной части она напоминает структуру Атлантического океана, в восточной - более близка к западной области Тихого океана. Сравнивая строение западной области Тихого океана с восточной частью Индийского, обращает внимание их определенное сходство: глубины дна, возраст коры (Кокосовая и Западно-Австралийская котловины Индийского океана, Западная котловина Тихого океана). В обоих океанах эти части отделены от континента и впадин окраинных морей системами глубоководных желобов и островных дуг.. Связь активных окраин океанов с молодыми складчатыми структурами материков наблюдается в Центральной Америке, где Атлантический океан отделен от Карибского моря глубоководным желобом и островной дугой. Тесная связь глубоководных желобов, отделяющих впадины океанов от континентальных массивов со структурами материковой земной коры, прослеживается на примере северного продолжения Зондского глубоководного желоба, переходящего в Предараканский краевой прогиб.

7. Структуры окраин континентов(океанов) и типы коры.

8. Типы границ материковых блоков и океанических впадин. Континентальные массивы и океанические впадины могут иметь два типа границ – пассивные (атлантические) и активные (тихоокеанские). Первый тип распространен по обрамлению большей части Атлантического, Индийского, Северно-Ледовитого океанов. Для этого типа характерно, что через континентальный склон той или иной крутизны с системой ступенчатых сбросов, уступов и относительно пологого континентального подножья происходит смыкание материковых массивов с областью абиссальных равнин дна океанов. В зоне континентального подножья известны системы глубоких прогибов, но они сглажены мощными толщами рыхлых осадков. Второй тип окраин выражен по обрамлению Тихого океана, по северо-восточной окраине Индийского океана и на окраине Атлантического океана, примыкающей к Центральной Америке. В этих областях между материковыми массивами и абиссальными равнинами дна океана расположена той или иной ширины зона с глубоководными желобами, островными дугами, впадинами окраинных морей.

9. Литосферные плиты и типы их границ. Изучая литосферу, включающую земную кору и верхнюю мантию, специалисты-геофизики пришли к выводу о наличии в ней своих неоднородностей. Прежде всего, эти неоднородности литосферы выражены наличием пересекающих ее на всю толщину полосовых зон с высоким тепловым потоком, высокой сейсмичностью, активным современным вулканизмом. Площади, расположенные между такими полосовыми зонами получили название литосферных плит, а сами зоны рассматриваются в качестве границ литосферных плит. При этом одному типу границ свойственны напряжения растяжения (границы расхождения плит), другому типу – напряжения сжатия (границы схождения плит), третьему – растяжения и сжатия, возникающие при сдвигах. Первый тип границ – это дивергентные (конструктивные) границы, которые на поверхности соответствуют рифтовым зонам. Второй тип границ – субдукционные (при подвиге океанических блоков под континентальные), обдукционные (при надвиге океанических блоков на континентальные), коллизионные (при сдвижении континентальных блоков). На поверхности они выражены глубоководными желобами, краевыми прогибами, зонами крупных надвигов нередко с офиолитами (сутурами). Третий тип границ (сдвиговый) получил наименование трансформных границ. Он также нередко сопровождается прерывистыми цепочками рифтовых впадин. Выделяется несколько крупных и мелких литосферных плит. К крупным плитам относятся Евразийская, Африканская, Индо-Австралийская, Южно-Американская, Северо-Американская, Тихоокеанская, Антарктическая. К мелким плитам относят Карибскую, моря Скоша, Филиппинскую, Кокос, Наска, Аравийскую и др.

10. Рифтогенез, спрединг, субдукция, обдукция, коллизия. Рифтогенез - процесс возникновения и развития в земной коре континентов и океанов полосовидных в плане зон горизонтального растяжения глобального масштаба. В её верхней хрупкой части он проявляется в формировании рифтов выраженных в виде крупных линейных грабенов, раздвиговых полостей и родственных им структурных форм, и заполнении их осадками и (или) продуктами вулканических извержений, обычно сопутствующих рифтогенезу. В нижней, более нагретой части коры хрупкие деформации при рифтогенезе сменяются пластичным растяжением, приводящим к её утонению (образованию "шейки"), а при особенно интенсивном и длительном растяжении - и полному разрыву сплошности ранее существовавшей коры (континентальной или океанической) и формированию в образовавшемся "зиянии" новой коры океанического типа. Последний процесс, называется спредингом, мощно протекал в позднем мезозое и кайнозое в пределах современных океанов, а в меньшем (?) масштабе периодически проявлялся в некоторых зонах более древних подвижных поясов.

Субдукция - поддвигание литосферных плит океанической коры и пород мантии под края других плит (согласно представлениям Тектоники плит). Сопровождается возникновением зон глубокофокусных землетрясений и формированием активных вулканических островных дуг.

Обдукция - надвигание тектонических пластин, сложенных фрагментами океанической литосферы на континентальную окраину. В результате формируется офиолитовый комплекс.Обдукция происходит, когда какие-либо факторы нарушают нормальное поглощение океанической коры в мантию. Один из механизмов обдукции заключается в задирании океанической коры на континентальную окраину при попадании в зону субдукции срединно-океанического хребта.Обдукция относительно редкое явление и происходила в земной истории лишь периодически. Некоторые исследователи считают, что в наше время этот процесс происходит на юго-западном побережье Южной Америки.

Коллизия континентов - это столкновение континентальных плит, которое всегда приводит к смятию коры и образованию горных цепей. Примером коллизии является Альпийско-Гималайский горный пояс, образовавшийся в результате закрытия океана Тетис и столкновения с Евразийской плитой Индостана и Африки. В результате мощность коры значительно увеличивается, под Гималаями она составляет 70 км. Это неустойчивая структура, её стороны интенсивно разрушается поверхностной и тектонической эрозией. В коре с резко увеличенной мощностью идет выплавка гранитов из метаморфизованных осадочных и магматических пород.