Основные структурные зоны Земной коры и их развитие

ЗЕМНАЯ КОРА (а. earth crust; н. Erdkruste; ф. croute terrestre; и. соrteza terrestre) — верхняя твёрдая оболочка Земли, ограниченная снизу Мохоровичича поверхностью. Термин "земная кора" появился в 18 в. в работах М. В. Ломоносова и в 19 в. в трудах английский учёного Ч. Лайеля; с развитием контракционной гипотезы в 19 в. получил определенный смысл, вытекающий из идеи охлаждения Земли до тех пор, пока не образовалась кора (американский геолог Дж. Дана). В основе современных представлений о структуре, составе и других характеристиках Земной коры лежат геофизические данные о скорости распространения упругих волн (в основном продольных, V_p), которые на границе Мохоровичича скачкообразно возрастают с 7,5-7,8 до 8,1-8,2 км/с. Природа нижней границы Земной коры, по-видимому, обусловлена изменением химического состава пород (габбро — перидотит) либо фазовыми переходами (в системе габбро — эклогит).

В целом для Земной коры характерна вертикальная и горизонтальная неоднородность (анизотропия), которая отражает различный характер её эволюции в разных частях планеты, а также её существенную переработку в процессе последнего этапа развития (40-30 млн. лет), когда были сформированы основные черты современного лика Земли. Значительная часть Земной коры находится в состоянии изостатического равновесия (см. Изостазия), которое в случае нарушения достаточно быстро (104 лет) восстанавливается благодаря наличию Астеносферы. Выделяют два главных типа Земной коры: континентальную и океаническую, различающихся по составу, строению, мощности и другим характеристикам (рис.). Мощность континентальной коры в зависимости от тектонических условий меняется в среднем от 25-45 км (наплатформах) до 45-75 км (в областях горообразования), однако и в пределах каждой геоструктурной области она не остаётся строго постоянной.

В континентальной коре различают осадочный (V_p до 4,5 км/с), "гранитный" (V_p 5,1-6,4 км/с) и "базальтовый" (V_p 6,1-7,4 км/с) слои. Мощность осадочного слоя достигает 20 км, распространён он не повсеместно. Названия "гранитного" и "базальтового" слоев условны и исторически связаны с выделением разделяющей их границы Конрада (V_p 6,2 км/с), хотя последующие исследования (в том числе сверхглубокое бурение) показали некоторую сомнительность этой границы (а по некоторым данным её отсутствие). Оба эти слоя поэтому иногда объединяют в понятие консолидированной коры. Изучение выходов "гранитного" слоя в пределах щитов показало, что в него входят породы не только собственно гранитного состава, но и разнообразные гнейсы и другие метаморфические образования. Поэтому данный слой часто называют также гранитно-метаморфическим или гранитно-гнейсовым; его средняя плотность 2,6-2,7 т/м³. Прямое изучение "базальтового" слоя на континентах невозможно, и значениям скоростей сейсмических волн, по которым он выделен, могут удовлетворять как магматические породы основного состава (базиты), так и породы, испытавшие высокую степень метаморфизма (гранулиты, отсюда название гранулит-базитовый слой). Средняя плотность базальтового слоя колеблется от 2,7 до 3,0 т/м³.

Основные отличия океанической коры от континентальной — отсутствие "гранитного" слоя, существенно меньшая мощность (2-10 км), более молодой возраст (юра, мел, кайнозой), большая латеральная однородность. Океаническая кора состоит из трёх слоев. Первый слой, или осадочный, характеризуется широким диапазоном скоростей (V от 1,6 до 5,4 км/с) и мощностью до 2 км. Второй слой, или акустическийфундамент, имеет в среднем мощность 1,2-1,8 км и Vp 5,1-5,5 км/с. Детальные исследования позволили разделить его на три горизонта (2А, 2В и 2С), причём наибольшей изменчивостью обладает горизонт 2А (V_p3,33-4,12 км/с). Глубоководным бурением установлено, что горизонт 2А сложен сильнотрещиноватыми и брекчированными базальтами, которые с увеличением возраста океанической коры становятся более консолидированными. Мощность горизонта 2В (V_p 4,9-5,2 км/с) и 2С (V_p 5,9-6,3 км/с) не постоянна в разныхокеанах. Третий слой океанической коры имеет достаточно близкие значения V_p и мощности, что указывает на его однородность. Однако в его строении также отмечаются вариации как по значениям скорости (6,5-7,7 км/с), так и мощности (от 2 до 5 км). Большинство исследователей считают, что третий слой океанической коры сложен породами в основном габброидного состава, а вариации скоростей в нём обусловлены степенью метаморфизма.

Кроме двух главных типов Земной коры, выделяют подтипы на основе соотношения толщины отдельных слоев и суммарной мощности (например, кора переходного типа — субконтинентальная в островных дугах и субокеанская на континентальных окраинах и т.д.). Земную кору нельзя отождествлять с литосферой, устанавливаемой на основе реологии, свойств вещества.

Возраст древнейших пород Земной коры достигает 4,0-4,1 млрд. лет. Вопрос о том, каков был состав первичной Земной коры и как она формировалась в течение первых сотен млн. лет, не ясен. В течение первых 2 млрд. лет, по-видимому, сформировалось около 50% (по некоторым оценкам, 70-80%) всей современной континентальной коры, следующие 2 млрд. лет — 40%, и лишь около 10% приходится на последние 500 млн. лет, т.е. на фанерозой. По вопросам формирования Земной коры в архее и раннемпротерозое и характере её движений среди исследователей нет единого мнения. Одни учёные считают, что формирование Земной коры происходило при отсутствии крупномасштабных горизонтальных перемещений, когда развитие рифтогенных зеленокаменных поясов сочеталось с образованием гранитно-гнейсовых куполов, послуживших ядрами роста древнейшей континентальной коры. Другие учёные считают, что начиная с архея действовала эмбриональная форма тектоники плит, а гранитоиды формировались над зонами Субдукции, хотя ещё не было крупных горизонтальных перемещений континентальной коры. Переломный момент в развитии Земной коры наступает в позднем докембрии, когда в условиях существования крупных плит уже зрелой континентальной коры стали возможны крупномасштабные горизонтальные перемещения, сопровождаемые субдукцией и обдукцией новообразованной литосферы. С этого времени образование и развитие Земной коры происходит в геодинамической обстановке, обусловленной механизмом тектоники плит.

«Pемная кора» обычно отождествляется с сиалической оболочкой; другими словами, к земной коре относятся «слои» гранитный и базальтовый. В таком случае мощность, т. е. толщина земной коры в пределах обширных равнинных пространств материков, будет определяться цифрой порядка 40–50 км, под горными хребтами — до 80 км, а под океаном сходит на нет.

Можно предложить другой вариант: считать, что земная кора — это наружная кристаллическая твердая оболочка земного шара, в пределах которой температура меняется от 0° на поверхности до 1300–1500° на глубине (т. е. возрастает до температуры плавления горных пород). В таком случае толщина земной коры всюду будет равна 100–130 км, независимо от состава слагающих ее пород и независимо от того, где мы ее рассматриваем — на материке или в океане.

Какое бы значение термину «земная кора» ни придавать, нас, обитающих на поверхности Земли, особенно интересует строение самых поверхностных частей ее, сложенных по преимуществу осадочными породами.

Изучая состав, расположение и прочие особенности и свойства осадочных пород, мы обнаруживаем следующее важное обстоятельство.

Обширные пространства равнин — таких, как Русская или Сибирская — с поверхности сложены разнообразными осадочными породами, образующими слои малой мощности и горизонтального залегания. Действительно, в любом обрыве, в овраге, на склоне подмытого рекою берега или в искусственном карьере вы можете увидеть подобные породы — пески или песчаники, глины или известняки, залегающие в форме ясно выраженных горизонтальных слоев, далеко распространяющихся в стороны, но быстро сменяющих Друг друга в вертикальном направлении. По своему происхождению эти породы чаще всего оказываются морскими, о чем говорят заключенные в них окаменевшие остатки морских животных, например белемниты, аммониты и т. п.; нередко встречаются породы и континентального, наземного происхождения, о чем говорят заключенные в них остатки растений прежних времен; таковы, скажем, каменный уголь и торф.

Подобные породы очень мало изменены временем. Конечно, они уплотнены; по сравнению с тем первоначальным рыхлым осадком, из которого образовались, они приобрели новые черты, но все же процесс уплотнения не нарушил их структуры, не изменил условий залегания, не повредил ископаемых. В некоторых случаях породы сохраняют свою свежесть в такой степени, что кажутся отложившимися только сейчас; таковы, скажем, кембрийские глины под Ленинградом. Этим глинам не менее 500 миллионов лет, а они так свежи и податливы, будто образовались совсем недавно.

Среди подобных спокойно залегающих пластов мало измененных осадочных пород изверженные породы почти не встречаются; здесь, среди равнин, как правило, не бывает ни вулканов, ни гейзеров, ни горячих источников, ни других проявлений вулканической жизни; здесь не возникают и землетрясения.

Все описанные выше свойства присущи тем участкам земной коры, которые именуются «платформами». В пределах платформ тектонические движения проявляются очень слабо. Они выражаются лишь в том, что платформа вся в целом или отдельные ее части испытывают очень медленные, едва заметные подъемы или погружения, сменяющие друг друга со временем, что приводит то к наступлению моря на сушу, то к отступлению. Отсюда — изменение в составе осадков, накапливающихся на платформах. В этом выражаются так называемые колебательные движения. Следовательно, под платформами следует понимать сравнительно устойчивые, малоподвижные участки земной коры, в пределах которых накапливаются осадки малой мощности, слои залегают в ненарушенном положении, проявлений вулканизма нет, землетрясений нет, горных кряжей нет.

Полную противоположность платформам составляют так называемые «складчатые зоны», примером которых могут служить такие горные системы, как Карпаты или Кавказ. Прежде всего, здесь нас удивляет огромная мощность осадочных пород: если на платформах мощность осадочных толщ измеряется десятками или, реже, сотнями метров, то в пределах складчатых зон — многими тысячами метров. Как могли накопиться такие огромные массы осадков, и притом, как правило, морских? У нас нет другого объяснения, как только предположить, что параллельно с накоплением осадков дно соответствующего бассейна прогибалось, давая тем самым место новым порциям осадка. Отсюда следует, что в истории развития складчатой зоны нужно выделять некоторый ранний этап, характеризующийся преобладанием погружений над поднятиями. Погружения были достаточно крупными по масштабу и весьма длительными по времени. Подобный ранний этап в развитии складчатой зоны именуется «геосинклинальным», а участок коры, находящийся в таком состоянии, «геосинклиналью». Геосинклинальный режим сохраняется обычно на протяжении нескольких периодов (например, для Урала — в течение всего палеозоя, для Кавказа — еще дольше) и приводит к накоплению тех огромных по мощности толщ осадков, о которых говорилось выше.

Затем наступает второй этап в развитии геосинклинали. В ее пределах начинают проявляться разнообразные и в высшей степени интенсивные процессы движения. В первую очередь это собственно тектонические движения, которые сминают пласты, приводят к образованию складок, порою грандиозных и очень сложных, к разрывам и перемещениям одних участков относительно других. Достаточно взглянуть на разрезы коренных пород, которые во множестве предстают перед нами в любой горной стране, чтобы убедиться в том, что здесь почти невозможно найти ненарушенный участок: всюду пласты измяты (рис. 14) и изогнуты или стоят вертикально, а порою и опрокинуты и разорваны. Подобные тектонические нарушения — один из главных объектов изучения той отрасли геологии, которая именуется «тектоникой».

Но не только тектонические нарушения в пластах отличают складчатую зону. Сами породы здесь изменены настолько, что порою трудно представить себе, какими они были прежде. Вместо известняка возникает мрамор, вместо песчаника — кварцит, вместо плотной глины — кристаллический сланец и т. д. В этом сказываются так называемые процессы «метаморфизма» (изменения). Они состоят в воздействии на породы высокой температуры и высокого давления — как от веса пород, лежащих над данной точкой, так и от тектонических сил. В итоге породы перекристаллизовываются, приобретают иную структуру, в них появляются новые минералы, и от прежнего облика не остается почти ничего. Таковы породы, которые именуются метаморфическими; они широко распространены в пределах складчатых зон.

Еще одна особенность складчатых зон — обилие изверженных пород. Вулканические явления здесь крайне разнообразны. Обширные внедрения кислой или основной магмы в толщу осадочных пород, которые после застывания магмы превращаются в огромные погребенные кристаллические тела — «батолиты»; внедрения, застывающие ближе к поверхности и дающие грибообразные формы — «лакколиты»; разнообразные жилы, межпластовые внедрения магмы, небольшие по размерам «штоки» и т. д., вплоть до обыкновенных вулканов и подводных извержений — таковы бесчисленные по разнообразию и масштабам формы проявления вулканических сил, приводящие к накоплению в толще коры массивов изверженных пород. Взаимодействие между изверженными породами и осадочными представляет объект геологических исследований, так как в контакте между теми и другими нередко появляются важные полезные ископаемые.

Характеристика складчатой зоны должна быть дополнена тем, что период оживления тектонических движений заканчивается, как правило, общим осушением данного участка геосинклинали, поднятием его и образованием высоких гор. Параллельно с этим в области развивающейся складчатой зоны проявляется множество землетрясений.

Итак, после длительного этапа геосинклинального развития начинают проявляться тектонические движения большой интенсивности как колебательные, так и складкообразовательные; возникают многочисленные складки и разрывы в толще накопившихся ранее пород, отмечается интенсивная вулканическая и сейсмическая деятельность; повсеместно проявляются процессы метаморфизма, и, наконец, формируются горы. Геосинклиналь, таким образом, превращается в складчатую зону.

В дальнейшем все описанные выше процессы затухают, и горы, подвергаясь длительному воздействию различных внешних агентов — рек, ветра, солнечных лучей, мороза и т. п., — разрушаются, сглаживаются и постепенно исчезают, уступая место плоской равнине. Следовательно, на месте прежней геосинклинали возникает платформа. Геосинклиналь через стадию складчатой зоны переходит в платформу.

Разумеется, геосинклинали, складчатые зоны и платформы могут быть разного возраста. Так, в Норвегии геосинклинальный режим прекратился еще в начале палеозойской эры (в силурийском периоде). Урал в течение всего палеозоя представлял собой геосинклиналь; в конце палеозойской эры здесь с большой интенсивностью проявлялись тектонические движения, и, наконец, с середины мезозойской эры на месте Урала образовалась устойчивая малоподвижная платформа. На Кавказе геосинклинальный режим сохранялся дольше, до конца мезозойской эры; сейчас Кавказ — типичная складчатая зона, находящаяся в процессе интенсивного развития. Пройдет несколько миллионов лет, процессы внутреннего происхождения затихнут, и Кавказ начнет превращаться в платформу. Русская платформа тоже когда-то (очень давно, еще до палеозоя) переживала эпоху чрезвычайно сильных движений, с обильными внедрениями изверженных пород и сильнейшей метаморфизацией всех толщ, а к началу палеозойской эры здесь почти всюду оформился уже платформенный режим. Следы бурных революций прошлого мы видим в тех породах — метаморфических и изверженных, которые вскрываются под палеозойским осадочным покровом в тех или иных местах на Русской платформе — в Карелии, на Украине и т. д.