Вопрос №24. Химический состав коры и Земли в целом. Понятие о кларках химических элементов

Химический состав коры. Средний химический состав континентальной коры определен на основе осреднения данных многочисленных химических анализов для отдельных видов горных пород, и учета распространенности различных видов горных пород в составе континентальной коры. В принципе, аналогичным образом определён и средний состав океанической коры, только в океанической коре горные породы гораздо более однообразны, чем в континентальной. Средний состав мантии оценивается в первом приближении на основании сопоставления с каменной составляющей хондритовых метеоритов и учёта анализов так называемых мантийных ксенолитов, иногда встречающихся в базальтах и некоторых других магматических породах.

Тщательное определение средних содержаний всех известных химических элементов в составе континентальной коры было впервые выполнено американским геологом Ф. Кларком. В его честь средние содержания химических элементов в коре стали называть кларками химических элементов. Сравнивая содержание химических элементов в конкретных породах с их кларками, можно сделать вывод о том, обогащена или обеднена эта горная порода теми или иными химическими элементами по сравнению с корой в целом.

	Мантия	Кора океаническая	Кора континентальная
Кислород
Кремний
Магний
Железо
Кальций
Алюминий
Натрий	<1
Калий	<1	<1
Другие элементы

Как в мантии, так и в обоих типах коры резко преобладают кислород и кремний, которые в сумме составляют от 66 до 75%. Именно поэтому породы мантии и обоих типов коры состоят, в основном, из силикатных минералов, основу кристаллических решеток которых составляют атомы кислорода и кремния.

Из важнейших (породообразующих) элементов земная кора обогащена по сравнению с мантией кремнием, кальцием, алюминием, натрием и калием и резко обеднена магнием. Содержание железа в мантии и коре примерно одинаковое.

Химический состав Земли в целом. Средний состав Земли заведомо сильно отличается от среднего состава пород коры, доступных для непосредственных исследований, так как средняя плотность Земли 5,52 г/см³ значительно больше средней плотности средней плотности горных пород земной коры (2,8-3,0 г/см³). Поэтому оценка среднего состава Земли (и других планет земной группы) делается на основании состава метеоритов.

Планеты земной группы сформировались из материала идентичного каменной и металлической составляющих метеоритов, которые характеризуются значениями плотности 3,3 г/см³ и 7,8 г/см³, соответственно. Зная значения средней плотности планет земной группы, нетрудно рассчитать и соотношения каменного и металлического материала, мобилизованного на их формирование. Правда, в значения средней плотности планет, используемые в расчетах, необходимо ввести поправку на сжатие, которая тем больше, чем больше масса планеты. Так, для Земли средняя плотность с поправкой на сжатие составляет 4,09 г/см³. Из этого следует, что доля каменного материала в составе Земли составляет 68%, а металлического – 32%.

Далее можно рассчитать и модельный состав Земли в целом. Содержания всех химических элементов и в каменном, и в металлическом веществе хондритовых метеоритов известны. А значит, модельный состав Земли можно рассчитать через обыкновенные пропорции. Такой подход, правда, дает лишь самое первое приближение состава Земли. Более строгие оценки требуют учета неоднородности состава каменных и металлических частиц в разных частях протопланетного диска.

Курс «ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЯ»

Тема «СТРОЕНИЕ КОРЫ»

Вопрос №25. Основные элементы рельефа (строения) континентов и океанов: пассивные и активные окраины, окраинные моря, островные дуги, глубоководные желоба, срединно-океанические хребты, рифтовые долины, гайоты.

Пассивные окраины континентов. Образуются при расколе континентов. Континент и прилегающая часть океана принадлежат одной литосферной плите и движутся как единое целое. Характеризуется также отсутствием приводящих к складчатости напряжений сжатия, почти полным отсутствием сейсмичности и вулканизма. Широко развиты в Атлантическом океане, поэтому их также называют окраинами атлантического типа.

Характеризуются отсутствием интенсивных вертикальных движений земной коры, а только её медленным опусканием из-за постепенного охлаждения океанской коры и под тяжестью осадков, накапливающихся за счёт сноса с суши. Мощность осадков иногда бывает очень большой – до 10-15 км и даже более.

Рельеф суши на пассивных окраинах, как правило, выровненный, плавно переходящий в пологий шельф, который иногда может быть очень широким – до 1000 км и более (например, в российской Арктике). Глубина шельфа, как правило, до 200 м. В периоды усиления оледенения многие участки шельфа были сушей, поэтому на шельфах сохраняются реликтовые формы рельефа, как долины рек, террасы и т.п.

Далее расположен континентальный склон – область быстрого погружения дна океана от шельфа (глубины – первые сотни метров) к океаническим котловинам (глубины – от 3 до 6 километров). Перегиб шельфа называется бровкой шельфа. Ширина континентального склона – от десятков до нескольких сотен километров. Выположенную нижнюю часть склона называют подножьем континентального склона. Континентальный склон часто изрезан глубокими (до 1 км) каньонами, выработанными напротив устьев крупных рек или за счёт периодически срывающихя со склонов мутьевых потоков.

Активные окраины континентов, островные дуги и глубоководные желоба. Характеризуются интенсивными вертикальными движениями земной коры, сильными напряжениями сжатия приводящими к складчатости, очень высокой сейсмичностью и, как правило, интенсивным вулканизмом. Активные окраины связаны с зонами субдукции. Континент и прилегающая часть океана принадлежат разным литосферным плитам (океаническая погружается под континентальную). Широко развиты в Тихом океане, поэтому их также называли окраинами тихоокеанского типа.

Активные окраины могут быть разделены на два типа: андский и западно-тихоокеанский. В активных окраинах андского типа океаническая плита погружается непосредственно под континент. Непосредственно на краю континента располагаются высокие горные системы (например, Анды). В этих горных системах много вулканов. Шельф очень узкий (десятки километров). Далее расположен глубоководный желоб – узкая, длинная, параллельная берегу глубокая впадина, а потом уже – «нормальное» дно океанических котловин с глубинами не более 6 км.

В активных окраинах западно-тихоокеанского типа океаническая плита погружается не под континент, а под отстоящую от него на некотором расстоянии островную дугу. Между островной дугой и континентом может находиться довольно глубокое (до 4 км) море (например, Японское море между Японией и Азией). Островные дуги в таких случаях представляют собой фрагменты континентальной коры, немного отодвинутые от самого континента в сторону океана. При этом островные дуги имеют горный рельеф, тогда как собственно побережье континента в таких случаях может быть невысоким. На островных дугах много вулканов. Со стороны океана непосредственно к островным дугам примыкают параллельные им глубоководные желоба, за которыми уже идёт «нормальное» дно океанических котловин.

В тех случаях, когда происходит субдукция океанической плиты под океаническую, также образуются островные дуги и глубоководные желоба (например, Марианская островная дуга и Марианский желоб, где Тихоокеанская плита погружается под Филиппинскую). Островные дуги в этих случаях представляют собой просто цепочки изолированных вулканов, стоящих прямо на океаническом дне.

Почти все островные дуги расположены в западной части Тихого океана (за исключением Зондской дуги в Индийском океане, Карибской дуги и дуги Скоша в Атлантике).

Граница между литосферными плитами проходит по оси глубоководных желобов. Склон желоба со стороны континента всегда более крутой, чем со стороны океана. Глубина – до 11 км (Марианский желоб). Желоба могут быть в разной степени заполнены осадками – некоторые желоба почти лишены их, другие почти или даже полностью заполнены (это зависит от интенсивности сноса с ближайшей суши). Почти все глубоководные желоба имеют отчетливо дугообразную форму, причем своей выпуклостью желоб всегда направлен к погружающейся плите.

Срединно-океанические хребты. Возвышаются над уровнем дна океанических равнин в среднем на 3 км, изредка выступая над уровнем водной поверхности в виде островов (как правило, небольших, единственное исключение – Исландия). Средняя глубина срединно-океанических хребтов – около 2,5 км.

Срединно-океанические хребты образуют единую общепланетарную сеть общей протяженностью около 70 тысяч км. В Атлантическом и Индийском океанах срединно-океанические хребты действительно занимают срединное положение, тогда как в Тихом океане они расположены в его восточной части. Точки, где сходятся три срединно-океанических хребта называются тройными сочленениями.

Срединно-океанические хребты на самом деле являются очень пологими образованиями – угол наклона их склонов составляет лишь доли градуса. Характерная ширина хребтов – порядка тысячи километров. Опускание дна по мере удаления от оси хребта связано с постепенным остыванием литосферы и увеличением ее толщины за счет опускания верхней границы астеносферы. Чем дно древнее, тем оно и глубже. Вследствие этого, срединно-океанические хребты, характеризующиеся медленным спредингом, имеют более крутые склоны, чем те, которые характеризуются быстрым спредингом.

Все срединно-океанические хребты имеют в плане ступенчатую форму и состоят из сравнительно коротких сегментов зон спрединга, чередующихся с участками так называемых трансформных разломов. Сегменты зон спрединга чаще всего (хотя и не всегда) перпендикулярны трансформным разломам.

Длина сегментов спрединга может достигать нескольких сотен км и обычно она значительно превышает длину активных участков трансформных разломов. Однако, бывает и наоборот. Так, в центральной части Атлантики (между бразильским и западноафриканским выступами) длина активных участков трансформных разломов существенно больше, чем длина спрединговых сегментов. В некоторых случаях длина последних составляет лишь около 10 км.

Трансформные разломы прослеживаются и дальше на многие сотни и даже тысячи километров в стороны от срединно-океанических хребтов. Однако, за пределами участка, расположенного между двумя спрединговыми сегментами, они сейсмически пассивны – это своего рода «шрам», оставшийся на поверхности плиты.

Рифтовые долины. Срединно-океанические хребты на большей части своей протяженности имеют вдоль своих осей узкие и глубокие впадины, называемые рифтовыми долинами. Их ширина обычно составляет 10-20 км, а глубина вреза – около 2 км. Образование рифтовых долин связывают не с опусканием дна самих долин, а с дополнительным подъёмом их бортов, происходящим из-за того, что мантийные породы под этими бортами испытывают очень сильное разуплотнение в процессе серпентинизации, происходящей при взаимодействии с проникающей по трещинам океанической водой.

Рифтовые долины отсутствуют у тех срединно-океанических хребтов, которые характеризуются очень быстрым спредингом (например, Восточно-Тихоокеанский хребет). Это связано с тем, что для «быстрых» хребтов характерен очень обильный базальтовый магматизм. Быстрый спрединг – до 18 см/год. Медленный – обычно до 4 см/год.

Глубоководные котловины. Большую часть поверхности дна Мирового океана занимают глубоководные котловины – плоские или слабовсхолмлённые подводные равнины, в некоторых случаях простирающиеся на тысячи километров. Если осадки полностью нивелировали неровности рельефа базальтового фундамента, то рельеф плоский, если не полностью, то слабовсхолмлённый. Котловины отделяются друг от друга различными возвышенностями подводного рельефа.

Подводные горы. Помимо срединно-океанических хребтов на дне океана существует большое количество других подводных возвышенностей. Все или практически все из них имеют вулканическое происхождение и связаны с излияниями базальтов на дне океанов, которые происходили уже вне зон спрединга. Самые высокие из них могут выступать над уровнем моря в виде островов. К таким возвышенностям относятся:

- одиночные горы или группы гор (многие тысячи, особенно многочисленны в Тихом океане);

- цепочки гор, связанные с перемещением плит над горячими точками (пример – Гавайско-Императорская вулканическая цепь в Тихом океане);

- крупные вулканические поднятия, связанные с мощными мантийными струями (плюмами) (пример – плато Кергелен в Индийском океане).

Курс «ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЯ»

Тема «ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ВРЕМЯ И ОСНОВЫ СТРАТИГРАФИИ»