Лекция 5. Магматизм и рельефообразование. Землетрясения как фактор эндогенного рельефообразования

Магматизм играет важную и весьма разнообразную роль в рельефообразовании. Это относится и к интрузивному, и к эффузивному магматизму. Формы рельефа, связанные с интрузивным магматизмом могут быть как результатом непосредественного влияния магматических тел, так и следствием препарировки интрузивных магматических пород, которые, как уже упоминалось, нередко являются более стойкими к воздействию внешних сил, чем вмещающие их осадочные по­роды.

Батолиты чаще всего приурочены к осевым частям антиклинориев. Они образуют крупные положительные формы рельефа, по­верхность которых осложнена более мелкими формами, обязанны­ми своим возникновением воздействию тех или иных экзогенных агентов в конкретных физико-географических условиях.

Лакколиты встречаются в одиночку или группами и часто вы­ражаются в рельефе положительными формами в виде куполов. Хорошо известны лакколиты Северного Кавказа в рай­оне г. Минеральные Воды: горы Бештау, Лысая, Железная, Змеи­ная и др. Типичные, хорошо выраженные в рельефе лакколиты известны также в Крыму (горы Аю-Даг, Кастель).

От лакколитов и других интрузивных тел нередко отходят жилоподобные ответвления, называемые апофизами. Они секут вмещающие породы в разных направлениях. Отпрепарированные апофизы на земной поверхности образуют узкие, вертикальные или крутопадающие тела, напоминающие разрушающиеся стены.

Пластовые интрузии выражаются в рельефе в виде ступеней, аналогичных структурным ступеням, образующимся в результате избирательной денудации в осадочных породах (рис. 17, А — А). Отпрепарированные пластовые интрузии широко распространены в пределах Среднесибирского плоскогорья, где они связаны с внедрением пород трапповой формации.

Магматические тела усложняют складчатые структуры и их отражение в рельефе. Четкое отражение в рельефе находят обра­зования, связанные с деятельностью эффузивного магматизма, или вулканизма, который создает совершенно своеобразный рельеф.

В зависимости от характера выводных отверстий различают извержения площадные, линейные и центральные. Площадные из­вержения привели к образованию обширных лавовых плато. Наи­более известные из них—лавовые излияния на Колумбийском плато и плоскогорье Декан. Сплошным покровом могут покрывать обширные пространства земной по­верхности излившиеся массы и при трещинном вулканизме.

В современную геологическую эпоху наиболее распространен­ным видом вулканической деятельности является центральный тип извержений, при котором магма поступает из недр к поверхности к определенным «точкам», обычно располагающимся на пересе­чении двух или нескольких разломов. Поступление магмы проис­ходит по узкому питающему каналу. Продукты извержения отла­гаются периклинально (т. е. с падением во все стороны) относи­тельно выхода питающего канала на поверхность. Поэтому обычно над центром извержения возвышается более или менее значитель­ная аккумулятивная форма— собственно вулкан.

В вулканическом процессе почти всегда можно различить две стадии — эксплозивную, или взрывную, и эруптивную, или стадию выброса и накопления вулканических продуктов. Каналообразный путь на поверхность пробивается в первой стадии. Выход лавы на поверхность сопровождается взрывом. В результате верхняя часть канала воронкообразно расширяется, образуя отрицательную фор­му рельефа— кратер. Последующее излияние лавы и накопление пирокластического материала происходит по периферии этой от­рицательной формы. В зависимости от стадии деятельности вул­кана, а также характера накопления продуктов извержения вы­деляют несколько морфогенетических типов вулканов: маары, экструзивные купола, щитовые вулканы, стратовулканы.

Маар— отрицательная форма рельефа, обычно воронкообраз­ная или цилиндрическая, образующаяся в результате вулканиче­ского взрыва. По краям такого углубления почти нет никаких вулканических накоплений. Все известные в настоящее время маары—не действующие, реликтовые образования. Большинство мааров в условиях влажного кли­мата заполняется водой и превращается в озера.

Кратеры взрыва, у которых в результате длительной денуда­ции уничтожена поверхностная часть вулканического аппарата, называют трубками взрыва. Древние трубки взрыва в ряде слу­чаев оказываются заполненными ультраосновной магматической породой—кимберлитом. Кимберлит—алмазоносная порода, и по­давляющее большинство месторождений алмазов (в Южной Аф­рике, в Бразилии, Якутии) связано с кимберлитовыми трубками.

Морфология аккумулятивных вулканических образований в большой мере зависит от состава эффузивных продуктов.

Экструзивные купола — вулканы, образующиеся при поступле­нии на поверхность кислой лавы, например липаритового состава. Такая лава из-за быстрого остывания и высокой вязкости не спо­собна растекаться и давать лавовые потоки. Она нагромождается непосредственно над жерлом вулкана и, быстро покрываясь шла­ковой коркой, принимает форму купола с характерной концентри­ческой структурой. Размеры таких куполов—до нескольких ки­лометров в поперечнике и не более 500 м в высоту. Экструзивные купола известны в Центральном массиве (Франция), в Армении и других местах.

Щитовые вулканы образуются при извержении центрального типа в тех случаях, когда извергается жидкая и подвижная ба­зальтовая лава, способная растекаться на большие расстояния от центра извержения. Накладываясь друг на друга, потоки лавы формируют вулкан с относительно пологими склонами—поряд­ка 6—8°, редко больше. В некоторых случаях вокруг кратера образуется лишь узкий кольцевой вал с более крутыми склонами. Щитовые вулканы очень характерны для вулканического ланд­шафта Исландии.

Другой областью, для которой щитовые вулканы особенно ха­рактерны, являются Гавайи. Гавайские вулканы гораздо крупнее исландских. Самый крупный из Гавайских островов—Гавайи— состоит из трех вулканов (Мауна-Кеа, Мауна-Лоа и Килауэа) щитового типа. Из них Мауна-Лоа поднимается над уровнем моря на 4170 м. Его основание расположено на глубине около 5 тыс. м. Следовательно, общая высота этого вулкана более 9000 м. Это самый большой по объему слагающего его материала вулкан на земном шаре. Несмотря на столь громадные размеры, склоны гавайских вулканов очень пологие. Вершина вулкана имеет вид лавового плато, посредине которого располагается ги­гантский кратер, имеющий вид лавового озера. Наряду с вулканами, выбрасывающими только жидкую лаву, есть такие, которые извергают только твердый обломочный ма­териал— пепел, песок, вулканические бомбы, лапилли. Это так называемые шлаковые вулканы. Они образуются при условии, если лава перенасыщена газами и ее выделение сопровождается взрывами, во время которых лава распыляется, ее брызги быстро отвердевают. В отличие от лавовых конусов крутизна склонов шлаковых вулканов достигает 45°.

Шлаковые конусы многочисленны в Армении. Большинство их здесь приурочено к склонам более крупных вулканов, мелкие фор­мы нередко образуются прямо на лавовых потоках.

Широко распространены на суше так называемые стратовул­каны. В строении стратовулканов участвуют как слои лав так и слои пирокластического материала. Многие стратовулканы имеют почти правильную коническую форму: Фудзияма (Япония), Ключевская и Кроноцкая сопки на Камчатке (СССР), Попокатепетль (Мексика) и др. Среди этих образований нередки горы высотой 3—4 км. Некоторые вулканы достигают 6 км. Многие стратовул­каны несут на своих вершинах вечные снега и ледники.

У крупных вулканов может быть несколько кратеров, причем некоторые могут образоваться и на склоне. Их называют паразитирующими кратерами. У потухших или временно недей­ствующих вулканов кратеры бывают заняты озерами.

У многих вулканов имеются так называемые кальдеры. Это очень крупные, в настоящее время недействующие кратеры, при­чем современные кратеры нередко располагаются внутри кальде­ры. Известны кальдеры до 30 км в поперечнике. На дне кальдер рельеф относительно ровный, борта кальдер, обращенные к центру извержения, крутые. Образование кальдер связано с разрушением жерла вулкана сильными взрывами. В некоторых случаях кальде­ра имеет провальное происхождение. У потухших вулканов рас­ширение кальдеры может быть связано также с деятельностью экзогенных агентов.

Своеобразный рельеф образуют жидкие продукты извержения вулканов. Лава, излившаяся из центрального или боковых крате­ров, стекает по склонам в виде потоков. Как уже говорилось, те­кучесть лавы определяется ее составом. Очень густая и вязкая лава успевает застыть и потерять подвижность еще в верхней части склона. При очень большой вязкости она может затвердеть в жерле, образовав гигантский «лавовый столб» или «лавовый палец». Лавовый поток обычно имеет вид сплюснутого вала, протягивающегося вниз по склону, с очень четко выраженным вздутием у своего окончания. Базальтовые лавы могут давать длинные потоки, которые распространяются на Мно­гие километры и даже десятки километров и прекращают свое движение на прилегающей к вулкану равнине или плато или же в пределах плоского дна кальдеры.

Базальтовые потоки длиной 60—70 км—не редкость на Гавай­ских островах и в Исландии.

Значительно меньше развиты лавовые потоки липаритового или андезитового состава. Их длина редко превышает несколько километров. Вообще у вулканов, выбрасывающих продукты кис­лого или среднего состава, большая по объему часть извержений представлена пирокластическим, а не лавовым материалом.

Застывая, лавовый поток сначала покрывается коркой шлака. В случае прорыва корки в каком-либо месте неостывшая часть лавы вытекает из-под корки. В результате образуется полость— лавовый грот, или лавовая пещера. При обрушении свода пещеры он превращается в отрицательную поверхностную форму рель­ефа— лавовый желоб. Желоба очень характерны для вулканиче­ских ландшафтов Камчатки.

Поверхность застывшего потока приобретает своеобразный микрорельеф. Наиболее распространены два типа микрорельефа поверхности лавовых потоков: а) глыбовый микрорельеф и б) кишкообразная лава. Глыбовый лавовый микрорельеф пред­ставляет собой хаотическое нагромождение угловатых или оплав­ленных глыб с многочисленными провалами и гротами. Такие глыбовые формы возникают при высоком содержании газов в со­ставе лав и при сравнительно низкой температуре потока. Кишко­образные лавы отличаются причудливым сочетанием застывших волн, извилистых складок. Образование такого микрорельефа характерно для лав с высокой температурой и с относительно малым содер­жанием летучих компонентов.

Выделение газов из лавового потока может носить характер взрыва. В этих случаях на поверхности потока образуются нагро­мождения шлака в виде конусов. Такие формы рельефа получили название горнито. Иногда они имеют вид столбов высотой до нескольких метров.

При более спокойном и длительном выделении газов из трещин в шлаке образуются так называемые фумаролы. Ряд продуктов вы­деления фумарол в атмосферных условиях конденсируется, и вокруг места выхода газов образуются конусообразные возвышения, сло­женные продуктами конденсации.

При трещинных и площадных излияниях обширные простран­ства оказываются как бы заполненными лавой. Классической страной трещинных извержений является Исландия. Здесь подав­ляющая часть вулканов и лавовых потоков приурочена к депрес­сии, рассекающей остров с юго-запада на северо-восток (так на­зываемый Большой грабен Исландии). Здесь можно видеть лаво­вые покровы, вытянутые вдоль разломов, а также зияющие трещины, еще не совсем заполненные лавами. Трещинный вулка­низм характерен также для Армянского нагорья. Сравнительно недавно трещинные извержения имели место на Северном острове Новой Зеландии.

Объем потоков лав, излившихся из трещин в Большом грабене Исландии, достигает 10—12 км². Грандиозные площадные излия­ния происходили в недавнем прошлом в бассейне реки Колумбии, на плато Декан, в Южной Патагонии. Слившиеся разновозраст­ные лавовые потоки образуют здесь сплошные плато площадью до нескольких десятков и сотен тысяч квадратных километров.

При подводных вулканических извержениях поверхность из­лившихся магматических потоков быстро остывает. Значительное гидростатическое давление водной толщи препятствует взрывным процессам. В результате формируется своеобразный микрорельеф шарообразных, или подушечных, лав.

Излияния лавы не только образуют специфические формы рельефа, но могут существенным образом влиять на уже суще­ствующий рельеф. Так, лавовые потоки могут вызвать перестройку речной сети. Перегораживая речные долины, они способствуют катастрофическим наводнениям или иссушению местности, потере ею водотоков. Проникая к берегу моря и застывая здесь, лавовые потоки изменяют очертания береговой линии, образуют особый морфологический тип морских побережий.

Излияния лав и выброс пирокластического материала неиз­бежно вызывают образование дефицита масс в недрах Земли. Последнее обусловливает быстрые опускания участков земной по­верхности. В отдельных случаях началу извержения предшествует заметное поднятие местности. Так, например, перед извержением вулкана Усу на острове Хоккайдо образовался крупный разлом, вдоль которого участок поверхности площадью около 3 км² за три месяца поднялся на 155 м, а после извержения произошло его опускание на 95 м.

Говоря о рельефообразующей роли эффузивного магматизма, следует отметить, что при вулканических извержениях могут про­исходить внезапные и очень быстро протекающие изменения рель­ефа и общего состояния окружающей местности. Особенно велики такие изменения при извержениях эксплозивного типа. Например, при извержении вулкана Кракатау в Зондском проливе в 1883 г., носившем характер серии взрывов, произошло разрушение боль­шей части острова, и на этом месте образовались глубины моря до 270 м. Взрыв вулкана вызвал образование гигантской волны— цунами, которая обрушилась на берега Явы и Суматры. Она на­несла огромный вред прибрежным районам островов, погибли де­сятки тысяч жителей.

Вулканический рельеф подвергается в дальнейшем воздействию экзогенных процессов, приводящему к формированию своеобраз­ных вулканических ландшафтов.

Как известно, кратеры и вершинные части многих крупных вулканов являются центрами горного оледенения.

Флювиальные формы вулканических районов своеобразны. Талые воды, грязевые потоки, образующиеся нередко при вулканических извержениях, атмосферные воды существенно воздействуют на склоны вулканов, в особенности на те, в строении которых глав­ная роль принадлежит пирокластическому материалу. При этом образуется радиальная система овражной сети—так называемые барранкосы— глубокие эрозионные борозды, расходящиеся как бы по радиусам от вершины вулкана.

Барранкосы следует отличать от борозд, пропаханных в рых­лом покрове пепла и лапиллей крупными глыбами, выброшенны­ми при извержении. Такие образования нередко называют шаррами.

Общий рисунок речной сети в вулканических районах также зачастую имеет радиальный характер. Другими отличительными особенностями речных долин в вулканических районах являются водопады и пороги, образующиеся в результате пересечения река­ми застывших лавовых потоков или траппов, а также плотинные озера или озеровидные расширения долин на месте спущенных озер, возникающих при перегораживании реки лавовым потоком.

Для многих вулканических областей характерны выходы на­порных горячих вод, называемых гейзерами. Горячие глубинные воды содержат много растворенных веществ, выпадающих в оса­док при охлаждении вод. Поэтому места выходов горячих источ­ников бывают окружены натечными, зачастую причудливой формы террасами. Широко известны гейзеры и сопровождающие их тер­расы в Иеллоустонском национальном парке в США, на Камчатке (Долина гейзеров), в Новой Зеландии, Исландии.

В вулканических областях встречаются также специфические формы выветривания и денудационной препарировки. Так, напри­мер, мощные базальтовые покровы или потоки базальтовой, реже андезитовой, лавы при остывании и под воздействием атмосфер­ных агентов разбиваются трещинами на столбчатые отдельности. Нередко отдельности представляют собой многогранные столбы, (которые очень эффектно выглядят в обнажениях. Выходы тре­щин на поверхность лавового покрова образуют характерный по­лигональный микрорельеф. Лавовые пространства, разбитые си­стемой полигонов — шестиугольников или пятиугольников, полу­чили название «мостовых гигантов».

При продолжительной денудации вулканического рельефа в первую очередь разрушаются накопления пирокластического ма­териала. Более стойкие лавовые и другие магматические образования подвергаются препарировке экзогенными агентами. Харак­терными формами препарировки являются упоминавшиеся выше дайки, а также некки (отпрепарированные лавовые пробки, за­стывшие в жерле вулкана).

Глубокое эрозионное расчленение и склоновая денудация мо­гут привести к разделению лавового плато на отдельные платообразные возвышенности.

В результате длительной денудации в вулканических районах могут возникать и инверсионные формы рельефа. Так, лавовые потоки, занимавшие первоначально понижения рельефа (долины), могут образовать продолговатую столовую возвышенность, под­нимающуюся над окружающей местностью благодаря защитной роли бронирующего слоя лавы.

Вулканический рельеф широко распространен на поверхности Земли. До недавнего времени, говоря о географии вулканов, обыч­но имели в виду вулканы суши. Исследования последних десяти­летий показали, что в океанах вулканических форм не меньше, а, по-видимому, даже значительно больше, чем на материках. Только в Тихом океане насчитывается не менее 3000 подводных вулканов.

Подавляющая часть новейших и современных вулканов суши приурочена к определенным зонам. Одна из таких зон имеет в ос­новном меридиональное направление и протягивается вдоль за­падных побережий обеих Америк. Другая—имеет широтное про­стирание. Она охватывает районы, прилегающие к Средиземному морю, и тянется далее на восток, где пересекается в районе Ин­донезии с третьей вулканической зоной, соответствующей запад­ной окраине Тихого океана. В пределах третьей зоны большинство действующих вулканов приурочено к островным дугам— гирляндам островов, обрамляющим окраины Тихого океана, прилегаю­щие к Азии и Австралии. Вблизи островов известно и много под­водных вулканов. Сравнительно небольшое число вулканов при­урочено к зонам разломов, рассекающих такие древние матери­ковые платформы, как Африканская.

О широком развитии вулканических процессов в Мировом океане свидетельствует огромное количество подводных вулкани­ческих гор, вулканических хребтов и других крупных вулканиче­ских сооружений, сходных по своей морфологии с вулканическими образованиями суши. Встречаются изолированные плосковершинные подводные вулканиче­ские горы— гайоты.

ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ КАК ФАКТОР ЭНДОГЕННОГО РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ

Подобно другим эндогенным факторам, землетря­сения имеют заметное рельефообразующее значение. Геоморфоло­гическая роль землетрясений выражается в образовании трещин, в смещении блоков земной коры по трещинам в вертикальном и горизонтальном направлениях, иногда в складчатых деформациях. Известно, например, что при Ашхабадском землетрясении (1948) на поверхности земли в результате сильных подземных толчков возникло множество трещин. Некоторые из них тянулись на многие сотни метров, пересекая холмы и долины вне видимой связи с существующим рельефом. По ним произошло перемещение масс в вертикальном направлении с амплитудой до 1 м. Во время Беловодского землетрясения (1885, Киргизия) в результате вер­тикального смещения по трещинам блоков земной коры образо­вались уступы высотой до 2,5 м. При землетрясении в Португалии (1775) набережная г. Лиссабона мгновенно ушла под воду и на ее месте глубина залива достигла 200 м. Во время землетрясения в Японии (1923) одна часть залива Сагами (к югу от г. Токио) площадью около 150 км^ быстро поднялась на 200—250 м, а дру­гая опустилась на 150—200 м.

Нередко в результате землетрясений образуются структуры типа грабенов, соответственно выраженных в рельефе в виде от­рицательных форм. Так, во время Гоби-Алтайского землетрясения (1957) в эпицентральной зоне образовался грабен шириной 300 м, длиной 2,7 км, с амплитудой перемещения по трещинам до 4 м. Возникший при землетрясении уступ протянулся более чем на 500 км, ширина зияющих трещин достигла 20, а местами и 60 м.

Иногда при землетрясениях могут возникать специфические положительные формы рельефа. Так, во время землетрясения на севере Мексики (1887) между двумя сбросами образовались хол­мики высотой до 7 м, а во время Ассамского землетрясения в Ин­дии в море выдвинулся ряд островов, один из которых имел длину 150 м при ширине 25 м. В некоторых случаях по трещинам, обра­зовавшимся при землетрясениях, поднималась вода, выносившая на поверхность песок и глину. В результате возникли небольшие насыпные конусы высотой 1—1,5 м, напоминающие миниатюрные грязевые вулканы. Иногда при землетрясениях образуются дефор­мации типа складчатых нарушений. Так, во время землетрясения в Японии (1891) на земной поверхности образовались волны вы­сотой до 30 см и длиной от 3 до 10м. В связи с тем, что многие формы рельефа, возникающие при землетрясениях, имеют сравни­тельно небольшие размеры, они довольно быстро разрушаются под воздействием экзогенных процессов.

Не менее, а может быть и более важную рельефообразующую роль играют некоторые процессы, вызываемые землетрясениями и сопутствующие им. При землетрясениях в результате сильных подземных толчков на крутых склонах гор, берегах рек и морей возникают и активизируются обвалы, осыпи, осовы, а в сильно увлажненных породах— оползни и оплывины. Грандиозный обвал произошел на Памире в результате землетрясения 1911 г. Обвалившаяся масса перегородила долину реки Мургаб, образовав плотину шириной более 5 км и высотой до 600 м. Предполагают, что таково же происхождение огромной плотины в верховьях долины реки Баксан на Кавказе. Часто при землетрясениях на крутых склонах гор приходит в движение весь накопившийся на них рыхлый матери­ал, формирующий у подножья мощные осыпные шлейфы.

Рыхлый материал, накопившийся у подножья склонов гор, в долинах рек и временных водотоков в результате описанных выше процессов, может служить источником для возникновения селей.

Оползни, обвалы, перемещения блоков земной коры по разры­вам вызывают изменения в гидросети: образуются озера, появля­ются новые и исчезают старые источники. Во время Андижанского землетрясения (1902) в долине реки Карадарья образовались гря­зевые вулканы.

Определенную рельефообразующую роль играют и землетря­сения, очаги которых располагаются в море, или, как их иногда называют,— моретрясения. Под их воздействием происходит пере­мещение огромных масс рыхлых, насыщенных водой донных от­ложений даже на пологих склонах морского дна. Моретрясения вызывают образование гигантских морских волн— цунами.

ЛЕКЦИЯ 6. СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ И ПЛАНЕТАРНЫЕ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА. Внутренние области океанов

При рассмотрении мегарельефа океанов и материков, то есть крупнейших форм рельефа созданных тектоническими процессами, необходимо уделить внимание строению земной коры и ее отдельных элементов.

Земная кора – наружная твердая оболочка Земли – от ее поверхности до сейсмического раздела Мохоровичича. Литосфера включает в себя помимо земной коры верхнюю мантию.

Мощность земной коры от 0 на некоторых участках срединно-океанских хребтов до 70 – 75 км под высокими горными сооружениями. Состав и строение коры очень различны под континентами и под океанами, что дало основание для выделения двух главных ее типов, но имеются и промежуточные.

Океанская кора занимает на Земле несколько большую пло­щадь, чем континентальная, — 56% земной поверхности, но обла­дает значительно меньшей мощностью, обычно не превышающей 5—6 км и возрастающей лишь к подножию континентов. В ее строении достаточно отчетливо выделяются три слоя. Первый, или осадочный, слой мощностью не более 1 км — в цент­ральной части океанов, вплоть до полного отсутствия местами в осевых зонах срединно-океанских хребтов, и до 10—15 км — на периферии океанов, близ континентальных подножий. В состав 1-го слоя входят глинистые, кремнистые и карбонатные глубоко­водные осадки, причем карбонаты распространяют­ся лишь до некоторой глубины, а ниже исчезают вследствие раст­ворения. Ближе к континенту появляется примесь обломочного материала, снесенного с суши. Возраст осадков этого слоя не превышает 180 млн лет.

Второй слой океанской коры в своей основной верхней части сложен базальтами с редкими и тонкими прослоями пелагических осадков. В нижней части 2-го слоя развиты параллельные дайки долеритов. Общая мощность 2-го слоя 1,5—2 км.

Строение 1-го и 2-го слоев океанской коры хорошо изучено глубоководным бурением, наблюдениями со спускаемых подвод­ных аппаратов и драгированием.

Третий слой океанской коры состоит из полнокристаллических магматических пород основного и подчиненно ультраосновного состава. В его верхней части обычно развиты породы типа габбро, а нижнюю часть составляет «полосчатый комплекс», состоящий из чередования габбро и ультрамафитов. Мощность 3-го слоя 5 км.

Океанская кора, вернее кора океанского типа, не ограничива­ется в своем распространении ложем океанов, а развита также в глубоководных котловинах окраинных морей, таких как Японское море, Южно-Охотская (Курильская) котловина Охотского моря, Филиппинское, Карибское и многие другие моря.

Континентальная кора распространена не только в пределах собственно континентов, т. е. суши, за возможным исключением наиболее глубоких впадин, но и в пределах шельфовых зон конти­нентальных окраин и отдельных участков внутри океанских бассейнов — микроконтинентов. Тем не менее, общая площадь разви­тия континентальной коры меньше, чем океанской, и составляет 41% земной поверхности. Средняя мощность континентальной ко­ры 35—40 км; она уменьшается к окраинам континентов и в пре­делах микроконтинентов и возрастает под горными сооружениями до 70—75 км.

В общем, континентальная кора, так же как и океанская, име­ет трехслойное строение, но состав слоев, особенно двух нижних, существенно отличается от наблюдаемых в океанской коре. Слои эти следующие.

1. Осадочный слой, обычно именумый осадочным чехлом. Его мощность изменяется от нуля на щитах и менее крупных подня­тиях фундамента платформ и осевых зон складчатых сооружений до 10 и даже 20 км во впадинах платформ, передовых и межгорных прогибах горных поясов. Правда, в этих впадинах кора, под­стилающая осадки и обычно называемая консолидированной, мо­жет уже быть ближе по своему характеру к океанской, чем к кон­тинентальной. В состав осадочного слоя входят различные оса­дочные породы преимущественно континентального или мелко­водного морского, реже батиального (опять-таки в пределах глу­боких впадин) происхождения, а также, далеко не повсеместно, покровы и силлы основных магматических пород, образующие трапповые поля. Возрастной диапазон пород осадочного чехла—до 1,7 млрд лет, т. е. на порядок выше, чем осадочного слоя современных океанов.

2. Верхний слой консолидированной коры выступает на днев­ную поверхность на щитах и массивах платформ и в осевых зонах складчатых сооружений; он вскрыт на глубину 12 км в Кольской скважине и на значительно меньшую глубину в скважинах в Волго-Уральской области на Русской плите. Поэтому состав этого слоя, по крайней мере его верхней части, в общем хорошо известен—главную роль в его сложении играют различные кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты и граниты, в связи с чем он нередко именуется гранитогнейсовым. В фундаменте молодых платформ, имеющем рифейско-палеозойский или даже мезозойский возраст, а частично и во внутренних зонах молодых складчатых сооружений этот же слой сложен менее сильнометаморфизованными (зеленосланцевая фа­ция вместо амфиболитовой) породами и содержит меньше грани­тов; поэтому здесь его часто называют гранитно-метаморфическим слоем. Мощность данного слоя коры достигает 15—20 км на платформах и 25—30 км в горных сооружениях.

3. Нижний слой консолидированной коры. Первоначально предполагалось, что между двумя слоями консолидированной ко­ры существует четкая сейсмическая граница, получившая по имени ее первооткрывателя—немецкого геофизика—название гра­ницы Конрада. Бурение только что упоминавшихся скважин пос­тавило под сомнение существование такой четкой границы; иног­да вместо нее сейсмика обнаруживает (в коре не одну, а две границы, что дало основание выделить в нижней коре два слоя. Состав пород, слагающих нижнюю кору, как отмечалось, недостаточно известен, так как скважинами она не достигнута, а на поверхности обнажается фрагментарно. Исходя из общих соображений в нижней коре должны преобладать, с одной стороны, породы, находящиеся на более высокой ступени ме­таморфизма и, с другой стороны, породы более основного состава, чем в верхней коре.

Между двумя крайними типами земной коры—океанским и континентальным — существуют переходные типы. Один из них — субокеанская кора — развит вдоль континентальных склонов и подножий и, возможно; подстилает дно котловин некоторых не очень глубоких и широких окраинных и внутренних морей. Суб­океанская кора представляет собой утоненную до 15—20 км и про­низанную дайками и силлами основных магматических пород кон­тинентальную кору.

Другой тип переходной коры — субконтиненталь­ный — образуется в том случае, когда океанская кора в энсиматических вулканических дугах превращается в континентальную, но еще не достигает полной «зрелости», обладая пониженной, менее 25 км, мощностью и более низкой степенью консолидированности, что отражается в пониженных скоростях сейсмических волн.