Что такое земная кора

0
765

К земной коре относятся образования, залегающие выше сейсмической границы первого порядка — поверхности Мохоровичича, которая отделяет ее от верхней мантии. В пределах земной коры устанавливается еще одна важная сейсмическая поверхность раздела — поверхность Конрада, отделяющая базальтовый слой от гранитного, которая, однако, устанавливается только в пределах земной коры континентального типа. На основании наличия или отсутствия границы Конрада земная кора подразделяется на материковую, или континентальную — сиалического типа и океаническую— фемического типа, между которыми нередко выделяется кора переходного сиалическо-фемического и фемическо-сиалического типов.

В пределах континентальной коры помимо базальтового гранитного и осадочного слоев выделяется еще и промежуточный — диоритовый. При этом в пределах континентальной коры проявляется четко развитая зональность регионального метаморфизма, необходимым условием развития которого, так же как и ультраметаморфизма, являются высокие температура (300—700°С и выше) и давление -108 Па и выше, а также присутствие воды или других подвижных компонентов, существенно ускоряющих метаморфические реакции. Вопросы термодинамических условий регионального метаморфизма подробно рассмотрены в фундаментальных работах X. Винклера, В. А. Глебовицкого, Н. Л. Добрецова, А. А. Маракушева, А. Миаширо, Л. Л. Перчука, В. С. Соболева, Ф.Тернера и Дж. Ферхугена и др. Обобщенная зависимость фации регионального метаморфизма от температуры и давления, представленная на рис. 27, составленном А. А. Смысловым и др.  с использованием данных И. Л. Добрецова и В. В. Ревердатто, показывает, что в платформенный период в стабильных блоках литосферы со стационарным тепловым режимом возникновение процессов регионального метаморфизма в гранитно-метаморфическом слое или чехле древних платформ практически невозможно. Вместе с тем в период сравнительно «быстрого накопления мощных толщ осадочных отложений в геосинклинальных впадинах, межгорных и краевых прогибах, чехле молодых платформ происходило ускоренное нескомпенсированное погружение осадков на такие глубины (5—7 км и более), где даже при обычно наблюдаемом геотермическом градиенте для нелитифицированной части осадочного слоя (30—40°С/км) температура может достигать 300—400 °С, т. е. таких значений, при которых становится реальным проявление зеленосланцевой фации метаморфизма.

А. А. Смыслов считает, что более 2 млрд. лет назад благодаря более высокому радиогенному тепловыделению температурные условия зеленосланцевой фации метаморфизма могли сложиться при нормальном тепловом потоке на глубине 3—4 км. По-видимому, нормальных значений геотермического градиента (25—40°С/км) достаточно, чтобы объяснить образование и глаукофан-сланцевых поясов, для осадочных и осадочно-вулканогенных пород которых характерны глубокое погружение (7—15 км) и относительно слабый внешний конвекционный перенос тепла. Возможности проявления более высокотемпературных фаций (амфиболитовой и гра-нулитовой) в осадочных толщах межгорных прогибов и геосинклиналей, как справедливо полагает А. А. Маракушев , без дополнительного привноса глубинного тепла маловероятны. При этом следует согласиться с А. А. Смысловым, который вслед за Г. Джеффрисом в ряде работ развивает положение о том, что наиболее благоприятные условия для высокотемпературного регионального метаморфизма и образования гранитов анатектического генезиса складываются, когда экранирующее действие осадков проявляется в зонах дополнительного (выше нормального) притока глубинного тепла. Следует иметь в виду, что экзогенные процессы разрушения (выветривания) горных пород и седиментации протекают в условиях нормального давления, но сравнительно широкого диапазона температуры, которая в разных широтах в современный период колеблется от —60 до +50 °С. Анализ изотопного состава кислорода и другие данные, относящиеся к палеотемпературному анализу климата Земли, свидетельствуют о том, что средняя температура гидросферы (среды осадконакопления) в прошлые геологические эпохи была значительно выше.

В среднем градиент охлаждения морской воды составляет 0,02— 0,03°С/млн. лет; для глубинного нейтрального слоя он был также достаточно высоким, а объем континентального осадконакопления сравнительно с морским имел тенденцию увеличиваться во времени.

ОСТАВЬТЕ ОТВЕТ