Текст книги "Большая Советская Энциклопедия (ЗЕ)"

Автор книги: Большая Советская Энциклопедия

сообщить о нарушении

Текущая страница: 14 (всего у книги 29 страниц)

  Через атмосферу к поверхности З. поступает электромагнитное излучение Солнца – главный источник энергии физических, химических и биологических процессов в географической оболочке З. Атмосфера прозрачна для электромагнитного излучения в диапазоне длин волн l от 0,3 мкм (3000 Å) до 5,2 мкм (в котором заключено около 88% всей энергии солнечного излучения) и радиодиапазоне – от 1 мм до 30 м. Излучение инфракрасного диапазона (l>5,2мкм) поглощается в основном парами воды и углекислым газом тропосферы и стратосферы. Непрозрачность атмосферы в радиодиапазоне обусловлена отражением радиоволн от её ионизованных слоев (ионосферы). Излучение ультрафиолетового диапазона (l от 3000 до 1800 Å) поглощается озоном на высотах 15—60 км, а волны длиной 1800—1000 Å и короче – азотом, молекулярным и атомарным кислородом (на высоте от нескольких десятков до нескольких сот км над поверхностью З.). Жёсткое коротковолновое излучение (рентгеновское и гамма-излучение) поглощается всей толщей атмосферы, до поверхности З. оно не доходит. Т. о., биосфера оказывается защищенной от губительного воздействия коротковолнового излучения Солнца. В виде прямой и рассеянной радиации поверхности З. достигает лишь 48% энергии солнечного излучения, падающего на внешнюю границу атмосферы. В то же время атмосфера почти непрозрачна для теплового излучения З. (за счёт присутствия в атмосфере углекислого газа и паров воды, см. Парниковый эффект). Если бы З. Была лишена атмосферы, то средняя температура её поверхности была бы —23°С, в действительности средняя годовая температура поверхности З. составляет 14,8°С. Атмосфера задерживает также часть космических лучей и служит бронёй против разрушительного действия метеоритов. Насколько велико защитное значение земной атмосферы, показывает испещрённая метеоритными кратерами поверхность Луны, лишённая атмосферной защиты.

  Между атмосферой и подстилающей поверхностью происходит непрерывный обмен энергией (теплооборот) и веществом (влагооборот, обмен кислородом и др. газами). Теплооборот включает перенос теплоты излучением (лучистый теплообмен), передачу теплоты за счёт теплопроводности, конвекции и фазовых переходов воды (испарения, конденсации, кристаллизации).

  Неравномерный нагрев атмосферы над сушей, морем на разных высотах и в разных широтах приводит к неравномерному распределению атмосферного давления. Возникающие в атмосфере устойчивые перепады давления вызывают общую циркуляцию атмосферы, с которой связан влагооборот, включающий процессы испарения воды с поверхности гидросферы, переноса водяного пара воздушными потоками, выпадение осадков и их сток. Теплооборот, влагооборот и циркуляция атмосферы являются основными климато-образующими процессами. Атмосфера является активным агентом в различных процессах, происходящих на поверхности суши и в верхних слоях водоёмов. Важнейшую роль играет атмосфера в развитии жизни на З.

  Гидросфера

  Вода образует прерывистую оболочку З. Около 94% общего объёма гидросферы сосредоточено в океанах и морях; 4% заключено в подземных водах; около 2% – в льдах и снегах (главным образом Арктики, Антарктики и Гренландии); 0,4% – в поверхностных водах суши (реки, озёра, болота). Незначительное количество воды содержится в атмосфере и организмах. Все формы водных масс переходят одна в другую в процессе обращения (см. Влагооборот, Водный баланс). Ежегодное количество осадков, выпадающих на земную поверхность, равно количеству воды, испарившейся в сумме с поверхности суши и океанов. В общем круговороте влаги наиболее подвижны воды атмосферы.

  Вода гидросферы содержит почти все химические элементы. Средний химический состав её близок к составу океанической воды, в которой преобладают кислород, водород, хлор и натрий. В водах суши преобладающими являются карбонаты. Содержание минеральных веществ в водах суши (солёность) подвержено большим колебаниям в зависимости от местных условий и прежде всего от климата. Обычно воды суши слабо минерализованы – пресные (солёность рек и пресных озёр от 50 до 1000 мг/кг). Средняя солёность океанической воды около 35 г/кг (35^о/_оо), солёность морской воды колеблется от 1—2°/_оо (Финский залив Балтийского моря) до 41,5°/_оо (Красное море). Наибольшая концентрация солей – в солёных озёрах (Мёртвое море до 260°/_оо) и подземных водах (до 600°/_оо).

  Современный солевой состав вод гидросферы сформировался за счёт продуктов химического выветривания изверженных пород и привноса на поверхность З. продуктов дегазации мантии: в океанической воде катионы натрия, магния, кальция, калия, стронция присутствуют главным образом за счёт речного стока. Хлор, сера, фтор, бром, йод, бор и др. элементы, играющие в океанической воде роль анионов, являются преимущественно продуктами подводных вулканических извержений. Содержащиеся в гидросфере углерод, азот, свободный кислород и др. элементы поступают из атмосферы и из живого вещества суши и океана. Благодаря большому содержанию в океане биогенных химических элементов океаническая вода служит весьма благоприятной средой для развития растительных и животных организмов.

  Мировой океан образует самое большое скопление вод на земной поверхности.

  Морские течения связывают отдельные его части в единое целое, вследствие чего воды океанов и морей обладают общими физико-химическими свойствами.

  Поверхностный слой воды в океанах (до глубины 200—300 м) имеет непостоянную температуру, меняющуюся по сезонам года и в зависимости от температурного режима соответствующего климатического пояса. Средняя годовая температура этого слоя постепенно убывает от 25 °С у экватора до 0 °С и ниже в полярных областях. Характер вертикального изменения температур океанических вод сильно варьирует в зависимости от географической широты, что объясняется главным образом неодинаковым нагреванием и охлаждением поверхностных вод. С др. стороны, имеются существенные различия в изменении температуры воды по глубине на одних и тех же широтах в связи с течениями. Однако для огромных экваториальных и тропических пространств океана в изменении температур по вертикали имеется много общего. До глубины 300—500 м температура воды здесь быстро понижается, затем до 1200– 1500 м понижение температуры происходит медленнее, глубже 1500 м она почти не изменяется. В придонных слоях температура держится обычно между 2°С и 0 °С. В умеренных областях изменение температуры с глубиной менее значительно, что связано с меньшим прогревом поверхностных вод. В приполярных областях температура сначала понижается до глубин около 50—100 м, затем до глубин около 500 м несколько повышается (за счёт приноса более тёплых и солёных вод из умеренных широт), после чего медленно понижается до 0 °С и ниже в придонных слоях.

  С изменением температуры и солёности меняется и плотность воды. Наибольшая плотность характерна для высоких широт, где она достигает у поверхности 1,0275 г/см³. В приэкваториальной области плотность воды у поверхности – 1,02204 г/см³.

  Табл. 5.—Основные данные о геосферах «твёрдой» Земли

Геосферы	Подразделения геосфер	Буквен-ное обозна– чение	Глубина нижней границы*, км	Объём, 1018м3	Масса**, 1021 кг
Земная кора	осадочный слой	A	до 20	1,0	2,5
«гранитный» слой	до 40	3,6	10
«базальтовый» слой	до 70	5,6	16
Мантия	верхняя мантия	субстрат	B	50-100	180,1	610
слой Гутенберга (астеносфера)	около 400
слой Голицына	C	около 900	205,7	856
Нижняя мантия	D	2900	510,8	2547
Ядро	Внешнее ядро	E	около 4800	166,6	1828
F	около 5100
субъядро	G	6371	8,6	106

* Разность между средним радиусом З. и средним радиусом границы (кроме коры). ** Кора по А. Б. Ронову и А. А. Ярошевскому (1969), остальные по Ф. Бёрчу (1964).

  Характерной особенностью океана является циркуляция и перемешивание вод. В слое до 150—200 м циркуляция определяется главным образом господствующими ветрами, под влиянием которых образуются мощные океанические течения. В более глубоких слоях циркуляция связана преимущественно с существующей в толще воды разностью плотностей, зависящей от температуры и солёности. Основными элементами циркуляции, определяемой воздействием ветров, являются антициклональные круговороты в субтропических широтах и циклональные – в высоких. Плотностная циркуляция участвует в вертикальном распределении водных масс и охватывает всю толщу вод. Планетарным видом движения вод служит приливо-отливное течение, вызванное влиянием Луны и Солнца.

  Океан играет огромную роль в жизни З. Он служит главным водохранилищем планеты и основным приёмником солнечной энергии на поверхности З. Вследствие большой теплоёмкости воды (и малой теплоёмкости воздуха) он оказывает умеряющее воздействие на колебания температуры воздуха окружающего пространства. В умеренных и полярных широтах морские воды летом накапливают тепло, а зимой отдают его атмосфере. В экваториальных и тропических пространствах вода нагревается с поверхности круглый год. Тёплые воды переносятся отсюда течениями в высокие широты, утепляя их, а холодные воды возвращаются к тропикам в противотечениях. Таким образом океан влияет на климат и погоду З. Велика роль океана в круговороте веществ на З. (влагооборот, взаимный обмен с атмосферой кислородом и углекислым газом, вынос на сушу растворённых в океанической воде солей и привнос в океан реками материала с суши, биогеохимические превращения).

  Непрерывно движущиеся водные массы океана, взаимодействуя с горными породами дна и берегов, производят огромную разрушительную и созидательную (аккумулятивную) работу. Разнообразный обломочный и растворённый материал, полученный в результате разрушительной работы океанической воды и благодаря речному стоку, осаждается на дне океана, образуя осадки, превращающиеся затем в осадочные горные породы. Отмершие растительные и животные организмы дают начало биогенным осадкам.

  Немалую роль играют и воды суши. Пресные воды удовлетворяют потребности человека в воде, обеспечивают промышленность и поливное земледелие. Поверхностные текучие воды совершают большую геологическую работу, осуществляя размыв (эрозию), перенос и отложение продуктов разрушения горных пород. Деятельность текучих вод приводит к расчленению и общему понижению рельефа суши. Суммарное количество выносимого реками в моря и океаны материала оценивается более чем в 17 млрд. т в год.

  «Твёрдая» Земля

  О строении, составе и свойствах «твёрдой» З. имеются преимущественно предположительные сведения, поскольку непосредственному наблюдению доступна лишь самая верхняя часть земной коры. Все данные о более глубоких недрах планеты получены за счёт разнообразных косвенных (главным образом геофизических) методов исследования. Наиболее достоверны из них – сейсмические методы, основанные на изучении путей и скорости распространения в З. упругих колебаний (сейсмических волн). С их помощью удалось установить разделение «твёрдой» З. на отдельные сферы и составить представление о внутреннем строении З. (см. табл. 5).

  Строение«твёрдой» Земли. Верхняя сфера «твёрдой» З. – земная кора (А) – самая неоднородная и сложно построенная. Из нескольких типов земной коры преобладающее распространение имеют материковая и океаническая; в строении первой различают три слоя: верхний – осадочный (от 0 до 20 км), средний, называемый условно «гранитным» (от 10 до 40 км), и нижний, т. н. «базальтовый» (от 10 до 70 км), отделяющийся от «гранитного» поверхностью Конрада (см. Конрада поверхность).

  Под океанами осадочный слой на обширных площадях имеет толщину лишь в несколько сотен метров. «Гранитный» слой, как правило, отсутствует: вместо него наблюдается т. н. «второй» слой неясной природы, толщиной около 1—2,5 км. Мощность «базальтового» слоя под океанами – около 5 км.

  Кроме основных типов коры, встречается несколько типов «промежуточного» строения, в том числе кора субконтинентальная (под некоторыми архипелагами) и субокеаническая (в глубоководных впадинах окраинных и внутриконтинентальных морей). Субконтинентальная кора характеризуется нечётким разделением «гранитного» и «базальтового» слоев, которые объединяются под названием гранитно-базальтового. Кора субокеаническая близка к океанической, отличаясь от неё большей мощностью в целом и осадочного слоя в частности. С помощью сейсмических методов четко устанавливается поверхность раздела, отделяющая земную кору от нижележащей мантии (см. Мохоровичича поверхность).

  Мантия состоит из трёх слоев (В, С и D) и простирается от поверхности Мохоровичича до глубины 2900 км, где она граничит с ядром З. Слои В и С образуют верхнюю мантию (толщиной 850—900 км), слой D – нижнюю мантию (около 2000 км). Верхнюю часть слоя В, залегающую непосредственно под корой, называется субстратом; кора вместе с субстратом составляет литосферу. Нижнюю часть верхней мантии называют именем открывшего её свойства сейсмолога Б. Гутенберга. Скорость распространения сейсмических волн в пределах слоя Гутенберга несколько меньше, чем в выше– и нижележащих слоях, что связывают с повышенной текучестью его вещества. Отсюда – второе название слоя Гутенберга – астеносфера (слабая сфера). Этот слой является сейсмическим волноводом, поскольку сейсмический «луч» (путь волны) долгое время идёт вдоль него. Лежащий ниже слой С (Голицына слой) выделен как зона быстрого нарастания с глубиной скоростей сейсмических волн (продольных от 8 до 11,3 км/сек, поперечных от 4,9 до 6,3 км/сек).

  Земное ядро имеет средний радиус около 3,5 тыс. км и делится на внешнее ядро (слой Е) и субъядро (слой G) с радиусом около 1,3 тыс. км. Их разделяет переходная зона (слой F) толщиной около 300 км, которую относят обычно к внешнему ядру. На границе ядра наблюдается скачкообразное падение скорости продольных волн (от 13,6 до 8,1 км/сек). Внутри ядра она возрастает, увеличиваясь скачком до 11,2 км/сек вблизи границы субъядра. В субъядре сейсмические волны распространяются почти с неизменной скоростью.

  Физические характеристики и химический состав «твёрдой» Земли. С глубиной в З. изменяются значения плотности, давления, силы тяжести, упругих свойств вещества, вязкости и температуры (см. графики). Средняя плотность земной коры в целом – 2,8 т/м³. Средняя плотность осадочного слоя коры – 2,4—2,5 т/м³, «гранитного» – 2,7 т/м³, «базальтового» – 2,9 т/м³. На границе земной коры и мантии (поверхность Мохоровичича) плотность увеличивается скачком от значений 2,9—3,0 т/м³ до 3,1—3,5 т/м³. Далее она плавно растет, достигая у подошвы слоя Гутенберга 3,6 т/м³. у подошвы слоя Голицына 4,5 т/м³ и у границы ядра 5,6 т/м³. В ядре плотность скачком поднимается до 10,0 т/м³, а далее плавно возрастает до 12,5 т/м³ в центре З.

  Ускорение силы тяжести в З. не изменяется скачком. До глубины 2500 км оно отклоняется от значения 10 м/сек менее чем на 2%, на границе ядра равно 10,7 м/сек² и далее плавно убывает до нуля в центре З. По данным о плотности и ускорении силы тяжести вычисляется давление, которое непрерывно растёт с глубиной. У подошвы материковой коры оно близко к 1 Гн/м² (10⁹н/м²), у подошвы слоя В – 14 Гн/м², слоя С – 35 Гн/м², на границе ядра – 136 Гн/м², в центре З. – 361 Гн/м². Зная плотность и скорости сейсмических волн, вычисляют величины, характеризующие упругие свойства материала З. Их ход в зависимости от глубины показан на втором графике.

  В земной коре и верхней мантии температура повышается с глубиной. Из мантии к поверхности «твёрдой» З. идёт тепловой поток, в несколько тыс. раз меньший поступающего от Солнца (в среднем около 0,06 вт/м² или около 2,5·10¹³ вт на всю поверхность З.). В мантии температура везде ниже температуры полного расплавления слагающего её материала. Под материковой корой она предполагается близкой к 600—700 °С. В слое Гутенберга температура, по-видимому, близка к точке плавления (1500—1800 °С). Оценка температур для более глубоких слоев мантии и ядра З. носит весьма предположительный характер. По-видимому, в ядре она не превышает 4000—5000 °С.

  Вязкость материала мантии выше и ниже границ астеносферы, видимо, не менее 10²³nз (1nз=0,1 н (сек/м²); вязкость астеносферы сильно понижена (10¹⁹—10²¹nз). Считается, что благодаря этому в астеносфере происходит медленное перетекание масс в горизонтальном направлении под влиянием неравномерной нагрузки со стороны земной коры (восстановление изостатического равновесия). Вязкость внешнего ядра на много порядков меньше вязкости мантии.

Табл. 6.—Химический состав Земли

Химический элемент	Содержание в весовых процентах	Химический элемент	Содержание в весовых процентах
Железо	34,63	Натрий	0,57
Кислород	29,53	Хром	0,26
Кремний	15,20	Марганец	0,22
Магний	12,70	Кобальт	0,13
Никель	2,39	Фосфор	0,10
Сера	1,93	Калий	0,07
Кальций	1,13	Титан	0,05
Алюминий	1,09

  В верхней мантии до глубины 700 км отмечаются очаги землетрясений, что указывает на значительную прочность слагающего её материала; отсутствие более глубоких сейсмических очагов объясняется либо малой прочностью вещества, либо отсутствием достаточно сильных механических напряжений.

  Электропроводность в верхней части слоя В очень низка (порядка 10^-2 ом^-1(м^-1); в слое Гутенберга она повышена, что связывают с ростом температуры. В слое Голицына она постепенно увеличивается приблизительно до 10—100 ом^-1·м^-1, а в нижней мантии, по-видимому, возрастает ещё на порядок. В ядре З. электропроводность очень высока, что указывает на металлические свойства его вещества.

  Из современных космогонических гипотез вытекает, что химический состав планет, их спутников и метеоритов должен быть близок к составу Солнца (см. Геохимия). Сопоставляя известные химические анализы земных и лунных пород, метеоритов, спектральные анализы Солнца и учитывая данные о плотности и др. физических свойствах материала в недрах З., можно в общих чертах охарактеризовать состав З. в целом и состав её различных геосфер. В табл. 6 приводится общий химический состав З., согласно подсчётам американского геохимика Б. Мейсона. При этом предполагается, что ядро состоит из железо-никелевого сплава, подобного металлической фазе хондритов. Относительно состава земного ядра существуют две гипотезы. Согласно первой – ядро состоит из железа с примесью (18—20%) кремния (или иного, сравнительно лёгкого материала); согласно второй – внешнее ядро слагается силикатом, который под влиянием огромного давления и высокой температуры перешёл в металлическое состояние (см. Давление высокое); субъядро может быть железным или силикатным.

  В составе З. преобладают (как по массе, так и по числу атомов) железо, кислород, кремний и магний. В сумме они составляют более 90% массы З. Земная кора почти наполовину состоит из кислорода и более чем на четверть из кремния. Значительная доля принадлежит также алюминию, магнию, кальцию, натрию и калию. Кислород, кремний, алюминий дают наиболее распространённые в коре соединения – кремнезём (SiO₂) и глинозём (A1₂O₃).

  Мантия состоит преимущественно из тяжёлых минералов, богатых магнием и железом. Они образуют соединения с SiO₂ (силикаты). В субстрате, по-видимому, больше всего форстерита (MgSiO₄), глубже постепенно возрастает доля фаялита (Fe₂SiO₄). Предполагается, что в нижней мантии под влиянием очень высокого давления эти минералы разложились на окислы (SiO₂, MgO, FeO).

  Агрегатное состояние вещества земных недр обусловлено наличием высоких температур и давлений. Материал мантии был бы расплавлен, если бы не высокое давление, вследствие которого вся мантия находится в твёрдом кристаллическом состоянии, за исключением, вероятно, астеносферы, где влияние близкой к точке плавления температуры сказывается сильнее, чем действие давления. Полагают, что здесь вещество мантии находится либо в аморфном, либо частично в расплавленном состоянии. В слое Голицына, по мере роста давления с глубиной, по-видимому, происходит перестройка кристаллических решёток минералов в сторону более плотной упаковки атомов, чем объясняется быстрый рост с глубиной плотности и скоростей сейсмических волн.

  Внешнее ядро, очевидно, находится в жидком (расплавленном) состоянии, поскольку поперечные сейсмические волны, не способные распространяться в жидкости, через него не проходят. С существованием жидкого внешнего ядра связывают происхождение магнитного поля З. Субъядро, по-видимому, твёрдое (продольные волны, подходя к границе субъядра, возбуждают в нём поперечные волны).

  Е. Н. Люстих.

  Геодинамические процессы. Вещество геосфер З. находится в непрерывном движении и изменении. Быстрее всего они протекают в жидкой и газообразной оболочках, но основное содержание истории развития земного шара составляют гораздо более медленные изменения, совершающиеся во внутренних геосферах, сложенных преимущественно твёрдым веществом; именно изучение их природы и динамики необходимо прежде всего для верного понимания современного и всех прошлых состояний З.

  Среди процессов, совершающихся в недрах и на поверхности З., различают две главные группы. Первую образуют внутренние, или эндогенные, процессы, движущим началом которых является внутренняя энергия З. (главным образом энергия радиоактивного распада). Вторую группу составляют внешние, или экзогенные, процессы, порождаемые поступающей на З. энергией солнечного излучения. Эндогенные процессы свойственны главным образом глубинным геосферам. В нижних зонах земной коры, в верхней мантии, видимо, и много глубже происходят перемещения огромных масс вещества, его расширение, сжатие и фазовые превращения, происходят миграция химических элементов, циркуляция тепловых и электрических токов и т.д. Несомненно, что в своей совокупности они обусловливают непрерывно идущий процесс глубинной дифференциации вещества, приводящий к концентрации более лёгких его компонентов в верхних, а более тяжёлых – в глубоких геосферах. В мантии движущим фактором, по-видимому, является механизм, подобный зонной плавке, в результате которого химические элементы (или соединения) закономерно распределяются между легкоплавкой и тугоплавкой фазами. Глубинные эндогенные процессы воздействуют на земную кору, вызывая вертикальные и горизонтальные перемещения отдельных её участков и блоков (движения земной коры), деформацию и преобразование внутренней структуры земной коры. Все эти процессы называются тектоническими, а область их проявления, охватывающая, кроме земной коры, по меньшей мере и верхнюю мантию, – тектоносферой. В тесной взаимосвязи с тектоническими процессами протекают процессы магматические, заключающиеся во внедрении в земную кору поднимающейся снизу магмы (глубинный магматизм) и в излиянии её по трещинам на поверхность З. в виде лавы (вулканизм). В ходе тектонических деформаций (дислокаций) и внедрений магмы происходят также процессы метаморфизма горных пород, изменяющих свой минералогический состав и структуру под воздействием повышенных давлений и температур.

  Земная поверхность и внешние слои земной коры одновременно подвергаются влиянию экзогенных процессов. Они подразделяются на разрушительные (выветривание горных пород, снос ветром и смыв текучими водами продуктов их разрушения, изменение поверхности З. реками и ручьями, подземными водами, движущимися ледниками и др.) и созидательные (накопление осадков в понижениях суши, в морских и озёрных водоёмах с дальнейшим преобразованием в осадочные горные породы).

  Действие эндогенных и экзогенных процессов на земную поверхность взаимно противоположно. Эндогенные процессы (в основном тектонического движения) создают прежде всего крупные неровности, от которых зависят распределение суши и моря и возможность перемещения вещества под действием силы тяжести. Экзогенные процессы расчленяют и разрушают поднятые участки, заполняя продуктами разрушения пониженные места, т. е. в целом имеют тенденцию выравнивать поверхность З. При взаимодействии внутренних и внешних процессов на земной поверхности образуются различного рода неровности, совокупность которых называется рельефом. При различном соотношении внутренних и внешних сил формируются либо горные, сильно расчленённые типы рельефа, либо мало расчленённые, равнинные. Под влиянием совокупного действия эндогенных и экзогенных процессов происходит медленный, протекающий миллионы и миллиарды лет кругооборот вещества, сопровождаемый перестройкой и обновлением структуры земной коры.

  Эндогенные процессы выводят на земную поверхность глубинное вещество, вовлекаемое здесь в процессы денудации и аккумуляции и являющееся одним из основных источников материала осадочных пород. В ходе опусканий земной коры осадочные породы вовлекаются в её глубокие зоны и, попадая в сферу действия глубинных эндогенных процессов, преобразуются иногда вплоть до переплавления в магму и в этом измененном виде вновь поднимаются тектоническими процессами на поверхность З.

  В. В. Белоусов, Е. Н. Люстих, Е. В. Шанцер.

  Основные чертыструктуры земной коры. Земная кора – единственная из внутренних геосфер, доступная непосредственному изучению. Поэтому знание её структуры является важнейшей основой для суждения не только об истории развития земной коры, но и Земли в целом. Из двух основных структурных подразделений – материков и океанов, – принципиально различающихся по типу земной коры, лучше изучены материки.

  Древнейшими элементами структуры материковой коры являются древние (докембрийские) платформы (см. тектоническую карту мира) – обширные, тектонически мало подвижные (стабильные) массивы. Значительная часть их территории в течение геологической истории превратилась в плиты, перекрытые почти горизонтально залегающими осадочными породами (платформенным чехлом), под которым погребён древний складчатый фундамент. Последний выступает на поверхность в пределах щитов, лишённых платформенного чехла, и сложен интенсивно смятыми в складки метаморфическими породами, прорванными глубинными магматическими интрузиями преимущественно гранитного состава. Это указывает на первоначально большую тектоническую подвижность участков коры, вошедших в состав фундамента. Древние платформы разделяются и окаймляются тектонически активными геосинклинальными поясами, которые состоят из ряда геосинклинальных систем, и включают иногда относительно стабильные в и внутренние (срединные) массивы. Некоторые геосинклинальные системы в результате своего развития приобрели черты, свойственные платформам, и называемые молодыми платформами. Их фундамент, в отличие от древних (докембрийских) платформ, имеет более молодой (палеозойский или мезозойский) возраст.

  Геосинклинальные пояса характеризуются линейностью простирания (многие тысячи и десятки тысяч км), повышенной мощностью коры, контрастными вертикальными движениями большой амплитуды, интенсивным смятием горных пород в складки, вулканической активностью и высокой сейсмичностью. Платформы отличаются изометричностью очертаний, выдержанностью мощности коры (меньших значений по сравнению с геосинклинальными поясами), медленными вертикальными движениями небольшой амплитуды, слабыми проявлениями складчатости, сейсмичности и вулканизма.

  Несравненно хуже известна современная структура океанической коры, по поводу которой во многом приходится ограничиваться догадками. Обширные относительно ровные пространства океанического дна, отличающиеся слабым проявлением вулканизма, слабой сейсмичностью и, по-видимому, малыми скоростями вертикальных движений земной коры, по аналогии со стабильными структурами материков называют океаническими платформами, или талассократонами. Им противостоят как тектонически подвижные зоны океанические рифтовые пояса – совершенно своеобразные глобального значения структуры растяжения, резко отличные от геосинклинальных складчатых систем материков. Они протягиваются через все океаны в виде срединноокеанических хребтов, которым свойственны интенсивный вулканизм, большая сейсмичность и повышенные значения идущего из недр теплового потока. Хребты осложнены продольными разломами, по которым развита система глубоких рифтовых впадин (см. Георифтогеналь, Рифтов мировая система).

  Что касается структурных соотношений океанической и материковой коры, то можно выделить два принципиально отличных их типа. Первый, или атлантический, свойствен большей части Атлантического, Индийского и Северному Ледовитому океанам. Здесь граница материка и океана сечёт вкрест структуры материковой коры, а переход от нее к океанической резкий, осуществляющийся путём быстрого выклинивания «гранитного» слоя в зоне материкового склона. Второй, или тихоокеанский, тип свойствен периферии Тихого океана, Карибскому и Южногебридскому районам Атлантического и индонезийскому побережью Индийского океанов. Ему присуще параллельное краю континента простирание мезозойских и кайнозойских складчатых систем и современных геосинклиналей, как бы огибающих океаническую впадину, а также наличие более или менее широкой переходной зоны с промежуточным или мозаичным строением коры. В составе переходной зоны выделяются геоантиклинальные поднятия, выраженные в современном рельефе гористыми архипелагами островных дуг, имеющих в плане характерную форму гирлянд. С ними сопряжены геосинклинальные прогибы в виде глубоководных впадин окраинных морей и узких длинных океанических желобов (см. Желоба глубоководные океанические).

  Очень часто эти особенности строения побережий Тихого океана толкуются как свидетельства его значительной древности. В то же время никто не сомневается в относительной молодости океанов атлантического типа. Данные исторической геологии однозначно указывают, что ещё в конце палеозойской эры материки Южной Америки, Африки, Австралии и Антарктиды, вместе с Мадагаскаром и древней Индостанской платформой, составляли единый континентальный массив Гондваны. Только в течение мезозоя он разделился на части, и возникли современные впадины Индийского и Атлантического океанов.

  Единодушное признание этого факта не исключает весьма различного его истолкования. Некоторые учёные рассматривают его как результат «океанизации», т. е. преобразования материковой коры в океаническую. Процесс океанизации связывают с образованием очагов плавления в мантии, ассимилирующих опускающиеся в них крупные блоки литосферы, что приводит в сочетании с излияниями на поверхность базальтов к исчезновению гранитного слоя, общему утяжелению коры и образованию на месте ранее существовавшего материка океанической впадины.

  С другой стороны, всё более распространяются взгляды на образование океанов путём раздвижения блоков материковой коры и обнажения подстилающего субстрата. Эти идеи дрейфа материков (мобилизма, или эпейрофореза) подкрепляются данными палеогеографии, поскольку без их принятия трудно объяснить несоответствие между расположением климатических поясов геологического прошлого и современных географических полюсов. Приводятся также аналогичные аргументы, основанные на несоответствии вычисленных по данным остаточной намагниченности горных пород палеомагнитных широт и ориентировки магнитных меридианов прошлого современному положению магнитных полюсов, и т.п.

Назад к карточке книги "Большая Советская Энциклопедия (ЗЕ)"