Осадочная оболочка Земли
Схема строения осадочной оболочки Земли. Глобальные неоднородности строения осадочной оболочки Земли. Строение осадочной оболочки океанов. Средний химический состав осадочных и вулканических пород осадочной оболочки Земли. Общая площадь пелагиали океана.
| Рубрика | Геология, гидрология и геодезия |
| Вид | реферат |
| Язык | русский |
| Дата добавления | 24.02.2019 |
| Размер файла | 36,3 K |
Отправить свою хорошую работу в базу знаний просто. Используйте форму, расположенную ниже
Студенты, аспиранты, молодые ученые, использующие базу знаний в своей учебе и работе, будут вам очень благодарны.
Размещено на http://www.allbest.ru/
Размещено на http://www.allbest.ru/
Казанский (Приволжский) Федеральный Университет
Институт Геологии и Нефтегазовых Технологий
Кафедра геологии и геохимии горючих ископаемых
РЕФЕРАТ
По дисциплине: Общая геохимия
Тема: Осадочная оболочка Земли
Выполнил: Студентка 3 курса
дневного отделения
группы № 03-601
Антонова Екатерина Сергеевна
Проверил преп:
Николаев Анатолий Германович
Казань ? 2018 г.
Оглавление
Введение
1. Схема строения осадаочной оболочки Земли
2. Глобальные неоднородности строения осадочной оболочки Земли
3. Строение осадочной оболочки океанов
4. Средний химический состав осадочных и вулканических пород осадочной оболочки Земли
Заключение
Список литературы
Введение
осадочный оболочка земля океан
На основе обобщения огромного массива эмпирических данных геологии и геохимии разработана количественная модель строения, вещественного состава и эволюции осадочной ободочки Земли. Получены оценки объемов, масс, мощностей, скоростей седиментации и эрозии, распространенности, литологического и химического состава важнейших типов осадочных и вулканических пород платформ, геосинклиналей и орогенных областей континентов, их окраин и океанов. Прослежена эволюция петрографического и химического состава осадочных и магматических пород областей эрозии и осадконакопления континентов.
1. Схема строения осадаочной оболочки Земли
В концентрической структуре Земли осадочная оболочка (стратисфера) образует самый верхний твердый слой, сложенный слоистыми неметаморфизованными осадочными и вулканическими (супракрустальными) породами. Этот слой не сплошной и выклинивается в направлении к древним щитам и срединным океаническим хребтам (табл. I). Из 149 млн км2 площади материков и островов осадочный чехол покрывает лишь 119 млн км2, т.е. 80% общей площади суши. Из них на область распространения платформенных супракрустальных пород приходится 44%, геосинклинальных -- 25% и орогенных - 11% площади. На поверхность остальной части суши выходят докембрийские кристаллические породы щитов.
На материках осадочная оболочка залегает на ''гранитно-метаморфическом” слое и сложена породами преимущественно фанерозойского и позднепротероэойского возраста, хотя известны и более древние не очень сильно метаморфизованные осадки протоплатформ, но их распространение весьма невелико. Согласно измерениям X. Блата и Р. Джонса, по площади наиболее распространены кайнозойские осадки (33%). С увеличением геологического возраста площади выходов осадочных пород последовательно убывают, а кристаллических, наоборот, растут. Возраст отложений континентальных окраин (шельфов и материковых склонов) аналогичен возрасту пород континентов. Они выклиниваются в сторону океана и развиты на площади, приблизительно равной 64 млн км2, что составляет около 13% общей площади земного шара.
Осадки океанов лежат на II сейсмическом (базальтовом) слое и значительно уступают по своему стратиграфическому охвату породам континентальной части осадочной оболочки. Самые древние осадки I сейсмического слоя, вскрытые глубоководным бурением с корабля "Гломар Челленджер”, относятся к верхней юре и покрываются отложениями мела, палеогена, неогена и четвертичной системы. Их возраст и мощности закономерно убывают к срединным океаническим хребтам (184]. С уменьшением возраста увеличивается площадь их распространения. Согласно теории тектоники плит, океанические осадки древнее юрских накапливались в геологическом прошлом, но впоследствии были уничтожены (ассимилированы) в зонах субдукции при поддвигании океанической коры под континенты.
Общая площадь пелагиали океана составляет 297 млн км2. Из них 226 млн км2 приходится на осадки I сейсмического слоя, которые распространены в пределах океанических плит и глубоководных котловин, занимающих 76% общей площади пелагиали океанов. Остающийся 71 млн км2 пелагиали приходится на срединные океанические хребты, практически лишенные осадочного покрова. Здесь на поверхность дна выходят породы базальтового слоя, лишь местами прикрытые четвертичными и неогеновыми осадками.
Мощность осадочной оболочки колеблется на площади в широких пределах, сообразно с изменениями структуры континентов и океанов. Амплитуды колебания достигают 20-30 км и более, с максимумами в геосинклиналях, краевых платформенных впадинах типа Прикаспийской и в глубоких прогибах шельфа. В среднем же для всей Земли мощность стратосферы составляет 2,2 км (см. табл. I), что соответствует всего лишь 113000 радиуса планеты. Средние мощности стратосферы последовательно уменьшаются в ряду глобальных структур от континентов (5,1 км) к шельфам и материковым склонам (3,9 км), а затем к океаническому ложу (0,4 км). На континентах они убывают от геосинклиналей (11,3 км) к орогенным областям (6,2 км) и платформам
Общий объем пород осадочной оболочки континентов (720 * IO6 км 3), их окраин (250 * IO6 км3) и океанов (115 * IO6 км3) составляет, по данным последних измерений, 1085 -IO6 км3. Однако эта оценка получена без учета Антарктиды, по которой практически отсутствуют данные. Мы попытались грубо оценить суммарный объем фанерозойских и верхнепротерозойских отложений этого континента (Кднт). При подсчете исходили из аналогии с другими материками Гондваны (Южная Америка, Африка, Австралия), общая площадь (57,4 * IO6 км2) и общий объем отложений которых (184,8 * IO6 км3) известны (табл. 2). Зная общую площадь Антарктиды (14,0 * * IO6 км2) и делая допущение, что объемы отложений неогея грубо пропорциональны площади материков, находим, что объем отложений неогея Антарктиды составляет: * ант = (184,8X 14)/57,4«45,1 * IO6 км3. Принимая в расчет эту приближенную оценку, получаем, что общий объем отложений неогея континентов приблизительно равен 765 млн км3, а суммарный объем пород осадочной оболочки Земли в целом достигает 1130 млн км3 (см. табл. I ) . Это составляет 11% объема земной коры и 0,1% общего объема Земли. В единицах массы эти величины дают соответственно 9% массы коры и 0,05% массы Земли, если принять массу осадочной оболочки равной 26,90 IO23 г1. Таковы масштабы рассматриваемого нами объекта.
Правильность оценки общего объема пород осадочной оболочки Земли подтверждают недавние подсчеты американских геологов Дж. Соутема и В. Хэя и советских тектонистов В.Е. Хайна, Л.Э. Левина и Л.И. Тулиани , произведенные ими независимыми методами. По результатам этих работ, общий объем пород стратосферы равен соответственно 1115 млн и 1104 млн км3. Поражает совпадение этих результатов (1130 млн км3), от которых оценка Дж. Соутема и В. Хэя отличается всего лишь на - 1,3%, а оценка В.Е. Ханна и сотрудников - на -2,3%, при этом, однако, существуют заметные расхождения в схемах распределения общих объемов отложений по основным структурам осадочной оболочки.
От этих глобальных оценок объемов осадков резко отличаются результаты Н.Я. Kyнина (970 * IO6 км3). Его подсчеты основаны главным образом на геофизических данных только по Евразии с последующей экстраполяцией результатов на другие материки Правомочность такой экстраполяции вызывает у нас большие сомнения, если учесть коренные различия в распределении объемов отложений Лавразии и Гондваны.
2. Глобальные неоднородности строения осадочной оболочки Земли
Основной объем пород оболочки (67,8%) сосредоточен на материках, занимающих лишь 29,2% земной поверхности. Континентальный блок, т.е. континенты вместе с шельфом и материковым склоном, контролирует 89,9% объема пород оболочки, охватывая при этом лишь 41,8% площади планеты. На ложе океанов, занимающее 58,2% общей площади, приходится лишь 10,1% общего объема пород стратосферы.
Неравномерность распределения объемов и масс осадочной оболочки прослеживается и в пределах каждой из глобальных структур. Так, на континентах ярко выражены три системы неоднородностей.
Неоднородность, связанная с делением материков на два блока. Северный блок материков - Лавразия - и южный - Гондвана - отличались друг от друга в неогее, т.е в фанерозое и позднем протерозое, режимом вертикальных движений. На материках Лавразии, занимающих немногим более половины суммарной площади континентов (77,6 * IO6 км2), залегают 2/3 общего объема пород континентальной части оболочки, тогда как на материках Гондваны всего лишь 1/3. К этому следует добавить, что 2/3 общей площади континентальных щитов сосредоточено именно здесь. Характерно, что на материках Гондваны в геосинклинальных и орогенных областях накопился меньший объем отложений (61%), чем на материках Лав разии (72%). Показательны также отличия в пропорциях пород между этими блоками. На Гондване шире представлены терригенные формации, слагающие 76% общего объема отложений неогея, а в Лавразии -- лишь 60%. При этом доля континентальных осадков и наземных вулканитов на Гондване почти вдвое выше (25,6%), чем в Лавразии (16,0%), где значительно шире представлены карбонатные породы (17,3 и 10,2% соответственно), эвапориты (1,2 и 0,6% соответственно) и продукты подводного вулканизма (10,5 и 6,7%, соответственно). Все это вместе взятое свидетельствует о более высокой активности в неогее погружений земной коры в Лавразии и ее поднятий на Гондване. Каждому материку присущи свои специфические особенности в распределении формаций (см. табл. 3). Так, для Евразии характерно максимальное распространение в неогее эвапоритовых формаций, для Северной Америки -- карбонатных и подводновулканогенных, для Южной Америки - молассовых и наземно-вулканогенных, для Африки - континентальных и ледниковых; для Австралии - подводно-вулканогенных и флишевых формаций. Контрасты еще более усиливаются, если рассматривать индивидуальные платформы, геосинклинали и орогенные области. Так, областью наиболее широкого развития фанероэойских карбонатных пород является Восточно-Европейская (Русская) платформа (43,2% от общего объема отложений), соленосных и угленосных формаций - Сибирская платформа (22,3 и 19,5% соответственно); континентальных обломочных формаций - Южно-Американская платформа (40%); ледниковых формаций - Африканская платформа (0,5%), подводно-вулканогенных (24,1%), флишевых (16,4%) и кремнистых (4,0%) формаций -- Австралийские геосинклинали; молассовых формаций -- орогенные области Южной Америки; наземных вулканогенных формаций -- орогены Австралии (19,5%) и т.п. (табл. 4).
Неоднородности, связанные с тектонической зональностью континентов. Вторая система неоднородностей в распределении объемов пород осадочной оболочки континентов обусловлена существованием тектонической зональности и разными скоростями седиментации и эрозии на платформах, в геосинклинальных и орогенных областях. Более 2/3 общего объема отложений оболочки (69,2%) сосредоточено в мобильных зонах - геосинклиналях (56,0%) и в орогенных областях (13,2%), а на платформах - лишь 1/3 (30,8%). Различия между стабильными и мобильными зонами коры континентов сказываются и в пропорциях слагающих их пород. В геосинклиналях гораздо шире, чем в других структурных зонах, распространены морские -глинистые породы (50,1%), флиш (8,4%) и подводные вулканиты (16,6%), В орогенных областях распространенность морских песчано-глинистых (25,6%) и карбонатных (4,8%) формаций резко редуцирована, но зато среди терригенных отложений господствуют молассы (40,8%). Здесь шире, чем в других зонах, представлены угленосные формации (9,6%) и наземные вулканиты (12,1%). На платформах более чем где бы то ни было на континентах, распространены карбонатные породы (28,8%), континентальные песчано-глинистые отложения (18,1%) и эвапориты (2,9%). Если даже исключить из рассмотрения эффузивы как породы, генетически не связанные с осадочной оболочкой, то расхождения в распространенности важнейших типов осадочных пород в главных структурных зонах континентов все равно останутся значительными (табл. S). Так, например, распространенность песчаных пород в стабильных и мобильных зонах весьма различна. Они образуют нарастающий ряд от платформ (22,1%) к геосинклиналям (27,1%) и орогенным областям (42,1%), тогда как распространенность карбонатных пород, наоборот, снижается в этом ряду от платформ (29,9%) к геосинклиналям (13,0%) и орогенам (5,5%). Максимальное распространение глин и глинистых сланцев (56,1%), а также кремнистых пород (3,7%) присуще геосинклиналям, а эвапоритов -- платформам (3,0%). Давно известны качественные различия между однотипными породами этих зон, которые определяют существование специфических их разновидностей в отложениях каждой структурной зоны континентов, а также существенные отличия в минералогических ассоциациях пород и их химических составах.
Неоднородности по вертикальному разрезу осадочной оболочки континентов. Значительные неоднородности в распределении объемов и в распространенности формаций наблюдаются также по вертикальному разрезу осадочной оболочки континентов. Они проявляются прежде всего в том, что отсутствует пропорциональность между объемами пород крупнейших стратиграфических комплексов неогея и их абсолютной длительностью. Так, например, почти половина общего объема пород стратосферы континентов (45%) заключена в палеозойских толщах, которые накопились за 325 млн лет, что соответствует лишь 20% общей длительности неогея (1,6 млрд лет). В противоположность этому отложения позднего протерозоя слагают лишь 16% объема пород оболочки, а продолжительность этого стратиграфического подразделения значительно превышает половину обшей длительности неогея (64%). Возникновение этой неоднородности связано, по-видимому, с действием двух факторов: различием в скоростях седиментации на разных этапах неогея (меньшие скорости в позднем протерозое) и процессами эрозии и выветривания, которые могли уничтожить часть первоначального объема пород. О масштабах потерь можно судить лишь статистически, полагая, что чем древнее осадочные толщи, тем большей была вероятность их разрушения. Исходя из этого предположения, следует ожидать, что относительная масса осадочных пород должна постепенно уменьшаться от молодых к древним. К такому выводу в свое время пришли К. Грегор, а затем Р. Гаррелс и Ф. Маккензи. Эти исследователи утверждали, что относительная масса осадочных пород должна уменьшаться по экспоненциальному закону от современности к далекому прошлому. Пользуясь их методом, по данным табл. 6 автор построил гистограмму, на которой нанесены относительные массы осадочных пород, приходящиеся в каждом периоде фанерозоя на единицу времени, т.е. на I млн лет. Вопреки ожиданию график не обнаруживает закономерного убывания с возрастом массы всех осадочных пород и, в частности, даже массы наименее устойчивых карбонатных пород, а выявляет лишь периодические их колебания. Это дает право утверждать, что глобально значимого уничтожения масс осадочных и вулканических пород в течение фанерозоя не происходило, а наблюдаемые колебания были обусловлены прежде всего периодическими изменениями интенсивности осадконакопления и вулканизма во времени. Несомненно, что происходившее в действительности частичное уничтожение фанерозой ских осадков в значительной степени перекрывалось периодическими колебаниями темпов их накопления. Более дифференцированные подсчеты, проведенные мною впоследствии, с рассмотрением этой проблемы для крупнейших структурных зон континентов в отдельности, показали, чго действительно на платформах убывания массы осадочных пород, включая массы карбонатов и массы вулканических пород, в ходе времени не происходит. В геосинклиналях же снижение массы пород в единицу времени затрагивает лишь карбонатные породы, а в орогенных областях достаточно четко проявляется тенденция к уменьшению относительной массы всех типов пород по закону, близкому к экспоненциальному. Таким образом, орогенные структурные зоны континентов представляли собой в фанерозое области наиболее интенсивной денудации и разрушения ранее образованных осадков и вулканитов. Рассматривая более крупные интервалы времени, равные целым эрам или близким к ним геохронологическим интервалам с охватом всего неогея (Kz, Mz, Pz2+3, Pz1, V, R3, Rj _ 2 ) > четко выявляем тенденцию к уменьшению относительной массы осадочных и вулканических пород. Еще более отчетливо эта тенденция выражена при раздельном рассмотрении отдельных глобальных структур, причем наиболее быстрый полупериод разрушения пород устанавливается в орогенных областях.
Существенные сдвиги в пропорциях формаций происходят по стратиграфическому разрезу. Они особенно контрастны, если сравнивать фанерозойский и верхнепротеро30 зойский срезы осадочной оболочки континентов. В верхнем протерозое господствуют терригенные породы (79%) при ограниченном развитии карбонатных (11%) и вулканических (8%) и весьма незначительном распространении эвапоритов (0,4%). В фанерозойских же толщах роль терригенных пород более скромная (67%), тогда как карбонаты и вулканиты гораздо больше распространены (16 и 14% соответственно), а количество эвапоритов почти втрое выше, чем в протерозое (1,1%).
Весьма показательно значительное распространение молассовой и флишевой формаций в фанерозое при слабом их развитии в верхнем протерозое.
3. Строение осадочной оболочки океанов
А. Полдерварт был первым приблизительно оценившим общий объем океанических осадков, приняв площадь глубинной океанической области равной 286 IO6 км2, а среднюю мощность слоя неуплотненных океанических осадков по сейсмическим данным за 0,6 км. Последующие подсчеты, опиравшиеся на результаты глубоководного бурения дна океанов и обширные сейсмические исследования, внесли существенные уточнения (в сторону понижения) результатов А. Полдерварта, Ho порядок величины остался тем же. Для современного этапа количественных исследований характерны попытки получить дифференцированные оценки объемов отложений по отдельным стратиграфическим комплексам осадочного слоя океанов с определением в каждом из них объемной распространенности слагающих их важнейших типов осадков. Эту задачу с той или иной детальностью разными методами решали А.П. Лисицын [61, 62]1, Дж.Соутеми В. Хэй, А.Б. Ронов, В.Е. Хайн и А.Н. Балуховский. Для последних это стало возможным лишь по завершении работ по составлению серии карт литологических формаций океанов для всех отделов верхнего мезозоя и кайнозоя, с верхней юры до плиоцен. При построении карт были использованы все доступные материалы глубоководного бурения, драгирования, сейсмостратиграфии, опробования поршневыми трубками, а также результаты региональных глобальных обобщений, полученных в отечественных и зарубежных исследованиях океанических формаций.
На картах ''Атласа” показаны распространение и мощности основных типов океанских литологических формаций. Они объединяются в соответствии с классификацией ПЛ. Безрукова и И.О. Мурдмаа в две группы: пелагические и гемипелагические или приконтинентальные. Накопление гемипелагических формаций происходило в условиях интенсивного выноса терригенного материала с континентов приконтинентальные зоны океанов (например, турбидиты). Границы отдельных океанов проведены нами, так же, как в работе, посвященной глобальному вулканизму океанов, а областей собственно океанской седиментации - согласно геологическим картам Атлантического, Индийского и Тихого океанов. Из рассмотрения исключены площади шельфов, материковых склонов, областей развития незрелой континентальной карты остров дужных систем, т.е. областей развития новообразованной континентальной коры, а также внутренние и окраинные моря. Эти области изучены отдельно и измерение объемов их осадков производилось по картам литологических формаций континентов и континентальных окраин, составленных в масштабе I: 25 ООО ООО. Полученные результаты изложены в работе.
Измерение площадей современного распространения важнейших типов океанских осадков и их объемов велось по картам литологических формаций океанов отдельно для Тихого, Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов. Погрешности измерения площадей лежат в пределах ± 5%, а объемов - ± 10%, причем величин погрешностей убывает вверх по стратиграфической шкале. Результаты измерения площадей и объемов, а также подсчетов производных параметров сведены в табл. 9, IC
Общая площадь распространения современных океанских осадков 28S * IO6 км2.Она непостоянна и изменяется в зависимости от возраста осадков. В каждом из океанов эта площадь закономерно увеличивается снизу вверх по стратиграфической шкале от минимальной у верхнеюрских отложений к максимальной у плиоценовых.
Наибольшая площадь океанской седиментации приходится на Тихий океан 146 км2, или 52% общей площади распространения пелагических и гемипелагическихосадков Мирового океана. Далее в порядке убывания площади следует Атлантический (71 км2, или 25%), Индийский (64 или 22%) и Северный Ледовитый (4 км2, или 1%) океаны.
Общий объем осадков Мирового океана достигает 115 * IO6 км3, а без четвертичных-- приближается к 100 * IO6 км3. Он более чем втрое уступает суммарному объему (366 * IO6 км3) синхронных отложений (Je-N2) континентов (188 * 10 км) и континентальных окраин (178 * IO6 км3). Если допустить, что субдукция имела место в прошлые геологические периоды, то количество пелагических осадков, поглощенных в зонах Заварицкого-Беньофапри поддвиге океанической коры под континенты должно возрастать с увеличением возраста этих осадков. По приблизительным расчетам А.П. Лисицына, за последние169 млн лет, т.е. с поздней юры до современной эпохи, в зоны субдукции ушло225 км3 пелагического и гемипелагического осадочного материала. Приняв эту величину и добавив к ней рассчитанный нами объем сохранившихся осадков (100 км3), а также объем четвертичных, рассчитанный приближенно (15 км3) и равный половине объема осадков плиоцена, получим, что общий объем осадков, накопившихся на океанском ложе в течение Jj- Q, должен был достигать 340 км3.
Рассмотрим теперь, как распределяются по океанам объемы сохранившихся океанских осадков. Наибольший приходится на Тихий океан (37 км3), немногим уступают ему объемы осадков Атлантического (33 км3) и Индийского (26 км3), тогда как на Северный Ледовитый приходится всего лишь 4 км3гемипелагических осадков.
Неоднородность строения осадочной оболочки прослеживается и в океанах. Здесь она выражена гораздо слабее, чем на континентах. Тем не менее океаны отличаются друг от друга особенностями строения и литологического состава отложений I сейсмического слоя, прежде всего средней объемной распространенностью важнейших типов осадков и фациальными условиями их накоплени. В ряду от Тихого Атлантическому, Индийскому и Северному Ледовитому океану нетрудно проследить закономерное изменение вклада различных фациальных обстановок накопления осадков общий баланс седиментации. В ряду растет распространенность мелководных морских (от 2 до 10%) и гемиплегических (от 44 до 90%) формаций, а распространенность формаций пелагических снижается (от 53% до 0).
В Тихом океане по сравнению с другими океанами наиболее широко представлены карбонатные (43%), кремнистые (11%) и гляциально-морские (5%) осадки, а также красные глубоководные глины (10% от общего объема осадков). В его разрезе практически отсутствуют битуминозные черные глины, сравнительно мало турбидитов (8%)и серо-зеленых глубоководных глин (0,5%). Суммарный объем всех типов глинистых осадков здесь минимальный (26%) по сравнению с другими океанами.
В Атлантическом океане, наоборот, глинистые осадки слагают почти половину общего объёма отложений (49%), причем здесь гораздо шире, чем в других океанах, развиты битуминозные черные глины (6%) и серо-зеленые глубоководные глины (5%). Отличительной чертой I слоя осадков Индийского океана является исключительно большой27%) вкладе строение его разреза преимущественно дельтовых турбидитов (реки Инд, Ганг, Брахмапутра) и минимальный по сравнению с другими океанами пай гляциально-морских (2%) и кремнистых (3%) осадков. В Северном Ледовитом океане господствующим типом осадков являются гемипелагические глины (72%) при полном отсутствии осадков пелагических.
Достаточно определенно выделяются две группы океанов, отличающиеся друг от друга по особенностям строения и литологического состава осадков. Первая группа охватывает молодые океаны -- Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый, а ко второй относится древний Тихий океан. В молодых океанах гемипелагические осадки преобладают по объему над пегалигческими, глинистые формации -над карбонатными при значительном вкладе турбидитов, мелководных морских отложений и сравнительно слабом развитии кремнистых илов, гляциально-морских осадков и вулканитов. В континентальном обрамлении этих океанов пассивные окраины резко преобладают над активными. Особенности Тихого океана диаметрально противоположны.
В его пределах пелагические осадки преобладают по объему над гемипелагическими, карбонатные формации -- над глинистыми при незначительном вкладе турбидитов, мелководных морских отложений и весьма широком распространении кремнистых
4. Средний химический состав осадочных и вулканических пород осадочной оболочки Земли
Оценки среднего химического состава важнейших типов осадочных и вулканических пород платформ, геосинклиналей и орогенных областей континентов и пелагиали океанов опираются на данные об их объемной распространенности и на результаты обобщения многих тысяч химических анализов. Они показывают, что одни и те же типы пород отличаются друг от друга по своему составу в зависимости от геотектонических фациальных условий их формирования и геологического возраста. В песчаных порода наблюдается последовательное снижение среднего содержания SiO2в ряду структур от платформ к геосинклиналям и орогенным прогибам. Это связано с более глубоким выветриванием исходных материнских пород (гранитоидов и гранито-гнейсов щитов), первично обогащенных кварцем, длительной миграцией и перемыванием продуктов выветривания и более медленным их захоронением на платформах по сравнению с мобильными зонами. В том же ряду структур убывает в песках и глинах содержание K2O и растет содержание MgO. Эти тенденции в значительной мере связаны с составом пород питающих провинций, поскольку продукты разрушения гранитоидов, сносившихся со щитов преимущественно на платформы, обогащены калиевым материалом (ортоклазом, микроклином и слюдой), тогда как производные разрушения основных и ультраосновных эффузивов, обогащенные магнием, тяготеют преимущественно к геосинклинальным и орогенным поднятиям, питая магнием пески и глины мобильных зон. Карбонатные же породы этих зон сравнительно бедны магнием, характерным для платформенных верхнепротерозойских палеозойских карбонатов, что определялось прежде всего благоприятными фациальными условиями накопления доломитов преимущественно в центральных пространствах мелководных платформенных морей и в прибрежных зонах у стабильной суши. Значительные содержания Na2O в основных эффузивах и достаточно широкое присутствие в них плагиоклазов предопределили обогащение натрием песков и глингеосинклиналей и в меньшей степени -- орогенных областей в отличие от терригенных пород платформ. В геосинклинальных песках и в особенности в глинах и сланцах отмечается четко выраженный минимум содержания воды, определявшийся здесь наиболее интенсивным гравитационным уплотнением пород и их сжатием в процессе складчатости.
Для геосинклинальных песков и глин характерен также минимум в содержании летучих компонентов. По данным табл. 15,16 выявляются отличия состава совокупности осадочных пород платформ, геосинклиналей, орогенных областей континентов и пелагиали океанов. В этих таблицах выведены средние составы осадочных комплексов каждой структурной зоны исходя из объемной распространенности слагающих их литологических типов пород с учетом и без учета присутствующих в разрезах эффузивов. Серия графиков, построенная по этим данным, иллюстрирует отличия в средних составах осадочного чехла главных глобальных структур и показывает их закономерный характер. Так, в ряду структурных зон на профиле от пелагиали океанов к платформам, а затем к геосинклиналям континентов в осадках закономерно возрастает среднее содержание кремнезема. Однако средняя величина алюмо-кремневого модуля (Al2O3ZSiO2), являющегося мерой интенсивности разделения кремнезема и глинозема в процессах литогенеза, остается в этом ряду структур практически неизменной. Величина же алюмо-кремневого модуля в слагающих эти комплексы песках и в меньшей мере глинах колеблется в ряду тех же структур в достаточно широких пределах. Эти факты дают основание полагать, что процессы разделенияSiO2 и Al2O3, проявляющиеся с различной интенсивностью в отдельно взятых типах пород разных структурных зон континентов и океанов, взаимно компенсируются при рассмотрении всей совокупности терригенных пород в каждой из глобальных зон осадочной оболочки Земли, приводя в конечном счете к единому общему уровню средних значений модуля. Такая общепланетарная нивелировка результатов процессов дифференциации осадочного вещества определяется, как мы увидим ниже средней величиной отношения кремнезема к глинозему в материнских породах кристаллической коры.
Количество CaO в осадочных толщах последовательно нарастает в ряду структур от мобильных зон континентов (геосинклинальных и орогенных прогибов) к стабильным зонам (платформам) и достигает максимума & океанах, I сейсмический слой которых более чем вдвое богаче кальцием, чем осадочная толща мобильных областей континентов. В противоположность этому среднее содержание MgO1минимальное в осадках океанов, вдвое увеличивается в ряду структур к платформам. Минимально также в осадочной толще океанов содержание K2O и NajO, которые более всего накапливаются в геосинклинальных осадках. В сторону океанов закономерно нарастает окисленность железа.
При сопоставлении среднего химического состава осадочной оболочки континентов целом со средним составом осадочного слоя океанов выявляются значительные отличия в составе этих двух частей стратосферы Земли. Осадочная оболочка континентов гораздо богаче кремнеземом, железом, натрием, калиеми магнием, тогда как океанические осадки отличаются почти вдвое более высоким содержанием кальция и втрое большей величиной отношений CaO/MgO и Fej O3ZFeO.
Осадки океанов отличаются от осадочных пород континентов не только химическим, но и минералогическим составом. Для них характерно преобладание среди глинистых минералов монтмориллонитовых ассоциаций, в частности ферримонтмориллонита, тогда как в осадочных толщах континентов преимущественно развиты гидрослюдистые ассоциации, особенно в глубоко залегающих древних горизонтах, а монтмориллонитовые ассоциации широко распространены лишь в верхних этажах разреза.
Закономерные глобальные изменения среднего химического состава присущи не только осадочным, но и вулканическим комплексам пород. В ряду глобальных структур от пелагиали океанов к платформам, а затем к геосинклинальным и орогенным областям континентов прослеживается строгая зависимость среднего состава вулканических комплексов от тектонического режима этих структур. Графики, построенные по этим данным, указывают на последовательный рост средних содержаний кремнезёма, щелочей и средних величин отношенийFe20 3/Fe0 и CaO/MgO в вулканических комплексах в ряду глобальных структур. Некоторое отклонение от этой закономерности наблюдается у щелочей (K2Oи Na2O), образующих на фоне общего роста содержаний минимумы в геосинклиналях. Противоположно направленная тенденция снижения средних содержаний устанавливается для FeO, MgO, MnO, суммы железа и щелочных земель в комплексах вулканитов от океанов к орогенам. Эта же тенденция прослеживается уTiO2 и P2O5, но только в пределах континентальных структур с отклонением от общей тенденции в океанах в связи с преобладанием здесь толеитовых базальтов. Аномальный рост средней величины Na20/K20 на фоне общего ее падения обнаруживается геосинклиналях.
Приведенные обобщения, опирающиеся на огромный аналитический материал, взвешенный объемной распространенности пород в вулканических комплексах главных структурных зон Земли, свидетельствует прежде всего о том, что средние химические составы вулканических комплексов находятся в прямой зависимости от тектонического режима вулканических излияний. С ростом мобильности земной коры в ряду структур происходит закономерный рост кислотности и щелочности вулканических комплексов, степени окисленность слагающих их пород и относительное обогащение кальцием, достигающее максимальных значений в орогенных областях. Параллельно наблюдается обеднение вулканических комплексов закисным железом, магнием и марганцем.
Средний химический состав вулканических комплексов ложа океанов и срединных океанических хребтов отвечает составу толеитовых базальтов, на платформах -- составу основных магматических пород, в геосинклиналях - андезита-базальтам, а в орогенных областях - андезито-дацидам, обогащенным по сравнению с геосинклинальными вулканитами калием.
Установленные закономерности изменения среднего химического состава вулканических комплексов на геотектоническом профиле Земли коррелируют с последовательными закономерным ростом средних скоростей погружения земной коры в ряду глобальных структур от океанов к мобильным зонам континентов. Продолжая сопоставления, сравним теперь средний химический состав осадочной оболочки Земли в целом со средним составом гранитно-метаморфического слоя континентов (табл. 19). Они отличаются друг от друга прежде всего содержаниями летучих компонентов, щелочных земель и щелочей. Устанавливается многократное обогащение пород стратосферы летучими. Среднее содержание кальция здесь почти втрое выше, чем в гранитно-метаморфическом слое, несколько повышено содержание магния как следствие этого -- более высокая величина отношения CaO/MgO. В противоположность этому в осадочной оболочке почти вдвое ниже концентрация Na2O, заметно ниже -- K2O и соответственно меньше средняя величина отношения Na2O//K2O. Почти в два раза возрастает в стратосфере средняя величина отношения Fe2O3ZFeO, на 15% снижается содержание SiO2, практически неизменной остается величина алюмо-кремневого модуля. Таким образом, получают подтверждение выводы автора и А.А. Ярошевского,сформулированные более 20 лет назад, о том, что фундаментальной особенностью пород стратосферы является отчетливо выраженное отличие их состава от среднего состава пород гранитно-метаморфического слоя континентального блока, которые являются одним из главных источников вещества осадков по крайней мере для последних 1,6 млрд лет земной истории. Это отличие прежде всего проявляется резко повышенном содержании в стратосфере и непосредственно с нею связанной гидросфере воды, углекислоты, органического углерода, а также серы, хлора, фтора, бора и других избыточных летучих, что рассматривается всеми геохимиками как указание на непосредственное выделение их из мантии в процессе дегазации.
Нашла подтверждение и другая важная особенность состава осадочных пород стратосферы-- высокое содержание в них кальция, что до сих пор остается самой загадочной чертой геохимии поверхностных оболочек. Несколько завышено в стратосфере и содержание MgO. Весьма характерны также пониженные содержания натрия и калия и слегка сдвинутое в пользу калия отношения (Na/K). Окислительные условия на земной поверхности определяют более высокое отношение Fe20 3/Fe0 в осадочных породах, а также повышенное содержание в них сульфатной серы. Ничтожный рост величины алюмо-кремневого модуля в стратосфере по сравнению с гранитно-метаморфическим слоем свидетельствует о том, что постоянство отношения глинозёма к кремнезему, установленное для осадочной оболочки континентов и океанов, унаследовано от гранитно-метаморфического слоя земной коры.
Заключение
Рассмотрены исходные факты и количественные закономерности строения и истории развития осадочной оболочки Земли. Дана оценка объемов масс, распространенности и химического состава пород для оболочки в целом и крупнейших ее структурных зон в пределах материков и океанов. Прослежена закономерная тенденция к периодической смене пород, формаций и их составов в течение геотектонических циклов.
Эта схема коррелируется с периодическими же изменениями скоростей вертикальных движений коры, интенсивности наземного и подводного вулканизма, чередованием трансгрессий и регрессий морей на континенты. Периодические колебания как бы накладываются на более общий, направленный во времени глобальный процесс последовательного сокращения площади геосинклиналей и соответствующий рост площади платформ, который сопровождается необратимым процессом эволюции состава, важнейших типов осадочных пород, геохимических процессов и условий на земной поверхности, развитием жизни, изменениями состава газов атмосферы и вод океана. Работа представляет интерес для геохимиков и геологов.
Список литературы
1. Мировой океан, строение осадочной толщи дна и ее формирование ? http://www.okeanavt.ru/proishojdenie-okeana/1028-stroenie-osadoshnoi-tolschi-dna-okeana-i-ee-formirovanie.html?start=3
2. Стратисфера или осаадочная оболочка Земли - А.Б. Ронов ; Москва «Наука» 1993г
3. Осадочная оболочка Земли ? https://www.twirpx.com/file/881739
Размещено на Allbest.ru
Подобные документы
Основные оболочки Земли: атмосфера, гидросфера, биосфера, литосфера, пиросфера и центросфера. Состав Земли и ее физическое строение. Геотермический режим Земли и его специфика. Экзогенные и эндогенные процессы и их влияние на твердую поверхность планеты.
реферат [24,1 K], добавлен 08.02.2011Создание модели внутреннего строения Земли как одно из самых больших достижений науки XX столетия. Химический состав и строение земной коры. Характеристика состава мантии. Современные представления о внутреннем строении Земли. Состав ядра Земли.
реферат [22,2 K], добавлен 17.03.2010Особенности строения Земли, свойства ее слоев. Характеристика земной коры и ее значение для людей. Строение мантии и ядра. Понятие горной породы, классификация по способу происхождения. Описание и свойства осадочных, магматических и метаморфических пород.
презентация [824,1 K], добавлен 04.04.2012Общая картина внутреннего строения Земли. Состав вещества земного ядра. Блоки земной коры. Литосфера и астеносфера. Строение фундамента Восточно-Европейской платформы. Краткая характеристика глубинного строения территории Беларуси и сопредельных областей.
контрольная работа [851,8 K], добавлен 28.07.2013Классификация горных пород по происхождению. Особенности строения и образования магматических, метаморфических и осадочных горных пород. Процесс диагенеза. Осадочная оболочка Земли. Известняки, доломиты и мергели. Текстура обломочных пород. Глины-пелиты.
презентация [949,2 K], добавлен 13.11.2011Внутреннее строение и история геологического развития Земли, её формирование и дифференциация недр, химический состав. Методы определения внутреннего строения и возраста Земли. Структура и химический состав атмосферы. Циркуляция атмосферы и климат Земли.
реферат [790,3 K], добавлен 14.03.2011Современные представления о внутреннем строении, химических элементах и составе Земли. Особенности строения континентальной и океанической типов коры. Ядро и его строение. Мантия и астеносфера, особенности их строения и положение в разрезе Земли.
контрольная работа [452,5 K], добавлен 17.02.2016Вулкан как один из элементов поверхности Земли, его структура и основные составляющие, причины, предпосылки возникновения и развития процессов. Климат как главный зональный компонент графической оболочки. Влияние вулканических процессов на климат.
дипломная работа [5,1 M], добавлен 23.08.2011Образование Земли согласно современным космологическим представлениям. Модель строения, основные свойства и их параметры, характеризующие все части Земли. Строение и мощность континентальной, океанской, субконтинентальной и субокеанской земной коры.
реферат [144,7 K], добавлен 22.04.2010Внутреннее строение Земли. Понятие мантии как геосферы Земли, которая окружает ядро. Химический состав Земли. Слой пониженной вязкости в верхней мантии Земли (астеносфера), его роль и значение. Магнитное поле Земли. Особенности атмосферы и гидросферы.
презентация [11,8 M], добавлен 21.11.2016
