Материки в свое время были сформированы из массивов земной коры, которая в той или иной степени выступает над уровнем воды в виде суши. Эти глыбы земной коры не один миллион лет раскалывались, сдвигались, части их сминались, чтобы предстать в том виде, которым известен нам сейчас.

Сегодня мы рассмотрим наибольшую и наименьшую мощность земной коры и особенности ее строения.

Немного о нашей планете

В начале формирования нашей планеты здесь действовали множественные вулканы, происходили постоянные столкновения с кометами. Лишь после того, как бомбардировки прекратились, раскаленная поверхность планеты застыла.
То есть ученые уверены, что изначально наша планета представляла собой бесплодную пустыню без воды и растительности. Откуда на ней взялось столько воды - до сих пор остается загадкой. Но не так давно под землей были обнаружены большие запасы воды, возможно, именно они и стали основой наших океанов.

Увы, все гипотезы о происхождении нашей планеты и ее составе являются скорее предположениями, чем фактами. Согласно утверждениям А. Вегенера, изначально Землю покрывал тонкий слой гранита, который в палеозойскую эру преобразовался в праматерик Пангею. В мезозойскую эру Пангея начала раскалываться на части, образовавшиеся материки постепенно отплывали друг от друга. Тихий океан, утверждает Вегенер, - это остаток первичного океана, а Атлантический и Индийский рассматриваются как вторичные.

Земная кора

Состав земной коры практически аналогичен составу планет нашей Солнечной системы - Венеры, Марса и др. Ведь основой для всех планет Солнечной системы послужили одни и те же вещества. А с недавних пор ученые уверены, что столкновение Земли с еще одной планетой, названной Теей, вызвало слияние двух небесных тел, а от отколовшегося осколка образовалась Луна. Это объясняет то, что минеральный состав Луны схож с составом нашей планеты. Ниже мы рассмотрим строение земной коры - карту ее слоев на суше и океане.

Кора составляет всего 1% от массы Земли. Преимущественно она состоит из кремния, железа, алюминия, кислорода, водорода, магния, кальция и натрия и еще 78 элементов. Предполагается, что в сравнении с мантией и ядром кора Земли - оболочка тонкая и хрупкая, состоящая преимущественно из легких веществ. Тяжелые же вещества, как считают геологи, спускаются к центру планеты, а самые тяжелые сосредоточены в ядре.

Строение земной коры и карта его слоев представлены на рисунке ниже.

Материковая земная кора

Кора Земли имеет 3 слоя, каждый из которых неровными пластами покрывает предыдущий. Большая часть ее поверхности - это континентальные и океанические равнины. Континенты также окружает шельф, который после обрывчатого изгиба переходит в континентальный склон (область подводной окраины материка).
Земная материковая кора делится на слои:

1. Осадочный.
2. Гранитный.
3. Базальтовый.

Осадочный слой покрывают осадочные, метаморфические и магматические горные породы. Мощность материковой земной коры составляет наименьший процент.

Типы материковой земной коры

Осадочные горные породы представляют собой скопления, среди которых находятся глина, карбонат, вулканогенные горные породы и другие твердые вещества. Это своеобразный осадок, который сформировался в результате тех или иных природных условий, которые раньше существовали на Земле. Он позволяет исследователям делать выводы по поводу истории нашей планеты.

Гранитный слой состоит из магматических и метаморфических горных пород, схожих с гранитом по своим свойствам. То есть не только гранит составляет второй слой земной коры, но вещества эти по составу очень с ним схожи и имеют примерно аналогичную прочность. Скорость его продольных волн достигает 5,5-6,5 км/с. Состоит он из гранитов, кристаллических сланцев, гнейсов и т. д.

Базальтовый слой слагается из веществ, по составу схожих с базальтами. Является более плотным в сравнении с гранитным слоем. Под базальтовым слоем протекает тягучая мантия из твердых веществ. Условно мантию от коры отделяет так называемая граница Мохоровичича, которая, по сути, разделяет слои различного химического состава. Характеризуется резким нарастанием скорости сейсмических волн.
То есть относительно тонкий слой земной коры является хрупкой преградой, отделяющей нас от раскаленной мантии. Толщина самой мантии составляет в среднем 3 000 км. Вместе с мантией движутся и тектонические плиты, которые, как часть литосферы, являются участком земной коры.

Ниже рассмотрим мощность материковой земной коры. Составляет она до 35 км.

Мощность материковой коры

Толщина земной коры варьируется от 30 до 70 км. И если под равнинами слой ее составляет всего 30-40 км, то под горными системами достигает 70 км. Под Гималаями толщина слоя доходит до 75 км.

Мощность материковой земной коры составляет от 5 до 80 км и напрямую зависит от ее возраста. Так, холодные древние платформы (Восточно-Европейская, Сибирская, Западно-Сибирская) имеют достаточно высокую мощность - 40-45 км.

При этом каждый из слоев имеет свою мощность и толщину, которая в разных областях материка может изменяться.

Мощность материковой земной коры составляет:

1. Осадочный слой - 10-15 км.

2. Гранитный слой - 5-15 км.

3. Базальтовый слой - 10-35 км.

Температура коры Земли

Температура повышается по мере углубления в нее. Считается, что температура ядра составляет до 5 000 С, однако эти цифры остаются условными, так как вид и состав его до сих пор не ясен ученым. По мере углубления в земную кору температура ее повышается каждые 100 м, однако ее цифры варьируются в зависимости от состава элементов и глубины. Океаническая земная кора имеет более высокую температуру.

Океаническая земная кора

Изначально, по предположениям ученых, Земля покрылась именно океаническим слоем коры, который несколько отличается по толщине и составу от материкового слоя. вероятно, возникла из верхнего дифференцированного слоя мантии, то есть по составу она очень близка к ней. Мощность земной коры океанического типа в 5 раз меньше, чем мощность материкового типа. При этом ее состав в глубоких и неглубоких районах морей и океанов друг от друга отличается несущественно.

Слои материковой коры

Мощность океанической земной коры составляют:

1. Слой океанической воды, толщина которого составляет 4 км.

2. Слой неплотных осадков. Мощность составляет 0,7 км.

3. Слой, сложенный из базальтов с карбонатными и кременистыми породами. Средняя мощность - 1,7 км. Он не выделяется резко и характеризуется уплотнением осадочного слоя. Этот вариант его строения называют субокеаническим.

4. Базальтовый слой, не отличающийся от континентальной коры. Мощность океанической земной коры составляет в этом слое 4,2 км.

Базальтовый слой океанической коры в зонах субдукции (зона, в которых один слой коры поглощает другой) превращается в эклогиты. Их плотность настолько высока, что они погружаются вглубь коры на глубину более 600 км, а затем опускаются в нижнюю мантию.

Учитывая, что наименьшая мощность земной коры наблюдается под океанами и составляет всего 5-10 км, ученые давно вынашивают идею начать бурение коры на глубине океанов, что позволило бы более подробно изучить внутреннее строение Земли. Однако слой океанической земной коры очень прочен, а исследования на глубине океана делают эту задачу еще более сложной.

Заключение

Земная кора, пожалуй, единственный слой, подробно изученный человечеством. А вот то, что находится под ней, до сих пор волнует геологов. Остается лишь надеяться, что однажды неизведанные глубины нашей Земли будут изучены.

Происхождение Земли. Как вам уже известно. Земля - небольшое космическое тело, часть Солнечной системы. Как же родилась наша планета? Ответить на этот вопрос пытались еще ученые античного мира. Существует много различных гипотез. С ними вы познакомитесь при изучении астрономии в старших классах.

Из современных взглядов на происхождение Земли наиболее распространена гипотеза О. Ю. Шмидта об образовании Земли из холодного газово-пылевого облака. Частицы этого облака, вращаясь вокруг Солнца, сталкивались, «слипались», образуя сгустки, нараставшие как снежный ком.

Существуют и гипотезы образования планет в результате космических катастроф - мощных взрывов, вызванных распадом звездного вещества. Ученые продолжают искать новые пути решения проблемы происхождения Земли.

Строение материковой и океанической земной коры. Земная кора - самая верхняя часть литосферы. Она представляет собой как бы тонкое «покрывало», под которым скрыты неспокойные земные недра. По сравнению с другими геосферами земная кора кажется тонкой пленкой, в которую обернут земной шар. В среднем толщина земной коры составляет всего 0,6% от длины земного радиуса.

Внешний облик нашей планеты определяют выступы материков и впадины океанов, заполненные водой. Чтобы ответить на вопрос, как они образовались, надо знать различия в строении земной коры. Эти различия вы можете установить по рисунку 8.

1. Какие три слоя составляют земную кору?
2. Какова толщина коры у материков? Под океанами?
3. Выделите два признака, отличающие материковую кору от океанической.

Как же объяснить различия в строении земной коры? Большинство ученых считает, что сначала на нашей планете образовалась кора океанического типа. Под влиянием процессов, происходящих внутри Земли, на ее поверхности образовались складки, т. е. горные участки. Толщина коры увеличилась, образовались выступы материков. Относительно дальнейшего развития материков и впадин океанов существует ряд гипотез. Одни ученые утверждают, что материки неподвижны, другие, наоборот, говорят об их постоянном движении.

В последние годы создана теория строения земной коры, основанная на представлении о литосферных плитах и на гипотезе дрейфа материков, созданной в начале XX в. немецким ученым А. Вегенером. Однако в то время он не мог найти ответа на вопрос о происхождении сил, перемещающих континенты.

Рис. 8. Строение земной коры на материках и под океанами

Плиты литосферы. Согласно теории литосферных плит земная кора вместе с частью верхней мантии не является монолитным панцирем планеты. Она разбита сложной сетью глубоких трещин, которые уходят на большую глубину, достигают мантии. Эти гигантские трещины делят литосферу на несколько очень больших блоков (плит) толщиной от 60 до 100 км. Границы между плитами проходят по срединно-океаническим хребтам - гигантским вздутиям на теле планеты или по глубоководным желобам - ущельям на океаническом дне. Есть такие трещины и на суше. Они проходят по горным поясам вроде Алышй-ско-Гималайского, Уральского и др. Эти горные пояса похожи на «швы на месте залеченных старых ран на теле планеты». На суше есть и «свежие раны» - знаменитые Восточно-Африканские разломы.

Выделяют семь громадных плит и десятки плит поменьше. Большинство плит включает как материковую, так и океаническую кору (рис. 9).

Рис. 9. Плиты литосферы

Плиты лежат на сравнительно мягком, пластичном слое мантии, по которому и происходит их скольжение. Силы, вызывающие движение плит, возникают при перемещении вещества в верхней мантии (рис. 10). Мощные восходящие потоки этого вещества разрывают земную кору, образуя в ней глубинные разломы. Эти разломы есть на суше, но больше всего их в срединно-океанических хребтах на дне океанов, где земная кора тоньше. Здесь расплавленное вещество поднимается из недр Земли и расталкивает плиты, наращивая земную кору. Края разломов отодвигаются друг от друга.

Рис. 10. Предполагаемое движение литосферных плит: 1. Атлантический океан. 2. Срединно-океанический хребет. 3. Погружение плит в мантию. 4. Океанический желоб. 5. Анды. 6. Подъем вещества из мантии

Плиты медленно перемещаются от линии подводных хребтов к линиям желобов со скоростью от 1 до б см в год. Этот факт был установлен в результате сопоставления снимков, сделанных с искусственных спутников Земли. Соседние плиты сближаются, расходятся или скользят одна относительно другой (см. рис. 10). Они плавают на поверхности верхней мантии, как куски льда на поверхности воды.

Если плиты, одна из которых имеет океаническую кору, а другая материковую, сближаются, то покрытая морем плита изгибается, как бы ныряет под континент (см. рис. 10). При этом возникают глубоководные желоба, островные дуги, горные хребты, например Курильский желоб. Японские острова, Анды. Если сближаются две плиты с материковой корой, то их края вместе со всеми накопленными на них осадочными породами сминаются в складки. Так образовались, например, на границе Евразийской и Индо-Австралийской плит Гималаи.

Рис. 11. Изменение очертаний материков в разное время

Согласно теории литосферных плит на Земле когда-то был один материк, окруженный океаном. Со временем на нем возникли глубинные разломы и образовалось два континента - в Южном полушарии Гондвана, а в Северном - Лавразия (рис. 11). Впоследствии и эти материки были разбиты новыми разломами. Образовались современные континенты и новые океаны - Атлантический и Индийский. В основании современных материков лежат древнейшие относительно устойчивые и выровненные участки земной коры - платформы, т. е. плиты, образовавшиеся в далеком геологическом прошлом Земли. При столкновении плит возникли горные сооружения. Некоторые материки сохранили следы столкновения нескольких плит. Площадь их постепенно увеличивалась. Так, например, образовалась Евразия.

Учение о литосферных плитах дает возможность заглянуть и в будущее Земли. Предполагают, что примерно через 50 млн лет разрастутся Атлантический и Индийский океаны, Тихий уменьшится в размерах. Африка сместится на север. Австралия пересечет экватор и придет в соприкосновение с Евразией. Однако это только прогноз, который требует уточнения.

Ученые пришли к выводу, что в местах разрыва и растяжения земной коры в срединных хребтах образуется новая океаническая кора, которая постепенно расползается в обе стороны от породившего ее глубинного разлома. На дне океана работает как бы гигантский конвейер. Он переносит молодые блоки литосферных плит от места их зарождения к континентальным окраинам океанов. Скорость движения маленькая, путь длинный. Поэтому эти блоки достигают берега через 15-20 млн лет. Пройдя этот путь, плита опускается в глубоководный желоб и, «ныряя» под континент, погружается в мантию, из которой она образовалась в центральных частях срединных хребтов. Так замыкается круг жизни каждой литосферной плиты.

Карта строения земной коры. Древние платформы, складчатые горные области, положение срединно-океани-ческпх хребтов, зоны разломов на суше и дне океана, выступы кристаллических пород на материках показаны на тематической карте «Строение земной коры».

Сейсмические пояса Земли. Пограничные области между литосферными плитами называют сейсмическими поясами. Это самые беспокойные подвижные области планеты. Здесь сосредоточено большинство действующих вулканов, происходит не менее 95% всех землетрясений. Сейсмические области протянулись на тысячи километров и совпадают с областями глубинных разломов на суше, в океане - со срединно-океаническими хребтами и глубоководными желобами. На Земле более 800 действующих вулканов, извергающих на поверхность планеты много лавы, газов и водяного пара.

Знания о строении и истории развития литосферы важны для поисков месторождений полезных ископаемых, для составления прогнозов стихийных бедствий, которые связаны с процессами, происходящими в литосфере. Предполагают, например, что именно на границах плит образуются рудные ископаемые, происхождение которых связано с внедрением магматических пород в земную кору.

1. Какое строение имеет литосфера? Какие явления происходят на границах ее плит?
2. Как размещаются на Земле сейсмические пояса? Расскажите о землетрясениях и извержениях вулканов, известных вам из сообщений радио, телевидения. газет. Объясните причины этих явлений.
3. Как следует работать с картой строения земной коры?
4. Справедливо ли утверждение, что распространение материковой коры совпадает с площадью суши? 5. Где, по вашему мнению, в далеком будущем на Земле могут образоваться новые океаны? Новые материки?

План

1. Земная кора (материковая, океаническая, переходная).

2. Главные составные части земной коры – химические элементы, минералы, горные породы, геологические тела.

3. Основы классификации магматических горных пород.

Земная кора (материковая, океаническая, переходная)

На основании данных глубинных сейсмических зондирований в толще земной коры выделяется ряд слоев, характеризующимися разными скоростями прохождения упругих колебаний. Из этих слоев три считаются основными. Самый верхний из них известен как осадочная оболочка, средний – гранитно-метаморфический и нижний – базальтовый (рис.).

Рис. . Схема строения коры и верхней мантии, включая твердую литосферу

и пластичную астеносферу

Осадочный слой сложен в основном наиболее мягкими, рыхлыми и более плотными (за счет цементации рыхлых) породами. Осадочные породы обычно располагаются в виде пластов. Мощность осадочного слоя на поверхности Земли очень непостоянна и меняется от нескольких м до 10-15 км. Есть участки, где осадочный слой полностью отсутствует.

Гранитный-метаморфический слой сложен в основном магматическими и метаморфическими породами, богатыми алюминием и кремнием. Места, где отсутствует осадочный слой и гранитный слой выходит на поверхность называют кристаллическими щитами (Кольский, Анабарский, Алданский и др.). Мощность гранитного слоя 20-40 км, местами этот слой отсутствует (на дне Тихого океана). По данным изучения скорости сейсмических волн плотность пород у нижней границы от 6,5 км/сек до 7,0 км/сек резко меняется. Эта граница гранитного слоя, отделяющая гранитный слой от базальтового получила название границы Конрада.

Базальтовый слой выделяется в основании земной коры, присутствует повсеместно, мощность его колеблется от 5 до 30 км. Плотность вещества в базальтовом слое – 3,32 г/см 3 , по составу он отличается от гранитов и характеризуется значительно меньшим содержанием кремнезема. У нижней границы слоя наблюдается скачкообразное изменение скорости прохождения продольных волн, что говорит о резком изменении свойств пород. Эта граница принята за нижнюю границу земной коры и названа границей Мохоровичича, о чем говорилось выше.

В различных частях земного шара земная кора разнородна как по составу, так и по мощности. Типы земной коры – материковая или континентальная, океаническая и переходная. Океаническая кора занимает около 60%, а континентальная около 40% земной поверхности, что отличается от распределения площади океанов и суши (71% и 29% соответственно). Это связано с тем, что граница между рассматриваемыми типами коры проходит по континентальному подножию. Мелководные моря, такие как, к примеру, Балтийское и Арктические моря России, относятся к Мировому океану лишь с географической точки зрения. В области океанов выделяют океанический тип , характеризующийся маломощным осадочным слоем, под которым располагается базальтовый. Причем, океаническая кора значительно моложе континентальной – возраст первой составляет не более 180 – 200 млн. лет. Земная кора под континентом содержит все 3 слоя, имеет большую мощность (40-50 км) и называется материковой . Переходная кора отвечает подводной окраине материков. В отличии от континентальной здесь резко сокращается гранитный слой и сходит на нет в океан, а затем идет и сокращение мощности базальтового слоя.

Осадочный, гранитный-метаморфический и базальтовый слои вместе образуют оболочку, которая получила наименование сиаль – от слов силициум и алюминий. Обычно полагают, что в сиалической оболочке целесообразно отождествлять понятие о земной коре. Установлено также, что на всем протяжении геологической истории земная кора поглощает кислород и к настоящему она по объему на 91% состоит из него.

Главные составные части земной коры – химические элементы, минералы, горные породы, геологические тела

Вещество Земли состоит из химических элементов. В пределах каменной оболочки химические элементы образуют минералы, минералы слагают горные породы, а горные породы в свою очередь геологические тела. Наши знания о химии Земли, или иначе геохимии, катастрофически убывают с глубиной. Глубже 15 км наши знания постепенно сменяются гипотезами.

Американский химик Ф.В. Кларк совместно с Г.С. Вашингтоном, начав в начале прошлого века анализ различных пород (5159 образцов) опубликовал данные о средних содержаниях около десяти наиболее распространенных элементов в земной коре. Франк Кларк исходил из того положения, что твердая земная кора до глубины 16 км состоит на 95% из изверженных пород и на 5% из осадочных пород, образованных за счет изверженных. Поэтому для подсчета Ф.Кларк использовал 6000 анализов различных горных пород, взяв их среднее арифметическое. В дальнейшем эти данные дополнялись средними данными содержаний других элементов. Оказалось, что наиболее распространенными элементами земной коры являются (вес. %): O – 47,2; Si – 27,6; Al – 8,8; Fe – 5,1; Ca – 3,6; Na – 2,64; Mg – 2,1; K – 1,4; H – 0,15, что в сумме составляет 99,79%. Эти элементы, (кроме водорода), а также углерод, фосфор, хлор, фтор и некоторые другие называют породообразующими или петрогенными.

Впоследствии эти цифры неоднократно уточнялись различными авторами (табл.).

Сравнение различных оценок состава земной коры континентов,

Тип коры	Верхняя часть континентальной коры	Континентальная кора
Автор Оксиды	Кларк,1924	Гольдшмидт, 1938	Виноградов, 1962	Ронов и др., 1990	Ронов и др., 1990
SiO 2	60,3	60,5	63,4	65,3	55,9
TiO 2	1,0	0,7	0,7	0,55	0,85
Al 2 O 3	15,6	15,7	15,3	15,3	16,5
Fe 2 O 3	3,2	3,1	2,5	1,8	1,0
FeO	3,8	3,8	3,7	3,7	7,4
MnO	0,1	0,1	0,1	0,1	0,15
MgO	3,5	3,5	3,1	2,9	5,0
CaO	5,2	5,2	4,6	4,2	8,8
Na 2 O	3,8	3,9	3,4	3,1	2,8
K 2 O	3,2	3,2	3,0	2,9	1,4
P 2 O 5	0,3	0,3	0,2	0,15	0,2
Сумма	100,0	100,0	100,0	100,0	100,0

Средние массовые доли химических элементов в земной коре получили название по предложению академика А. Е. Ферсманакларков . Последние данные по химическому составу сфер Земли сведены в следующую схему (рис).

Все вещество земной коры и мантии состоит из минералов, разнообразных по форме, строению, составу, распространенности и свойствам. В настоящее время выделено более 4000 минералов. Точную цифру назвать невозможно потому, что ежегодно число минеральных видов пополняется 50-70 наименованиями минеральных видов. Например, на территории бывшего СССР открыто около 550 минералов (в музее им. А.Е.Ферсмана хранится 320 видов), из них более 90% в ХХ веке.

Минеральный состав земной коры выглядит следующим образом (об. %): полевые шпаты - 43,1; пироксены - 16,5; оливин - 6,4; амфиболы - 5,1; слюды - 3,1; глинистые минералы - 3,0; ортосиликаты – 1,3; хлориты, серпентины - 0,4; кварц – 11,5; кристобалит - 0,02; тридимит - 0,01; карбонаты - 2,5; рудные минералы - 1,5; фосфаты - 1,4; сульфаты - 0,05; гидроксиды железа - 0,18; прочие - 0,06; органическое вещество - 0,04; хлориды - 0,04.

Эти цифры, конечно же, весьма относительны. В целом, минеральный состав земной коры наиболее пестр и богат по сравнению с составом более глубоких геосфер и метеоритов, вещества Луны и внешних оболочек других планет земной группы. Так на луне выявлено 85 минералов, а в метеоритах – 175.

Природные минеральные агрегаты, слагающие самостоятельные геологические тела в земной коре называются горными породами. Понятие «геологическое тело» - это разномасштабное понятие, оно включает объемы от кристалла минерала до континентов. Каждая горная порода образует в земной коре объемное тело (слой, линза, массив, покров...), характеризующееся определенным вещественным составом и специфическим внутренним строением.

В русскую геологическую литературу термин «горная порода» был введен в конце ХVIII века Василием Михайловичем Севергиным. Изучение земной коры показало, что она сложена различными горными породами, которые по происхождению можно разделить на 3 группы: магматические или изверженные, осадочные и метаморфические.

Прежде, чем перейти к описанию каждой из групп горных пород в отдельности, необходимо остановиться на их исторических взаимоотношениях.

Принято считать, что первоначально земной шар представлял расплавленное тело. Из этого первичного расплава или магмы, и образовалась путем остывания твердая земная кора, в начале сложенная целиком магматическими горными породами, которые следует рассматривать как исторически наиболее древнюю группу горных пород.

Лишь в более позднюю фазу развития Земли могли возникать породы иного происхождения. Это стало возможным после возникновения всех внешних ее оболочек: атмосферы, гидросферы, биосферы. Первичные магматические породы под их воздействием и солнечной энергии разрушались, разрушенный материал перемещался водой и ветром, сортировался и вновь цементировался. Так возникли осадочные породы, являющиеся вторичными по отношению к магматическим, за счет которых они образовались.

Материалом для образования метаморфических пород служили как магматические породы, так и осадочные. В результате различных геологических процессов происходило опускание крупных участков земной коры, в пределах этих участков шло накопление осадочных пород. Нижние части толщи в ходе этих опусканий попадают на все большие глубины в область высоких температур и давлений, в область проникновения из магмы различных паров и газов и циркуляции горячих водяных растворов, привносящих в породы новые химические элементы. Итогом этого и является метаморфизм.

Распространение этих пород неодинаково. Подсчитано, что литосфера на 95 % сложена магматическими и метаморфическими породами и только 5 % составляют осадочные породы. На поверхности распределение несколько иное. Осадочными породами покрыто 75 % земной поверхности и только 25 % приходится на долю магматических и метаморфических пород.

В настоящее время преобладающим большинством геологов, геохимиков, геофизиков и планетологов принимается, что Земля имеет условно сферическое строение с нечёткими границами раздела (или перехода), а сферы – условно мозаично-блоковое. Основные сферы – земная кора, трёхслойная мантия и двухслойное ядро Земли.

Земная кора

Земная кора составляет самую верхнюю оболочку твёрдой Земли. Мощность её колеблется от 0 на некоторых участках срединно-океанических хребтов и океанских разломов до 70-75 км под горными сооружениями Анд, Гималаев и Тибета. Земная кора обладает латеральной неоднородностью , т.е. состав и строение земной коры различны под океанами и континентами. На основании этого выделяются два главных типа коры – океаническая и континентальная и один тип промежуточной коры.

● Океаническая кора занимает на Земле около 56% земной поверхности. Мощность её обычно не превышает 5-6 км и максимальна у подножия континентов. В её строении выделяются три слоя.

Первый слой представлен осадочными породами. В основном это глинистые, кремнистые и карбонатные глубоководные пелагические осадки, причём карбонаты с определённой глубины исчезают вследствие растворения. Ближе к континенту появляется примесь обломочного материала, снесённого с суши (континента). Мощность осадков колеблется от ноля в зонах спрединга до 10-15 км вблизи континентальных подножий (в периокеанических прогибах).

Второй слой океанической коры в верхней части (2А) сложен базальтами с редкими и тонкими прослоями пелагических осадков. Базальты нередко обладают подушечной отдельностью (пиллоу-лавы), но отмечаются и покровы массивных базальтов. В нижней части второго слоя (2В) в базальтах развиты параллельные дайки долеритов. Общая мощность второго слоя около 1,5-2 км. Строение первого и второго слоя океанской коры хорошо изучено с помощью подводных аппаратов, драгированием и бурением.

Третий слой океанической коры состоит из полнокристаллических магматических пород основного и ультраосновного состава. В верхней части развиты породы типа габбро, а нижняя часть сложена «полосчатым комплексом», состоящем из чередования габбро и ультрамафитов. Мощность 3-го слоя около 5 км. Он изучен по данным драгирования и наблюдений с подводных аппаратов.

Возраст океанической коры не превышает 180 млн. лет.

При изучении складчатых поясов континентов были выявлены в них фрагменты ассоциаций пород, подобных океанским. Г Штейманом было предложено в начале XX века называть их офиолитовыми комплексами (или офиолитами ) и рассматривать «триаду» пород, состоящую из серпентенизированных ультрамафитов, габбро, базальтов и радиоляритов, как реликты океанической коры. Подтверждения этому были получены только в 60-ые годы XX столетия, после публикаций статьи на эту тему А.В. Пейве.

● Континентальная кора распространена не только в пределах континентов, но и в пределах шельфовых зон континентальных окраин и микроконтинентов, расположенных внутри океанских бассейнов. Общая площадь её составляет около 41% земной поверхности. Средняя мощность 35-40 км. На щитах и платформах континентов она варьирует от 25 до 65 км, а под горными сооружениями достигает 70-75 км.

Континентальная кора имеет трёхслойное строение:

Первый слой – осадочный, обычно называется осадочным чехлом. Мощность его колеблется от нуля на щитах, поднятиях фундамента и в осевых зонах складчатых сооружений до 10-20 км в экзогональных впадинах плит платформ, передовых и межгорных прогибах. Он сложен, в основном, осадочными породами континентального или мелководного морского, реже батиального (в глубоководных впадинах) происхождения. В этом осадочном слое возможны покровы и силы магматических пород, образующих трапповые поля (трапповые формации). Возрастной диапазон пород осадочного чехла от кайнозоя до 1,7 млрд. лет. Скорость продольных волн составляет 2,0-5,0 км/с.

Второй слой континентальной коры или верхний слой консолидированной коры выходит на дневную поверхность на щитах, массивах или выступах платформ и в осевых частях складчатых сооружений. Он вскрыт на Балтийском (Фенноскандинавском) щите на глубину более 12 км Кольской сверхглубокой скважиной и на меньшую глубину в Швеции, на Русской плите в Саатлинской уральской скважине, на плите в США, в шахтах Индии и Южной Африки. Он сложен кристаллическими сланцами, гнейсами, амфиболитами, гранитами и гранитогнейсами, и называется гранитогнейсовым или гранитно-метаморфическим слоем. Мощность данного слоя коры достигает 15-20 км на платформах и 25-30 км в горных сооружениях. Скорость продольных волн составляет 5,5-6,5 км/с.

Третий слой или нижний слой консолидированной коры был выделен как гранулито-базитовый слой. Ранее предполагалось, что между вторым и третьим слоем существует чёткая сейсмическая граница, названная по имени её первооткрывателя границей Конрада (К) . Позднее при сейсмических исследованиях стали выделять даже до 2-3 границ К . Кроме того, данные бурения Кольской СГ-3 не подтвердили различие в составе пород при переходе границы Конрада. Поэтому в настоящее время большинство геологов и геофизиков различают верхнюю и нижнюю кору по их отличным реологическим свойствам: верхняя кора более жёсткая, и хрупкая, а нижняя – более пластичная. Тем не менее, на основании состава ксенолитов из трубок взрыва можно полагать, что «гранулито-базитовый» слой содержит гранулиты кислого и основного состава и базиты. На многих сейсмических профилях нижняя кора характеризуется наличием многочисленных отражающих площадок, что также может, вероятно, рассматриваться как наличие пластовых внедрений магматических пород (что-то похожее на трапповые поля). Скорость продольных волн в нижней коре 6,4-7,7 км/с.

● Кора переходного типа является разновидностью коры между двумя крайними типами земной коры (океанской и континентальной) и может быть двух типов – субокеанской и субконтинентальной. Субокеанская кора развита вдоль континентальных склонов и подножий и, вероятно, подстилает дно котловин не очень глубоких и широких окраинных и внутренних морей. Мощность её не превышает 15-20 км. Она пронизана дайками и силами основных магматических пород. Субокеанская кора вскрыта скважиной у входа в Мексиканский залив и обнажена на побережье Красного моря. Субконтинентальная кора образуется в том случае, когда океанская кора в энсиматических вулканических дугах превращается в континентальную, но ещё не достигает «зрелости». Она обладает пониженной (менее 25 км) мощностью и более низкой степенью консолидированности. Скорость продольных волн в коре переходного типа не более 5,0-5,5 км/с.

● Поверхность Мохоровичича и состав мантии. Граница между корой и мантией достаточно чётко определяется по резкому скачку скоростей продольных волн от 7,5-7,7 до 7,9-8,2 км/сек и она известна как поверхность Мохоровичича (Мохо или М) по имени выделившего её хорватского геофизика.

В океанах она отвечает границе между полосчатым комплексом 3-го слоя и серпентинизированными базит-гипербазитами. На континентах она расположена на глубине 25-65 км и до 75 км в складчатых областях. В ряде структур выделяется до трёх поверхностей Мохо, расстояния между которыми могут достигать нескольких км.

По результатам изучения ксенолитов из лав и кимберлитов из трубок взрыва предполагается, что под континентами в верхней мантии присутствую кроме перидотитов эклогиты (как реликты океанской коры, оказавшиеся в мантии в процессе субдукции?).

Верхняя часть мантии – это «истощённая» («деплетированная») мантия. Она обеднена кремнезёмом, щелочами, ураном, торем, редкими землями и другими некогерентными элементами благодаря выплавлению из неё базальтовых пород земной коры. Она охватывает почти всю её литосферную часть. Глубже она сменяется «неистощенной» мантией. Средний первичный состав мантии близок к шпинелевому лерцолиту или гипотетической смеси перидотита и базальта в пропоции 3:1, которая была названа А.Е. Рингвудом пиролитом .

Слой Голицина или средняя мантия (мезосфера) – переходная зона между верхней и нижней мантией. Простирается он с глубины 410 км, где отмечается резкое возрастание скоростей продольных волн, до глубины 670 км. Возрастание скоростей объясняется увеличением плотности вещества мантии примерно на 10%, в связи с переходом минеральных видов в другие виды с более плотной упаковкой: например, оливина в вадслеит, а затем вадслеита в рингвудит со структурой шпинели; пироксена в гранат.

Нижняя мантия начинается с глубины около 670 км и простирается до глубины 2900 км со слоем D в основании (2650-2900 км), т. е. до ядра Земли. На основании экспериментальных данных предполагается, что она должна быть сложена в основном перовскитом (MgSiO 3) и магнезиовюститом (Fe,Mg)O – продуктами дальнейшего изменения вещества нижней мантии при общем увеличении отношения Fe/Mg.

По последним сейсмотомографическим данным выявлена значительная негомогенность мантии, а также наличие большего количества сейсмических границ (глобальные уровни – 410, 520, 670, 900, 1700, 2200 км и промежуточные – 100, 300, 1000, 2000 км), обусловленных рубежами минеральных преобразований в мантии (Павленкова, 2002; Пущаровский, 1999, 2001, 2005; и др.).

По Д.Ю. Пущаровскому (2005) строение мантии представляется несколько иначе, чем вышеприведённые данные согласно традиционной модели (Хаин, Ломизе, 1995):

Верхняя мантия состоит из двух частей: верхняя часть до 410 км, нижняя часть 410-850 км. Между верхней и средней мантией выделен раздел I – 850-900 км.

Средняя мантия : 900-1700 км. Раздел II – 1700-2200 км.

Нижняя мантия : 2200-2900 км.

● Ядро Земли по данным сейсмологии состоит из внешней жидкой части (2900-5146 км) и внутренней твёрдой (5146-6371 км). Состав ядра большинством принимается железным с примесью никеля, серы либо кислорода или кремния. Конвекция во внешнем ядре генерирует главное магнитное поле Земли. Предполагается, что на границе ядра и нижней мантии зарождаются плюмы , которые затем в виде потока энергии или высокоэнергетического вещества поднимаются вверх, формируя в земной коре или на её поверхности магматические породы.

Плюм мантийный – узкий, поднимающийся вверх поток твёрдофазного вещества мантии диаметром около100 км, который зарождается в горячем, низкоплотностном пограничном слое, расположенном либо выше сейсмической границы на глубине 660 км, либо рядом с границей ядро-мантия на глубине 2900 км (A.W. Hofmann, 1997). По А.Ф. Грачёву (2000) плюм мантийный – это проявление внутриплитной магматической активности, обусловленное процессами в нижней мантии, источник которой может находиться на любой глубине в нижней мантии, вплоть до границы ядро-мантия (слой «Д»). (В отличие от горячей точки, где проявление внутриплитной магматической активности обусловлено процессами в верхней мантии.) Мантийные плюмы характерны для дивергентных геодинамических режимов. По Дж. Моргану (1971) плюмовые процессы зарождаются ещё под континентами на начальной стадии рифтогенеза (рифтинга). С проявлением мантийного плюма связывается формирование крупных сводовых поднятий (диаметром до 2000 км), в которых происходят интенсивные трещинные излияния базальтов Fe-Ti-типа с коматиитовой тенденцией, умеренно обогащённых лёгкими РЗЭ, с кислыми дифференциатами, составляющими не более 5% от общего объёма лав. Отношения изотопов 3 He/ 4 He(10 -6)>20; 143 Nd/ 144 Nd – 0.5126-0/5128; 87 Sr/ 86 Sr – 0.7042-0.7052. С мантийным плюмом связывается формирование мощных (от 3-5 км до 15-18 км) лавовых толщ архейских зеленокаменных поясов и более поздних рифтогенных структур.

В северо-восточной части Балтийского щита, и на Кольском п-ове в частности, предполагается, что мантийные плюмы обусловили формирование позднеархейских толеитбазальтовых и коматиитовых вулканитов зеленокаменных поясов, позднеархейского щелочногранитного и анортозитового магматизма, комплекса раннепротерозойских расслоенных интрузий и палеозойских щелочно-ультраосновных интрузий (Митрофанов, 2003).

Плюм-тектоника – тектоника мантийных струй, связанная с тектоникой плит. Эта связь выражается в том, что субдуцируемая холодная литосфера погружается до границы верхней и нижней мантии (670 км), накапливается там, частично продавливаясь вниз, а затем через 300-400 млн. лет проникает в нижнюю мантию, достигая её границы с ядром (2900 км). Это вызывает изменение характера конвекции во внешнем ядре и его взаимодействия с внутренним ядром (граница между ними на глубине около 4200 км) и, в порядке компенсации притока материала сверху, образование на границе ядро/мантия восходящих суперплюмов. Последние поднимаются до подошвы литосферы, частично испытывая задержку на границе нижней и верхней мантии, а в тектоносфере расщепляются на более мелкие плюмы, с которыми и связан внутриплитный магматизм. Они же, очевидно, стимулируют конвекцию в астеносфере, ответственную за перемещение литосферных плит. Процессы же, происходящие в ядре, японские авторы обозначают в отличие от плейт- и плюм-тектоники, как тектонику роста (growth teсtonics), имея ввиду рост внутреннего, чисто железо-никелевого ядра за счёт внешнего ядра, пополняемого корово-мантиным силикатным материалом.

Возникновение мантийных плюмов, приводящее к образованию обширных провинций плато-базальтов, предшествует рифтогенезу в пределах континентальной литосферы. Дальнейшее развитие может происходить по полному эволюционному ряду, включающему заложение тройных соединений континентальных рифтов, последующее утонение, разрыв материковой коры и начало спрединга. Однако развитие отдельно взятого плюма не может привести к разрыву материковой коры. Разрыв происходит в случае заложения системы плюмов на континенте и далее процесс раскола происходит по принципу продвигающей трещины от одного плюма к другому.

Литосфера и астеносфера

Литосфера состоит из земной коры и части верхней мантии. Это понятие чисто реологическое, в отличие от коры и мантии. Она более жесткая и хрупкая, чем более ослабленная и пластичная подстилающая оболочка мантии, которая была выделена как астеносфера . Мощность литосферы от 3-4 км в осевых частях срединно-океанских хребтов до80-100 км на периферии океанов и 150-200 км и более (до 400 км?) под щитами древних платформ. Глубинные границы (150-200 км и более) между литосферой и астеносферой определяется с большим трудом, либо вовсе не выявляются, что, вероятно, объясняется высокой изостатической уравновешенностью и уменьшением контраста между литосферой и астеносферой в приграничной зоне, обусловленным высоким геотермическим градиентом, уменьшением количества расплава в астеносфере и т.д.

Тектоносфера

Источники тектонических движений и деформаций лежат не в самой литосфере, а в более глубоких уровнях Земли. В них вовлечена вся мантия вплоть до пограничного слоя с жидким ядром. В связи с тем, что источники движений проявляются и в непосредственно подстилающем литосферу более пластичном слое верхней мантии – астеносфере, литосферу и астеносферу нередко объединяют в одно понятие – тектоносферы как области проявления тектонических процессов. В геологическом смысле (по вещественному составу) тектоносфера делится на земную кору и верхнюю мантию до глубины примерно 400 км, а в реологическом смысле – на литосферу и астеносферу. Границы между этими подразделениями, как правило, не совпадают, и литосфера обычно включает кроме коры и какую-то часть верхней мантии.

Слой С нельзя рассматривать как однородный. В нем происходит или изменение химического состава, или фазовые переходы (или то и другое).

Что касается слоя В , лежащего непосредственно под земной корой, то, скорее всего, здесь тоже имеет место некоторая неоднородность и он состоит их таких пород, как дунит, перидотиты, эклогиты.

При изучении землетрясения, происшедшего в 40 км от Загреба (Югославия), А. Мохоровичич в 1910 г. заметил, что на расстоянии больше 200 км от источника первой на сейсмограмме вступает продольная волна другого типа, чем на более близких расстояниях. Он объяснил это тем, что в Земле на глубине порядка 50 км существует граница, на которой скорость внезапно возрастает. Это исследование было продолжено его сыном С. Мохоровичичем после Конрада, который в 1925 г. обнаружил еще одну фазу продольных волн Р * при изучении волн от землетрясений в восточных Альпах. Соответствующая фаза поперечных волн S * была идентифицирована позже. Фазы P * и S * указывают на существование, по крайней мере, одной границы - "границы Конрада" - между подошвой осадочной толщи и границей Мохоровичича.

Волны, возникшие при землетрясениях и искусственных взрывах и распространяющиеся в земной коре, в последние годы интенсивно изучались. Использовались методы как преломленных, так и отраженных волн. Результаты проведенных исследований сводятся к следующему. По измерениям, проведенным разными исследователями, значения продольных V p и поперечных V S скоростей оказались равными: в граните - V p = 4.0 ÷ 5.7,V s = 2.1÷ 3.4 , в базальте - V p = 5.4 ÷ 6.4,V s ≈ 3.2, в

габбро - V p = 6.4 ÷ 6.7,V s ≈ 3.5 , в дуните - V p = 7.4,V s = 3.8 и в эклогите - V p = 8.0,V s = 4.3

км/с.

Кроме того, в различных областях были получены указания на существование волн с другими скоростями и границами внутри гранитного слоя. С другой стороны, под океаническим дном за пределами шельфов не имеется указание на существование гранитного слоя. Во многих континентальных областях подошвой гранитного слоя является граница Конрада.

В настоящее время имеются указания на дополнительные ясно выраженные границы между поверхностями Конрада и Мохоровичича; для нескольких континентальных областей даже указаны слои со скоростями продольных волн от 6,5 до 7 и от 7 до 7,5 км/с . Было предположено, что могут существовать слой "диорита" (V p = 6,1

км/с ) и слой "габбро" (V p = 7 км/с ).

Во многих океанических областях глубина границы Мохо под дном океана меньше 10 км . Для большинства континентов ее глубина увеличивается с увеличением расстояния от побережья и под высокими горами может достигать более 50 км . Эти "корни" гор впервые были обнаружены по гравитационным данным.

В большинстве случаев определения скоростей ниже границы Мохо дают одни и те же цифры: 8,1 - 8,2 км/с для продольных волн и около 4,7 км/с для поперечных.

Земная кора [Сорохтин, Ушаков, 2002, с. 39-52]

Земная кора представляет собой верхний слой жесткой оболочки Земли – ее литосферы и отличается от подкоровых частей литосферы строением и химическим составом. Земная кора отделяется от подстилающей ее литосферной мантии границей Мохоровичича, на которой скорости распространения сейсмических волн скачком возрастают до 8,0 – 8,2 км/с .

Поверхность земной коры формируется за счет разнонаправленных воздействий тектонических движений, создающих неровности рельефа, денудации этого рельефа путем разрушения и выветривания слагающих его горных пород, и благодаря процессам осадконакопления. В результате постоянно формирующаяся и одновременно

сглаживающаяся поверхность земной коры оказывается достаточно сложной. Максимальная контрастность рельефа наблюдается только в местах наибольшей современной тектонической активности Земли, например, на активной континентальной окраине Южной Америки, где перепад уровней рельефа между Перуано-Чилийским глубоководным желобом и вершинами Анд достигает 16-17 км . Значительные контрасты высот (до 7-8 км ) и большая расчлененность рельефа наблюдается в современных зонах столкновения континентов, например, в Альпийско-Гималайском складчатом поясе.

Океаническая кора

Океаническая кора примитивна по своему составу и, по существу, представляет собой верхний дифференцированный слой мантии, перекрытый сверху тонким слоем пелагических осадков. В океанической коре обычно выделяют три слоя, первый из них (верхний) осадочный.

Нижняя часть осадочного слоя обычно сложена карбонатными осадками, отложившимися на глубинах менее 4-4,5 км . На глубинах больше 4-4,5 км верхняя часть осадочного слоя сложена в основном только бескарбонатными осадками – красными глубоководными глинами и кремнистыми илами. Второй, или базальтовый, слой океанической коры в верхней части сложен базальтовыми лавами толеитового состава. Общая мощность базальтового слоя океанической коры, судя по сейсмическим данным, достигает 1,5, иногда 2 км . По сейсмическим данным, мощность габбро-серпентитового (третьего) слоя океанической коры достигает 4,5-5 км . Подгребнями срединноокеанических хребтов мощность океанической коры обычно сокращается до 3-4 и даже до 2-2, 5 км непосредственно под рифтовыми долинами.

Общая мощность океанической коры без осадочного слоя, таким образом, достигает 6,5-7 км . Снизу океаническая кора подстилается кристаллическими породами верхней мантии, слагающими подкоровые участки литосферных плит. Под гребнями срединно-океанических хребтов океаническая кора залегает непосредственно над очагами базальтовых расплавов, выделившихся из вещества горячей мантии (из астеносферы).

Площадь океанической коры приблизительно равна 306 млн км 2 , средняя плотность океанической коры (без осадков) близка к 2,9 г/см 3 , следовательно, массу консолидированной океанической коры можно оценить значением (5,8-6,2)·1024 г . Объем и масса осадочного слоя в глубоководных котловинах мирового океана, по оценке А.П. Лисицына, составляет соответственно 133 млн км 3 и около 0,1·1024 г . Объем осадков, сосредоточенных на шельфах и материковых склонах, несколько больший – около 190 млн км 3 , что в пересчете на массу (с учетом уплотнения осадков) составляет примерно

(0,4-0,45)·1024 г .

Океаническая кора формируется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов за счет происходящей под ними сепарации базальтовых расплавов из горячей мантии (из астеносферного слоя Земли) и их излияния на поверхность океанического дна. Ежегодно в этих зонах поднимается из астеносферы, изливается на океаническое дно и кристаллизуется не менее 5,5-6 км 3 базальтовых расплавов, формирующих собой весь второй слой океанической коры (с учетом же слоя габбро объем внедряемых в кору расплавов возрастает до 12 км 3 ). Эти грандиозные тектономагматические процессы, постоянно развивающиеся под гребнями срединно-океанических хребтов, не имеют себе равных на суше и сопровождаются повышенной сейсмичностью.

В рифтовых зонах, расположенных на гребнях срединно-океанических хребтов, происходит растяжение и раздвижение дна океанов. Поэтому все такие зоны отмечаются частыми, но мелкофокусными землетрясениями с доминированием разрывных механизмов смещений. В противоположность этому под островными дугами и активными окраинами континентов, т.е. в зонах поддвига плит, обычно происходят более сильные землетрясения с доминированием механизмов сжатия и сдвига. По сейсмическим данным,

погружение океанической коры и литосферы прослеживается в верхней мантии и мезосфере до глубин около 600-700 км . По данным же томографии, погружение океанических литосферных плит прослежено до глубин около 1400-1500 км и, возможно, глубже – вплоть до поверхности земного ядра.

Океанскому дну присущи характерные и достаточно контрастные полосчатые магнитные аномалии, обычно располагающиеся параллельно гребным срединноокеаническим хребтам (рис. 7.8). Происхождение этих аномалий связано со способностью базальтов океанского дна при остывании намагничиваться магнитным полем Земли, запоминая тем самым направление этого поля в момент их излияния на поверхность океанского дна.

«Конвейерный» механизм обновления океанского дна с постоянным погружением более древних участков океанической коры и накопившихся на ней осадков в мантию под островными дугами объясняет, почему за время жизни Земли океанические впадины так и не успели засыпаться осадками. Действительно, при современных темпах засыпки океанических впадин сносимыми с суши терригенными осадками 2,2·1016 г/год весь объем этих впадин, примерно равный 1,37·1024 см 3 , оказался бы полностью засыпанным приблизительно через 1,2 млрд лет . Сейчас можно с большой уверенностью утверждать, что континенты и океанические бассейны совместно существуют около 3,8 млрд лет и никакой значительной засыпки их впадин за это время не произошло. Более того, после проведения буровых работ во всех океанах теперь мы достоверно знаем, что на океанском дне не существует осадков древнее 160-190 млн лет . Но такое может наблюдаться только в одном случае – в случае существования эффективного механизма удаления осадков из океанов. Этим механизмом, как теперь известно, является процесс затягивания осадков под островные дуги и активные окраины континентов в зонах подвига плит.

Континентальная кора

Континентальная кора, как по составу, так и по строению резко отличается от океанической. Ее мощность меняется от 20-25 км под островными дугами и участками с переходным типом коры до 80 км под молодыми складчатыми поясами Земли, например, под Андами или Альпийско-Гималайским поясом. В среднем, мощность континентальной коры под древними платформами приблизительно равна 40 км , а ее масса, включая субконтинентальную кору, достигает 2,25·1025 г . Рельефу континентальной коры присущи и максимальные перепады высот, достигающие 16-17 км от подножий континентальных склонов в глубоководных желобах до высочайших горных вершин.

Строение континентальной коры очень неоднородное, однако, как и в океанической коре, в ее толще особенно в древних платформах, иногда выделяются три слоя: верхний осадочный и два нижних, сложенных кристаллическими породами. Под молодыми подвижными поясами строение коры оказывается более сложным, хотя общее ее расчленение приближается к двухслойному.

Мощность верхнего осадочного слоя континентальной коры меняется в широких пределах – от нуля на древних щитах до 10-12 и даже 15 км на пассивных окраинах континентов и в краевых прогибах платформ. Средняя мощность осадков на стабильных протерозойских платформах обычно близка к 2-3 км . Среди осадков на таких платформах преобладают глинистых отложения и карбонаты мелководных морских бассейнов.

Верхняя часть разреза консолидированной континентальной коры обычно представлена древними, в основном, докембрийскими породами. Иногда эту часть разреза жесткой коры называют «гранитным» слоем, подчеркивая тем самым преобладание в нем пород гранитоидного ряда и подчиненность базальтоидов.

В более глубоких частях коры (приблизительно на глубинах около 15-20 км ) часто прослеживается рассеянная и непостоянная граница, вдоль которой скорость распространения продольных волн возрастает примерно на 0,5 км/с . Это так называемая