Реферат: Осадочная оболочка Земли

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.