Строение, состав, физические характеристики ядра Земли, мантии; модели их вещественной модификации

«Недоступная Земля». Сведения о внутренних областях Земли мы получаем прежде всего от сейсмологии-науки, теснее всех связанной с земными недрами. Землетрясения порождают волны, которые, прежде чем выйти на поверхность на большом удалении от очага, проникают в глубокие внутренние области планеты. Существуют несколько видов сейсмических волн.

Пример. Область внутри Земли, где возникает землятресение, называется «очагом», ее центр-«гипоцентр», а проекция на земную поверхность гипоцентра-«эпицентр».(рис.1).

Если бы скорость распространения сейсмических волн (V_p и V_s) была одинаковой на всей земле, траектория волны представляла бы собой прямую линию (FО), соединяющую гипоцентр F с регистрирующей станцией О на поверхности. Но в общем в природе наблюдается увеличение значений V_p и V_s с глубиной и волны следуют по криволинейным путям типа тех, которые на (рис.1). Поскольку V_p > V_s, волны Р пребывают раньше на сейсмостанцию, волны S значит позже, а еще значительно позже – поверхностные волны (или «длинные волны»). Они, как правило, с большими амплитудами, периодами.

Главная задача сейчас состоит в том, чтобы отождествить времена вступления различных фаз продольных, поперечных и поверхностных волн на разных станциях. В результате можно построить графики приблизительных времен пробега (годографы) для продольных, поперечных и поверхностных волн. Имея такой набор кривых, мы можем точнее определить время и эпицентральное состояние. Интервал времени между кривыми V_p и V_s связанны растоянием (эпицентральным углом ) см. (рис.1) от места землетрясения. Используя разности времен S-P для нескольких станций, удается достаточно точно определить то место, где произошло землетрясение.

В зависимости от изменений строений внутри Земли, меняются скорости. И задача получения данных о временах пробега усложняется. Траектория сесмической волны сложная, да еще и скорости изменяются.

Слоистая модель Земли. Тем не менее, в результате анализа данных, по временам пробега были определены скорости волн P и S на разных глубинах в недрах Земли (рис.1.2 и рис.1.3).

Первая крупная граница (раздел Мохоровичича), отделяет земную кору от нижележащей мантии, в кровле которой V_p обычно равно около 8,1 км/с (пример с Уралом). Глубина залегания Мохо также испытывает вариации от одного региона к другому: в среднем приблизительно от 35 км под континентами, до 6 км – под океанами.

Другая важная граница раздела наблюдается на глубине 2 900 км. Сильное понижение V_p с 13,4 до 8 км/с (в то время как V_s – волны понижаются до 0). Эту границу между мантией и ядром называют границей Гутенберга-Вихерта. Поскольку не наблюдаются S волны, проходящие через внешнее ядро, был сделан вывод, что внешнее ядро находится в жидком состоянии.

Резкое уменьшение V_p на границе ядро-мантия заставляет входящие в ядро лучи отклоняться дальше от границы, что создает в интервале между 103⁰ и 142⁰ от очага землетрясения в зону тени. Однако тень в этой зоне не является полной. Исходя из наблюдений слабых вступлений волн в зону тени между 110 и 142⁰, Леманн постулировала существование внутреннего ядра на глубине около 5 100 км, где скорость V_p возрастает на значительную величину. Это увеличение V_p приводит к тому, что лучи отклоняются дальше от нормали и попадают в зону тени, как показано на рис.1.3. Весьма вероятно, что возростание V_p обусловленно твердым состоянием внутреннего ядра Земли, теперь, как известно, оно пропускает волны – S.

Основываясь на распределении скоростей на глубине, Буллен разделил недра Земли на 7 оболочек.

А – 0-33 км

В – 33-410 км

С – 410-1000 км

D (D’ и D’’) – 1000-2900 км (1000-2700; 2700-2900) км

Е – 2900-4980 км

F – 4980-5120 км

G – 5120-6340 км

Чтобы узнать, связаны ли эти разделы с изменением состава, температуры или другими параметрами, мы обращаемся к плотности. Значение которой вычисляется путем соединения данных сейсмологии со сведениями о массе Земли, в свою очередь полученные из формулы гравитационного притяжения.

Из материалов сейсмических исследований стало ясно, что Земля не однородна, а значит дифференцированна по вещественным составам.

Вот мы кратко рассмотрели каждую из оболочек.

Земное ядро.

Нам уже известно, что ядро обладает самой большой плотностью, чем вся Земля в целом,она состоит из двух частей: внутреннего ядра и внешнего. Надо решить проблему –почему внутреннее ядро твердое, несмотря на его более высокую температуру по сравнению с внешним ядром.

Из имеющихся источников информации известно, что:

1. а) внутренняя область -1,7% массы Земли, железо-никелевый сплав (20% Ni, 80% Fe)

б) внешняя область, находящаяся в жидком состоянии, около 30% массы Земли смесь железа и серы, содержащая примерно 12% серы и около 2% никеля.

2. Магнитное поле Земли возникает под лействием электрических токов, циркулирующих в подвижном внешнем ядре. Эти токи, в присутствии вызывающего их слабого магнитного поля создают постоянное поле, генерируемое магнитным динамо. Однако для существования такого механизма необходимо, чтобы во внешнем ядре под влиянием тепловых или иных причин происходила конвенция.

3. Пологают, что на ранней стадии истории Земли все ядро было в расплавленном состоянии, но затем оно остыло, в результате чего образовалось твердое внутренне ядро. Если этот процесс развивался последовательно, то он должен был вызвать во внешнем ядре гравитационную конвенцию, связанную с большим различием плотности между кристаллизующимися твердыми зернами метала и плавучим сульфидсодержащим расплавом. В этом случае выделяестся энергия для генерации магнитного поля Земли.

4. Результаты эксперементов о плавлении показывают, что слав Fe-Ni находится во внутреннем ядре в твердом состоянии и плавится при температуре 4500⁰ (эта температура плавления на границе внутреннего и внешнего ядер). В то же время внешнее ядро находится в жидком состоянии, состоящее из железа и примеси серы – так называемой эвтектической смеси. Присутствие серы в составе внешнего ядра понижает температуру плавления до 1800⁰. И поскольку содержание серы в составе эвтектики неравномерно, оно уменьшается от границы мантия-внешнее ядро до внешнее-внутреннее ядро. Соответственно температура растет . По разным данным разные отметки, Максимальные значения для чистого железа кривая плавления достигает 3900-4400⁰. И поскольку во внешнем ядре металического железа больше, действительная температура находится в интервале между двумя максимумами (т.е. 1800-3900⁰).

Мантия. Мантию можно подразделить на три равные сейсмические области: верхнюю, переходную и нижнюю.

Верхняя мантия. 33-400 км.

Долгое время шли эксперименты и дискусии о составе мантии. Мы не будем их рассматривать. Все данные свидетельствуют в пользу перидотитовой модели.

Перидотит – собирательное название обширной группы ультроосновных пород, в типичный состав которых входит около 80% оливина и 20% пироксена. Перидотиты встречаются еще в тектонических линзах в некоторых молодых горноскладчатых поясах, алмазоносных кимберлитовых трубках в древних континентальных областях.

Вся мантия, за исключением верхних нескольких десятков километров, имеет, возможно, один и тот же химический состав, подобные составы лерцолита – одно из разновидностей перидотита.

В верхних 30 км мантии под раздвигающимися хребтами, где температурные градиенты высоки, этот материал испытывает частичное плавление в качестве остаточных пород образуется гарцбургит и дунит, которые и обнаруживаются в подошве офиелитовых комплексах. В этом случае на глубине более 50 км кривая температурного градиета пересекается с кривой вляжного плавления перидотита и этим объясняется существование зоны пониженных скоростей. Она распологается в пределах 100 и 400 км. Существование этой зоны впервые было выдвинуто Гутенбергом 1926г.

Современные геотектоники на верхней части Земли, включающей земную кору и верхнюю мантию называют ЗПС используют термин литосфера, что означает “относительно прочная и жесткая оболочка”. Литосфера характеризуется высокой скоростью распространения сейсмических волн и их относительном слабом поглащении – и то и другое свидетельствует о ее твердом состоянии и прочности. Толщина литосферы в разных регионах разная и варирует от 60 до 100 км. Пример с континентальными платформами (до 400 км).

ЗПС – есть зона частичного плавления, в ней замедляются и поглащаются сейсмические волны. Эта зона очень важная в геодинамике. Частичное плавление вещества в ЗПС может служить идеальной средой, по которой скользит литосфера. В современной геотектонике ЗПС отождествляется с астеносферой – относительно мягким, полупластичным слоем который служит как бы лентой конвейера для литосферных плит.

На глубине 50-100 км – не истощенная верхняя мантия включает шпинель (MgAl₂O₄) состав лерцолитовой минеральной ассоциации, а на больших глубина гранат (Mg₃Al₂Si₃O₁₂).

Переходная зона на глубине 400-1050 км.

5. На глубине 400 км происходят фазовые изменения, при которых выделяются три скачка: 400, 650 и 1050 км. По всему разрезу происходят изменения плотности от 3,5 гр/см³ до 4,6 гр/см³.

		33 км КРОВЛЯ ВЕРХНЕЙ МАНТИИ
		Оливин 400 км	Пироксен	Гранат
		Шпинелевая структура 650 км	Гранатовую структуру
		Структура плюмбата стронция 1050 км	Ильменитовая структура + простые окислы	Перовскитовая структура+ простве окислы

На глубине 400км происходят фазовые изменения при которых оливин превращается в никелевую структуру, а пироксен – в гранатовую структуру. У 650 км гранатова структура переходит в ильменитовую и перовскитую, а никелевая – в структуру плюмбата стронция.

Возможны превращения происходяцие у раздела 1050 км – это переход материала со структурой ильменита и плюмбата стронция в структуры пировскита (MgSiO₃) и кальциевого феррита (MgAl₂O₃). Но предположение таких структур в минеральной асоциации этой части мантии основанно только на эксперементальных данных. И в итоге можно отметить некоторую неопределенность в отношении состояния и состава вещества на этой глубине.

Нижняя мантия распространяется от глубины 1050 км вниз до 2885 км и согласно модели плотность там возрастает линейно от 4,6 до 5,5 г/см³. Вещество нижней мантии представлено либо смешанными простыми окислами в высокоплотных структурах, либо комплексами соединений типа шпинели (MgAl₂O₄) и гранаты (MgSiO₃) в структурах кальциевого феррита и перовскита соответственно.

Смешанные окислы неспособны дать достаточно высокую плотность, если только не предложить, что мантия неоднородна в широком масштабе. В 20х годах предпочтение отдается модели со сложным строением, а неоднородности не получили широкого распространения. Хотя есть другие мнения, но о них позже.

Поднимемся к верхней мантии.

Поскольку мы уже затронули понятия литосфера и астеносфера. Нас неизбежно приведет к проблеме существования латеральных неоднородностей. А они в свою очередь тесно связанны с процессом изостдадии. Все принципы изостадии, т.е. стремление земной коры к архимедову равновесию и приблезительное выполнение этого равновесия, для большинства исследователей стал одним из важнейших вопросов геотектоники.

Рассмотрим самые простые схемы изостатической компенсации масс земной коры и верхней мантии.

Земная кора – самая доступная и самая изученная часть нашей планеты, она же несравненно и самая сложная по физическим и химическим характеристикам. Она содержит широкий диапозон различных типов горных пород: от химически сравнительно чистых многочисленных осадочных пород до сложных химических смесей, каковыми являются, изверженные породы – базальты и граниты. Кора представляет собой твердый, жесткий слой, который включает самую верхнюю часть плит и, согласно сейсмическим данным имеет более низкую плотность, чем перидотиты верхней мантии, залегающие ниже раздела Мохоровичича.

О сложной структуре и малой мощности океанической коры вам уже должно быть известно.

Очень коротко напомню.

Океаническая кора. Очень много все узнали о процессе образования океанической коры из теории тектоники плит. Было установлено, что океаническое дно не стоит на месте: оно образуется из мантии и возвращается в нее через промежуток времени в 100 млн. лет. Здесь важно понять несколько различных следствий:

1) какие части плиты могут избежать разрушения (диструкцию) в зонах поддвигания (субзукции) на конечных стадиях закрытия океана затаскиваются (испытывают обзукцию) на край одного из сталкивающих континентов. В результате чего образуется офиолитовая асоциация. На основе изучения этих самых офиолитов и расшифровывают процесс процесс образования океонической коры.

2) Офиолитовые комплексы значительно тоньше, чем океаническая кора 2-4 км, а толщина Мирового океана 5 км.

Если принать, что офиолиты действительно представляют океаническую кору, то такие же сведения они дают о характере слагающих ее пород и об их эволюции?

Верхняя часть разреза (рис. 1) сложена тонкозернистыми песчаниками, богатыми железом и марганцем, кремнистыми породами, глинистыми сланцами и известняками, которые можно видеть в керне. Как эти осадки, так и подстилающий их комплекс толеитовых «шаровых» лав содержат залежи сульфидов тяжелых металлов (Cu - Zn), отложенные очевидно гидротермальными минеральными растворами. Сами «шаровые» лавы - есть результат быстрого застывания при соприкосновении с холодной морской водой. Лава наступала через множество трещин, в которых формировался так называемый комплекс параллельных даек, из камеры базитовой магмы, превратившийся затем в крупнозернистое габбро. Книзу комплекс параллельных даек сменяется плутоническими габбро, залегающего на основании сейсмического раздела – Мохоровичича.

На рис. 2 приведен схематический разрез срединно-океанического хребта, где в коровую магматическую камеру непрерывно доставляется новый поступающий из мантии расплав. Обе стороны хребта расходятся и между ними формируется океаническая кора, но в самых верхах мантии под хребтом тот материал, который участвует в разрастании морского дна, оказывается истощенным в результате плавления.

Этот процесс состоит из двух стадий:

Первая – частичное плавление мантийных пород и подъем магмы, занимающей магматическую камеру в океанической коре (внутри этой камеры магма испытывает конвекцию).

Вторая – кристаллизация в магматической камере высокотемпературных минералов, что вызывает осаждение слоистых перидотитов, сопровождающееся эпизодическим выбросом магмы на поверхность и продолжающееся до тех пор, пока оставшаяся магма не раскристаллизуется в виде грубозернистого габбро.

Приведенная схема сводится к следующему. Образование 5 км океанической коры за счет 20-30 км самого верхнего слоя мантийного материала. Данные по оливиновым включениям и кимберлитам показывают, что с увеличением глубины мантия становится менее истощенной, а ближе всего по составу к неизмененной мантии. На глубине 50-100 км верхняя мантия представлена шпинелевым лерцолитом (кимберлиты).

Выводы.

Мощные толщи истощенных перидотитов под океанической корой не накапливаются, так как океаническая литосфера снова поглощается мантией в зонах субдукции 100 млн. Лет после своего образования. Но в зонах субдукции этот материал способствует выплавке известково-щелочных магм, и, следовательно, поглощаемое вещество имеет конечный состав, более тугоплавкий и ультраосновной, чем тот, из которого формируется океаническая литосфера в раздвигающихся хребтах. Это означает, что в ходе развития Земли мантия последовательно меняла свой общий состав и это привело, вероятно, к появлению крупных химических неоднородностей.

В отличие от океанической коры средняя мощность континентальной коры равна приблизительно 35 км, хотя существуют огромные участки аномально слоистой коры под горными сооружениями 70-90 км. Как вы помните, океаническая кора формировалась 100 млн. лет, а вот континентальная кора сложена породами, образовавшимися на протяжении интервала, который охватывает большую часть истории Земли, приблизительно 4,6 млрд. лет.

Структуры верхних горизонтов континентальной коры делятся на три главных типа:

1. материковые щиты, сложенные докембрийскими породами – изверженными или высокометаморфизованными (древнее 570 млн. лет)

2. материковые платформы – на которых слабо развит складчатый чехол сравнительно молодых метаосадочных пород, лежащих на докембрийском фундаменте

3. молодые, преимущественно третичные (моложе 70 млн. лет) складчатые горы, в разрезе которых есть более дислоцированные метаосадочные породы и всегда почти присутствуют молодые изверженные породы.

Изменение структуры и состава пород по вертикали

В глобальном масштабе изменения мощности коры, выделяемые на поверхности можно проследить в зеркальном отображении поверхности границы Мохо.

Если океаническая кора не сейсмическими данными делится на четкие сейсмические слои, то разница между ними определяется петрологически (базальты, габбро, перидотиты).

Континентальная кора имеет более сложную слоистую структуру, но мощность каждого слоя и границы между слоями зачастую определяются гораздо тяжелее.

Верхняя часть коры сложена сравнительно неметаморфизованными осадочными породами (или вулканическими), ниже метаморфизлованные кварциты и зеленые сланцы.

Изменение состава и структуры коры по вертикали.

В глобальном масштабе изменение мощности коры , выделяемые на поверхности можно проследить в зеркальном отображении поверхности границы Мохо.

Если в океанической коре по сейсмическим данным делится на четкие сейсмические слои и разница между ними определяется петрологически,( базалиты, габбро, перидотиты).

Континентальная кора имеет более сложную слоистую структуру, но мощность каждого слоя и границы между слоями зачастую определяются гораздо тяжелее.

Кроме раздела Мохо, на глубине от 10 до 30 км, имеется граница – Конрада, названная в честь исследователя.

Верхняя часть коры сложена сравнительно неметаморфизованными осадочными породами ( или вулканическими), ниже метаморфизованные кварциты и зеленые сланцы.

Далее лежит «гранитный» слой. Однако составы кислых интрузивных пород семейства гранитов значительно различаются от средних диоритов до собственно гранитов. Более вероятно, что средний состав верхней коры ближе по составу грано-диоритов или кварцевых диоритов. Они имеют плотность 2,7-2,75 кг/куб.м, скорость Vp=6,25. Состав нижней коры известен хуже, по традиции его называют « базальтовым»(1). Большим признанием пользуется идея о том, что нижняя часть коры сложена «гранулитами»(2).

Гранулитовые породы среднего и основного сотава, содержащие главным образом пироксены и кальциевые полевые шпаты, подходящие скорости Vp- около 7 км/ с. Существует еще и третья возможность, что большая часть коры находится в области развития амфиболитовой фации метаморфизма.

Подтверждением присутствия как гранулитовой, так и амфиболитовой фации в нижней части земной коры явилось их обнаружение в наиболее эрозированных районах, где обнажены породы до Э возраста.

Таким образом, наиболее вероятный состав и тип пород верхней коры- гранодиоритовый, тогда как для нижней части коры наиболее вероятный- гранулиты среднего и основного состава. Но в нихней коре могут присутствовать и значительные количества амфиболитов, а ещё глубже, мы не исключаем присутствие скоплений эклогитов.

Сейчас важно понять, что континентальная кора сформировалась так же, как и океаническая из мантии, только в ходе длительной истории эпизодов плавления.

Механизм наращивания континентальных плит.

Это происходит в местах, где происходит акреция. Мы уже отмечали вчера в лекции, что под горами мощность коры гораздо больше. Вот на этом факте мы рассмотрим с позиции тектоники плит границу между континентами и океанами.

Мы дожны разницу столкновения двух континентов «альпийско-гималайский» тип и когда сталкиваются океаническая плита и континент .

Когда сталкиваются два континента, надвигание происходит незначительное, вместо этого бывает сильное возвышание. Осадки накопившиеся на дне моря, которое разделило континенты, оказываются поднятыми на большую высоту. В таких областях очень наглядно проявляютсясокращения коры в горизонтальном направлении, а магматизм выражен слабее, чем в анзеной стадии. В случае Ази происходит другой процесс. Утолщение коры на деструктивных границах типа океан-континент (океан-океан) связано больше с вертикальным наращиванием, а не с сатеральным сжатиеми сокращением коры более характерным в случае с границами типа континент-континент.

Пример.

На рисунке видно, что почти весь объем верхней коры в активном поясе занят молодым батолитом. Древние высокометаморфизованные породы Бразильского щита залегают непосредственно под батолитом и обнажаются на Тихоокеанском побережье. Здесь показано, что увеличена мощность именно верхней части коры.

Существенный момент заключается в том, что на границах деструктивных плит к континентальной окраине (коре) добавляется новый материал. Этот материал накапливается в результате магматических процессов, возникающих под континентальной плитой, и в меньшей степени в результате размыва материковых поднятий.

На рисунке 2

Районы аккреции коры, располагающиеся на активных континентальных окраинах. Магматическая деятельность обусловленная субдукцией может продолжаться до тех пор, пока существует океан, когда возникает …………… зона континенты сблизились, магматизм прекратился.

Магмообразование.

Изверженные породы, залегающие под зонами субдукции, сильно отличаются как по составу, так и по величине.

Рассмотрим условия, необходимые для плавления в подкоровом слое в обстановке субдукции. В процесс поддвигания вовлекается материал верхних 5-10 км преимущественно базальтовой коры, залегающей на истощенных перидотитах. Последние при возвратном поступлении или погружении в мантию плавятся не должны , так как они уже представляют собой остаток после частичного плавления в океаническом хребте.

Что можно сказать об океанической плите!

К процессу погружения холодной океанической плиты в мантию она нагревается вследствие собственного вещества, я думаю самого базальта, которое способно выделять летучее вещество, а оно уже в свою очередь вызывает плавление в соседних участках мантии.

Далее сами поддвигающиеся плиты продолжают погружение уже как тело тугоплавного эклогита и на больших глубинах поглощается мантией. Но жидкая фаза-расплав, имеющий относительно низкую плотность и обладающий поэтому плавучестью, поднимается вверх, внедряясь в кору и образует вулканическую дугу.

Магма, проникающая в кору, может оказаться достаточно горячей ( около 1000 С), чтобы расплавить некоторые вмещающие коровые породы. При этом магма становится более кислой. В другом случае, если магма уже остыла, в ней может начаться кристаллизация, причем первыми образуются кристаллы насыщеного полевого шпата и пироксена, после чего остаточные жидкости становятся более кислыми, после чего уже происходит окончательная кристаллизация.

Если такой процесс развивается в районе молодой островной дуги, вся магма может быть извергнута на дневную поверхность; в случае же континентальной коры значительной мощности большая часть магмы застывает и затвердевает не достигнув поверхности, т. е. образуются интрузии. Представление о каплевидной форме интрузивных тел мы видим на рис. Бразильский щит. Когда много таких интрузивных тел (плутонов, лакколитов) оказываются вместе, образуется батолит. В результате можно сделать следующий вывод: если аккреция континентальных массивов проходила от центра к периферии путем присоединения материала дуг, располагавшихся на окраинах, то с той же скоростью расширялась область, занятая тугоплавкой мантией, которая подстилает континентальную кору.

Пример.

Это объясняет существование мантийной части континентальной литосферы, которая движется вместе с континентами подобно погруженной части айсберга.

ВЫВОДЫ:

1. Континентальная кора Земли включает в себя:

А) стабильные области древних докембрийских щитов

Б) плоские платформы с чехлом осадочных пород, залегающих на породах щита

В) более молодые горные пояса

Среди последних выделяются материковые магматические дуги на деструктивных окраинах океан-континент и складчатые горные пояса.

2. Под чехлом метаморфических и осадочных пород, имеющем переменную мощность, континентальная кора состоит из двух главных слоев. Верхняя кора является гранодиоритовой по составу. Нижняя кора состоит из тугоплавких гранулитов.

3. Главные типы горных пород материковых дуг представленны эффузивными андезитами и в ещё большем количестве диорит-гранулитовыми интрузивными комплексами. Помимо очень небольшой добавки продуктов плавления коры, магмы возникли в результате и плавления погружающейся пластины океанической литосферы и вышележащей мантии.

А) для образования значительных количеств магмы температуры в верхних 35 км коры недостаточно

Б) присутствие изотопов в изверженных породах говорят о влиянии мантии

В) в районах материковых дуг латеральное разрастание невелико, так что неизбежно вертикальное утолщение подкоровых источников

4. Предложена модель, согласно которой рост континентов и развитие мощных тугоплавких корней тектоносфер под материками (до 400 км) связано процессом частичного плавления над зонами субдукции.

5. Наращивание новой континентальной коры происходит посредством магматизма островных и материковых дуг.

В консолидированной земной коре Европейского С-В

1. Гранулит-метабазитовый с «базальтовым» слоем. Комплекс сложен главным образом высокотемпературными метабазитами, которые слагают основание AR-PR1- нижнепротерозойского разреза.

Нижний - метабазитовый

Верхний - диорито-базитовый

2. Гнейсогранулитовый (верхняя кора) с «гранитовым» слоем представлен глубокометаморфизованными AR-PR1 подразделяется на

диорито-гнейсовый - нижний подкомплекс

гранито-гнейсовый – верхний подкомплекс

3. Сланцевый- верхнепротерозойские отложения, метаморфизованные в условии фации зеленых сланцев.

История развития.

Раннедокембрийский этап эволюции литосферы- этап эмбриональной тектоники по (Хайну и ………). В ранней стадии этого этапа (в архее) в связи с разогревом, растяжением, прогревом и дифференциации вещества мантии начинается дифференциация протоконтинентальной коры. При этом происходил процесс её континентализации близкой к современной.

Достаточно высокая хрупкость архейской континентальной корыпредопределяет возможность её деструкции и образования гранулитовых поясов. Фрагментами нижних сечений таких поясов являются хорьюский и малынский гранулито-метабазитовые комплексы.

На ранних стадиях раннедокембрийского этапа (ранний протерозой) в связи с постепенной локализацией зон разуплотнения мантии, особенно в верхних её горизонтах. Начинается развитие первых в истории Земли геосинклиналей (протогеосинклиналей и обособление их от стабильных протоплатформенных областей.

К протосинклиналям на Полярном Урале относится ……………….

эклогит-амфиболит-гнейсовые комплексы.

К протоплатформенным- харбейский гнейсо-мигматитовый комплекс.

Присутствие в разрезе эклогит-амфиболит-гнейсовых комплексов ультраосновных пород, вероятно можно рассматривать как……….

полного раздвига континентальной коры с новообразованием коры океанического типа.

Позднедокембрийский этап развития байкальской геосинклинали неполного развития.

Он завершается становлением фундамента Восточно-Европейской платформы. Этот этап навряд ли внес существенные изменения.

Палеозойская история принципиально новые вехи в истории развития литосферы Полярного Урала.

Под влиянием высокоградиентного по латерали прогрева и разуплотнения вещества верхней мантии возобновляются и резко активизируются деструктивные механизмы, которые в конечном счете приводят к расколу континентальной коры, раскрытого Уральского палеоокеана « формированного в пределах его океанической коры». Закрытие океана привело к созданию…………

-надвигового пояса Урала.

Лекция 6