Общие сведения о Земле

Земля и Космос

Примерно 13,7 миллиарда лет тому назад из объёма равного одному протону вследствие Большого Взрыва образовались миллиарды галактик (Хаббл, 1924). Галактики стремительно разлетаются от места. где произошел Большой Взрыв с огромной скоростью. Самые удаленные галактики расположены от Земли на расстоянии свыше 10 миллиардов световых лет. Каждая галактика состоит из сотен миллионов звезд, часть которых расположена в центре галактики (балдже), часть в ветвях галактик, спиралевидных или закручивающихся. Галактики со спиральными ветвями, а такое строение имеет и наша Галактика, находятся в стадии своей эволюции после происшедшего взрыва в их ядре (балдже). Галактики с закручивающимися ветвями находятся в стадии своей эволюции, когда происходит “возвращение” звезд из рукавов галактики в балдж, т.е. в стадии коллапса. Галактики, представленные только своим балджем находятся в стадии полного коллапса перед очередным взрывом. Период между очередными взрывами галактик примерно оценивается в миллиард лет.

Звезды, как и наше Солнце, также, по-видимому, периодически взрываются, как это видно на примере сверхновых звезд. Одна из таких сверхновых звезд отмечена в китайских летописях Xi века. А в том месте, где была Сверхновая, в настоящее время астрономы находят Крабовидную туманность, образовавшуюся вследствие взрыва Сверхновой. По-видимому, и наше Солнце взорвалось 4580 миллионов лет тому назад. Вследствие этого взрыва образовалось “облако”, из которого сформировались планеты Солнечной системы: Меркурий, Венера, Земля, Марс, Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун и Плутон со своими многочисленными спутниками. Между Марсом и Юпитером, возможно, существовала еще одна, десятая, планета - Фаэтон, которая взорвалась под воздействием гравитационных сил Солнца и Юпитера.

Форма и размеры Земли

Первые представления о форме и размерах Земли появились еще в глубокой древности. Античные мыслители (Пифагор - V в. до н.э., Аристотель - III в. до н.э. и др.) высказывали мысль, что наша планета имеет шарообразную форму.

Геодезические и астрономические исследования последующих столетий дали возможность судить о действительной форме Земли и ее размерах. Известно, что формирование Земли происходило под действием двух сил - силы взаимного притяжения частиц ее массы и центробежной силы, обусловленной вращением планеты вокруг своей оси. Равнодействующей обеих названных сил является сила тяжести, выражаемая в ускорении, которое приобретает каждое тело, находящееся у поверхности Земли. На рубеже XVII и XVIII веков впервые Ньютон теоретически обосновал положение о том, что под воздействием силы тяжести Земля должна иметь сжатие в направлении оси вращения и, следовательно, ее форма представляет эллипсоид вращения, или сфероид. Разница полярного и экваториального радиусов составляет 21 км. Последующими детальными измерениями, особенно новыми методами исследования со с искусственных спутников, было показано, что Земля сжата не только на полюсах, но также несколько по экватору (наибольший и наименьший радиусы по экватору отличаются на 210 м), т.е. Земля является не двухосным, а трехосным эллипсоидом. Кроме того, южный полюс расположен ближе к экватору, чем северный.

Наиболее высокая точка на Земле - гора Эверест в Гималаях - достигает 8848 м. Наибольшая глубина 11934 м обнаружена в Марианской впадине Тихого океана. Таким образом, наибольшая амплитуда рельефа земной поверхности составляет немногим менее 20 км. Учитывая эти особенности, немецкий физик Листинг в 1873 г. фигуру Земли назвал геоидом.

Экваториальный радиус Земли равен 6378,245 км, полярный радиус - 6356,863 км, полярное сжатие - 1/298,25. Объём Земли составляет 1,083 * 10¹² км³, а масса - 6 * 10²⁷ г. Ускорение силы тяжести на полюсах 983 см/с², на экваторе 978 см/с². Площадь поверхности Земли около 510 млн км², из которых 70,8 % представляет Мировой океан и 29,2 % - суша.

Оболочки Земли

Изучение внутреннего строения Земли производится различными методами. Геологические методы, основанные на изучении естественных обнажений горных пород, разрезов шахт и рудников, кернов глубоких буровых скважин, дают возможность судить о строении приповерхностной части земной коры. Глубина известных пробуренных скважин достигает 8-10 км, и только одна в мире опытная скважина, заложенная на Кольском полуострове, уже достигла глубины более 12 км. В вулканических областях по продуктам извержения вулканов можно судить о составе вещества на глубинах 50-100 км. В целом же глубинное внутреннее строение Земли изучается главным образом геофизическими методами: сейсмическим, магнитометрическим и др. Одним из важнейших методов является сейсмический метод, основанный на изучении естественных землетрясений и “искусственных землетрясений”, вызываемых взрывами.

Очаги землетрясений располагаются на различных глубинах от приповерхностных до 700 км. Реальные скорости распространения сейсмических волн зависят от упругих свойств и плотности горных пород, через которые они проходят. На основании анализа скорости распространения сейсмических волн австралийский сейсмолог К.Буллен разделил Землю на ряд оболочек, дал им буквенные обозначения определенных усредненных интервалах глубин, которые используются до настоящего времени. Выделяют три главные оболочки Земли:

1. Земная кора (оболочка А) - верхняя оболочка Земли, толщина которой изменяется от 6-7 км под глубокими частями океанов до 35-49 км под равнинными платформенными территориями континентов, до 50-75 км под горными сооружениями (наибольшие под Гималаями и Андами).

2. Мантия Земли, распространяющаяся до глубин 2900 км. В ее пределах по сейсмическим данным выделяются: верхняя мантия - оболочка В глубиною до 400 км, средняя мантия - оболочка С - до 800-1000 км, нижняя мантия - оболочка D до глубины 2700 км с переходным слоем D¹ - от 2700 до 2900 км.

3. Ядро Земли, подразделяемое на внешнее ядро - оболочку Е в пределах глубин 2900-4980 км, переходную оболочку - слой F - от 4980 до 5120 км и внутреннее ядро - слой G до 6971 км.

Земная кора отличается от мантии по резкому изменению скорости распространения сейсмических волн, как продольных, так и поперечных. В 1909 году югославский сейсмолог А.Мохоровичича впервые установил наличие этого раздела, носящего теперь его имя и принятого за нижнюю границу земной коры. Часто эту границу сокращенно называют границей Мохо или М.

Второй резкий раздел совпадает с переходом от мантии к ядру, где наблюдается скачкообразное падение скорости продольных волн с 13,6 до 8,1 км/c, а поперечные волны гасятся. Внезапное резкое уменьшение скорости продольных волн и исчезновение поперечных волн во внешнем ядре свидетельствует о необычайном квазижидком состоянии вещества, отличающемся от твердой кристаллической мантии. Эта граница названа именем Б.Гутенберга. Как показали новейшие исследования она очень неровная с поднятиями и впадинами с амплитудой до 20 км. Именно здесь происходят основные тектонические процессы.

В соответствии с гипотезой О.Ю.Шмидта, в момент своего образования Земля имела квазиоднородное строение по своему химическому составу. Но уже в это время температура внутри Земли достигала нескольких тысяч градусов, что является следствием массы планеты. В астероидах и малых спутниках планет, таких, как Фобос, спутник Марса, температура в их центре не превышает первых градусов, по Кельвину. В планете-гиганте Юпитере - она достигает 150 тысяч градусов. вследствие чего Юпитер светит частично своим светом, а не только отраженными лучами Солнца. Некоторые астрономы считают даже Солнце и Юпитер двойной звездой. В центре любой звезды температура достигает десятков миллионов градусов и там происходят ядерные реакции только потому. что в них сосредоточена огромная масса вещества.

Вследствие температуры и давления внутри Земли примерно на глубине 2900 км почти сразу же после ее образования образовался важнейший раздел, отделяющий кристаллическое вещество внешней оболочки Земли - мантии от ее квазижидкого ядра. При этом плотн0ость кристаллической мантии на границе с ядром примерно равнялась пяти, а плотность внешней части ядра на границе с мантией - около десяти.

Глубина расположения границы мантии и ядра зависит от меняющейся гравитационной постоянной g под воздействием окружающих Солнечную систему звезд в разные фазы развития Галактики, ее очередного взрыва и коллапса. При перемещении границы мантии и ядра в сторону центра Земли происходит кристаллизация квазижидкого вещества внешнего ядра с плотностью 10 с превращением его в кристаллическую мантию с плотностью 5. Вследствие этого Земля расширяется. Одновременно с этим происходит предсказанный О.Ю.Шмидтом процесс дифференциации квазиоднородного вещества Земли с отделением легких компонентов, водорода, кислорода, углерода и др. и перемещением их в сторону поверхности Земли. Одновременно отделяются тяжелые компоненты, железо. никель и др., которые перемещаются в сторону центра Земли.

При перемещении границы мантии и ядра в сторону поверхности Земли происходит “расплавление” вещества кристаллической мантии с плотностью 5 с превращением его в квазижидкое вещество внешнего ядра с плотностью 10. Одновременно происходит процесс уменьшения радиуса Земли, ее съёживание.

За 4680 миллионов лет развития Земли вследствие процесса дифференциации ее состава образовались еще две, новые оболочки Земли: земная кора толщиною от 5 до 75 км и внутреннее ядро на глубине свыше 5120 км. При этом объём каждой из новых оболочек составляет около одного процента.

2.2. Строение и состав земной коры

По уровню организации в земной коре выделяют атомы (химические элементы) ® минералы ® горные породы ® пачки (циклотемы) ® осадочные формации ® оболочки земной коры.

Химические элементы

Химический состав земной коры (в мас. %), по А.А.Ярошевскому (1988): O - 47,90, Si - 29,50, Al - 8,14, Fe - 4,37, Ca - 2,71, K - 2,40, Na - 2,01, Mg - 1,79, Ti - 0,52, C - 0,27, H - 0,16, Mn - 0,12, S - 0,10.

Минералы

Минералами называются природные химические соединения или отдельные химические элементы, возникшие в результате физико-химических процессов, происходящих в земной коре. Элементарной единицей минерала является атом, химический элемент. В земной коре минералы находятся преимущественно в кристаллической состоянии и лишь незначительная часть - в аморфном. Свойства кристаллических веществ обусловливаются как их составом, так и внутренним строением, т.е. кристаллической структурой. В кристаллических решетках расстояния между элементарными частицами и характер связей между ними в разных направлениях неодинаковы, что обусловливает и различие свойств. Такое явление называется анизотропией или неравносвойственностью кристаллического вещества. Анизотропия кристаллических веществ проявляется во многих их особенностях. Например, в способности кристаллического вещества самоограняться, т.е. образовывать многогранники - кристаллы. Форма кристаллов разнообразна и зависит от внутреннего строения данного соединения.

В аморфных веществах закономерность в расположении частиц отсутствует. Аморфные вещества изотропны.

Формы нахождения минералов в природе разнообразны и зависят главным образом от условий образования. Это либо отдельные кристаллы или их закономерные сростки (двойники), либо четко обособленные минеральные скопления, либо, чаще, скопления минеральных зерен - минеральные агрегаты.

Среди обособленных минеральных скоплений наиболее часто встречают друзы. Секреции - результат постепенного заполнения ограниченных пустот минеральным веществом. Мелкие секреции называются миндалинами, крупные - жеодами. Конкреции - более или менее округлые образования. Мелкие округлые образования обычно концентрического строения называются оолитами. Натеки, свисающие со сводов пустот, называются сталактитами, растущие вверх на дне пещер - сталагмитами.

Оптические свойства минералов: цвет, прозрачность, блеск.

Механические свойства минералов: излом, спайность, твердость.

Шкала твердости минералов, или шкала (м) Мооса, дополненная числами (т) твердости (кг мм²), по Хрущеву приведена ниже:

м Минерал т

1 Тальк 2,4

2 Гипс 36

3 Кальцит 109

4 Флюорит 189

5 Апатит 536

6 Ортоклаз 795

7 Кварц 1120

8 Топаз 1427

9 Корунд 2060

10 Алмаз 10060

Для определения твердости минералов можно пользоваться некоторыми распространенными предметами, твердость которых близка к твердости минералов-эталонов. Так, твердостью 1 обладает графит мягкого карандаша, около 2-2,5 - ноготь, 4 - железный гвоздь, 5 - стекло, 5,5-6 - стальной нож, игла, более твердые минералы встречаются редко.

Классификация минералов:

Самородные элементы - сера, графит, алмаз.

Сульфиды - галенит, сфалерит, пирит.

Галоиды - галит, сильвин, флюорит.

Оксиды и гидроксиды - кварц, халцедон, опал, гематит, магнетит, лимонит, боксит.

Карбонаты - кальцит, доломит, сидерит.

Сульфаты - ангидрит, гипс.

Фосфаты - апатит, фосфорит.

Островные силикаты - оливин, форстерит, фаялит.

Цепочечные и ленточные силикаты и алюмосиликаты - амфибол, пироксен, гиперстен, авгит, роговая обманка.

Листовые (слоевые) силикаты - биотит, мусковит, тальк, серпентин, хлорит, каолинит, глауконит.

Каркасные алюмосиликаты - полевые шпаты. ортоклаз, микроклин, амазонит, альбит, олигоклаз, андезин, лабрадор, битовнит. анортит. нефелин.

Горные породы

Горные породы представляют естественные минеральные агрегаты, образующиеся в земной коре или на ее поверхности в ходе различных геологических процессов. Элементарной единицей горной породы является минерал. Основную массу горных пород слагают породообразующие минералы, состав и строение которых отражают условия образования пород. Кроме этих минералов в породах могут присутствовать и другие. более редкие (акцессорные) минералы, состав и количество которых в породах непостоянны.

Если горная порода предсталяет агрегат одного минерала, она называется мономинеральной. К таким породам относятся, например, мраморы, кварциты. Первые представляют агрегат кристаллических зерен кальцита. вторые - кварца. Если в породу входит несколько минералов. она называется полиминеральной. В качестве примера таких пород можно назвать граниты, состоящие из кварца, калиевого полевого шпата, кислого плагиоклаза, а также темноцветных - биотита, роговой обманки, реже авгита.

Строение горных пород характеризуется структурой и текстурой. Структура определяется состоянием минерального вещества, слагающего породу (кристаллическое, аморфное, обломочное), размером и формой кристаллических зерен или обломков, входящих в ее состав, их взаимоотношениями. Под текстурой понимают сложение породы, т.е. расположение в пространстве слагающих ее частиц (кристаллических зерен, обломков и др.). Такое определение терминов структура и текстура не совпадает с общепринятой точкой зрения, что является исторической ошибкой перевода иностранных терминов.

В основу классификации горных пород положен генетический признак. По происхождению выделяют: 1) магматические, или изверженные, горные породы, связанные с застыванием в различных условиях силикатного расплава - магмы и лавы; 2) осадочные горные породы, образующиеся на поверхности в результате деятельности экзогенных факторов; 3) метаморфические горные породы, возникающие при переработке магматических, осадочных, а также ранее образованных метаморфических пород в глубинных условиях при воздействии высоких температур и давления, а также различных жидких и газообразных веществ (флюидов), поднимающихся с глубины, в конечном счете из внешнего ядра с границы Гутенберга.

В основе классификации магматических горных пород лежит их химический состав. Учитывается прежде всего содержание кремния, по которому магматические породы условно делятся на четыре группы кислотности: ультраосновные породы, содержащие менее 45 % кремнезема (SiO₂), основные - 45-52, средние - 52-65 и кислые - более 65 %. Химический состав может быть определен лишь при лабораторных исследованиях. Однако минеральный состав отражает химический и может быть использован при выяснении группы кислотности. Породообразующими минералами магматических пород являются минералы класса силикатов: кварц, полевые шпаты, слюды, амфиболы, пироксены, которые в сумме составляют около 93 % всех входящих в магматические породы минералов, затем оливин, фельдшпатоиды, некоторые другие силикаты и около 1 % минералов других классов. Вспомнив химический состав этих минералов, нетрудно убедиться, что в более основных породах должны преобладать цветные, менее богатые кремнеземом железисто-магнезиальные минералы, а в кислых - преимущественно светлые. С этим же связано уменьшение плотности пород от ультраосновных (до 3,4) к кислым (2,6).

В зависимости от условий, в которых происходило застывание магмы, магматические породы делят на ряд групп: породы глубинные, или интрузивные, образовавшиеся при застывании магмы на глубине, и породы излившиеся, или эффузивные, связанные с застыванием магмы, излившейся на поверхность, т.е. лавы. Среди интрузивных пород выделяют ряд разновидностей по глубине застывания магмы, а также жильные породы, связанные с застыванием магмы в трещинах. К вулканическим породам кроме излившихся относятся пирокластические, представленные скоплением выброшенного при вулканических взрывах и осевшего на поверхности материала, туфа и пепла, которые составляют около 80 и 5 % всего эффузивного материала.

Ряд интрузивных пород от кислых до ультраосновных составляют: граниты ® гранодиориты ® диориты ® габбро ® дунит (перидотит, пироксенит).

Ряд эффузивных пород от кислых до основных составляют: липарит ® дацит ® андезит ® базальт (долерит). Ультраосновные аналоги эффузивных пород отсутствуют.

В основе классификации осадочных пород лежит генетический признак. Выделяются обломочные, биогенные, хемогенные и космогенные породы. При этом образуются слои горных пород с первично горизонтальным залеганием.

Обломочные породы образуются при денудации под действием экзогенных процессов. Разрушаются прежде всего горные сооружения (Гималаи, Кордильеры, Альпы и др.). У подножия гор обломочные породы образуют первый уровень седиментации: отложения обвалов (колювий), конусы выноса пролювиальных отложений. Под воздействием водных потоков рек размываются колювиальные и пролювиальные образования, песчано-глинистый материал выносится реками в их устья, где формируются дельты - второй уровень седиментации. Под воздействием мутевых потоков неконсолидированный обломочный материал сбрасывается с шельфа на дно океанов, где формируются отложения третьего уровня седиментации. Под воздействием океанских течений обломочный материал третьего уровня седиментации перемещается на тысячи километров, где на дне океанов формируются обломочные отложения четвертого уровня седиментации.

Среди обломочных пород выделяются группы прежде всего по размеру обломков: грубообломочные, или сакситы со средним размером обломков от 100 до 1000 м (отторженцы) и от 10 до 100 м (утёсы); крупнообломочные, олистостромы, валунные конгломераты с обломками размером от 1 до 10 м (глыбы, олистолиты) и от 0,1 до 1 м (валуны, отломы, олистолиты); среднеобломочные, олистостромы, гравелиты, галечные и гравийные конгломераты с размером обломков от 10 до 100 мм (галька, щебень) и от 1 до 10 мм (гравий, дресва); мелкообломочные, песчаники, граувакки с размером зерен от 0,1 до 1 мм и алевролиты с размером зерен от 20 до 100 мкм; тонкообломочные, силтолиты, глины, аргиллиты с размером частиц от 0,1 до 20 мкм.

По текстурным особенностям распознаются генетические группы обломочных пород: градационная слоистость характерна для флишевых отложений мутевых потоков третьего и четвертого уровня седиментации, косая слоистость чаще встречается среди аллювиальных и прибрежно-морских отложений.

Биогенные породы сложены в основном известковыми, реже кремнистыми раковинами животных и растений. К биогенным породам относятся также каустобиолиты. Наибольший интерес представляют раковинки кокколитофорид размером меньше одного микрометра, скопления которых формируют слои практически всех фанерозойских известняков. Карбонатные породы характерны для отложений морей и океанов на глубинах менее 4 км. На глубинах свыше 4 км кальцит растворяется.

Кремнистые биогенные породы состоят в основном из опала и халцедона и представлены диатомитами, радиоляритами, трепелами и опоками, реже конкрециями кремней.

Каустобиолиты образуются из растительных и животных остатков, преобразованных под влиянием различных геологических факторов. Они представлены торфом, бурым и каменным углями, антрацитами. Плотность углей возрастает от 0,7 у торфа до 1,6 у антрацита.

Хемогенные породы представлены галоидами (каменная соль, сильвинит и др.) и сульфатами (гипс, ангидрит).

Метаморфические горные породы образуются из пород разного генезиса под влиянием повышенной температуры и давления. Различают региональный и локальный метаморфизм.

При региональном метаморфизме кварцевые песчаники при этом превращаются в кварциты. известняки - в мраморы, глины и аргиллиты - в филлиты, кристаллические сланцы, гнейсы и гранулиты, эффузивные породы - в амфиболиты, ультраосновные породы - в серпентиниты. При большом давлении образуются эклогиты с плотностью от 3 до 4 г/см³, состоящими в основном из граната и пироксена.

При локальном метаморфизме возникают роговики.

Геологические тела

Геологическое тело - геологическое пространство, заполненное горной породой определенного состава, ограниченное другими горными породами с иным составом, атмосферой или гидросферой. Элементарной единицей геологического тела является горная порода. Геологические тела имеют изометрическую (интрузии), плоскую, линзовидную или клиновидную форму (слои осадочных и эффузивных образований).

Пачки (циклотемы)

Пачка, или циклотема, - комплекс слоев небольшой толщины, характеризующийся литологическими, а иногда и палеонтологическими особенностями, отличающими данную пачку от смежных образований. Циклотема - серия пластов, отложившихся в течение одного осадочного цикла. Элементарной единицей пачки (циклотемы) является слой. И пачка и циклотема характеризуются также тем, что они сами по себе являются элементарными единицами формаций.

Циклотемы в особенности характерны для угленосных моласс, например, для каменноугольных отложений Донбасса, Кузбасса, Пенсильвании и т.д. В.Соколов и Л.Лутугин в 1910 году в Донбассе детально изучили каменноугольные отложения, составили стратиграфическую схему, геологические карты, на которых выделили пачки (циклотемы) с маркирующими пластами углей и известняков. Эта стратиграфическая схема и эти карты не были изменены за прошедшие почти сто лет. Каждая циклотема содержит пласт угли и почти каждая их - маркирующий пласт известняка. Циклотемы начинаются и заканчиваются песчано-глинистыми отложениями. Часто в основании циклотем наблюдаются следы размывов. Развитие циклотем связано с колебанием уровня океана и циклами Миланковича, длительность которых оценивается в десятки тысяч лет.

Осадочные формации

Осадочная формация - комплекс циклотем сходного состава, который отличается от комплекса циклотем иного состава смежных формаций. Элементарной единицей формации является пачка, или циклотема.

Формация изверженных пород - комплекс интрузий сходного состава, который отличается от интрузий иного состава. Элементарной единицей формации изверженных пород является интрузия.

Осадочные формации подразделяются в первую очередь по своему генезису. Выделяются обломочные, биогенные, вулканогенные, хемогенные и космогенные формации. Обломочные формации различаются также по среднему размеру обломков (зерен, частиц) прежде всего на три группы: песчаные (в том числе молассовые), сложенные в основном песчаниками и алевролитами, глинистые (аргиллитовые, сланцевые, аспидные), представленные главным образом глинами и аргиллитами, и флишевые, где наблюдается переслаивание песчаников и алевролитов, с одной стороны, и глин, мергелей, известняков, с другой.

Биогенные формации сложены в основном либо известняками, либо диатомитами и радиоляритами.

Хемогенные формации сложены солями (галитом, сильвином, мирабилитом и др.), частично гипсами, ангидритами, доломитами - продуктами, образующимися при выпаривании морской воды в изолированных бассейнах в аридных зонах.

Космогенные формации, столь многочисленные в начальные стадии развития Земли, весьма малочисленные в настоящее время. К ним относятся красные глубоководные глины с криоконитом (космическими сферами), образования редких астроблем.

Среди эффузивных формаций выделяются кислые (липаритовые, дацитовые), средние (андезитовые) и основные (базальтовые) разновидности.

Оболочки земной коры

Выделяются четыре оболочки земной коры, которые отличаются прежде всего по своей плотности и скорости прохождения как продольных, так и поперечных сейсмических волн. На материках это гранулито-базитовая, гранито-гнейсовая, консолидированная и неконсолидированная осадочные оболочки с общей толщиною от 15 до 75 км. В океанах развита лишь одна, верхняя самая молодая неконсолидированная осадочная оболочка толщиною от 0 до 1 км. Под ней расположена базальтовая оболочка толщиною от 5 до 15 км, которая условно также относится к земной коре.

Гранулито-базитовая, или протогейская оболочка сложена метаморфическими породами (гнейсами, кристаллическими сланцами), пронизана многочисленными интрузиями гранитов, чарнокитов, других изверженных пород, она обнажается на земной поверхности в пределах ядер древних платформ на щитах кратонов: Балтийском и Украинском на Русской платформе, Алданском и Анабарском на Сибирской платформе и др. При бурении Кольской сверхглубокой скважины она обнаружена на глубине около 7 км. Кровля гранулито-базитовой оболочки отбивается сейсмологами по небольшому снижению скорости прохождения сейсмических волн. Эта граница носит название раздела Конрада. Гранулито-базитовая оболочка образовалась в период глобального сжатия Земли примерно 3 миллиарда лет тому назад на рубеже киватиния и лаврентия, мезо- и неоархея. Этот рубеж назван также революцией Павлова, который первым обратил на него внимание и определил его как окончание лунной фазы развития Земли.

Гранито-гнейсовая, или дейтерогейская оболочка земной коры сложена метаморфическимми горными породами (гнейсами, кристаллическими сланцами), пронизана многочисленными интрузиями гранитов, гранодиоритов, других изверженных пород, она обнажена на поверхности щитов всех древних платформ: Русской, Сибирской, Китайской, Индийской, Африканской, Лаврентийской (Северо-Американской), Бразильской, Австралийской и Антарктидной. Кровля гранито-гнейсовой оболочки на плитах древних платформ четко отбивается по смене метаморфических пород осадочными, по резкому уменьшению скорости прохождения сейсмических волн. Гранито-гнейсовая оболочка сформировалась в период глобального сжатия Земли 1640 миллионов лет тому назад во время революции Лоусона на рубеже раннего (карелий) и позднего (рифей) протерозоя.

Консолидированная осадочная, или неогейская оболочка земной коры представлена уплотненными осадочными породами (песчаниками, алевролитами, известняками, диатомитами, галитом), эффузивными образованиями (липаритами, дацитами, андезитами, базальтами), интрузивными формациями, она развивалась в течение рифея, палеозоя и триаса. Её формирование закончилось во время каледонско-герцинской революции Ардуино 207 миллионов лет тому назад. Она слагает цоколи всех молодых платформ.

Неконсолидированная, или кайногейская оболочка земной коры представлена слабо консолидированными, пористыми породами: песками, песчаниками, алевролитами, известняками, мергелями, глинами, галитом, эффузивными образованиями, которые образуют чехол земной коры и на континентах, и в океанах. Она формировалась в юрском, меловом периодах и в кайнозое. Неконсолидированная осадочная оболочка земной коры является вместилищем основных месторождений нефти и газа, а также воды, которые сегодня являются важнейшими полезными ископаемыми.

Базальтовая оболочка в океанах сложена молодыми, кайногейскими базальтами.

По набору оболочек различают два типа земной коры: материковый с гранулито-базитовой, гранито-гнейсовой, консолидированной и неконсолидированной осадочными оболочками и океанский с базальтовой и неконсолидированной осадочной оболочками.

Обе оболочки земной коры расположены фрагментарно. В Тихом океане развита только океанская оболочка, составляющая по площади 142,2 млн км². Два других океана, Атлантический и Индийский, по своей периферии содержат обрывки бывшей Гондваны, представленные материками: Южной Америкой, Антарктидой и Австралией, в целом образующих Индо-Атлантический материково-океанский геосегмент земной коры с площадью 208,5 млн км². Лавразиатский материковый геосегмент земной коры включает материки: Евразию, Африку и Северную Америку. Его площадь равна 159,3 млн км². Эти три геосегмента являются самыми крупными структурными элементами земной коры. В двух регионах Земли, где сходятся все три геосегмента, в Остиндии (Индонезия) и Вестиндии (Карибский регион) наблюдается наибольшая раздробленность земной коры. Здесь расположены “конгломераты”, состоящие из обрывков коры как материкового, так и океанского типа. Здесь находится наиболее плотная сеть глубинных разломов, и поэтому здесь находятся крупнейшие месторождения нефти и газа.

Полусегменты, или гемисегменты сочленяются друг с другом по Императорскому и Гавайскому хребтам в Тихом океане, по 20-му меридиану к югу от Африки и по глубинному разлому между устьями рек Яны и Анадыря на Северо-востоке России. Граница Атлантического и Индийского гемисегментов подходит к берегу Африки в районе ЮАР, стране сказочно богатой золотом, алмазами, ураном, другими полезными ископаемыми, по-видимому, потому, что по глубинному разлому на границе гемисегментов происходило обогащение этого региона и полезными ископаемыми.