Какво представлява земната кора.

Има два основни типа земна кора: океанска и континентална. Съществува и преходен тип земна кора.

Океанска кора. Дебелината на океанската кора в съвременната геоложка епоха варира от 5 до 10 km. Състои се от следните три слоя:

• 1) горният тънък слой от морски седименти (дебелина не повече от 1 km);
• 2) среден базалтов слой (дебелина от 1,0 до 2,5 km);
• 3) долния слой габро (дебелина около 5 km).

Континентална (континентална) кора.Континенталната кора има по-сложен строеж и Още силаотколкото океанската кора. Средната му дебелина е 35-45 km, а в планинските страни достига до 70 km. Той също се състои от три слоя, но се различава значително от океана:

• 1) долният слой, съставен от базалти (дебелина около 20 km);
• 2) средният слой заема основната дебелина на континенталната кора и условно се нарича гранит. Изградена е предимно от гранити и гнайси. Този слой не се простира под океаните;
• 3) горният слой е седиментен. Средната му дебелина е около 3 km. В някои райони дебелината на валежите достига 10 km (например в Каспийската низина). В някои райони на Земята седиментният слой отсъства напълно и на повърхността излиза гранитен слой. Такива области се наричат ​​щитове (напр. Украински щит, Балтийски щит).

На континентите в резултат на изветрянето на скалите се образува геоложка формация, наречена кора на изветряне.

Гранитният слой е отделен от базалтовия слой от повърхността на Конрад, върху която скоростта на сеизмичните вълни нараства от 6,4 на 7,6 км/сек.

Границата между земната кора и мантията (както на континентите, така и на океаните) минава по повърхността на Мохоровичик (линия Мохо). Скоростта на сеизмичните вълни върху него скача до 8 км/ч.

Освен двата основни типа - океански и континентален - има и области от смесен (преходен) тип.

На континенталните плитчини или шелфове кората е с дебелина около 25 km и като цяло е подобна на континенталната кора. В него обаче може да изпадне слой базалт. AT източна Азияв района на островните дъги ( Курилски острови, Алеутски острови, Японски острови и др.) земната кора от преходен тип. И накрая, земната кора на средноокеанските хребети е много сложна и все още малко проучена. Тук няма граница на Мохо и материалът на мантията се издига по разломи в кората и дори до нейната повърхност.

Понятието "земна кора" трябва да се разграничава от понятието "литосфера". Понятието "литосфера" е по-широко от "земната кора". В литосферата съвременна наукавключва не само земната кора, но и най-горната мантия до астеносферата, тоест до дълбочина около 100 km.

Концепцията за изостазия. Изследването на разпределението на гравитацията показа, че всички части на земната кора - континенти, планински страни, равнини - са балансирани върху горната мантия. Това балансирано положение се нарича изостазия (от латински isoc - равномерно, stasis - положение). Изостатичното равновесие се постига поради факта, че дебелината на земната кора е обратно пропорционална на нейната плътност. Тежката океанска кора е по-тънка от по-леката континентална кора.

Изостазия - по същество дори не е равновесие, а стремеж към непрекъснато нарушавано и възстановявано равновесие. Така например Балтийският щит след топенето континентален ледПлейстоценското заледяване се повишава с около 1 метър на век. Площта на Финландия непрекъснато се увеличава поради морското дъно. Територията на Холандия, напротив, намалява. Линията на нулевия баланс в момента минава малко на юг от 60 0 N.L. Съвременният Санкт Петербург е с около 1,5 м по-висок от Санкт Петербург по времето на Петър Велики. Като данни от съвр научно изследване, дори тежестта на големите градове е достатъчна за изостатичното колебание на територията под тях. Следователно земната кора в районите на големите градове е много подвижна. Като цяло релефът на земната кора е огледално отражениеповърхността на Мохо, подметките на земната кора: повдигнатите области съответстват на вдлъбнатини в мантията, по-ниските - повече високо нивогорната му граница. Така под Памир дълбочината на повърхността на Мохо е 65 км, а в Каспийската низина - около 30 км.

Топлинни свойства на земната кора. Ежедневните колебания в температурата на почвата се простират до дълбочина 1,0–1,5 m, а годишните колебания в умерените ширини в страни с континентален климат до дълбочина 20–30 m слой с постоянна температура на почвата. Нарича се изотермичен слой. Под изотермичния слой дълбоко в Земята температурата се повишава и това вече е причинено от вътрешната топлина на земните недра. Вътрешната топлина не участва във формирането на климата, но служи като енергийна основа на всички тектонични процеси.

Броят градуси, с които температурата се повишава за всеки 100 m дълбочина, се нарича геотермален градиент. Разстоянието в метри, на което температурата се повишава с 1 0 C при понижаване, се нарича геотермално стъпало. Стойността на геотермалната стъпка зависи от релефа, топлопроводимостта на скалите, близостта на вулканичните огнища, циркулацията на подпочвените води и др. Средно геотермалната стъпка е 33 м. Във вулканичните райони геотермалната стъпка може да бъде само около 5 m, а в геоложки спокойни райони (например на платформи) може да достигне 100 m.

По едно време прочетох много книги на Уелс, Дойл, Верн и всеки от тези автори има произведение, описващо подводния живот. Като правило той споменава характеристиките на живота на океанското дъно или проникването през земната кора. Затова исках да разбера как земята се различава от дъното на морето.

Континенталната кора е различна от океанската

Разбира се, основната разлика между тях ще бъде тяхното местоположение: първият носи цялата земя и континенти, а вторият - моретата, океаните и наистина всички водни тела. Но те се различават и по други начини:

• първият се състои от гранулити, вторият - от базалт;
• континенталната кора е по-дебела от океанската;
• земната кора е по-ниска от океанската по площ, но печели в общия обем;
• океанската кора е по-подвижна и може да се наслоява върху континенталната.

Процесът, описан в последния параграф, се нарича обдукция и означава наслояване на тектонични плочи една върху друга.

Основни характеристики на континенталната кора

Такава кора се нарича още континентална и се състои от 3 слоя.

1. Горна седиментна - състои се от едноименни скали, различни по произход, възраст, местоположение. Обикновено дебелината му достига 25 km.
2. Средно гранитно-метафоричен - образуван от кисели скали, близки по състав до гранита. Дебелината на слоя варира от 15 до 30 km (най-голямата му дебелина е регистрирана под най-високите планини).
3. Долен базалт - образуван от метаморфозирани скали. Дебелината му достига 10–30 km.

Трябва да се отбележи, че третият слой се нарича условно "базалт": сеизмичните вълни преминават през него със същата скорост, с която биха преминали през базалт.

Параметри на океанската кора

Някои учени разграничават само 2 основни, но според мен е по-добре да се вземе тристепенна интерпретация на структурата на тази кора.

1. Горният слой е представен от седиментни скали, чиято дебелина може да достигне 15 km.
2. Средният слой е съставен от лава, чиято дебелина не надвишава 20 km.
3. Третият слой се състои от основни магмени скали, чиято дебелина е 4–7 km.

Последният слой се нарича още "габро" поради кристалната структура на скалата.

Океанската кора е примитивна по своя състав и по същество представлява горния диференциран слой на мантията, покрит отгоре с тънък слой пелагични седименти. В океанската кора обикновено се разграничават три слоя, първият от които (горният) е седиментен.

В основата на седиментния слой се срещат тънки и неправилни металоносещи седименти с преобладаване на железни оксиди. Долната част на седиментния слой обикновено се състои от карбонатни седименти, отложени на дълбочини по-малки от 4-4,5 km. На големи дълбочини карбонатните утайки по правило не се отлагат, тъй като микроскопичните черупки на едноклетъчни организми (фораминифера и коколитофарид), които ги съставят, лесно се разтварят в морска вода при налягане над 400–450 atm. Поради тази причина в океанските падини на дълбочини над 4-4,5 km горната част на седиментния слой е изградена предимно от некарбонатни седименти - червени дълбоководни глини и силикатни тини. В близост до островни дъги и вулканични острови в участъка на седиментната последователност често се срещат лещи и междинни слоеве от вулканогенни отлагания и близо до делти големи реки- и теригенни седименти. В откритите океани дебелината на седиментния слой се увеличава от гребените на средноокеанските хребети, където почти няма валежи, до техните периферни части. Средната дебелина на валежите е малка и според A.P. Lisitsyn е близо до 0,5 km, но в близост до континенталните граници на атлантическия тип и в районите на големи речни делти се увеличава до 10-12 km. Това се дължи на факта, че почти целият теригенен материал, транспортиран от сушата, се отлага в крайбрежните райони на океаните и по континенталните склонове поради процесите на лавинообразно утаяване.

Вторият, или базалтов, слой на океанската кора в горната част е изграден от толеитови базалтови лави (фиг. 5). Изливайки се в подводни условия, тези лави придобиват причудливи форми на гофрирани тръби и възглавници, поради което се наричат ​​възглавнички лави. По-долу има долеритни диги със същия състав на толеит, които са бивши захранващи канали, през които базалтовата магма в рифтовите зони изригва на повърхността. дъното на океана. Базалтовият слой на океанската кора е изложен на много места на океанското дъно в съседство с гребените на средноокеанските хребети и трансформиращите ги разломи. Този слой е проучен подробно както с традиционните методи за изследване на океанското дъно (драгиране, вземане на проби с почвени тръби, фотографиране), така и с помощта на подводни пилотирани апарати, които позволяват на геолозите да наблюдават геоложката структура на изследваните обекти и да провеждат целево вземане на скални проби. В допълнение, през последните 20 години повърхността на базалтовия слой и неговите горни слоеве бяха изложени от множество дълбоководни сондажни отвори, един от които дори премина през слой от лава и навлезе в долеритите на комплекса от диги. Общата дебелина на базалтовия или втори слой океанска кора, според сеизмичните данни, достига 1,5, понякога 2 км.

Фигура 5Структурата на рифтовата зона и океанската кора:
1 - ниво на океана; 2 - валежи; 3, възглавни базалтови лави (слой 2а); 4, дайков комплекс, долерити (слой 2б); 5 - габро; 6 - слоест комплекс; 7, серпентинити; 8, лерцолити от литосферни плочи; 9 - астеносфера; 10 - 500 °C изотерма (начало на серпентинизация).

Честите находки на включвания на габро-толеит в големи трансформационни разломи показват, че тези плътни и едрозърнести скали също са включени в океанската кора. Структурата на офиолитните покрития в сгънатите пояси на Земята, както е известно, са фрагменти от древната океанска кора, избутана в тези пояси върху бившите краища на континентите. Следователно може да се заключи, че комплексът от диги в съвременната океанска кора (както и в офиолитните листове) е подложен отдолу от слой габро, който образува горната част на третия слой на океанската кора (слой 3а ). На известно разстояние от гребените на средноокеанските хребети, съдейки по сеизмичните данни, Долна часттози слой на кората. Многобройни находки в големи трансформни разломи на серпентинити, съответстващи по състав на хидратирани перидотити и офиолитни комплекси, подобни по структура на серпентинитите, предполагат, че долната част на океанската кора също е съставена от серпентинити. Според сеизмичните данни дебелината на габро-серпентинитовия (трети) слой на океанската кора достига 4,5-5 km. Под гребените на средноокеанските хребети дебелината на океанската кора обикновено се намалява до 3-4 и дори до 2-2,5 km непосредствено под рифтовите долини.

Така общата дебелина на океанската кора без седиментен слой достига 6,5-7 km. Отдолу океанската кора се покрива от кристални скали на горната мантия, които образуват подкоровите участъци на литосферните плочи. Под гребените на средноокеанските хребети океанската кора лежи директно над камерите от базалтова стопилка, освободена от горещия материал на мантията (от астеносферата).

Площта на океанската кора е приблизително равна на 3,0610 × 18 cm 2 (306 милиона km 2), средната плътност на океанската кора (без валежи) е близо до 2,9 g / cm 3, следователно масата на консолидираната океанска кора може да се оцени със стойността (5,8 -6,2)x10 24 g. Обемът и масата на седиментния слой в дълбоководните басейни на световния океан, според A.P. Lisitsyn, са съответно 133 милиона km 3 и около 0,1 × 10 24 г. Обемът на седиментите, концентрирани върху рафтовете и континенталните склонове, е малко по-голям - около 190 милиона km 3, което по отношение на масата (като се вземе предвид уплътняването на седиментите) е приблизително (0,4-0,45) 10 24 ж.

Океанското дъно, което е повърхността на океанската кора, има характерен релеф. В бездните басейни океанското дъно лежи на дълбочина около 66,5 km, докато по гребените на средноокеанските хребети, понякога разчленени от стръмни проломи и рифтови долини, дълбочините на океана намаляват до 2–2,5 km. На някои места океанското дъно излиза на дневната повърхност на Земята, например на около. Исландия и в провинция Афар (Северна Етиопия). Пред островните дъги, опасващи западната периферия Тихи океан, североизточно от Индийския океан, пред дъгата на Малките Антили и Южните Сандвичеви острови в Атлантическия океан, както и пред активната граница на континента в Централната и Южна Америкаокеанската кора се увисва и повърхността й потъва на дълбочина до 9-10 km, преминавайки по-нататък под тези структури и образувайки тесни и разширени дълбоководни ровове пред тях.

Океанската кора се образува в рифтовите зони на средноокеанските хребети поради отделянето на базалтови стопилки от горещата мантия (от астеносферния слой на Земята), която се намира под тях, и изливането им на повърхността на океанското дъно. Всяка година в тези зони той се издига от астеносферата, излива се на дъното на океана и кристализира най-малко 5,5-6 km 3 базалтови стопилки, които образуват целия втори слой на океанската кора (като се вземе предвид габровият слой, обемът на въведените в кората базалтови стопилки нараства до 12 km3). Тези грандиозни тектономагматични процеси, непрекъснато развиващи се под гребените на средноокеанските хребети, нямат аналог на сушата и са придружени от повишена сеизмичност (фиг. 6).

Фигура 6Земна сеизмичност; поставяне на земетресения
Баразанги и Дорман, 1968 г

В рифтовите зони, разположени по гребените на средноокеанските хребети, океанското дъно се разтяга и раздалечава. Следователно всички такива зони са белязани от чести, но плитко фокусни земетресения с доминиране на прекъснати механизми на изместване.

За разлика от тях под островните дъги и активните континентални граници, т.е. в зоните на подпъхване на плоча обикновено се случват по-силни земетресения с доминиране на механизмите на компресия и срязване. Според сеизмичните данни потъването на океанската кора и литосферата се проследява в горната мантия и мезосферата до дълбочини около 600–700 km (фиг. 7). Според томографски данни, потъването на океанските литосферни плочи е проследено до дълбочини около 1400-1500 km и, вероятно, по-дълбоко - до повърхността на земното ядро.

Фигура 7Структурата на зоната на навлизане на плочата в района на Курилските острови:
1 - астеносфера; 2 - литосфера; 3, океанска кора; 4-5 - седиментно-вулканогенна последователност; 6 - океански седименти; изолиниите показват сеизмична активност в A 10 единици (Fedotov et al., 1969); β е ъгълът на падане на зоната на Wadati-Benief; α е ъгълът на падане на зоната на пластична деформация.

Океанското дъно се характеризира с характерни и доста контрастни ивични магнитни аномалии, които обикновено са успоредни на гребените на средноокеанските хребети (фиг. 8). Произходът на тези аномалии се свързва със способността на базалтите на океанското дъно да се магнетизират от магнитното поле на Земята по време на охлаждане, като по този начин запомнят посоката на това поле в момента на изливането им върху повърхността на океанското дъно. Като се има предвид сега, че геомагнитното поле променя полярността си многократно във времето, английските учени Ф. Вайн и Д. Матюс през 1963 г. за първи път успяват да датират отделни аномалии и показват, че на различни склонове на средноокеанските хребети тези аномалии се оказват приблизително симетрични по отношение на техните гребени. В резултат на това те успяха да реконструират основните модели на движение на плочите в определени области на океанската кора в Северния Атлантик и да покажат, че дъното на океана се отдалечава приблизително симетрично от гребените на средноокеанските хребети със скорост от порядъка на няколко сантиметра на година. Впоследствие подобни изследвания бяха проведени във всички райони на Световния океан и навсякъде тази закономерност беше потвърдена. Освен това, подробното сравнение на магнитните аномалии на океанското дъно с геохронологията на повторното намагнитване на континенталните скали, чиято възраст беше известна от други данни, направи възможно да се разшири датирането на аномалиите до целия кайнозой, а след това до късния мезозой. В резултат на това е създаден нов и надежден палеомагнитен метод за определяне на възрастта на океанското дъно.

Фигура 8Карта на аномалиите магнитно полев хребета Рейкянес в Северния Атлантик
(Heirtzler et al., 1966). Положителните аномалии са маркирани в черно; AA е нулевата аномалия на рифтовата зона.

Използването на този метод доведе до потвърждение на изразените по-рано идеи за сравнителната младост на океанското дъно: палеомагнитната възраст на всички океани без изключение се оказа само кайнозойска и късна мезозойска (фиг. 9). Впоследствие това заключение беше блестящо потвърдено от дълбоководни сондажи в много точки на океанското дъно.

Оказа се, че възрастта на вдлъбнатините на младите океани (Атлантически, Индийски и Арктически) съвпада с възрастта на дъното им, докато възрастта на древния Тих океан значително надвишава възрастта на дъното му. Наистина басейнът на Тихия океан съществува, според поне, от късния протерозой (може би по-рано), а възрастта на най-древните части на дъното на този океан не надвишава 160 милиона години, докато по-голямата част от него се е образувала едва през кайнозоя, т.е. по-млади от 67 Ma.

Фигура 9Карта на възрастта на океанското дъно в милиони години
след Larson, Pitman et al., 1985

„Конвейерният“ механизъм на обновяване на океанското дъно с постоянното потъване на по-стари участъци от океанската кора и натрупаните върху нея утайки в мантията под островните дъги обяснява защо по време на живота на Земята океанските депресии не са имали време да бъдат покрити с седименти. Наистина, при сегашната скорост на запълване на океански депресии с теригенни седименти, пренасяни от сушата от 2,210 × 16 g/година, целият обем на тези депресии, приблизително равен на 1,3710 × 24 cm 3, ще бъде напълно запълнен за приблизително 1,2 милиарди години. Сега може да се твърди с голяма увереност, че континентите и океанските басейни са съществували заедно от около 3,8 милиарда години и през това време не е настъпило значително запълване на техните падини. Освен това, след сондиране във всички океани, сега знаем със сигурност, че на океанското дъно няма седименти, по-стари от 160-190 милиона години. Но това може да се наблюдава само в един случай - в случай на съществуване на ефективен механизъм за отстраняване на утайки от океаните. Този механизъм, както вече е известно, е процесът на изтегляне на седименти под островните дъги и активните континентални граници в зоните на навлизане на плочи, където тези седименти се претопяват и отново се прикрепват под формата на гранитоидни интрузии към континенталната кора, образувана в тези зони. Този процес на претопяване на теригенни седименти и повторно закрепване на техния материал към континенталната кора се нарича рециклиране на седименти.

Концепцията за земната кора.

земната кора

3) горният слой е седиментен. Средната му дебелина е около 3 km. В някои райони дебелината на валежите достига 10 km (например в Каспийската низина). В някои райони на Земята седиментният слой отсъства напълно и на повърхността излиза гранитен слой.

Такива области се наричат ​​щитове (напр. Украински щит, Балтийски щит).

изветрителните кори.

Conrad повърхност

На континенталните плитчини или шелфове кората е с дебелина около 25 km и като цяло е подобна на континенталната кора. В него обаче може да изпадне слой базалт. В Източна Азия, в района на островните дъги (Курилските острови, Алеутските острови, Японските острови и др.), земната кора е от преходен тип. И накрая, земната кора на средноокеанските хребети е много сложна и все още малко проучена.

Тук няма граница на Мохо и материалът на мантията се издига по разломи в кората и дори до нейната повърхност.

Концепцията за изостазия

изотермичен слой

геотермален градиент геотермален етап

Прочетете също:

Обвивката на Земята включва земната кора и горната част на мантията.

Повърхността на земната кора има големи неравности, основните от които са издатините на континентите и техните депресии - огромни океански депресии. съществуване и взаимно споразумениеконтиненти и океански падини се свързва с различията в структурата на земната кора.

континентална кора. Състои се от няколко слоя. Върхът е слой от седиментни скали. Дебелината на този слой е до 10-15 км. Под него лежи гранитен слой. Скалите, които го съставят, са сходни по своите физически свойства с гранита. Дебелината на този слой е от 5 до 15 km. Под гранитния слой има базалтов слой, състоящ се от базалт и скали, физични свойствакоито приличат на базалт. Дебелината на този слой е от 10 km до 35 km. Така общата дебелина на континенталната кора достига 30-70 km.

океанска кора. Тя се различава от континенталната кора по това, че няма гранитен слой или е много тънка, така че дебелината на океанската кора е само 6-15 km.

За определяне химичен съставот земната кора са достъпни само горните й части - до дълбочина не повече от 15-20 км. 97,2% от общия състав на земната кора се пада на: кислород - 49,13%, алуминий - 7,45%, калций - 3,25%, силиций - 26%, желязо - 4,2%, калий - 2,35%, магнезий - 2,35%, натрий - 2,24%.

Други елементи на периодичната таблица представляват десети до стотни от процента.

Повечето учени смятат, че кората от океански тип се е появила за първи път на нашата планета.

Под въздействието на процесите, протичащи вътре в Земята, в земната кора се образуват гънки, тоест планински райони. Дебелината на кората се увеличи. Така се образуват издатините на континентите, тоест започва да се образува континенталната кора.

AT последните годинивъв връзка с изследванията на земната кора от океански и континентален тип е създадена теория за структурата на земната кора, която се основава на концепцията за литосферни плочи. Теорията в своето развитие се основава на хипотезата за дрейфа на континентите, създадена в началото на 20 век от немския учен А. Вегенер.

Видове земна кора wikipedia
Търсене в сайта:

Хипотези, обясняващи произхода и развитието на земната кора

Концепцията за земната кора.

земната кора е комплекс от повърхностни слоеве на твърдото тяло на Земята. В научната географска литература няма единна идея за произхода и развитието на земната кора.

Има няколко концепции (хипотези), които разкриват механизмите на образуване и развитие на земната кора, най-обоснованите от които са следните:

1. Теорията на фиксизма (от лат. fixus - неподвижен, непроменлив) твърди, че континентите винаги са оставали на местата, които заемат в момента. Тази теория отрича всяко движение на континенти и големи части от литосферата.

2. Теорията на мобилизма (от лат. mobilis - подвижен) доказва, че блоковете на литосферата са в постоянно движение. Тази концепция беше особено утвърдена през последните години във връзка с получаването на нови научни данни в изследването на дъното на Световния океан.

3. Концепцията за растежа на континентите за сметка на океанското дъно предполага, че първоначалните континенти са били формирани под формата на сравнително малки масиви, които сега съставляват древните континентални платформи. Впоследствие тези масиви се разрастват поради образуването на планини на дъното на океана в съседство с краищата на първоначалните земни ядра. Изследването на океанското дъно, особено в зоната на средноокеанските хребети, даде основание да се съмняваме в правилността на концепцията за растежа на континентите поради океанското дъно.

4. Теорията за геосинклиналите гласи, че увеличаването на размера на сушата става чрез образуването на планини в геосинклиналите. Геосинклиналният процес, като един от основните в развитието на земната кора на континентите, е в основата на много съвременни научни обяснения на процеса на възникване и развитие на земната кора.

5. Ротационната теория основава своето обяснение на твърдението, че тъй като фигурата на Земята не съвпада с повърхността на математически сфероид и се преустройва поради неравномерно въртене, зоналните ленти и меридионалните сектори на въртяща се планета неизбежно са тектонично неравномерни. Те реагират с различна степен на активност на тектонични напрежения, причинени от вътрешноземни процеси.

Има два основни типа земна кора: океанска и континентална. Съществува и преходен тип земна кора.

Океанска кора. Дебелината на океанската кора в съвременната геоложка епоха варира от 5 до 10 km. Състои се от следните три слоя:

1) горният тънък слой от морски седименти (дебелина не повече от 1 km);

2) среден базалтов слой (дебелина от 1,0 до 2,5 km);

3) долния слой габро (дебелина около 5 km).

Континентална (континентална) кора. Континенталната кора има по-сложна структура и по-голяма дебелина от океанската. Средната му дебелина е 35-45 km, а в планинските страни достига до 70 km. Той също се състои от три слоя, но се различава значително от океана:

1) долният слой, съставен от базалти (дебелина около 20 km);

2) средният слой заема основната дебелина на континенталната кора и условно се нарича гранит. Изградена е предимно от гранити и гнайси. Този слой не се простира под океаните;

3) горният слой е седиментен. Средната му дебелина е около 3 km.

В някои райони дебелината на валежите достига 10 km (например в Каспийската низина). В някои райони на Земята седиментният слой отсъства напълно и на повърхността излиза гранитен слой. Такива области се наричат ​​щитове (напр. Украински щит, Балтийски щит).

На континентите в резултат на изветряне на скалите се образува геоложка формация, т.нар изветрителните кори.

Гранитният слой е отделен от базалта Conrad повърхност , при което скоростта на сеизмичните вълни нараства от 6,4 на 7,6 км/сек.

Границата между земната кора и мантията (както на континентите, така и на океаните) минава по Повърхнина на Мохоровичич (линия на Мохо). Скоростта на сеизмичните вълни върху него скача до 8 км/ч.

Освен двата основни типа - океански и континентален - има и области от смесен (преходен) тип.

На континенталните плитчини или шелфове кората е с дебелина около 25 km и като цяло е подобна на континенталната кора. В него обаче може да изпадне слой базалт. В Източна Азия, в района на островните дъги (Курилските острови, Алеутските острови, Японските острови и др.), земната кора е от преходен тип. И накрая, земната кора на средноокеанските хребети е много сложна и все още малко проучена. Тук няма граница на Мохо и материалът на мантията се издига по разломи в кората и дори до нейната повърхност.

Понятието "земна кора" трябва да се разграничава от понятието "литосфера". Понятието "литосфера" е по-широко от "земната кора". В литосферата съвременната наука включва не само земната кора, но и най-горната мантия до астеносферата, тоест до дълбочина около 100 km.

Концепцията за изостазия . Изследването на разпределението на гравитацията показа, че всички части на земната кора - континенти, планински страни, равнини - са балансирани върху горната мантия. Това балансирано положение се нарича изостазия (от латински isoc - равномерно, stasis - положение). Изостатичното равновесие се постига поради факта, че дебелината на земната кора е обратно пропорционална на нейната плътност. Тежката океанска кора е по-тънка от по-леката континентална кора.

Изостазията по същество дори не е равновесие, а стремеж към равновесие, което непрекъснато се нарушава и възстановява отново. Така например Балтийският щит след топенето на континенталния лед на плейстоценското заледяване се издига с около 1 метър на век. Площта на Финландия непрекъснато се увеличава поради морското дъно. Територията на Холандия, напротив, намалява. Линията на нулевия баланс в момента минава малко на юг от 60 0 N.L. Съвременният Санкт Петербург е с около 1,5 м по-висок от Санкт Петербург по времето на Петър Велики. Както показват данните от съвременните научни изследвания, дори тежестта на големите градове е достатъчна за изостатичното колебание на територията под тях. Следователно земната кора в районите на големите градове е много подвижна. Като цяло релефът на земната кора е огледален образ на повърхността на Мохо, подметката на земната кора: повдигнатите зони съответстват на вдлъбнатините в мантията, а по-ниските зони съответстват на по-високото ниво на нейната горна граница. Така под Памир дълбочината на повърхността на Мохо е 65 км, а в Каспийската низина - около 30 км.

Топлинни свойства на земната кора . Ежедневните колебания в температурата на почвата се простират до дълбочина 1,0–1,5 m, а годишните колебания в умерените ширини в страни с континентален климат до дълбочина 20–30 m слой с постоянна температура на почвата. Нарича се изотермичен слой . Под изотермичния слой дълбоко в Земята температурата се повишава и това вече е причинено от вътрешната топлина на земните недра. Вътрешната топлина не участва във формирането на климата, но служи като енергийна основа на всички тектонични процеси.

Нарича се броят градуси, с които температурата се повишава за всеки 100 m дълбочина геотермален градиент . Нарича се разстоянието в метри, при понижаване на което температурата се повишава с 1 0 С геотермален етап . Стойността на геотермалната стъпка зависи от релефа, топлопроводимостта на скалите, близостта на вулканичните огнища, циркулацията на подпочвените води и др. Средно геотермалната стъпка е 33 м. Във вулканичните райони геотермалната стъпка може да бъде само около 5 m, а в геоложки спокойни райони (например на платформи) може да достигне 100 m.

⇐ Предишен234567891011Следващ ⇒

Земята се състои от няколко обвивки: атмосфера, хидросфера, биосфера, литосфера.

Биосфера- специална обвивка на земята, зоната на жизнената дейност на живите организми. Тя включва долната част на атмосферата, цялата хидросфера и горната част на литосферата. Литосферата е най-твърдата обвивка на земята:

Структура:

земната кора

мантия (Si, Ca, Mg, O, Fe)

външно ядро

вътрешно ядро

център на земята - температура 5-6 хиляди o C

Съставът на ядрото е Ni\Fe; плътност на сърцевината - 12,5 kg / cm 3;

Кимбърлити- (от името на град Кимбърли в Южна Африка), магматична ултраосновна брекчиирана скала с ефузивен вид, която запълва експлозионните тръби. Състои се главно от оливин, пироксени, пироп-алмандин гранат, пикроилменит, флогопит, по-рядко циркон, апатит и други минерали, включени в финозърнеста основна маса, обикновено променена от постулканични процеси до серпентиново-карбонатен състав с перовскит, хлорит и др. d.

еклогит- метаморфна скала, състояща се от пироксен с високо съдържание на жадеит минал (омфацит) и гросулар-пироп-алмандин гранат, кварц и рутил. По химичен състав еклогитите са идентични с магмените скали с основен състав - габро и базалти.

Структурата на земната кора

Дебелина на слоя =5-70 km; високопланински райони - 70 км, морско дъно - 5-20 км, средно 40-45 км. Слоеве: седиментен, гранит-гнайс (не в океанската кора), гранит-бозит (базалт)

Земната кора е комплекс от скали, разположени над границата на Мохоровичич. Скалите са естествени агрегати от минерали. Последните са съставени от различни химични елементи. Химичен състав и вътрешна структураминерали зависят от условията на образуването им и определят свойствата. От своя страна структурата и минералният състав на скалите показват произхода на последните и позволяват да се определят скалите в полето.

Съществуват два типа земна кора – континентална и океанска, които рязко се различават по състав и структура. Първият, по-лек, образува издигнати области - континенти с техните подводни граници, вторият заема дъното на океанските депресии (2500-3000 м). Континенталната кора се състои от три слоя - седиментен, гранито-гнейс и гранулит-базит, с дебелина от 30-40 km в равнините до 70-75 km под младите планини. Океанската кора с дебелина до 6-7 km има трислойна структура. Под тънък слой от рохкави седименти лежи вторият океански слой, състоящ се от базалти, третият слой е съставен от габро с подчинени ултраосновни скали. Континенталната кора е обогатена със силициев диоксид и леки елементи - Al, натрий, калий, C, в сравнение с океанската.

Континентална (континентална) корахарактеризиращ се с висока мощност - средно 40 км, понякога достигащ 75 км. Състои се от три "пласта". Отгоре лежи седиментен слой, образуван от седиментни скали с различен състав, възраст, генезис и степен на дислокация. Мощността му варира от нула (на щитове) до 25 км (в дълбоки депресии, например Каспий). Отдолу се намира "гранитният" (гранитно-метаморфен) слой, състоящ се главно от кисели скали, подобни по състав на гранита. Най-голямата дебелина на гранитния слой се отбелязва под младите високи планини, където достига 30 km или повече. В равнините на континентите дебелината на гранитния слой намалява до 15-20 km. Под гранитния слой се намира третият, „базалтов” слой, който също е получил името си условно: сеизмичните вълни преминават през него със същите скорости, с които при експериментални условия преминават през базалти и близки до тях скали. Третият слой с дебелина 10–30 km е съставен от силно метаморфозирани скали с преобладаващ мафичен състав. Поради това се нарича още гранулитно-мафичен.

Океанска корарязко различен от континенталния. В по-голямата част от площта на океанското дъно дебелината му варира от 5 до 10 km. Структурата му също е особена: под седиментен слой с дебелина от няколкостотин метра (в дълбоководни басейни) до 15 km (близо до континентите) има втори слой, съставен от лава с възглавници с тънки слоеве от седиментни скали. Долната част на втория слой е изградена от своеобразен комплекс от паралелни дайки с базалтов състав. Третият слой на океанската кора с дебелина 4-7 km е представен от кристални магмени скали с преобладаващ основен състав (габро). Така най-важната особеност на океанската кора е нейната ниска дебелина и липсата на гранитен слой.

В структурата на Земята изследователите разграничават 2 вида земна кора - континентална и океанска.

Какво представлява континенталната кора?

континентална кора, наричана още континентална, се характеризира с наличието на 3 различни слоя в структурата си. Горният е представен от седиментни скали, вторият - от гранит или гнайс, третият се състои от базалт, гранулити и други метаморфни скали.

континентална кора

Дебелината на континенталната кора е около 35-45 km, понякога достига 75 km (като правило в районите на планински вериги). Разглежданият тип земна кора покрива приблизително 40% от повърхността на Земята. По обем той съответства приблизително на 70% от земната кора.

Възрастта на континенталната кора достига 4,4 милиарда години.

Какво представлява океанската кора?

Основният минерал, който образува океанска кора, - базалт. Но освен него, неговата структура включва:

1. седиментни скали;
2. слоести прониквания.

В съответствие с широко разпространената научна концепция, океанската кора се формира постоянно поради тектонични процеси. Той е много по-млад от континента, възрастта на най-старите му участъци е около 200 милиона години.

Дебелината на океанската кора е около 5-10 km, в зависимост от конкретната зона на измерване. Може да се отбележи, че с течение на времето почти не се променя. Сред учените е широко разпространен подходът, според който океанската кора трябва да се разглежда като принадлежаща към океанската литосфера. От своя страна дебелината му до голяма степен зависи от възрастта.

Сравнение

Основната разлика между континенталната кора и океанската кора очевидно се крие в тяхното местоположение. Първият поставя върху себе си континенти, земя, вторият - океани и морета.

Континенталната кора е представена главно от седиментни скали, гранити и гранулити. Океански - предимно базалт.

Континенталната кора е много по-дебела и по-стара. Той отстъпва на океанския по отношение на площта, заета от земната повърхност, но го превъзхожда по отношение на обема, зает в цялата земна кора.

Може да се отбележи, че в някои случаи океанската кора е способна да се наслоява върху континенталната кора в процеса на запушване.

След като определихме каква е разликата между континенталната и океанската кора, фиксираме заключенията в малка таблица.

Таблица