Skorupa Ziemska. Struktura ziemi

1. Głęboka struktura Ziemi

Koperta geograficzna oddziałuje z jednej strony z głęboką materią planety, az drugiej z górnymi warstwami atmosfery. Głęboka struktura Ziemi ma znaczący wpływ na kształtowanie się otoczki geograficznej. Termin „struktura Ziemi” oznacza zwykle jej wewnętrzną, tj. głęboką strukturę, począwszy od skorupy ziemskiej do środka planety.

Masa Ziemi to 5,8 x 10 27 g.

Średnia gęstość Ziemi wynosi 5,517 g/cm3.

Skład Ziemi. Według współczesnych koncepcji naukowych Ziemia składa się z następujących pierwiastków chemicznych: żelazo - 34, 64%, tlen - 29, 53%, krzem - 15, 20%, magnez - 12, 70%, nikiel - 2, 39%, siarka - 1 , 93%, chrom - 0,26%, mangan - 0,22%, kobalt - 0,13%, fosfor - 0,10%, potas - 0,07% itd.

Najbardziej wiarygodne dane o budowie wewnętrznej Ziemi dostarczają obserwacje fal sejsmicznych, czyli oscylacyjnych ruchów materii ziemskiej wywołanych trzęsieniami ziemi.

Gwałtowna zmiana prędkości fal sejsmicznych (zarejestrowanych na sejsmografach) na głębokości 70 km i 2900 km odzwierciedla nagły wzrost gęstości materii w tych granicach. Daje to podstawę do wyizolowania trzech następujących skorup (geosfer) w wewnętrznym ciele Ziemi: do głębokości 70 km - skorupa ziemska, od 70 km do 2900 km - płaszcz, a od niego do środka Ziemi - rdzeń. W rdzeniu rozróżnia się rdzeń zewnętrzny i rdzeń wewnętrzny.

Ziemia powstała około 5 miliardów lat temu z jakiejś zimnej mgławicy gazowo-pyłowej. Gdy masa planety osiągnęła swoją obecną wartość (5,98 x 10 27 g), rozpoczęło się jej samonagrzewanie. Głównymi źródłami ciepła były: po pierwsze kompresja grawitacyjna, a po drugie rozpad promieniotwórczy. W wyniku rozwoju tych procesów temperatura wewnątrz Ziemi zaczęła rosnąć, co doprowadziło do stopienia metali. Ponieważ w centrum Ziemi materia była silnie skompresowana, a z powierzchni była chłodzona promieniowaniem, topienie zachodziło głównie na płytkich głębokościach. W ten sposób utworzyła się stopiona warstwa, z której materiały krzemianowe, jako najlżejsze, wznosiły się w górę, dając początek skorupie ziemskiej. Metale pozostały na poziomie topnienia. Ponieważ ich gęstość jest wyższa niż niezróżnicowanej głębokiej materii, stopniowo opadały. Doprowadziło to do powstania metalowego rdzenia.

NUCLEUS zawiera 85-90% żelaza. Na głębokości 2900 km (granica między płaszczem a jądrem) substancja jest w stanie supertwardym z powodu ogromnego ciśnienia (1370000 atm). Naukowcy spekulują, że rdzeń zewnętrzny jest stopiony, podczas gdy rdzeń wewnętrzny jest lity. Zróżnicowanie ziemskiej materii i oddzielenie jądra jest najpotężniejszym procesem na Ziemi i głównym, pierwszym wewnętrznym mechanizmem napędowym rozwoju naszej planety.

Rola jądra w tworzeniu magnetosfery Ziemi. Rdzeń ma potężny wpływ na tworzenie ziemskiej magnetosfery, która chroni życie przed szkodliwym promieniowaniem ultrafioletowym. W przewodzącym elektrycznie zewnętrznym ciekłym jądrze szybko obracającej się planety zachodzą złożone i intensywne ruchy materii, prowadzące do wzbudzenia pola magnetycznego. Pole magnetyczne rozciąga się w przestrzeń zbliżoną do Ziemi na kilka ziemskich promieni. W interakcji z wiatrem słonecznym pole geomagnetyczne tworzy magnetosferę Ziemi. Górna granica magnetosfery znajduje się na wysokości około 90 tys. Km. Powstanie magnetosfery i izolacja przyrody ziemskiej od plazmy korony słonecznej było pierwszym i jednym z najważniejszych warunków powstania życia, rozwoju biosfery i powstania otoczki geograficznej.

MANTLE składa się głównie z Mg, O, FeO i SiO2, które tworzą magmę. Magma zawiera wodę, chlor, fluor i inne lotne substancje. W płaszczu nieustannie postępuje proces różnicowania materii. Substancje ułatwiające usuwanie metali unoszą się w kierunku skorupy ziemskiej, a cięższe opadają. Takie ruchy materii w płaszczu nazywane są „prądami konwekcyjnymi”.

Pojęcie astenosfery. Górna część płaszcza (w promieniu 100-150 km) nazywana jest astenosferą. W astenosferze połączenie temperatury i ciśnienia jest takie, że substancja jest w stanie stopionym, ruchomym. W astenosferze występują nie tylko stałe prądy konwekcyjne, ale także poziome prądy astenosferyczne.

Prędkość poziomych prądów astenosferycznych osiąga zaledwie kilkadziesiąt centymetrów rocznie. Jednak z biegiem czasu geologicznego prądy te doprowadziły do ​​podziału litosfery na oddzielne bloki i ich ruchu poziomego, zwanego dryfem kontynentalnym. Astenosfera zawiera ogniska wulkaniczne i centra trzęsień ziemi. Naukowcy uważają, że geosynkliny powstają nad prądami zstępującymi, a grzbiety śródoceaniczne i strefy ryftów powyżej prądów wstępujących.

2. Pojęcie skorupy ziemskiej. Hipotezy wyjaśniające powstanie i rozwój skorupy ziemskiej

Skorupa ziemska to zespół warstw powierzchniowych ciała stałego Ziemi. W naukowej literaturze geograficznej nie ma jednolitego zrozumienia pochodzenia i rozwoju skorupy ziemskiej.

Istnieje kilka hipotez (teorii) wyjaśniających mechanizm powstawania i rozwoju skorupy ziemskiej. Najbardziej rozsądne hipotezy są następujące:

• 1. Teoria fiksizmu (z łac. Fixus - nieruchomy, niezmienny) głosi, że kontynenty zawsze pozostawały w miejscach, które obecnie zajmują. Ta teoria zaprzecza jakimkolwiek ruchom kontynentów i dużych części litosfery (Charles Darwin, A. Wallace itp.).
• 2. Teoria mobilizmu (z łac. mobilis - mobile) dowodzi, że bloki litosfery są w ciągłym ruchu. Koncepcja ta została szczególnie ugruntowana w ostatnich latach w związku z otrzymaniem nowych danych naukowych w badaniach dna Oceanu Światowego.
• 3. Koncepcja wzrostu kontynentów kosztem dna oceanicznego zakłada, że ​​pierwotne kontynenty powstały w postaci stosunkowo niewielkich masywów, które obecnie stanowią starożytne platformy kontynentalne. Następnie masywy te rosły z powodu formowania się gór na dnie oceanu, przylegających do krawędzi pierwotnych rdzeni lądowych. Badania dna oceanicznego, zwłaszcza w strefie grzbietów śródoceanicznych, budziły wątpliwości co do poprawności tej koncepcji.
• 4. Teoria geosynkliny głosi, że wzrost wielkości terenu następuje poprzez tworzenie się gór w geosynklinach. Proces geosynklinalny, jako jeden z głównych procesów w rozwoju skorupy ziemskiej kontynentów, jest podstawą wielu współczesnych wyjaśnień naukowych.
• 5. Teoria rotacji opiera swoje wyjaśnienie na twierdzeniu, że skoro figura Ziemi nie pokrywa się z powierzchnią matematycznej sferoidy i jest przeorganizowana w wyniku nierównomiernego obrotu, to paski strefowe i sektory południkowe na obracającej się planecie są nieuchronnie tektonicznie nierówne . Reagują z różnym stopniem aktywności na naprężenia tektoniczne wywołane procesami wewnątrzziemskimi.

Skorupa oceaniczna i kontynentalna. Istnieją dwa główne typy skorupy ziemskiej: oceaniczna i kontynentalna. Wyróżnia się również jego typ przejściowy.

Skorupa oceaniczna. Miąższość skorupy oceanicznej we współczesnej epoce geologicznej waha się od 5 do 10 km. Składa się z trzech warstw:

• 1) górna cienka warstwa osadów morskich (grubość nie większa niż 1 km);
• 2) środkowa warstwa bazaltowa (grubość od 1,0 do 2,5 km);
• 3) dolna warstwa gabro (około 5 km grubości).

Skorupa kontynentalna (kontynentalna). Skorupa kontynentalna ma bardziej złożoną strukturę i większą grubość niż oceaniczna. Jego przepustowość wynosi średnio 35-45 km, aw krajach górskich wzrasta do 70 km. Składa się z trzech warstw:

• 1) warstwa dolna (bazalt), złożona z bazaltów (grubość ok. 20 km);
• 2) warstwa środkowa (granit), zbudowana głównie z granitów i gnejsów; tworzy główną grubość skorupy kontynentalnej, nie rozciąga się pod oceanami;
• 3) warstwa górna (osadowa) o miąższości ok. 3 km.

Na niektórych obszarach gęstość opadów dochodzi do 10 km: na przykład na nizinie kaspijskiej. W niektórych obszarach Ziemi warstwa osadowa jest całkowicie nieobecna, a na powierzchnię wychodzi warstwa granitu. Takie obszary nazywane są tarczami (na przykład Tarcza Ukrainy, Tarcza Bałtycka).

Na kontynentach w wyniku wietrzenia skał powstaje formacja geologiczna zwana skorupą wietrzeniową.

Warstwa granitu jest oddzielona od warstwy bazaltowej powierzchnią Konrada. Na tej granicy prędkość fal sejsmicznych wzrasta z 6,4 do 7,6 km/s.

Granica między skorupą ziemską a płaszczem (zarówno na kontynentach, jak i na oceanach) przebiega wzdłuż powierzchni Mohorovichicha (linia Moho). Prędkość fal sejsmicznych na nim gwałtownie wzrasta do 8 km/h.

Oprócz dwóch głównych typów skorupy ziemskiej (oceanicznej i kontynentalnej) istnieją również obszary typu mieszanego (przejściowego).

Na ławicach lub szelfach kontynentalnych skorupa ma grubość około 25 km i jest ogólnie podobna do skorupy kontynentalnej. Może jednak w nim wypaść warstwa bazaltu. W Azji Wschodniej, na obszarze łuków wyspowych (Wyspy Kurylskie, Aleuty, Wyspy Japońskie itp.) rozpowszechniony jest przejściowy typ skorupy. Wreszcie, skorupa grzbietów śródoceanicznych jest bardzo złożona i jak dotąd mało zbadana. Nie ma tu granicy Moho, a materiał płaszcza wznosi się wzdłuż uskoków do skorupy, a nawet na jej powierzchnię.

Pojęcie „skorupy ziemskiej” należy odróżnić od pojęcia „litosfery”. Pojęcie „litosfery” jest szersze niż „skorupa”. W litosferze współczesna nauka obejmuje nie tylko skorupę ziemską, ale także najwyższy płaszcz aż do astenosfery, czyli na głębokość około 100 km.

Pojęcie izostazy. Badanie rozkładu grawitacji wykazało, że wszystkie części skorupy ziemskiej - kontynenty, kraje górskie, równiny - są zrównoważone w górnym płaszczu. Ta zrównoważona pozycja zwana jest izostazą (z łac. isoc - parzysta, stasis - pozycja). Równowagę izostatyczną uzyskuje się dzięki temu, że grubość skorupy ziemskiej jest odwrotnie proporcjonalna do jej gęstości. Ciężka skorupa oceaniczna jest cieńsza niż lżejsza skorupa kontynentalna.

Izostaza nie jest nawet równowagą, ale dążeniem do równowagi, ciągle zaburzanej i przywracanej na nowo. Na przykład po roztopieniu się lodu kontynentalnego zlodowacenia plejstoceńskiego Tarcza Bałtycka podnosi się o około 1 cm rocznie. Powierzchnia Finlandii stale się powiększa ze względu na dno morskie. Natomiast terytorium Holandii zmniejsza się. Zerowa linia równowagi znajduje się obecnie nieco na południe od 600 N. Współczesny Petersburg jest o około 1,5 m wyższy od Petersburga w czasach Piotra Wielkiego. Jak pokazują dane współczesnych badań naukowych, nawet dotkliwość dużych miast wystarcza do izostatycznej fluktuacji terytorium pod nimi. Dlatego skorupa ziemska w strefach dużych miast jest bardzo mobilna. Ogólnie rzecz biorąc, relief skorupy ziemskiej jest lustrzanym odbiciem powierzchni Moho (dna skorupy ziemskiej): podwyższone obszary odpowiadają zagłębieniom w płaszczu, a niższe odpowiadają wyższemu poziomowi jego górnej granicy. Tak więc pod Pamirem głębokość powierzchni Moho wynosi 65 km, a na nizinie kaspijskiej około 30 km.

Właściwości cieplne skorupy ziemskiej. Dobowe wahania temperatury gleby sięgają do głębokości 1,0-1,5 m, a roczne wahania w umiarkowanych szerokościach geograficznych w krajach o klimacie kontynentalnym - do głębokości 20-30 m. Na głębokości, gdzie wpływ rocznych wahań temperatury ustaje z powodu Ogrzewanie powierzchni ziemi przez Słońce , powstaje warstwa gleby o stałej temperaturze. Nazywa się to warstwą izotermiczną. Pod warstwą izotermiczną w głąb Ziemi temperatura wzrasta. Ale ten wzrost temperatury jest już spowodowany wewnętrznym ciepłem wnętrza Ziemi. Ciepło wewnętrzne praktycznie nie bierze udziału w tworzeniu klimatów. Służy jednak jako jedyna baza energetyczna dla wszystkich procesów tektonicznych.

Liczba stopni, o jaką wzrasta temperatura na każde 100 m głębokości, nazywana jest gradientem geotermalnym.

Odległość w metrach, przy której schodzimy, do której temperatura wzrasta o 10C, nazywana jest krokiem geotermalnym. Wielkość kroku geotermalnego zależy od rzeźby terenu, przewodności cieplnej skał, bliskości ognisk wulkanicznych, cyrkulacji wód gruntowych itp. Średnio stopień geotermalny wynosi 33 m. Na obszarach wulkanicznych stopień geotermalny może wynosić tylko 5 m, a na terenach spokojnych geologicznie (na peronach) może osiągnąć 100 m.

3. Strukturalno-tektoniczna zasada rozdziału kontynentów. Pojęcie kontynentów i części świata

Dwa jakościowo różne typy skorupy ziemskiej - kontynentalna i oceaniczna - odpowiadają dwóm głównym poziomom rzeźby planety - powierzchni kontynentów i dnie oceanu. Wybór kontynentów we współczesnej geografii odbywa się w oparciu o zasadę strukturalno-tektoniczną.

Strukturalno-tektoniczna zasada rozdziału kontynentów.

Zasadniczo jakościowa różnica między skorupą kontynentalną i oceaniczną, a także pewne istotne różnice w budowie górnego płaszcza pod kontynentami i oceanami, zmuszają do rozróżniania kontynentów nie według ich pozornego otoczenia przez oceany, ale według zasady strukturalno-tektonicznej.

Zasada strukturalno-tektoniczna stwierdza, że ​​po pierwsze kontynent obejmuje szelf kontynentalny (szelf) i zbocze kontynentalne; po drugie, u podstawy każdego kontynentu znajduje się rdzeń lub starożytna platforma; po trzecie, każda bryła kontynentalna jest izostatycznie zrównoważona w górnym płaszczu.

Z punktu widzenia zasady strukturalno-tektonicznej kontynent nazywany jest izostatycznie zrównoważoną masą skorupy kontynentalnej, która ma rdzeń strukturalny w postaci antycznej platformy, do której przylegają młodsze struktury złożone.

Na Ziemi jest sześć kontynentów: Eurazja, Afryka, Ameryka Północna, Ameryka Południowa, Antarktyda i Australia. Każdy kontynent ma jedną platformę, a tylko u podstawy Eurazji jest ich sześć: wschodnioeuropejska, syberyjska, chińska, Tarim (zachodnie Chiny, pustynia Taklamakan), arabska i Hindustan. Platformy arabskie i hinduistyczne są częścią starożytnej Gondwany, która dołączyła do Eurazji. Eurazja jest więc niejednorodnym, anomalnym kontynentem.

Granice między kontynentami są dość oczywiste. Granica między Ameryką Północną a Ameryką Południową przebiega wzdłuż Kanału Panamskiego. Granica między Eurazją a Afryką przebiega wzdłuż Kanału Sueskiego. Cieśnina Beringa oddziela Eurazję od Ameryki Północnej.

Dwa rzędy kontynentów. We współczesnej geografii wyróżniają się następujące dwie serie kontynentów:

• 1. Kontynenty równikowe (Afryka, Australia i Ameryka Południowa).
• 2. Północny rząd kontynentów (Eurazja i Ameryka Północna).

Poza tymi szeregami znajduje się Antarktyda - najbardziej wysunięty na południe i najzimniejszy kontynent.

Współczesny układ kontynentów odzwierciedla długą historię rozwoju litosfery kontynentalnej.

Kontynenty południowe (Afryka, Ameryka Południowa, Australia i Antarktyda) są częściami („fragmentami”) jednego paleozoicznego megakontynentu Gondwany. W tym czasie kontynenty północne zostały zjednoczone w kolejny megakontynent - Laurazję. Między Laurazją a Gondwaną w paleozoiku i mezozoiku istniał system rozległych basenów morskich, zwany Oceanem Tetydy. Ocean ten rozciągał się od Afryki Północnej (przez południową Europę, Kaukaz, Azję Zachodnią, Himalaje po Indochiny) po współczesną Indonezję. W neogenie (około 20 milionów lat temu) w miejscu tej geosynkliny powstał alpejski pas fałdowy.

Odpowiednio do swoich dużych rozmiarów superkontynent Gondwana, zgodnie z prawem izostazy, miał potężną (do 50 km) skorupę, która była głęboko zanurzona w płaszczu. Pod tym superkontynentem prądy konwekcyjne były szczególnie intensywne w astenosferze; zmiękczony materiał płaszcza poruszał się bardzo aktywnie. Doprowadziło to najpierw do powstania wybrzuszenia na środku kontynentu, a następnie do jego rozszczepienia się na oddzielne bloki, które pod wpływem tych samych prądów konwekcyjnych zaczęły poruszać się poziomo. Wiadomo, że ruchowi konturu na powierzchni kuli zawsze towarzyszy jej obrót (Euler i in.). Dlatego części Gondwany nie tylko przeniosły się, ale także zostały rozmieszczone w przestrzeni geograficznej.

Pierwszy podział Gondwany nastąpił na pograniczu triasu i jury (około 190-195 mln lat temu); oddzielić Afro-Amerykę. Następnie na granicy jurajsko-kredowej (około 135-140 mln lat temu) Ameryka Południowa oddzieliła się od Afryki. Na granicy mezozoiku i kenozoiku (około 65-70 mln lat temu) blok Hindustanu zderzył się z Azją, a Antarktyda oddaliła się od Australii. W obecnej epoce geologicznej litosfera, według naukowców, jest podzielona na sześć bloków płyt, które nadal się poruszają.

Upadek Gondwany trafnie wyjaśnia kształt, podobieństwo geologiczne oraz historię roślinności i fauny kontynentów południowych. Historia rozłamu w Laurazji nie została zbadana tak dokładnie, jak w Gondwanie.

Prawidłowości położenia kontynentów. Współczesną aranżację kontynentów charakteryzują następujące wzorce:

• 1. Większość ziemi znajduje się na półkuli północnej. Półkula północna ma charakter kontynentalny, choć i tutaj ląd stanowi tylko 39%, a oceany około 61%.
• 2. Kontynenty północne są dość zwarte. Kontynenty południowe są bardzo rozproszone i pofragmentowane.
• 3. Ulga planety jest antysemicka. Kontynenty są tak położone, że każdy z nich po przeciwnej stronie Ziemi z pewnością odpowiada oceanowi. Najlepiej widać to w porównaniu Oceanu Arktycznego i Antarktyki. Jeśli kula ziemska jest ustawiona tak, że na jednym z biegunów znajduje się któryś z kontynentów, to na drugim biegunie koniecznie będzie ocean. Jest tylko jeden drobny wyjątek: koniec Ameryki Południowej jest antypodą dla Azji Południowo-Wschodniej. Antypodalność, ponieważ prawie nie ma wyjątków, nie może być zjawiskiem przypadkowym. Zjawisko to opiera się na równowadze wszystkich części powierzchni wirującej Ziemi.

Pojęcie części świata. Oprócz zdeterminowanego geologicznie podziału lądu na kontynenty istnieje również podział powierzchni ziemi na odrębne części świata, który ukształtował się w procesie kulturowego i historycznego rozwoju ludzkości. W sumie jest sześć części świata: Europa, Azja, Afryka, Ameryka, Australia z Oceanią, Antarktyda. Na jednym kontynencie Eurazji znajdują się dwie części świata (Europa i Azja), a dwa kontynenty półkuli zachodniej (Ameryka Północna i Ameryka Południowa) tworzą jedną część świata - Amerykę.

Granica między Europą a Azją jest dość arbitralna i przebiega wzdłuż linii wodnej grzbietu Uralu, rzeki Ural, północnej części Morza Kaspijskiego i depresji Kuma-Manych. Na Uralu i na Kaukazie istnieją głębokie uskoki oddzielające Europę od Azji.

Obszar kontynentów i oceanów. Powierzchnia lądu liczona jest w obrębie aktualnej linii brzegowej. Powierzchnia kuli ziemskiej wynosi ok. 510,2 mln km2, ok. 361,06 mln km2 zajmuje Ocean Światowy, który stanowi ok. 70,8% całkowitej powierzchni Ziemi. Powierzchnia terenu wynosi ok. 149,02 mln km 2 , tj. około 29, 2% powierzchni naszej planety.

Obszar współczesnych kontynentów charakteryzuje się następującymi wartościami:

Eurazja - 53,45 km2, w tym Azja - 43,45 mln km2, Europa - 10,0 mln km2;

Afryka - 30, 30 mln km2;

Ameryka Północna - 24, 25 mln km2;

Ameryka Południowa - 18, 28 mln km2;

Antarktyda - 13, 97 mln km2;

Australia - 7,70 mln km2;

Australia z Oceanią - 8, 89 km2.

Współczesne oceany mają obszar:

Ocean Spokojny - 179,68 mln km2;

Ocean Atlantycki - 93, 36 mln km2;

Ocean Indyjski - 74, 92 mln km2;

Ocean Arktyczny - 13, 10 mln km2.

Występuje znaczna różnica w powierzchni i charakterze powierzchni między kontynentami północnym i południowym (zgodnie z ich różnym pochodzeniem i zagospodarowaniem). Główne różnice geograficzne między kontynentem północnym i południowym sprowadzają się do:

• 1. Nieporównywalna wielkością z innymi kontynentami Eurazja, która skupia ponad 30% powierzchni lądowej naszej planety.
• 2. Kontynenty północne mają znaczną powierzchnię szelfową. Szelf ma szczególne znaczenie na Oceanie Arktycznym i Oceanie Atlantyckim, a także na Morzu Żółtym, Chińskim i Beringa Pacyfiku. Kontynenty południowe, z wyjątkiem przedłużenia australijskiego okrętu podwodnego na Morzu Arafura, są prawie pozbawione szelfu.
• 3. Większość kontynentów południowych leży na starożytnych platformach. W Ameryce Północnej i Eurazji starożytne platformy zajmują mniejszą część całkowitej powierzchni, a większość z nich znajduje się na terytoriach utworzonych przez budownictwo górskie paleozoiku i mezozoiku. W Afryce około 96% jej terytorium przypada na obszary platformowe, a tylko 4% - na góry z epoki paleozoicznej i mezozoicznej. W Azji tylko 27% terytorium zajmują starożytne platformy, a 77% góry w różnym wieku.
• 4. Linia brzegowa kontynentów południowych, utworzona głównie przez uskoki tektoniczne, jest stosunkowo prosta; jest kilka półwyspów i wysp na kontynencie. Kontynenty północne charakteryzują się wyjątkowo krętą linią brzegową, obfitością wysp, półwyspów, często daleko sięgających do oceanu. Z całkowitej powierzchni wyspy i półwyspy stanowią około 39% w Europie, Ameryce Północnej - 25%, Azji - 24%, Afryce - 2,1%, Ameryce Południowej - 1,1% i Australii (bez Oceanii) - 1,1% ...
• 4. Pionowe rozczłonkowanie ziemi

Każdy z głównych poziomów planetarnych - powierzchnia kontynentów i dno oceanu - dzieli się na kilka mniejszych poziomów. Powstawanie poziomów zarówno głównego, jak i drugorzędnego nastąpiło w procesie długotrwałego rozwoju skorupy ziemskiej i trwa do współczesnego czasu geologicznego. Zastanówmy się nad współczesnym podziałem skorupy kontynentalnej na stopnie wysokościowe. Kroki liczone są od poziomu morza.

• 1. Depresja - obszary lądowe poniżej poziomu morza. Największą depresją na Ziemi jest południowa część Niziny Kaspijskiej o minimalnej wysokości -28 m. W Azji Środkowej znajduje się wyjątkowo sucha depresja Turfan o głębokości około -154 m. Najgłębsza depresja na Ziemi to Martwy Basen morski; brzegi Morza Martwego leżą 392 m poniżej poziomu morza. Zagłębienia zajmowane przez wodę, których poziomy leżą nad poziomem morza, nazywane są kryptodepresjami. Typowymi przykładami kryptodepresji są Bajkał i Ładoga. Morze Kaspijskie i Morze Martwe to nie kryptodepresja, ponieważ poziom wody w nich nie sięga poziomu oceanu. Obszar zajmowany przez depresje (bez kryptodepresji) jest stosunkowo niewielki i wynosi ok. 800 tys. km2.
• 2. Niziny (nisko położone równiny) - obszary lądowe leżące na wysokości od 0 do 200 m n.p.m. Niziny są obfite na każdym kontynencie (z wyjątkiem Afryki) i zajmują większy obszar niż jakikolwiek inny poziom lądu. Łączna powierzchnia wszystkich nizinnych równin globu wynosi około 48,2 mln km2.
• 3. Wyżyny i płaskowyże leżą na wysokości od 200 do 500 m i różnią się dominującymi formami rzeźby terenu: na wyżynach rzeźba terenu jest chropowata, na płaskowyżu jest stosunkowo płaska. Wzgórza nad nizinami wznoszą się stopniowo, a płaskowyż - zauważalną półką. Wyżyny i płaskowyże różnią się od siebie budową geologiczną. Powierzchnia wyżyn i płaskowyżów wynosi około 33 mln km2.

Góry znajdują się powyżej 500 m. Mogą mieć różne pochodzenie i wiek. Pod względem wysokości góry dzielą się na niskie, średnie i wysokie.

• 4. Niskie góry wznoszą się nie wyżej niż 1000 m. Zwykle niskie góry to albo starożytne zniszczone góry, albo podnóża współczesnych systemów górskich. Niskie góry zajmują około 27 mln km2.
• 5. Góry średnie mają wysokość od 1000 do 2000 m. Przykładami gór średnich wysokości są: Ural, Karpaty, Transbaikalia, niektóre pasma Syberii Wschodniej i wiele innych krajów górskich. Obszar zajmowany przez środkowe góry wynosi około 24 mln km2.
• 6. Wysokie (alpejskie) góry wznoszą się powyżej 2000 m. Termin „góry alpejskie” jest często stosowany tylko do gór z epoki kenozoiku, leżących na wysokości ponad 3000 m. Góry wysokie zajmują około 16 milionów km2.

Poniżej poziomu oceanu trwa nizina kontynentalna, zalana wodą - szelf lub szelf kontynentalny. Do niedawna, według tej samej konwencjonalnej rachuby, co stopnie lądu, szelf nazywano równinami podwodnymi o głębokości do 200 m. Teraz granica szelfu przebiega nie wzdłuż formalnie wybranej izobaty, ale wzdłuż linii rzeczywisty, wyznaczony geologicznie koniec powierzchni kontynentu i jego przejście w stok kontynentalny... Dlatego szelf ciągnie się w oceanie na różnych głębokościach w każdym morzu, często przekraczając 200 m i osiągając 700, a nawet 1500 m.

Na zewnętrznej krawędzi stosunkowo płaskiego szelfu występuje ostre załamanie powierzchni w kierunku stoku kontynentalnego i podnóża kontynentalnego. Półka, zbocze i stopa razem tworzą podwodną krawędź kontynentów. Kontynuuje średnio do głębokości 2450 m.

Kontynenty, łącznie z ich podwodnymi obrzeżami, zajmują około 40% powierzchni Ziemi, podczas gdy obszar lądowy stanowi około 29,2% całkowitej powierzchni lądowej.

Każdy kontynent jest izostatycznie zrównoważony w astenosferze. Istnieje bezpośredni związek między powierzchnią kontynentów, wysokością ich rzeźby a głębokością zanurzenia w płaszczu. Im większa powierzchnia kontynentu, tym większa jest jego średnia wysokość i grubość litosfery. Średnia wysokość lądu to 870 m. Średnia wysokość Azji to 950 m, Europa to 300 m, a Australia 350 m.

Pojęcie krzywej hipsmetrycznej (batygraficznej). Uogólniony profil powierzchni Ziemi jest reprezentowany przez krzywą hipsometryczną. Jej część związana z oceanem nazywana jest krzywą batygraficzną. Krzywa jest skonstruowana w następujący sposób. Wymiary obszarów leżących na różnych wysokościach i głębokościach pobierane są z map hipsometrycznych i batygraficznych i wykreślane w układzie osi współrzędnych: wzdłuż rzędnej wysokości wykreślane są od zera w górę, a w dół – głębokości; wzdłuż odciętej - obszary w milionach kilometrów kwadratowych.

5. Rzeźba i struktura dna oceanu. Wyspy

Średnia głębokość Oceanu Światowego wynosi 3794 m.

Dno Oceanu Światowego składa się z następujących czterech planetarnych form morforzeźbiarskich:

• 1) podwodne obrzeża kontynentów,
• 2) strefy przejściowe,
• 3) dno oceanu,
• 4) grzbiety śródoceaniczne.

Podwodny brzeg kontynentów składa się z szelfu, zbocza kontynentalnego i stopy kontynentalnej. Zapada na głębokość 2450 m. Skorupa ziemska jest tutaj typu kontynentalnego. Łączna powierzchnia podwodnego krańca kontynentów wynosi około 81,5 mln km2.

Zbocze kontynentalne wpada do oceanu stosunkowo stromo, średnio około 40 podjazdów, ale czasami dochodzi do 400.

Stopa kontynentalna to niecka na granicy skorupy kontynentalnej i oceanicznej. Morfologicznie jest to równina akumulacyjna utworzona przez osady naniesione ze zbocza kontynentalnego.

Grzbiety śródoceaniczne są pojedynczym i ciągłym systemem obejmującym wszystkie oceany. Są to ogromne struktury górskie, osiągające szerokość 1-2 tys. km i wznoszące się ponad dno oceanu o 3-4 tys. km. Czasami grzbiety śródoceaniczne wznoszą się ponad poziom oceanu i tworzą liczne wyspy (Islandia, Azory, Seszele itp.). W wielkości znacznie przewyższają górzyste kraje kontynentów i są współmierne do kontynentów. Na przykład Grzbiet Śródatlantycki jest kilka razy większy niż największy ziemski system górski Kordylierów i Andów. Wszystkie grzbiety śródoceaniczne charakteryzują się zwiększoną aktywnością tektoniczną.

System grzbietów śródoceanicznych obejmuje następujące struktury:

• - Grzbiet Śródatlantycki (rozciąga się od Islandii wzdłuż całego Oceanu Atlantyckiego do wyspy Tristan da Cunha);
• - Grzbiet Środkowoindyjski (jego szczyty wyrażają Seszele);
• - Wschód Pacyfiku (rozciąga się na południe od Półwyspu Kalifornijskiego).

Pod względem rzeźby terenu i cech aktywności tektonicznej grzbiety śródoceaniczne to: 1) ryft i 2) bez ryftu.

Grzbiety szczelinowe (na przykład Mid-Atlantic) charakteryzują się obecnością doliny „ryftowej” - głębokiego i wąskiego wąwozu o stromych zboczach (wąwóz biegnie wzdłuż grzbietu wzdłuż jego osi). Dolina ryftowa ma szerokość 20-30 km, a głębokość uskoku może sięgać poniżej dna oceanu do 7400 m (depresja romańska). Rzeźba grzbietów szczelin jest złożona i chropowata. Wszystkie grzbiety tego typu charakteryzują się dolinami ryftowymi, wąskimi pasmami górskimi, gigantycznymi uskokami poprzecznymi, zagłębieniami międzygórskimi, stożkami wulkanicznymi, podwodnymi wulkanami, wyspami. Wszystkie grzbiety ryftowe charakteryzują się dużą aktywnością sejsmiczną.

Grzbiety nieryftowe (na przykład Wschodni Pacyfik) charakteryzują się brakiem doliny „ryftowej” i mają mniej złożoną rzeźbę terenu. Aktywność sejsmiczna nie jest typowa dla grzbietów nieryftowych. Mają jednak wspólną cechę wszystkich grzbietów śródoceanicznych – obecność okazałych uskoków poprzecznych.

Najważniejsze cechy geofizyczne grzbietów śródoceanicznych są następujące:

• -zwiększona wartość strumienia ciepła z wnętrzności Ziemi;
• -specyficzna budowa skorupy ziemskiej;
• - anomalie pola magnetycznego;
• -wulkanizm;
• -aktywność sejsmiczna.

Rozkład osadów składających się na górną warstwę skorupy ziemskiej w grzbietach śródoceanicznych przebiega według następującego wzoru: na samym grzbiecie osady są cienkie lub w ogóle ich nie ma; wraz ze wzrostem odległości od grzbietu zwiększa się miąższość osadów (do kilku kilometrów) i ich wiek. Jeśli w samej szczelinie wiek law wynosi około 13 tysięcy lat, to za 60 km - już 8 milionów lat. Na dnie Oceanu Światowego nie znaleziono skał mających ponad 160 milionów lat. Fakty te świadczą o ciągłej odnowie grzbietów śródoceanicznych.

Mechanizmy powstawania grzbietów śródoceanicznych. Tworzenie grzbietów śródoceanicznych jest związane z górną magmą. Górna magma to ogromny system konwekcyjny. Według naukowców powstawanie grzbietów śródoceanicznych powoduje powstanie wewnętrznej materii Ziemi. Lawa wypływa wzdłuż dolin ryftowych i tworzy warstwę bazaltową. Łącząc się ze starą skorupą, nowe porcje lawy powodują poziome przemieszczenie bloków litosfery i rozszerzanie się dna oceanu. Szybkość ruchów poziomych w różnych częściach Ziemi waha się od 1 do 12 cm rocznie: w Oceanie Atlantyckim – ok. 4 cm/rok; na Oceanie Indyjskim – ok. 6 cm/rok, na Oceanie Spokojnym – do 12 cm/rok. Te znikome wartości, pomnożone przez miliony lat, dają ogromne odległości: w ciągu 150 milionów lat, które minęły od rozpadu Ameryki Południowej i Afryki, kontynenty te rozeszły się o 5 tys. km. Ameryka Północna oddzieliła się od Europy 80 milionów lat temu. A 40 milionów lat temu Hindustan zderzył się z Azją i rozpoczęło się formowanie Himalajów.

W wyniku rozrostu dna oceanicznego w strefie grzbietów śródoceanicznych nie następuje w ogóle przyrost materii lądowej, a jedynie jej przelewanie i przekształcanie. Skorupa bazaltowa, która rośnie wzdłuż grzbietów śródoceanicznych i rozciąga się od nich poziomo, pokonuje tysiące kilometrów przez miliony lat, a na niektórych krawędziach kontynentów ponownie zapada się we wnętrzności Ziemi, zabierając ze sobą osady oceaniczne. Proces ten wyjaśnia różny wiek skał na grzbietach i w innych częściach oceanów. Proces ten powoduje również dryf kontynentalny.

Strefy przejściowe obejmują rowy głębinowe, łuki wysp i baseny mórz marginalnych. W strefach przejściowych trudno jest połączyć obszary skorupy kontynentalnej i oceanicznej.

Rowy głębinowe znajdują się w następujących czterech regionach Ziemi:

• - na Oceanie Spokojnym wzdłuż wybrzeży Azji Wschodniej i Oceanii: Rów Aleucki, Rów Kurylsko-Kamczacki, Rów Japoński, Rów Filipiński, Rów Mariański (o maksymalnej głębokości 11022 m dla Ziemi), Rów Zachodni Melanezyjski, Tonga;
• - na Oceanie Indyjskim - Rów Jawajski;
• - na Oceanie Atlantyckim - Rów Portorykański;
• - na Oceanie Południowym - Sandwich Południowy.

Dno oceaniczne, które stanowi około 73% całkowitej powierzchni Oceanu Światowego, zajmują równiny głębokowodne (od 2450 do 6000 m). Ogólnie rzecz biorąc, te głębinowe równiny odpowiadają platformom oceanicznym. Pomiędzy równinami znajdują się grzbiety śródoceaniczne, a także wzgórza i wzniesienia o innej genezie. Te wzniesienia dzielą dno oceanu na oddzielne baseny. Na przykład od Grzbietu Północnoatlantyckiego na zachód znajduje się Basen Północnoamerykański, a na wschodzie Baseny Zachodnioeuropejskie i Kanaryjskie. Na dnie oceanu znajdują się liczne stożki wulkaniczne.

Wyspy. W procesie rozwoju skorupy ziemskiej i jej interakcji z Oceanem Światowym powstały duże i małe wyspy. Całkowita liczba wysp stale się zmienia. Niektóre wyspy się pojawiają, inne znikają. Na przykład, tworzą się i erodują wyspy delta, topnieją masy lodu, które wcześniej uważano za wyspy („ląd”). Mierzeje nabierają wyspiarskiego charakteru i odwrotnie, wyspy łączą się z lądem i zamieniają w półwyspy. W związku z tym powierzchnia wysp obliczana jest tylko w przybliżeniu. To około 9,9 mln km2. Około 79% całkowitej powierzchni wyspy przypada na 28 dużych wysp. Największą wyspą jest Grenlandia (2,2 mln km2).

V Do 28 największych wysp świata należą:

• 1. Grenlandia;
• 2. Nowa Gwinea;
• 3. Kalimantan (Borneo);
• 4. Madagaskar;
• 5. Kraina Baffina;
• 6. Sumatra;
• 7. Wielka Brytania;
• 8. Honsiu;
• 9. Wiktoria (Kanadyjski Archipelag Arktyczny);
• 10. Ziemia Ellesmere (Kanadyjski Archipelag Arktyczny);
• 11. Sulawesi (Celebes);
• 12. Wyspa Południowa Nowej Zelandii;
• 13. Jawa;
• 14. Północna Wyspa Nowej Zelandii;
• 15. Nowa Fundlandia;
• 16. Kuba;
• 17. Luison;
• 18. Islandia;
• 19. Mindanao;
• 20. Nowa Ziemia;
• 21. Haiti;
• 22. Sachalin;
• 23. Irlandia;
• 24. Tasmania;
• 25. Banki (Kanadyjski Archipelag Arktyczny);
• 26. Sri Lanka;
• 27. Hokkaido;
• 28. Devon.

Zarówno duże, jak i małe wyspy znajdują się pojedynczo lub w grupach. Grupy wysp nazywane są archipelagami. Archipelagi mogą być zwarte (np. Ziemia Franciszka Józefa, Svalbard, Wielkie Wyspy Sundajskie) lub wydłużone (np. Japońskie, Filipińskie, Wielkie i Małe Antyle). Wydłużone archipelagi są czasami nazywane grzbietami (na przykład grzbiet Kuryl, grzbiet Aleucki). Archipelagi małych wysp rozsianych po Oceanie Spokojnym łączą się w trzy duże grupy: Melanezja, Mikronezja (Wyspy Karolin, Mariany, Wyspy Marshalla), Polinezja.

Według pochodzenia wszystkie wyspy można pogrupować w następujący sposób:

I. Wyspy kontynentalne:

• 1) wyspy platformowe,
• 2) wyspy stoku kontynentalnego,
• 3) wyspy orogeniczne,
• 4) łuki wyspowe,
• 5) wyspy przybrzeżne: a) szkiery, b) dalmatyńskie, c) fiordy, d) mierzeje i strzały, e) delta.

II. Niezależne wyspy:

• 1) wyspy wulkaniczne, w tym a) szczelinowe wylanie lawy, b) centralne wylanie lawy - tarczowe i stożkowe;
• 2) wyspy koralowe: a) rafy przybrzeżne, b) rafy barierowe, c) atole.

Wyspy kontynentalne są genetycznie powiązane z kontynentami, ale te połączenia mają inny charakter, co wpływa na charakter i wiek wysp, ich florę i faunę.

Wyspy platformowe leżą na szelfie kontynentalnym i są geologicznie przedłużeniem kontynentu. Wyspy platformowe są oddzielone od głównego lądu płytkimi cieśninami. Przykładami wysp platformowych są: Wyspy Brytyjskie, Spitsbergen, Ziemia Franciszka Józefa, Severnaya Zemlya, Wyspy Nowosyberyjskie, Kanadyjski Archipelag Arktyczny.

Powstanie cieśnin i przekształcenie części kontynentów w wyspy sięga ostatnich czasów geologicznych; dlatego charakter lądu wyspy niewiele różni się od lądu.

Częścią kontynentów są również wyspy zbocza kontynentalnego, ale ich oddzielenie nastąpiło wcześniej. Wyspy te są oddzielone od sąsiednich kontynentów nie łagodnym korytem, ​​ale głębokim uskokiem tektonicznym. Ponadto cieśniny mają charakter oceaniczny. Flora i fauna wysp na zboczu kontynentalnym bardzo różni się od kontynentu i ma generalnie charakter wyspiarski. Przykładami wysp na zboczu stałego lądu są: Madagaskar, Grenlandia itp.

Wyspy orogeniczne są przedłużeniem górskich fałd kontynentów. Na przykład Sachalin jest jedną z fałd górzystego kraju Dalekiego Wschodu, Nowa Zelandia jest kontynuacją Uralu, Tasmania to Alpy Australijskie, wyspy Morza Śródziemnego są odgałęzieniami fałd alpejskich. Archipelag Nowej Zelandii ma również pochodzenie orogeniczne.

Łuki wysp wyznaczają girlandami Azję Wschodnią, Amerykę i Antarktydę. Największy region łuków wyspowych znajduje się u wybrzeży Azji Wschodniej: Grzbiet Aleucki, Grzbiet Kurylski, Grzbiet Japoński, Grzbiet Ryukyu, Grzbiet Filipiński itp. Drugi region łuków wyspiarskich znajduje się u wybrzeży Ameryki: Wielkie Antyle, Małe Antyle. Trzeci region to łuk wysp położony między Ameryką Południową a Antarktydą: archipelag Ziemi Ognistej, Falklandy itp. Pod względem tektonicznym wszystkie łuki wysp ograniczają się do współczesnych geosynklin.

Wyspy przybrzeżne na kontynencie mają różne pochodzenie i reprezentują różne typy linii brzegowej.

Niezależne wyspy nigdy nie były częścią kontynentów iw większości przypadków powstały niezależnie od nich. Największa grupa niezależnych wysp ma charakter wulkaniczny.

Na wszystkich oceanach znajdują się wyspy wulkaniczne. Jednak szczególnie dużo jest ich w strefach grzbietów śródoceanicznych. Wielkość i charakterystyka wysp wulkanicznych zależy od charakteru erupcji. Spękane wylewy lawy tworzą duże wyspy, które nie są mniejsze niż te z platform. Największą wyspą pochodzenia wulkanicznego na Ziemi jest Islandia (103 tys. km2).

Większość wysp wulkanicznych jest utworzona przez erupcje typu centralnego. Oczywiście wyspy te nie mogą być bardzo duże. Ich powierzchnia zależy od charakteru lawy. Główna lawa rozprzestrzenia się na duże odległości i tworzy wulkany tarczowe (np. Wyspy Hawajskie). Erupcja kwaśnej lawy tworzy ostry stożek o małej powierzchni.

Wyspy koralowe są produktami odpadowymi polipów koralowych, okrzemek, otwornic i innych organizmów morskich. Polipy koralowe są dość wymagające pod względem warunków życia. Mogą żyć tylko w ciepłych wodach o temperaturze co najmniej 200C. Dlatego struktury koralowe są powszechne tylko na tropikalnych szerokościach geograficznych i wykraczają poza nie tylko w jednym miejscu - w regionie Bermudów, obmytym przez Prąd Zatokowy.

W zależności od położenia względem współczesnego lądu wyspy koralowe dzielą się na następujące trzy grupy:

• 1) rafy przybrzeżne,
• 2) raf koralowych,
• 3) atole.

Rafy przybrzeżne zaczynają się bezpośrednio przy wybrzeżu lądu lub wyspy podczas odpływu i graniczą z nim w formie szerokiego tarasu. W pobliżu ujść rzek i w pobliżu namorzyn są one przerywane ze względu na zmniejszone zasolenie wody.

Rafy koralowe znajdują się w pewnej odległości od lądu, oddzielone od niego pasem wody - laguną. Obecnie największą rafą jest Wielka Rafa Koralowa. Jego długość wynosi około 2000 km; szerokość laguny waha się od 35 do 150 km, a głębokość 30-70 m. Rafy przybrzeżne i barierowe graniczą z prawie wszystkimi wyspami wód równikowych i tropikalnych Oceanu Spokojnego.

Atole znajdują się wśród oceanów. Są to niskie wysepki w formie otwartego pierścienia. Średnica atolu waha się od 200 m do 60 km. Wewnątrz atolu znajduje się laguna o głębokości do 100 m. Tak samo jest głębokość cieśniny między laguną a oceanem. Zewnętrzne zbocze atolu jest zawsze strome (od 9 do 450). Zbocza wychodzące na lagunę są łagodne; zamieszkują je różne organizmy.

Genetyczny związek między trzema typami struktur koralowych jest wciąż nierozwiązanym problemem naukowym. Zgodnie z teorią Karola Darwina rafy barierowe i atole powstają z raf przybrzeżnych, gdy wyspy stopniowo toną. W tym przypadku wzrost koralowców kompensuje zapadanie się ich podstawy. Na szczycie wyspy pojawia się laguna, a przybrzeżna rafa zamienia się w atol pierścieniowy.

Kontynenty

Kontynenty lub kontynenty to ogromne masywy płytowe o stosunkowo grubej skorupie ziemskiej (jej grubość wynosi 35-75 km), otoczone Oceanem Światowym, pod którym skorupa jest cienka. Kontynenty geologiczne są nieco większe niż ich kontury geograficzne, ponieważ mają podwodne kontynuacje.

W strukturze kontynentów wyróżnia się trzy typy struktur: platformy (formy płaskie), orogeny (wyłaniające się góry) i podwodne obrzeża.

Platformy

Platformy charakteryzują się łagodnie toczącym się, nisko położonym lub płaskorzeźbionym reliefem. Posiadają tarcze i grubą warstwową osłonę. Tarcze składają się z bardzo mocnych skał, których wiek wynosi od 1,5 do 4,0 miliardów lat. Powstały w wysokich temperaturach i ciśnieniach na dużych głębokościach.

Te same starożytne i trwałe skały składają się na resztę platform, ale tutaj są one ukryte pod grubym płaszczem osadów osadowych. Ten płaszcz nazywa się pokrowcem na platformę. Można go naprawdę porównać do pokrowca na meble, który chroni go przed uszkodzeniem. Części platform pokryte taką pokrywą osadową nazywane są płytami. Są płaskie, jakby wyprasowano warstwy skał osadowych. Około 1 miliarda lat temu zaczęły się nawarstwiać warstwy pokrycia, a proces ten trwa do dziś. Gdyby platformę można było przeciąć wielkim nożem, to zobaczylibyśmy, że wygląda jak ciasto francuskie.

SHIELDS mają zaokrąglony i wypukły kształt. Pojawili się tam, gdzie platforma powoli się podnosiła przez bardzo długi czas. Silne skały były narażone na destrukcyjne działanie powietrza, wody, pod wpływem zmian wysokich i niskich temperatur. W rezultacie pękały i rozpadały się na małe kawałki, które zostały wyniesione do otaczających mórz. Tarcze składają się z bardzo starych, silnie zmienionych (metamorficznych) skał, powstałych kilka miliardów lat na dużych głębokościach w wysokich temperaturach i ciśnieniach.W niektórych miejscach wysokie temperatury zmusiły skały do ​​stopienia, co doprowadziło do powstania masywów granitowych.

Strony: 1

GŁÓWNE ELEMENTY KONSTRUKCYJNE GRZEBU ZIEMI: Największymi elementami strukturalnymi skorupy ziemskiej są kontynenty i oceany.

W obrębie oceanów i kontynentów wyróżnia się mniejsze elementy strukturalne, po pierwsze są to stabilne struktury - platformy, które mogą znajdować się zarówno w oceanach, jak i na kontynentach. Charakteryzują się z reguły wyrównaną, spokojną rzeźbą, która odpowiada temu samemu położeniu powierzchni na głębokości, tylko pod platformami kontynentalnymi znajduje się na głębokości 30-50 km, a pod oceanami 5- 8 km, ponieważ skorupa oceaniczna jest znacznie cieńsza niż kontynentalna.

W oceanach jako elementy strukturalne wyróżnia się ruchome pasy śródoceaniczne, reprezentowane przez grzbiety śródoceaniczne ze strefami ryftów w ich części osiowej, poprzecinane uskokami transformacyjnymi i są obecnie strefami rozpościerający się, tj. rozszerzanie się dna oceanicznego i tworzenie się nowo powstałej skorupy oceanicznej.

Na kontynentach jako elementy strukturalne najwyższej rangi wyróżnia się regiony stabilne - platformy i epiplatformowe pasy orogeniczne, powstałe w okresie neogenu-czwartorzędu w stabilnych elementach strukturalnych skorupy ziemskiej po okresie rozwoju platformy. Pasy te obejmują współczesne struktury górskie Tien Shan, Ałtaju, Sayan, Zachodniej i Wschodniej Transbaikalia, Afryki Wschodniej itp. Ponadto ruchome pasy geosynklinalne, które uległy fałdowaniu i orogenezie w epoce alpejskiej, tj. także w okresie neogenu-czwartorzędu stanowią epigeosynklinalne pasy orogeniczne, takie jak Alpy, Karpaty, Dynarydy, Kaukaz, Kopetdag, Kamczatka itp.

Struktura skorupy ziemskiej kontynentów i oceanów: Skorupa ziemska jest zewnętrzną twardą skorupą Ziemi (geosferą). Poniżej skorupy znajduje się płaszcz, który różni się składem i właściwościami fizycznymi - jest gęstszy, zawiera głównie elementy ogniotrwałe. Skorupa i płaszcz są oddzielone granicą Mokhorowicza, gdzie następuje gwałtowny wzrost prędkości fal sejsmicznych.

Masę skorupy ziemskiej szacuje się na 2,8 · 1019 ton (z czego 21% stanowi skorupa oceaniczna, a 79% kontynentalna). Skorupa stanowi zaledwie 0,473% całkowitej masy Ziemi.

Okeanichesk kora: Skorupa oceaniczna składa się głównie z bazaltów. Zgodnie z teorią tektoniki płyt, formuje się ona w sposób ciągły w grzbietach śródoceanicznych, odbiega od nich i jest wchłaniana do płaszcza w strefach subdukcji (miejsce, w którym skorupa oceaniczna zapada się w płaszcz). Dlatego skorupa oceaniczna jest stosunkowo młoda. Ocean. skorupa ma budowę trójwarstwową (osadowa - 1 km, bazaltowa - 1-3 km, skały magmowe - 3-5 km), jej łączna grubość wynosi 6-7 km.

Skórka kontynentalna: Skorupa kontynentalna ma strukturę trójwarstwową. Górną warstwę reprezentuje nieciągła pokrywa osadowa, która jest szeroko rozwinięta, ale rzadko ma dużą miąższość. Większość skorupy jest złożona pod górną skorupą, warstwą składającą się głównie z granitów i gnejsów o niskiej gęstości i starożytnej historii. Badania pokazują, że większość tych skał powstała bardzo dawno temu, około 3 miliardów lat temu. Poniżej znajduje się dolna skorupa, składająca się ze skał metamorficznych - granulitów i tym podobnych. Średnia grubość 35 km.

Skład chemiczny Ziemi i skorupy ziemskiej. Minerały i skały: definicja, zasady i klasyfikacja.

Skład chemiczny Ziemi: składa się głównie z żelaza (32,1%), tlenu (30,1%), krzemu (15,1%), magnezu (13,9%), siarki (2,9%), niklu (1,8%), wapnia (1,5%) i glinu (1,4%) ; pozostałe pierwiastki stanowią 1,2%. Ze względu na segregację masową przestrzeń wewnętrzna prawdopodobnie składa się z żelaza (88,8%), niewielkiej ilości niklu (5,8%), siarki (4,5%)

Skład chemiczny skorupy ziemskiej: Skorupa ziemska zawiera nieco ponad 47% tlenu. Najbardziej rozpowszechnione minerały skałotwórcze skorupy ziemskiej składają się prawie w całości z tlenków; całkowita zawartość chloru, siarki i fluoru w skałach zwykle nie przekracza 1%. Głównymi tlenkami są krzemionka (SiO2), tlenek glinu (Al2O3), tlenek żelaza (FeO), tlenek wapnia (CaO), tlenek magnezu (MgO), tlenek potasu (K2O) i tlenek sodu (Na2O). Krzemionka służy głównie jako środowisko kwaśne, tworzy krzemiany; związana jest z tym natura wszystkich głównych skał wulkanicznych.

Minerały: - naturalne związki chemiczne powstałe w wyniku pewnych procesów fizycznych i chemicznych. Większość minerałów to ciała krystaliczne. Forma krystaliczna wynika ze struktury sieci krystalicznej.

Ze względu na powszechność minerały można podzielić na skałotwórcze – stanowiące podstawę większości skał, akcesoryjne – często występujące w skałach, ale rzadko stanowiące więcej niż 5% skały, rzadkie, których występowanie jest rzadkie lub nieliczne i rudy, które są szeroko reprezentowane w złożach rudy.

Święte Wyspy minerałów: twardość, morfologia kryształów, barwa, połysk, przezroczystość, spójność, gęstość, rozpuszczalność.

Skały: naturalne skupisko minerałów o mniej lub bardziej stałym składzie mineralogicznym, tworzące w skorupie ziemskiej samodzielne ciało.

Ze względu na pochodzenie skały dzielą się na trzy grupy: magmatyczny(wylewna (zamrożona na głębokości) i natrętna (wulkaniczna, erupcyjna)), osadowy oraz metamorficzny(skały powstałe w grubości skorupy ziemskiej w wyniku zmian w skałach osadowych i magmowych w wyniku zmian warunków fizykochemicznych). Skały magmowe i metamorficzne stanowią około 90% objętości skorupy ziemskiej, jednak na współczesnej powierzchni kontynentów obszary ich występowania są stosunkowo niewielkie. Pozostałe 10% to skały osadowe, które zajmują 75% powierzchni Ziemi.

Skorupa ziemska, która ma średnią grubość około 40 km i stanowi zaledwie 1/160 promienia Ziemi. Skorupa ziemska wraz z częścią górnego płaszcza do warstwy astenosfery nazywana jest litosferą, a litosfera wraz z astenosferą tworzy tektonosferę, za procesy zachodzące w skorupa ziemska. Struktura skorupy ziemskiej, której grubość waha się praktycznie od 0 do 70-75 km i wszędzie ma wyraźną dolną granicę - powierzchnia Mohorovichicha lub „M” jest zasadniczo inna na kontynentach i w oceanach.

Informacje o skorupie uzyskujemy z bezpośredniej obserwacji skał na powierzchni Ziemi, zwłaszcza na tarczach pradawnych platform, z jądra studni głębokich i supergłębokich, zarówno na lądzie, jak iw oceanach; ksenolity w skałach wulkanicznych; pogłębianie dna oceanicznego i badania sejsmiczne, które dostarczają najważniejszych informacji o głębokich horyzontach skorupy ziemskiej.

skorupa oceaniczna ma budowę 3-warstwową (od góry do dołu) (rys. 2.7.1):

1. warstwa reprezentowane przez skały osadowe, w basenach głębinowych o grubości nieprzekraczającej 1 km i do 15 km w pobliżu kontynentów.

Ryż. 2.7.1. Schematy budowy skorupy ziemskiej. I - skorupa kontynentalna, warstwy: 1 - osadowa, 2

- rana metamorficzna, 3 - granulitowo-maficzna, 4 - perydotyty górnego płaszcza. II - skorupa oceaniczna, warstwy: 1 - osadowa, 2 - bazaltowe lawy poduszkowe, 3 - równoległe kompleksy grobli, 4 - gabro, 5 - perydotyty górnego płaszcza. m- granica Mohorovicic

Skały reprezentowane są przez skały węglanowe, ilaste i krzemionkowe. Należy podkreślić, że nigdzie w oceanach wiek opadów nie przekracza 170-180 milionów lat.

2. warstwa Składa się głównie z bazaltowych law poduszkowych (poduszkowych), z cienkimi warstwami skał osadowych. W dolnej części tej warstwy znajduje się osobliwy zespół równoległych grobli bazaltowych, które służyły jako kanały zasilające lawy poduszkowe.

trzecia warstwa Reprezentują ją krystaliczne skały magmowe, głównie o podstawowym składzie - gabro i rzadziej ultrazasadowe, położone w dolnej części warstwy, głębiej niż powierzchnia M i górny płaszcz.

Należy podkreślić, że skorupa oceaniczna rozwija się nie tylko w oceanach i głębinowych zagłębieniach mórz śródlądowych, ale występuje również w pasach fałdowych na lądzie w postaci fragmentów skał asocjacyjnych ofiolitów, paragenezy (dźwięczności). z czego (skały krzemionkowe – lawy bazaltowe – rasa podstawowa i ultrazasadowa) po raz pierwszy zidentyfikowano w latach 20. XX wieku. G. Steinman w Alpach Liguryjskich na północnym zachodzie Włoch.

Ryż. 2.7.2. Struktura skorupy oceanicznej.

Skórka kontynentalna również ma budowę 3-członową, ale jej budowa jest inna (od góry do dołu):

I warstwa osadowo-wulkanogenna ma pojemność od 0 na tarczach platform do 25 km w głębokich zagłębieniach, na przykład w regionie kaspijskim. Wiek warstwy osadowej waha się od wczesnego proterozoiku do czwartorzędu.

2. warstwa utworzone przez różne skały metamorficzne: łupki krystaliczne i gnejsy oraz intruzje granitowe. Grubość warstwy będzie się wahać od 15 do 30 km w różnych strukturach.

trzecia warstwa, tworząca dolną skorupę, zbudowana jest ze skał silnie zmetamorfizowanych, w których dominują skały podstawowe. Dlatego nazywa się to granulitami podstawowymi. Został częściowo spenetrowany przez supergłęboką studnię Kola. Dolna skorupa ma zmienną grubość 10-30 km. Linia podziału między 2 a

Trzecia warstwa skorupy kontynentalnej jest niewyraźna, dlatego czasami w skonsolidowanej części skorupy (poniżej warstwy osadowej) wyróżnia się 3 zamiast 2 warstw.

Powierzchnia M wyraża się wszędzie i dość wyraźnie przez skok prędkości fal sejsmicznych z 7,5 – 7,7 do 7,9 – 8,2 km/s. Górny płaszcz w dolnej części litosfery składa się ze skał ultrabazowych, głównie perydotytów, a także astenosfera, która charakteryzuje się zmniejszoną prędkością fali sejsmicznej, co jest interpretowane jako zmniejszona lepkość i ewentualnie topnienie do 2 -3%.

skorupa Ziemska tworzy najwyższą powłokę stałej Ziemi i pokrywa planetę prawie ciągłą warstwą, zmieniając jej grubość od 0 w niektórych obszarach grzbietów śródoceanicznych i uskoków oceanicznych do 70-75 km pod strukturami wysokogórskimi (Khain i Lomize, 1995 ). Grubość skorupy na kontynentach, zdeterminowana wzrostem prędkości propagacji podłużnych fal sejsmicznych do 8-8,2 km/s ( Granica Mohorovica, lub granica moho), osiąga 30-75 km, a w zagłębieniach oceanicznych 5-15 km. Pierwszy rodzaj skorupy ziemskiej został nazwany oceaniczny,druga- kontynentalny.

Skórka oceaniczna zajmuje 56% powierzchni ziemi i ma niewielką grubość - 5-6 km. W jego strukturze wyróżnia się trzy warstwy (Khain i Lomize, 1995).

Najpierw, lub osadowy, warstwa o grubości nie większej niż 1 km występuje w środkowej części oceanów i osiąga miąższość 10–15 km na ich obrzeżu. Jest całkowicie nieobecny w strefach osiowych grzbietów śródoceanicznych. W warstwie tej występują głębokowodne osady pelagiczne ilistkowe, krzemionkowe i węglanowe (ryc. 6.1). Osady węglanowe są rozmieszczone nie głębiej niż krytyczna głębokość akumulacji węglanów. Bliżej kontynentu pojawia się domieszka gruzu usuniętego z lądu; są to tak zwane osady hemipelagiczne. Prędkość propagacji podłużnych fal sejsmicznych wynosi tutaj 2–5 km/s. Wiek osadów w tej warstwie nie przekracza 180 mln lat.

Druga warstwa w swojej głównej górnej części (2A) składa się z bazaltów z rzadkimi i cienkimi przekładkami pelagicznych

Ryż. 6.1. Przekrój litosfery oceanów w porównaniu z uśrednionym przekrojem allochtonów ofiolitowych. Poniżej przedstawiono model formowania się głównych jednostek przekroju w strefie rozlewu oceanicznego (Khain i Lomize, 1995). Legenda: 1 -

osady pelagiczne; 2 - wybuchające bazalty; 3 - kompleks równoległych wałów (dolerytów); 4 - górne (niewarstwowe) gabroidy i gabro-doleryty; 5,6 - kompleks warstwowy (kumuluje): 5 - gabroidy, 6 - ultrabazyty; 7 - tektonizowane perydotyty; 8 - podstawowe halo metamorficzne; 9 - bazaltowa zmiana magmy I – IV - sukcesywna zmiana warunków krystalizacji w komorze wraz z odległością od osi rozprzestrzeniania

strącanie chemiczne; Bazalty często mają charakterystyczną poduszkową (w przekroju) separację (poduszkowa lawa), ale zdarzają się też pokrywy z masywnych bazaltów. W dolnej części drugiej warstwy (2B) powstają równoległe wały dolerytowe. Całkowita grubość II warstwy wynosi 1,5–2 km, a prędkość podłużnych fal sejsmicznych 4,5–5,5 km/s.

Trzecia warstwa skorupa oceaniczna składa się z w pełni krystalicznych skał magmowych o podstawowym i podrzędnym składzie ultrazasadowym. W jej górnej części zwykle wykształcone są skały typu gabro, a dolna to „kompleks pasmowy” składający się z naprzemiennych skał gabro i ultraramaficznych. Grubość trzeciej warstwy wynosi 5 km. Prędkość fal podłużnych w tej warstwie sięga 6-7,5 km/s.

Uważa się, że skały II i III warstwy powstały jednocześnie ze skałami I warstwy.

Skorupa oceaniczna, a raczej skorupa typu oceanicznego, nie ogranicza się w swoim rozmieszczeniu do dna oceanu, ale rozwija się również w głębokowodnych basenach mórz marginalnych, takich jak Morze Japońskie, Południowy Ochocki (kuryl) dorzecze Morza Ochockiego, Filipin, Karaibów i wiele innych

morza. Ponadto istnieją poważne podstawy, aby podejrzewać, że w głębokich zagłębieniach kontynentów oraz płytkich morzach śródlądowych i marginalnych typu Barentsa, gdzie miąższość pokrywy osadowej wynosi 10-12 km lub więcej, jest ona podszyta przez ocean Skorupa; świadczą o tym prędkości podłużnych fal sejsmicznych rzędu 6,5 km/s.

Powiedziano powyżej, że wiek skorupy współczesnych oceanów (i mórz marginalnych) nie przekracza 180 milionów lat. Jednak w obrębie pasów fałdowych kontynentów znajdujemy również znacznie starszą, aż do wczesnego prekambru, skorupę oceaniczną, reprezentowaną przez tzw. kompleksy ofiolitowe(lub po prostu ofiolitów). Termin ten należy do niemieckiego geologa G. Steinmanna i został przez niego zaproponowany na początku XX wieku. dla oznaczenia charakterystycznej „triady” skał, zwykle występujących razem w centralnych strefach układów fałdowych, a mianowicie zserpentynizowanych skał ultramaficznych (analog warstwy 3), gabro (analog warstwy 2B), bazaltów (analog warstwy 2A) i radiolarytów ( analog warstwy 1). Istota tej paragenezy skał była od dawna błędnie interpretowana, w szczególności gabry i hiperbazyty uważano za natrętne i młodsze od bazaltów i radiolarytów. Dopiero w latach 60., kiedy uzyskano pierwsze wiarygodne informacje o składzie skorupy oceanicznej, stało się oczywiste, że ofiolit to skorupa oceaniczna geologicznej przeszłości. Odkrycie to miało fundamentalne znaczenie dla prawidłowego zrozumienia warunków powstania ruchomych pasów Ziemi.

Struktury skorupy ziemskiej oceanów

Obszary dystrybucji ciągłej skorupa oceaniczna wyrażone w reliefie Ziemi oceanicznydepresje... W obrębie rowów oceanicznych wyróżnia się dwa największe elementy: platformy oceaniczne oraz oceaniczne pasy orogeniczne. Platformy oceaniczne(lub ta-lassokratons) w dolnej płaskorzeźbie wyglądają jak rozległe, płaskie lub pagórkowate równiny. DO oceaniczne pasy orogeniczne obejmują grzbiety śródoceaniczne o wysokości do 3 km nad otaczającą równiną (w niektórych miejscach wznoszą się w postaci wysp ponad poziom oceanu). Wzdłuż osi grzbietu często zaznacza się strefa szczelin - wąskich rowów o szerokości 12-45 km na głębokości 3-5 km, wskazujących na dominację rozciągania się skorupy ziemskiej na tych obszarach. Charakteryzują się wysoką sejsmicznością, gwałtownie zwiększonym przepływem ciepła oraz niską gęstością górnego płaszcza. Dane geofizyczne i geologiczne wskazują, że grubość pokrywy osadowej zmniejsza się w miarę zbliżania się do stref osiowych grzbietów, a skorupa oceaniczna doświadcza zauważalnego wypiętrzenia.

Kolejnym ważnym elementem skorupy ziemskiej jest strefa przejściowa między kontynentem a oceanem. Jest to obszar maksymalnego rozczłonkowania powierzchni ziemi, gdzie łuki wysp charakteryzuje się wysoką sejsmicznością i nowoczesnym wulkanizmem andezytowo-andezytowo-bazaltowym, głębokimi rowami i głębokimi zagłębieniami mórz marginalnych. Ogniska trzęsień ziemi tworzą tutaj strefę ognisk sejsmicznych (strefa Benioff-Zavaritsky), która zanurza się pod kontynentami. Strefa przejściowa jest najbardziej

wyraźnie przejawia się w zachodniej części Oceanu Spokojnego. Charakteryzuje się pośrednim typem budowy skorupy ziemskiej.

Skórka kontynentalna(Khain i Lomize, 1995) jest rozmieszczony nie tylko w obrębie kontynentów właściwych, tj. lądu, z możliwym wyjątkiem najgłębszych zagłębień, ale także w obrębie stref szelfowych obrzeży kontynentalnych i poszczególnych obszarów w obrębie basenów mikrokontynentów oceanicznych. Niemniej jednak całkowity obszar rozwoju skorupy kontynentalnej jest mniejszy niż oceanu i stanowi 41% powierzchni Ziemi. Średnia grubość skorupy kontynentalnej wynosi 35-40 km; zmniejsza się w kierunku obrzeży kontynentów oraz w obrębie mikrokontynentów i wzrasta pod strukturami górskimi do 70-75 km.

W sumie, skorupa kontynentalna, podobnie jak oceaniczny, ma budowę trójwarstwową, ale skład warstw, zwłaszcza dwóch niższych, znacznie odbiega od tych obserwowanych w skorupie oceanicznej.

1. warstwa osadowa, powszechnie określany jako pokrywa osadowa. Jej miąższość waha się od zera na tarczach i mniejszych wypiętrzeniach podłoża platform i strefach osiowych złożonych konstrukcji do 10, a nawet 20 km w zagłębieniach platformowych, rynnach dziobowych i międzygórskich pasów górskich. To prawda, że ​​w tych zagłębieniach skorupa leżąca pod osadami jest zwykle nazywana skonsolidowany, może już mieć bliższy charakter oceanu niż kontynentu. W warstwie osadowej znajdują się różne skały osadowe, głównie kontynentalne lub płytkomorskie, rzadziej batialne (znowu w obrębie głębokich zagłębień) oraz dalekie

nie wszędzie pokrywy i progi z podstawowych skał magmowych tworzących pola pułapkowe. Prędkość fal podłużnych w warstwie osadowej wynosi 2,0-5,0 km/s z maksimum dla skał węglanowych. Zakres wieku skał pokrywy osadowej wynosi do 1,7 miliarda lat, czyli o rząd wielkości wyższy niż warstwa osadowa współczesnych oceanów.

2. Górna warstwa skonsolidowanej kory wystaje na powierzchnię dzienną na tarczach i szykach platformowych oraz w strefach osiowych złożonych konstrukcji; penetrowano ją na głębokość 12 km w odwiercie Kola i na znacznie płytszą głębokość w odwiertach w regionie Wołga-Ural na płycie rosyjskiej, na amerykańskiej płycie środkowego kontynentu i na tarczy bałtyckiej w Szwecji. Kopalnia złota w południowych Indiach przeszła przez tę warstwę do 3,2 km, w RPA - do 3,8 km. Dlatego skład tej warstwy, przynajmniej jej górnej części, jest ogólnie dobrze znany – główną rolę w jej składzie odgrywają różne łupki krystaliczne, gnejsy, amfibolity i granity, w związku z czym często nazywa się ją granito-gnejsem . Prędkość fal podłużnych w nim wynosi 6,0-6,5 km / s. W posadzce młodych platform, która ma wiek ryfowo-paleozoiczny lub nawet mezozoiczny, a także częściowo w strefach wewnętrznych młodych struktur fałdowych, ta sama warstwa składa się ze skał mniej przeobrażonych (facje zieleńcowe zamiast amfibolitowych) i zawiera mniej granitów. ; dlatego często nazywa się to tutaj warstwa granitowo-metamorficzna, a typowe prędkości podłużnicy wynoszą około 5,5-6,0 km/s. Grubość tej warstwy skorupy ziemskiej sięga 15-20 km na platformach i 25-30 km w strukturach górskich.

3. Dolna warstwa skonsolidowanej kory. Początkowo zakładano, że pomiędzy dwiema warstwami skonsolidowanej skorupy istnieje wyraźna granica sejsmiczna, którą od nazwiska jej odkrywcy, niemieckiego geofizyka, nazwano granicą Konrada. Wspomniane właśnie wiercenia studni poddały w wątpliwość istnienie tak wyraźnej granicy; czasami zamiast tego badania sejsmiczne ujawniają w skorupie nie jedną, ale dwie (K 1 i K 2) granice, co pozwoliło wyróżnić dwie warstwy w dolnej skorupie (ryc. 6.2). Jak zauważono, skład skał tworzących dolną skorupę jest niedostatecznie poznany, gdyż nie docierają do niego studnie i jest fragmentarycznie odsłonięty na powierzchni. Na podstawie

Ryż. 6.2. Struktura i miąższość skorupy kontynentalnej (Khain, Lomize, 1995). A - główne typy przekroju według danych sejsmicznych: I-II - starożytne platformy (I - tarcze, II

Syneklisy), III - półki, IV - młode orogeny. K 1, K 2 -powierzchnie Konrada, M-powierzchnia Mohorovichicha, prędkości są podane dla fal podłużnych; B - histogram rozkładu grubości skorupy kontynentalnej; B - uogólniony profil wytrzymałości

W ogólnych rozważaniach V.V.Belousov doszedł do wniosku, że z jednej strony w dolnej skorupie powinny dominować skały znajdujące się na wyższym stopniu metamorfizmu, az drugiej strony skały o bardziej podstawowym składzie niż w górnej skorupie. Dlatego nazwał tę warstwę kory gra-nullite-podstawowe. Hipoteza Biełousowa jest ogólnie potwierdzona, chociaż odkrywki pokazują, że nie tylko zasadowe, ale również kwaśne granulity są zaangażowane w skład dolnej skorupy. Obecnie większość geofizyków rozróżnia górną i dolną skorupę według innego kryterium, ze względu na doskonałe właściwości reologiczne: górna skorupa jest twarda i krucha, dolna plastyczna. Prędkość fal podłużnych w dolnej skorupie wynosi 6,4-7,7 km/s; Przynależność do skorupy lub płaszcza dolnej części tej warstwy z prędkościami przekraczającymi 7,0 km/s często budzi kontrowersje.

Istnieją typy przejściowe między dwoma skrajnymi typami skorupy ziemskiej - oceaniczną i kontynentalną. Jeden z nich - skorupa suboceaniczna - rozwinęła się wzdłuż zboczy i pogórzy kontynentalnych i, być może, leży pod dnem basenów niektórych niezbyt głębokich i szerokich mórz marginalnych i śródlądowych. Skorupa suboceaniczna jest przerzedzona do 15-20 km i penetrowana groblami i progami podstawowych skał magmowych kontynentalnych

szczekać. Przeniknęła studnia głębinowa u wejścia do Zatoki Meksykańskiej i jest odsłonięta na wybrzeżu Morza Czerwonego. Inny rodzaj kory przejściowej - subkontynentalny- powstaje, gdy skorupa oceaniczna w ensimatycznych łukach wulkanicznych zamienia się w kontynentalną, ale nie osiąga jeszcze pełnej „dojrzałości”, mając zmniejszoną, poniżej 25 km, miąższość i niższy stopień konsolidacji, co znajduje odzwierciedlenie w mniejszych prędkościach sejsmicznych fale - nie więcej niż 5,0-5,5 km / s w dolnej skorupie.

Niektórzy badacze wyróżniają jako specjalne typy jeszcze dwie odmiany skorupy oceanicznej, które zostały już omówione powyżej; Jest to, po pierwsze, skorupa oceaniczna wewnętrznych wypiętrzeń oceanu (Islandia itp.) Pogrubiona do 25-30 km, a po drugie skorupa oceaniczna, „zbudowana” przez potężne, do 15- 20 km, pokrywa osadowa (dorzecze Morza Kaspijskiego itp.).

Powierzchnia Mohorovichicha i skład górnego człowiekatii. Granica między skorupą a płaszczem, zwykle sejsmicznie dość wyraźnie wyrażona skokiem prędkości fal podłużnych z 7,5-7,7 do 7,9-8,2 km / s, jest znana jako powierzchnia Mohorovicic (lub po prostu Moho, a nawet M), przez nazwa chorwackiego geofizyka, który ją założył. W oceanach granica ta odpowiada przejściu od pasmowego kompleksu III warstwy z przewagą gabroidów do ciągłych serpentynizowanych perydotów (harzburgity, lherzolity), rzadziej dunitów, miejscami wystającymi do powierzchni dna oraz w skałach São Paulo na Atlantyku na tle wybrzeży Brazylii i dalej. Zabargad na Morzu Czerwonym, górujący nad powierzchnią

gulasz z oceanu. Wierzchołki płaszcza oceanicznego można zaobserwować lokalnie na lądzie jako część najniższych kompleksów ofiolitowych. Ich miąższość w Omanie sięga 8 km, a w Papui Nowej Gwinei może nawet 12 km. Składają się one z perydotów, głównie harzburgitów (Khain i Lomize, 1995).

Z badań inkluzji w lawach i kimberlitów z rur wynika, że ​​pod kontynentami górny płaszcz składa się głównie z perydotytów, zarówno tutaj, jak i pod oceanami w górnej części są to perydotyty spinelowe, a poniżej – granat. Ale w płaszczu kontynentalnym, według tych samych danych, oprócz perydotytów, eklogity występują w ilościach podrzędnych, tj. głęboko zmetamorfizowanych skałach podstawowych. Eklogity mogą być zmetamorfizowanymi reliktami skorupy oceanicznej, wciągniętymi do płaszcza podczas subdukcji tej skorupy.

Górna część płaszcza jest wtórnie zubożona w szereg składników: krzemionkę, zasady, uran, tor, pierwiastki ziem rzadkich i inne niespójne pierwiastki z powodu topnienia z niej bazaltowych skał skorupy. Ten „zubożony” („zubożony”) płaszcz rozciąga się pod kontynentami na większą głębokość (obejmując całą lub prawie całą jego litosferyczną część) niż pod oceanami, zastępując go głębszym „niewyczerpanym” płaszczem. Przeciętny pierwotny skład płaszcza powinien być zbliżony do lherzolitu spinelowego lub hipotetycznej mieszaniny perydotytu i bazaltu w stosunku 3:1, nazwanej przez australijskiego naukowca A.E. Ring-wood pirolit.

Na głębokości około 400 km zaczyna się gwałtowny wzrost prędkości fal sejsmicznych; stąd do 670 km

wymazany warstwa golicyńska, nazwany na cześć rosyjskiego sejsmologa B.B. Golicyna. Wyróżnia się również jako płaszcz środkowy lub mezosfera - strefa przejściowa między górnym a dolnym płaszczem. Wzrost prędkości drgań sprężystych w warstwie Golicyna tłumaczy się wzrostem gęstości materiału płaszcza o około 10% w wyniku przejścia jednych gatunków minerałów w inne, przy gęstszym upakowaniu atomów: oliwin w spinel, piroksen w granat.

Dolny płaszcz(Khain, Lomize, 1995) zaczyna się na głębokości około 670 km. Dolny płaszcz powinien składać się głównie z perowskitu (MgSiO 3) i magnezjustytu (Fe, Mg) O - produktów dalszej przemiany minerałów wchodzących w skład środkowego płaszcza. Według sejsmologii jądro Ziemi w jej zewnętrznej części jest płynne, a wewnętrzna część jest ponownie stała. Konwekcja w jądrze zewnętrznym generuje główne pole magnetyczne Ziemi. Zdecydowana większość geofizyków akceptuje skład jądra jako żelazo. Ale znowu, zgodnie z danymi doświadczalnymi, konieczne jest dopuszczenie pewnej domieszki niklu, a także siarki lub tlenu lub krzemu, aby wyjaśnić niższą gęstość rdzenia w porównaniu z tą wyznaczoną dla czystego żelaza.

Według danych tomografii sejsmicznej, powierzchnia rdzenia jest nierówny i tworzy wypukłości i zagłębienia o amplitudzie do 5-6 km. Na granicy między płaszczem a rdzeniem wyróżnia się warstwę przejściową o indeksie D ”(skorupa jest oznaczona indeksem A, górny płaszcz to B, środkowy to C, dolny to D, górna część dolny płaszcz to D”). Grubość warstwy D” dochodzi miejscami do 300 km.

Litosfera i Astenosfera. W przeciwieństwie do skorupy i płaszcza, które wyróżniają dane geologiczne (ze względu na skład materiału) i dane sejsmologiczne (skok prędkości fal sejsmicznych na granicy Mohorowicza), litosfera i astenosfera są pojęciami czysto fizycznymi, a raczej reologicznymi. Początkową podstawą izolacji astenosfery jest osłabiona, plastikowa powłoka. U podstaw bardziej sztywnej i kruchej litosfery pojawiła się potrzeba wyjaśnienia faktu izostatycznej równowagi skorupy, która została odkryta podczas pomiarów siły grawitacji u podnóża struktur górskich. Początkowo oczekiwano, że takie budowle, zwłaszcza tak okazałe jak Himalaje, będą wzbudzać nadmiar atrakcji. Jednak kiedy w połowie XIX wieku. dokonano odpowiednich pomiarów, okazało się, że takiego przyciągania nie zaobserwowano. W konsekwencji nawet duże nierówności w rzeźbie powierzchni ziemi są w jakiś sposób kompensowane, równoważone na głębokości tak, że na poziomie powierzchni ziemi nie pojawiają się znaczne odchylenia od średnich wartości grawitacji. Tak więc naukowcy doszli do wniosku, że istnieje ogólna tendencja skorupy ziemskiej do równoważenia się kosztem płaszcza; to zjawisko zostało nazwane izostaza(Chain, Lomize, 1995) .

Istnieją dwa sposoby na osiągnięcie izostazy. Po pierwsze, góry mają korzenie osadzone w płaszczu, to znaczy, że izostaza jest zapewniona przez zmiany grubości skorupy ziemskiej, a dolna powierzchnia tych ostatnich ma relief przeciwny do powierzchni ziemi; to hipoteza angielskiego astronoma J. Erie

(rys. 6.3). W skali regionalnej jest to zwykle uzasadnione, ponieważ struktury górskie rzeczywiście mają grubszą skorupę, a maksymalna grubość skorupy obserwuje się w najwyższych z nich (Himalaje, Andy, Hindukusz, Tien Shan itp.). Ale możliwy jest również inny mechanizm realizacji izostazy: obszary o zwiększonej rzeźbie powinny składać się z mniej gęstych skał, a obszary o niskiej rzeźbie - bardziej gęste; jest to hipoteza innego angielskiego naukowca, J. Pratt. W takim przypadku podstawa skorupy ziemskiej może być nawet pozioma. Równowagę kontynentów i oceanów osiąga się dzięki połączeniu obu mechanizmów – skorupa pod oceanami jest znacznie cieńsza i zauważalnie gęstsza niż pod kontynentami.

Większość powierzchni Ziemi znajduje się w stanie zbliżonym do równowagi izostatycznej. Największe odchylenia od izostazy — anomalie izostatyczne — znajdują się w łukach wysp i związanych z nimi rowach głębinowych.

Aby dążenie do równowagi izostatycznej było skuteczne, tzn. pod dodatkowym obciążeniem skorupa zanurzałaby się, a po odciążeniu, jego podnoszenie, konieczne jest, aby pod skorupą istniała wystarczająco plastyczna warstwa, zdolna do przelewania z obszarów o podwyższonym ciśnieniu geostatycznym w obszarze o obniżonym ciśnieniu. To właśnie dla tej warstwy, pierwotnie zidentyfikowanej hipotetycznie, amerykański geolog J. Burrell zaproponował w 1916 roku nazwę astenosfera, co oznacza „słabą skorupę”. Założenie to zostało potwierdzone dopiero znacznie później, w latach 60., kiedy sejsmologia

Ryż. 6.3. Schematy równowagi izostatycznej skorupy ziemskiej:

a - przez J. Erie, b - wg J. Pratta (Chain, Koronovsky, 1995)

Dzienniki (B. Gutenberg) odkryły istnienie na pewnej głębokości pod skorupą strefy spadku lub braku naturalnego przy wzroście ciśnienia wzrostu prędkości fal sejsmicznych. Później pojawiła się inna metoda ustalenia astenosfery - metoda sondowania magnetotelluricznego, w której astenosfera objawia się jako strefa obniżenia oporu elektrycznego. Ponadto sejsmolodzy zidentyfikowali kolejny znak astenosfery - zwiększone tłumienie fal sejsmicznych.

Astenosfera odgrywa również wiodącą rolę w ruchach litosfery. Przepływ materii astenosferycznej niesie się wzdłuż płyt litosferycznych i powoduje ich poziome przemieszczenie. Wznoszenie się powierzchni astenosfery prowadzi do wznoszenia się litosfery, aw skrajnym przypadku do zerwania jej ciągłości, powstania rozprzestrzenienia i osiadania. Do tego ostatniego prowadzi również odpływ astenosfery.

Tak więc z dwóch powłok tworzących tektonosferę: astenosfera jest aktywna, a litosfera jest elementem stosunkowo pasywnym. Ich wzajemne oddziaływanie determinuje tektoniczne i magmowe „życie” skorupy ziemskiej.

W strefach osiowych grzbietów śródoceanicznych, zwłaszcza w rejonie Wschodniego Pacyfiku, wierzchołek astenosfery znajduje się na głębokości zaledwie 3-4 km, tj. litosfera jest ograniczona tylko górną częścią skorupy. Gdy przenosimy się na obrzeża oceanów, grubość litosfery zwiększa się z powodu

dolna skorupa, ale głównie górny płaszcz i może osiągnąć 80-100 km. W centralnych częściach kontynentów, zwłaszcza pod osłonami starożytnych platform, takich jak wschodnioeuropejska czy syberyjska, miąższość litosfery mierzy się już 150-200 km lub więcej (w RPA 350 km); według niektórych pomysłów może osiągnąć 400 km, czyli tutaj cały górny płaszcz nad warstwą Golicyna powinien być częścią litosfery.

Trudność w wykryciu astenosfery na głębokościach ponad 150-200 km wywołała wśród niektórych badaczy wątpliwości co do jej istnienia pod takimi obszarami i doprowadziła ich do alternatywnego poglądu, że astenosfera jako powłoka ciągła, czyli geosfera, nie nie istnieją, ale istnieje szereg rozłączonych astenosensów ”. Nie można zgodzić się z tym wnioskiem, który może mieć znaczenie dla geodynamiki, ponieważ to właśnie te obszary wykazują wysoki stopień równowagi izostatycznej, ponieważ są to między innymi powyższe przykłady obszarów współczesnego i pradawnego zlodowacenia – Grenlandia itp.

Powodem, dla którego astenosfera nie jest łatwo znaleźć wszędzie, jest oczywiście zmiana jej lepkości, ale boczna.

Główne elementy strukturalne skorupy ziemskiej kontynentów

Na kontynentach wyróżnia się dwa elementy konstrukcyjne skorupy ziemskiej: platformy i ruchome pasy (Geologia Historyczna, 1985).

Definicja:Platforma- stabilny sztywny odcinek skorupy ziemskiej kontynentów, który ma kształt izometryczny i dwupiętrową strukturę (ryc. 6.4). Niższy (pierwszy) strop konstrukcyjny - kryształowa baza, reprezentowane przez silnie przemieszczone skały przeobrażone, połamane przez intruzje. Górna (druga) strop konstrukcyjny - delikatnie leżąca pokrywa osadowa, słabo przemieszczone i niezmetamorfizowane. Wyjścia na powierzchnię dzienną dolnego stropu konstrukcyjnego nazywane są tarcza... Obszary piwnicy pokryte pokrywą osadową nazywane są kuchenka... Grubość pokrywy osadowej płyty to pierwsze kilometry.

Przykład: Na platformie wschodnioeuropejskiej wyróżniono dwie tarcze (ukraińską i bałtycką) oraz rosyjską tablicę.

Konstrukcje drugiej kondygnacji peronu (pokrywa) są negatywne (ugięcia, zrosty) i pozytywne (anteklizy). Syneklisy mają kształt spodka, a anteklizy to odwrócony spodek. Grubość osadów jest zawsze większa na syneklizie, a mniejsza na przodzie. Rozmiary tych struktur w średnicy mogą sięgać setek lub pierwszych tysięcy kilometrów, a upadek warstw na skrzydłach wynosi zwykle pierwsze metry na 1 km. Istnieją dwie definicje tych struktur.

Definicja: synekliza to struktura geologiczna, której upadek warstw jest skierowany z obrzeża do środka. Anteklisa to struktura geologiczna, której upadek warstw jest skierowany od środka na obrzeże.

Definicja: synekliza - struktura geologiczna, w rdzeniu, z którego wydobywają się młodsze osady i wzdłuż krawędzi

Ryż. 6.4. Schemat budowy platformy. 1 - złożony fundament; 2 - osłona platformy; 3 wady (Geologia historyczna, 1985)

- bardziej starożytne. Anteklisa to struktura geologiczna, w jądrze której powstają osady starsze, a wzdłuż krawędzi - młodsze.

Definicja: ugięcie - wydłużony (wydłużony) korpus geologiczny o wklęsłym przekroju.

Przykład: wyróżnić się na rosyjskiej płycie platformy wschodnioeuropejskiej anteklizy(białoruski, Woroneż, Wołga-Ural itp.), syneklizy(Moskwa, Kaspijski itp.) I koryta (Uljanowsk-Saratow, Pridnestrovsko-Prichernomorsky itp.).

Istnieje struktura dolnych poziomów pokrywy - av-lacogen.

Definicja: aulacogen to wąskie, wydłużone zagłębienie rozciągające się w poprzek platformy. Aulakogeny znajdują się w dolnej części górnego poziomu strukturalnego (pokrycia) i mogą mieć nawet setki kilometrów długości i dziesiątki kilometrów szerokości. Aulakogeny powstają w warunkach poziomego rozciągnięcia. Gromadzą gęste osady, które można skruszyć w fałdy i mają podobny skład do formacji miogeosynklin. W dolnej części sekcji występują bazalty.

Przykład: Awlacogen Pachelmsky (Ryazan-Saratov), ​​aulakogen Dniepru-Doniecki płyty rosyjskiej.

Historia rozwoju platformy. W historii rozwoju można wyróżnić trzy etapy. Najpierw- geosynclinal, na którym następuje formowanie dolnego (pierwszego) elementu konstrukcyjnego (fundamentu). druga- aulakogenny, który w zależności od klimatu kumuluje się

osady czerwone, szare lub karbonowe w av-lakogenach. Trzeci- płyta, na której na dużej powierzchni zachodzi sedymentacja i powstaje górny (drugi) strop konstrukcyjny (płyta).

Proces akumulacji opadów z reguły zachodzi cyklicznie. Kumuluje się jako pierwszy transgresywny morze terygeniczny formacja, a następnie - węglan formacja (maksymalna transgresja, tabela 6.1). Podczas regresji w suchym klimacie słona czerwień formacja, a w wilgotnym klimacie - paraliż węglowonośny tworzenie. Pod koniec cyklu sedymentacyjnego tworzą się osady kontynentalny formacje. Etap można w każdej chwili przerwać formacją pułapki.

Tabela 6.1. Sekwencja akumulacji płyt

formacje i ich charakterystyka.

Koniec tabeli 6.1.

Do ruchome pasy (obszary składane) są charakterystyczne:

liniowość ich konturów;

ogromna miąższość nagromadzonych złóż (do 15-25 km);

spójność skład i miąższość tych osadów wzdłuż strajku złożony obszar i nagłe zmiany na jej odcinku;

obecność osobliwości formacje- kompleksy skał powstałe na pewnych etapach rozwoju tych rejonów ( łupek, runo, odpiłowanykeratofirowy, melasa i inne formacje);

intensywny magmatyzm wylewny i natrętny (szczególnie charakterystyczne są duże granitowe batolity intruzyjne);

silny metamorfizm regionalny;

7) mocne fałdowanie, obfitość wad, w tym

pchnięcia wskazujące na dominację kompresji. Regiony zagięte (pasy) powstają w miejsce regionów geosynklinalnych (pasów).

Definicja: geosynklina(ryc. 6.5) - mobilny obszar skorupy ziemskiej, w którym początkowo gromadziły się grube warstwy osadowe i wulkanogeniczne, a następnie zostały zmiażdżone w złożone fałdy, czemu towarzyszyło powstawanie uskoków, intruzja i metamorfizm. W rozwoju geosynklin rozróżnia się dwa etapy.

Pierwszy etap(właściwie geosynclinalny) charakteryzuje się przewagą obniżenia. Duża moc opadów w geosynclinal jest wynik rozciągnięcia skorupy ziemskiej i jego ugięcia. V pierwsza połowa pierwszegogradacja zwykle gromadzą osady piaszczysto-gliniaste i gliniaste (w wyniku metamorfizmu tworzą następnie czarne łupki, alokowane w łupek formacja) i wapienie. Zwisaniu mogą towarzyszyć pęknięcia, wzdłuż których unosi się magma o podstawowym składzie i wylewa się w warunkach podwodnych. Powstałe skały po metamorfizmie wraz z towarzyszącymi im formacjami subwulkanicznymi dają spilite-keratofirowy tworzenie. Skały krzemionkowe i jaspis powstają zwykle równocześnie z nim.

oceaniczny

Ryż. 6.5. Schemat struktury Geosync

linalizacja na schematycznym przekroju łuku Sunda w Indonezji (Geologia strukturalna i tektonika płyt, 1991). Legenda: 1 - osady i skały osadowe; 2 - wulkan

rasy naturalne; 3 - podziemne skały kontimetamorficzne

Określone formacje gromadzić się w tym samym czasie, ale w różnych obszarach... Akumulacja spilito-keratofirowy formacja występuje zwykle w wewnętrznej części geosynkliny - in eugeosynkliny... Do eugeo-synkliny charakterystyczne jest powstawanie grubych warstw wulkanogenicznych, zwykle o podstawowym składzie, oraz intruzja gabro, diabazów i skał ultrabazowych. W krańcowej części geosynkliny, wzdłuż jej granicy z platformą, występują zwykle miogeosynkliny. Gromadzą się tu głównie warstwy terygeniczne i węglanowe; skały wulkaniczne są nieobecne, intruzje nie są typowe.

W pierwszej połowie pierwszego etapu większość geosynkliny to morze ze znacznymotchłań... Dowodem na to jest drobna ziarnistość osadów i rzadkość znalezisk fauny (głównie nekton i plankton).

DO środek pierwszego etapu ze względu na różne szybkości osiadania w różnych częściach geosynkliny powstają obszary względne podniesienie(intrageoantik-linali) oraz względne tonięcie(intrageosynclina-li). W tym czasie może wystąpić intruzja niewielkich intruzji plagiogranitów.

w druga połowa pierwszego etapu w wyniku pojawienia się wewnętrznych wypiętrzeń morze w geosynklinie staje się płytkie. teraz to archipelag oddzielone cieśninami. Morze, ze względu na wypłycenie, stąpa po sąsiednich platformach. Geosynclinal gromadzi wapienie, grube piaszczysto-gliniaste warstwy rytmicznie zbudowane, które tworzą flisz handicap-216

kojarzenie; następuje wylanie law o pośrednim składzie porfiryt tworzenie.

DO koniec pierwszego etapu intrageosynkliny znikają, intrageoantykliny łączą się w jedno centralne wypiętrzenie. To jest ogólna inwersja; ona pasuje główna faza składania w geosynklinie. Fałdowaniu towarzyszy zwykle wprowadzenie dużych synorogenicznych (jednoczesnych ze składaniem) intruzji granitu. Skały zapadają się w fałdy, często komplikowane przez pchnięcia. Wszystko to powoduje metamorfizm regionalny. W miejscu intrageosynkliny synklinoria- kompleksowo skonstruowane struktury typu synklinalnego, a w miejscu intrageo-antyklin - antyklinoria... Geosyncline „zamyka się”, zamieniając się w złożony obszar.

W strukturze i rozwoju geosynkliny bardzo ważną rolę odgrywa głębokie wady - długotrwałe przerwy, które przecinają całą skorupę ziemską i przechodzą do górnego płaszcza. Uskoki głębokie determinują kontury geosynklin, ich magmatyzm, podział geosynkliny na strefy strukturalno-facjalne, różniące się składem osadów, ich miąższością, magmatyzmem i charakterem struktur. Wewnątrz geosynclinal jest czasami izolowany tablice środkowe, ograniczone głębokimi uskokami. Są to bloki o bardziej starożytnym fałdowaniu, złożone ze skał podstawy, na której ułożono geosynklinę. Masywy środkowe pod względem składu osadów i ich miąższości są zbliżone do platform, ale wyróżnia je silny magmatyzm i fałdowanie skał, głównie wzdłuż krawędzi masywu.

Drugi etap rozwoju geosynclinalnego nazywa orogeniczny i charakteryzuje się przewagą wzlotów. Sedymentacja występuje na ograniczonych obszarach wzdłuż obrzeży wzniesienia centralnego - in ugięcia krawędzi, powstające wzdłuż granicy geosynkliny i platformy i częściowo zachodzące na platformę, a także w rynnach międzygórskich, niekiedy uformowanych wewnątrz wypiętrzenia centralnego. Źródłem opadów jest niszczenie stale rosnącego wypiętrzenia centralnego. W pierwszej połowiedrugi etap to wypiętrzenie prawdopodobnie ma pagórkowatą rzeźbę; podczas jego niszczenia gromadzą się morskie, czasem lagunowe osady, tworzące się niższa melasa tworzenie. W zależności od warunków klimatycznych może to być paralityk węglowy lub słony warstwa. W tym samym czasie zwykle następuje wprowadzanie dużych intruzji granitowych - batolitów.

W drugiej połowie etapu gwałtownie wzrasta tempo wypiętrzenia centralnego wypiętrzenia, czemu towarzyszą jego podziały i zawalenie się poszczególnych odcinków. Zjawisko to tłumaczy się faktem, że z powodu fałdowania, metamorfizmu, włamań, pofałdowany obszar (już nie jest geosynkliną!) usztywnia się i reaguje na trwające podnoszenie się podziałami. Morze opuszcza to terytorium. W wyniku zniszczenia wypiętrzenia centralnego, które w tym czasie było krajem górzystym, gromadzą się kontynentalne warstwy gruboziarniste, tworząc górna melasa tworzenie. Rozszczepieniu łuku wypiętrzenia towarzyszy wulkanizm naziemny; zazwyczaj są to kwaśne lawy, które wraz z

formacje subwulkaniczne dają porfir tworzenie. Wiążą się z tym szczeliny alkaliczne i niewielkie intruzje kwasów. Tak więc w wyniku rozwoju geosynkliny zwiększa się grubość skorupy kontynentalnej.

Pod koniec drugiego etapu pofałdowany obszar górski, który powstał w miejscu geosynkliny, zapada się, terytorium stopniowo spłaszcza się i staje się platformą. Geosynklina jest przekształcana z obszaru akumulacji osadów w obszar zniszczenia, z obszaru ruchomego w obszar osiadły, sztywny, wyrównany. Dlatego amplitudy ruchów na platformie są niewielkie. Zwykle morze, nawet płytkie, obejmuje tutaj ogromne obszary. Teren ten nie doświadcza już tak silnego osiadania jak poprzednio, dlatego miąższość opadów jest znacznie mniejsza (średnio 2-3 km). Osiadanie jest wielokrotnie przerywane, stąd częste przerwy w sedymentacji; wtedy mogą tworzyć się wietrzejące skorupy. Nie występują również energiczne podniesienia połączone z fałdowaniem. Dlatego nowo powstałe cienkie, zwykle płytkowodne osady na platformie nie ulegają metamorfozom i leżą poziomo lub lekko skośnie. Skały magmowe są rzadkie i zwykle reprezentowane są przez powierzchniowe wylewy law bazaltowych.

Oprócz modelu geosynklinalnego istnieje model tektoniki płyt.

Model tektoniki płyt

Płyty tektoniczne(Geologia strukturalna i tektonika płyt, 1991) to model, który został stworzony w celu wyjaśnienia zaobserwowanego wzorca rozkładu deformacji i sejsmiczności w zewnętrznej powłoce Ziemi. Opiera się na obszernych danych geofizycznych z lat 50. i 60. XX wieku. Teoretyczne podstawy tektoniki płyt opierają się na dwóch przesłankach.

Najbardziej zewnętrzna powłoka Ziemi, zwana litosfera, bezpośrednio nakłada warstwę o nazwie astenosfera, który jest mniej trwały niż litosfera.

Litosfera jest podzielona na szereg sztywnych segmentów lub płyt (ryc. 6.6), które stale poruszają się względem siebie i których powierzchnia również stale się zmienia. Większość procesów tektonicznych o intensywnej wymianie energii działa na granicach między płytami.

Chociaż grubości litosfery nie można zmierzyć z dużą dokładnością, naukowcy są zgodni, że na płytach waha się ona od 70-80 km pod oceanami do maksymalnej wartości ponad 200 km pod niektórymi częściami kontynentów o średniej wartości około 100 km. Astenosfera leżąca pod litosferą rozciąga się na głębokość około 700 km (ograniczająca głębokość propagacji źródeł trzęsień ziemi o głębokim ognisku). Jego siła rośnie wraz z głębokością, a niektórzy sejsmolodzy uważają, że jego dolna krawędź jest

Ryż. 6.6. Płyty litosferyczne Ziemi i ich aktywne granice. Podwójne linie pokazują rozbieżne granice (osie rozprzestrzeniania się); linie z zębami - hiany zbieżne P.PIT

pojedyncze linie - transformuj uskoki (ścinanie); obszary skorupy kontynentalnej, które podlegają aktywnemu formowaniu uskoków, są kropkowane (Geologia strukturalna i tektonika płyt, 1991)

tsa znajduje się na głębokości 400 km i zbiega się z niewielką zmianą parametrów fizycznych.

Granice między płytami dzielą się na trzy typy:

rozbieżny;

zbieżny;

transformacja (z przemieszczeniami wzdłuż uderzenia).

Na rozbieżnych granicach płyt, które są głównie reprezentowane przez szczeliny, pojawia się nowa formacja litosfery, która prowadzi do ekspansji dna oceanu (rozprzestrzeniania się). Na zbieżnych granicach płyt litosfera pogrąża się w astenosferze, tj. jest pochłaniana. Na granicach transformacji dwie płyty litosfery przesuwają się względem siebie, a materia litosfery nie jest na nich tworzona ani niszczona. .

Wszystkie płyty litosferyczne poruszają się względem siebie w sposób ciągły... Zakłada się, że łączna powierzchnia wszystkich płyt pozostaje stała przez znaczny okres czasu. Przy wystarczającej odległości od krawędzi płyt poziome odkształcenia wewnątrz nich są nieznaczne, co pozwala uznać płyty za sztywne. Ponieważ przemieszczenia wzdłuż zwarć transformat występują wzdłuż ich uderzenia, ruch płyt powinien być równoległy do ​​współczesnych zwarć transformat. Ponieważ wszystko to dzieje się na powierzchni kuli, zgodnie z twierdzeniem Eulera, każdy odcinek płyty opisuje trajektorię równoważną rotacji na kulistej powierzchni Ziemi. Dla ruchu względnego każdej pary płyt w dowolnym momencie można zdefiniować oś lub biegun obrotu. W miarę oddalania się od tego bieguna (do kąta

odległości 90 °), szybkości rozprzestrzeniania się naturalnie rosną, ale prędkość kątowa dla dowolnej pary płytek w stosunku do ich bieguna obrotu jest stała. Zauważamy również, że z geometrycznego punktu widzenia bieguny obrotu są unikalne dla każdej pary płyt i nie są w żaden sposób połączone z biegunem obrotu Ziemi jako planety.

Tektonika płyt jest skutecznym modelem procesów skorupy ziemskiej, ponieważ dobrze zgadza się ze znanymi danymi obserwacyjnymi, dostarcza eleganckiego wyjaśnienia wcześniej niepowiązanych zjawisk i otwiera możliwości przewidywania.

Cykl Wilsona(Geologia strukturalna i tektonika płyt, 1991). W 1966 roku profesor Wilson z University of Toronto opublikował artykuł, w którym argumentował, że dryf kontynentalny miał miejsce nie tylko po wczesnym mezozoicznym podziale Pangei, ale także w czasach przed Pangeą. Cykl otwierania i zamykania oceanów w stosunku do sąsiednich brzegów kontynentalnych nazywa się teraz cykl Wilsona.

Na ryc. 6.7 jest schematycznym wyjaśnieniem podstawowej koncepcji cyklu Wilsona w kategoriach ewolucji płyt litosferycznych.

Ryż. 6.7, reprezentuje początek cyklu Wilsona– początkowy etap podziału kontynentów i tworzenie się marginesu akrecji płyty. Wiadomo, że jest twardy

Ryż. 6.7. Schemat cyklu Wilsona rozwoju oceanów w ramach ewolucji płyt litosferycznych (Geologia strukturalna i tektonika płyt, 1991)

litosfera pokrywa słabszą, częściowo stopioną strefę astenosfery - tak zwaną warstwę o niskiej prędkości (ryc. 6.7, b) . W miarę podziału kontynentów rozwija się dolina ryftowa (ryc. 6.7, 6) i mały ocean (ryc. 6.7, c). Są to etapy wczesnego otwarcia oceanu w cyklu Wilsona.... Afrykański Rift i Morze Czerwone są dobrymi przykładami. Wraz z kontynuacją dryfu oddzielonych kontynentów, któremu towarzyszy symetryczna akrecja nowej litosfery na obrzeżach płyt, osady szelfowe gromadzą się na granicy kontynent-ocean z powodu erozji kontynentu. W pełni uformowany ocean(ryc. 6.7, d) z środkowym grzbietem na granicy płyty i rozwiniętym szelfem kontynentalnym nazywa się ocean typu atlantyckiego.

Z obserwacji koryt oceanicznych, ich związku z sejsmicznością i rekonstrukcji na podstawie wzorca oceanicznych anomalii magnetycznych wokół koryt wiadomo, że litosfera oceaniczna jest rozcięta i zanurzona w mezosferze. Na ryc. 6,7, D pokazane płyta oceanu o prostych marginesach przyrostu i absorpcji litosfery - to jest początkowy etap zamknięcia oceanu v Cykl Wilsona... Rozczłonkowanie litosfery w sąsiedztwie obrzeża kontynentalnego prowadzi do przekształcenia tej ostatniej w orogen andyjski w wyniku procesów tektonicznych i wulkanicznych zachodzących na granicy płyt absorbujących. Jeśli to rozwarstwienie nastąpi w znacznej odległości od obrzeża kontynentalnego w kierunku oceanu, tworzy się łuk wyspowy typu Wysp Japońskich. Absorpcja oceanicznalitosfera prowadzi do zmiany geometrii płyt i na koniec

kończy się całkowite zniknięcie marginesu akrecyjnego płytki(Rysunek 6.7, e). W tym czasie przeciwległy szelf kontynentalny może nadal się rozszerzać, zamieniając się w półocean typu atlantyckiego. Gdy ocean się kurczy, przeciwny brzeg kontynentalny jest ostatecznie zaangażowany w reżim absorpcji płyt i bierze udział w rozwoju orogen akrecyjny typu andyjskiego. To wczesny etap zderzenia dwóch kontynentów (kolizje) ... W kolejnym etapie, ze względu na wypór litosfery kontynentalnej, absorpcja płyty ustaje. Płyta litosferyczna odrywa się poniżej, pod rosnącym orogenem typu himalajskiego i pojawia się końcowy etap orogenicznyCykl Wilsonaz dojrzałym pasem górskim, reprezentujący szew między nowo połączonymi kontynentami. Antypoda andyjski orogen akrecyjny jest orogen kolizyjny typu himalajskiego.