Annonsering på portalen

Jordens inre struktur. Jordskorpans huvudsakliga strukturella zoner och deras utveckling Den äldsta jordskorpan bildades under gravitationsblandning

Ett område av jordskorpan som är betydligt mindre än en tektonisk platta, stabil eller rörlig som helhet och avgränsad av diskontinuiteter... Ordbok för geografi

vikt område- en del av jordskorpan inom vilken lager av stenar är vikta. Utbildning i större delen av S. regionen. är ett naturligt skede i utvecklingen av rörliga zoner av jordskorpan i geosynklinala bälten (Se Geosynklinal bälte). På grund av... ...

GEOFYSISK ANOMALI- en del av jordskorpan eller jordens yta som skiljer sig markant i höjd. eller ner. värden av fysiska egenskaper nollor (gravitationella, magnetiska, elektriska, elastiska vibrationer, terminal, kärnstrålning) jämfört med bakgrundsvärden och naturligtvis... ... Big Encyclopedic Polytechnic Dictionary

Malmregionen- en sektion av jordskorpan med malmfyndigheter (se malmavlagringar) av en eller flera liknande genetiska typer, begränsade till stora tektoniska strukturer (anticlinoria, synclinorium, medianmassiv, sköldar, synekliser... Stora sovjetiska encyklopedien

GEOKEMISK ANOMALI- en del av jordskorpan (eller jordens yta) som är betydligt högre. koncentrationer av k.l. chem. grundämnen eller deras föreningar i jämförelse med bakgrundsvärden och naturligt belägna i förhållande till ansamlingar av mineraler (malm... ...

GEOKEMISK PROVINS- en del av jordskorpan med högre höjder. eller ner. innehåll av k.l. chem. element i smedjan. raser (jämfört med Clark). Den geokemiska platsens karaktär beaktas vid planering och genomförande av geokemisk forskning. söker... Naturvetenskap. encyklopedisk ordbok

AUTOCHTHON- - en del av jordskorpan som ligger under ett tektoniskt täcke över det - allokton... Paleomagnetologi, petromagnetologi och geologi. Ordboksuppslagsbok.

SP 151.13330.2012: Tekniska undersökningar för lokalisering, design och uppförande av kärnkraftverk. Del I. Tekniska undersökningar för utveckling av pre-design dokumentation (val av punkt och val av en kärnkraftverksplats)- Terminologi SP 151.13330.2012: Tekniska undersökningar för lokalisering, design och konstruktion av kärnkraftverk. Del I. Tekniska undersökningar för utveckling av förkonstruktionsdokumentation (val av punkt och val av kärnkraftverksplats): 3.48 MSK 64: 12… … Ordboksuppslagsbok med termer för normativ och teknisk dokumentation

Fel– Denna term har andra betydelser, se Gap. San Andreas Fault Kalifornien, USA ... Wikipedia

Jordbävningar- Inom vetenskapen hänvisar namnet Jorden till alla skakningar i jordskorpan, oavsett deras intensitet, natur, varaktighet och konsekvenser, orsakade av inre orsaker gömda i jordens tarmar. På vandrarhemmet är namnet Z. reserverat endast för de... Encyclopedic Dictionary F.A. Brockhaus och I.A. Efron

fastland- (kontinent), en stor massa av jordskorpan, varav det mesta sticker ut över världshavets nivå i form av land, och den perifera delen är nedsänkt under havsnivån. Jordskorpan på kontinenterna kännetecknas av närvaron av ett "granit"-lager och jfr... ... Geografisk uppslagsverk

jordskorpan utgör det översta skalet på den fasta jorden och täcker planeten med ett nästan kontinuerligt skikt, vilket ändrar dess tjocklek från 0 i vissa områden med åsar och havsförkastningar till 70-75 km under höga bergsstrukturer (Khain, Lomise, 1995 ). Tjockleken på jordskorpan på kontinenterna, bestäms av ökningen av passagehastigheten för longitudinella seismiska vågor upp till 8-8,2 km/s ( Mohorovicic gräns, eller Moho gräns), når 30-75 km och i oceaniska fördjupningar 5-15 km. Första typen av jordskorpa namngavs oceaniska,andra- kontinental.

Havsskorpa upptar 56 % av jordens yta och har en liten tjocklek på 5–6 km. Dess struktur består av tre lager (Khain och Lomise, 1995).

Först, eller sedimentär, ett lager som inte är mer än 1 km tjockt förekommer i den centrala delen av haven och når en tjocklek av 10–15 km vid deras periferi. Det är helt frånvarande från de axiella zonerna av åsar i mitten av havet. Lagrets sammansättning inkluderar leriga, kiselhaltiga och karbonatbaserade djuphavspelagiska sediment (Fig. 6.1). Karbonatsediment distribueras inte djupare än det kritiska djupet för karbonatansamling. Närmare kontinenten förekommer en blandning av klastiskt material som förs från landet; dessa är de så kallade hemipelagiska sedimenten. Utbredningshastigheten för longitudinella seismiska vågor är här 2–5 km/s. Åldern på sedimenten i detta lager överstiger inte 180 miljoner år.

Andra lagret i sin huvudsakliga övre del (2A) är den sammansatt av basalter med sällsynta och tunna pelagiska mellanskikt

Ris. 6.1. Sektion av havets litosfär i jämförelse med den genomsnittliga delen av ofiolitiska alloktoner. Nedan finns en modell för bildandet av sektionens huvudenheter i havsspridningszonen (Khain och Lomise, 1995). Förklaring: 1 –

pelagiska sediment; 2 - utbrutna basalter; 3 – komplex av parallella vallar (doleriter); 4 – övre (ej skiktade) gabbros och gabbro-doleriter; 5, 6 – skiktat komplex (kumulerar): 5 – gabbroider, 6 – ultrabasiter; 7 – tektoniserade peridotiter; 8 – basal metamorf aureol; 9 – basaltisk magmaförändring I–IV – successiv förändring av kristallisationsförhållandena i kammaren med avstånd från spridningsaxeln

isk nederbörd; basalter har ofta en karakteristisk kudd (i tvärsnitt) separering (kuddlavor), men täcken av massiva basalter förekommer också. I den nedre delen av det andra lagret (2B) utvecklas parallella doleritvallar. Den totala tjockleken av det andra lagret är 1,5–2 km, och hastigheten för longitudinella seismiska vågor är 4,5–5,5 km/s.

Tredje lagret Den oceaniska skorpan består av holokristallina magmatiska bergarter av grundläggande och underordnad ultrabasisk sammansättning. I dess övre del utvecklas vanligtvis bergarter av gabbrotyp, och den nedre delen består av ett "bandat komplex" bestående av omväxlande gabbro och ultraramafiter. Tjockleken på det 3:e lagret är 5 km. Hastigheten för longitudinella vågor i detta lager når 6–7,5 km/s.

Man tror att bergarterna i det andra och tredje lagret bildades samtidigt med bergarterna i det första lagret.

Oceanisk skorpa, eller snarare havsliknande skorpa, är inte begränsad i sin distribution till havsbotten, utan utvecklas också i djuphavsbassänger av marginella hav, såsom Japanska havet, södra Okhotsk (Kuril) bassängen av Okhotskhavet, Filippinerna, Karibien och många andra

hav. Dessutom finns det allvarliga skäl att misstänka att i de djupa sänkorna på kontinenter och grunda inre hav och marginalhav som Barents, där tjockleken på det sedimentära täcket är 10-12 km eller mer, ligger det under havsskorpan. ; Detta bevisas av hastigheterna för longitudinella seismiska vågor i storleksordningen 6,5 km/s.

Det sades ovan att åldern på jordskorpan i moderna hav (och marginalhav) inte överstiger 180 miljoner år. Inom kontinenternas vikta bälten finner vi emellertid också mycket äldre, fram till tidig prekambrium, havsliknande skorpa, representerad av den s.k. ofiolitkomplex(eller helt enkelt ofioliter). Denna term tillhör den tyske geologen G. Steinmann och föreslogs av honom i början av 1900-talet. för att beteckna den karakteristiska "triaden" av stenar som vanligtvis finns tillsammans i de centrala zonerna av veckade system, nämligen serpentiniserade ultramafiska bergarter (analogt med lager 3), gabbro (analogt med lager 2B), basalter (analogt med lager 2A) och radiolariter (analogt till lager 1). Kärnan i denna stenparagenes har länge tolkats felaktigt, särskilt gabbros och hyperbasiter ansågs vara påträngande och yngre än basalter och radiolariter. Först på 60-talet, när den första tillförlitliga informationen om sammansättningen av havsskorpan erhölls, blev det uppenbart att ofioliter är havsskorpan från det geologiska förflutna. Denna upptäckt var av kardinal betydelse för en korrekt förståelse av förutsättningarna för uppkomsten av jordens rörliga bälten.

Jordskorpans strukturer i haven

Områden med kontinuerlig distribution oceanisk skorpa uttryckt i relief av jorden oceaniskdepressioner. Inom havsbassängerna urskiljs två största element: oceaniska plattformar Och oceaniska orogena bälten. Havsplattformar(eller tha-lassokratoner) i bottentopografin ser ut som vidsträckta avgrundsplatta eller kuperade slätter. TILL oceaniska orogena bälten Dessa inkluderar medelhavsryggar som har en höjd över den omgivande slätten på upp till 3 km (på vissa ställen reser de sig i form av öar över havsnivån). Längs åsens axel spåras ofta en zon av sprickor - smala graben 12-45 km breda på ett djup av 3-5 km, vilket indikerar dominansen av jordskorpans utbredning i dessa områden. De kännetecknas av hög seismicitet, kraftigt ökat värmeflöde och låg densitet av den övre manteln. Geofysiska och geologiska data indikerar att tjockleken på det sedimentära täcket minskar när det närmar sig åsarnas axiella zoner, och den oceaniska skorpan upplever en märkbar upphöjning.

Nästa stora element i jordskorpan är övergångszon mellan kontinent och hav. Detta är området för maximal dissektion av jordens yta, där det finns öbågar, kännetecknad av hög seismicitet och modern andesitisk och andesit-basaltisk vulkanism, djuphavsgravar och djuphavssänkningar av marginalhav. Källorna till jordbävningar här bildar en seismofokal zon (Benioff-Zavaritsky-zonen), som störtar under kontinenterna. Övergångszonen är mest

tydligt manifesterad i den västra delen av Stilla havet. Det kännetecknas av en mellanliggande typ av struktur av jordskorpan.

Kontinental skorpa(Khain, Lomise, 1995) är fördelad inte bara inom kontinenterna själva, d.v.s. land, med möjliga undantag för de djupaste sänkorna, utan även inom hyllzonerna av kontinentala marginaler och enskilda områden inom havsbassänger-mikrokontinenter. Ändå är den totala utvecklingsytan för den kontinentala skorpan mindre än den för oceaniska skorpan, och står för 41% av jordens yta. Den genomsnittliga tjockleken på den kontinentala skorpan är 35-40 km; den minskar mot kontinenternas marginaler och inom mikrokontinenter och ökar under bergsstrukturer till 70-75 km.

Allt som allt, kontinental skorpa, liksom den oceaniska, har en struktur i tre lager, men sammansättningen av lagren, särskilt de två nedre, skiljer sig avsevärt från de som observeras i den oceaniska skorpan.

1. sedimentärt lager, brukar kallas det sedimentära täcket. Dess tjocklek varierar från noll på sköldar och mindre höjningar av plattformsfundament och axiella zoner av vikta strukturer till 10 och till och med 20 km i plattformssänkningar, framåt och mellan bergsrännor av bergsbälten. Sant, i dessa fördjupningar skorpan som ligger under sedimenten och brukar kallas konsoliderad, kan redan i naturen vara närmare oceaniska än kontinentala. Sammansättningen av det sedimentära lagret inkluderar olika sedimentära bergarter av övervägande kontinentala eller grunda marina, mer sällan bathyal (återigen i djupa sänkor) ursprung, och även långt

inte överallt, täcker och trösklar av grundläggande magmatiska bergarter som bildar fällfält. Hastigheten för longitudinella vågor i det sedimentära lagret är 2,0-5,0 km/s med ett maximum för karbonatbergarter. Åldersintervallet för bergarter i det sedimentära täcket är upp till 1,7 miljarder år, det vill säga en storleksordning högre än det sedimentära lagret i moderna hav.

2. Övre lager av konsoliderad skorpa sticker ut på dagytan på sköldar och plattformar och i de axiella zonerna av vikta strukturer; den upptäcktes till ett djup av 12 km i Kola-brunnen och till ett mycket mindre djup i brunnar i Volga-Ural-regionen på den ryska plattan, på den amerikanska mittkontinentplattan och på den baltiska skölden i Sverige. En guldgruva i södra Indien passerade genom detta lager upp till 3,2 km, i Sydafrika - upp till 3,8 km. Därför är sammansättningen av detta skikt, åtminstone dess övre del, allmänt välkänd huvudrollen i dess sammansättning spelas av olika kristallina skiffer, gnejser, amfiboliter och graniter, och därför kallas det ofta granit-gnejs. Hastigheten för longitudinella vågor i den är 6,0-6,5 km/s. I grunden för unga plattformar, som har en Riphean-paleozoisk eller till och med mesozoisk ålder, och delvis i de inre zonerna av unga vikta strukturer, är samma skikt sammansatt av mindre starkt metamorfoserade (grönschistiska faser istället för amfibolit) stenar och innehåller färre graniter ; det är därför det ofta kallas här granit-metamorft skikt, och typiska longitudinella hastigheter i den är i storleksordningen 5,5-6,0 km/s. Tjockleken på detta jordskorplager når 15-20 km på plattformar och 25-30 km i bergsstrukturer.

3. Det nedre lagret av den konsoliderade skorpan. Det antogs från början att det fanns en tydlig seismisk gräns mellan de två lagren av den konsoliderade jordskorpan, som fick namnet Conrad-gränsen efter dess upptäckare, en tysk geofysiker. Borrningen av de nyss nämnda brunnarna har ställt tvivel om existensen av en så tydlig gräns; ibland upptäcker istället seismiciteten inte en utan två (K 1 och K 2) gränser i skorpan, vilket gav anledning att särskilja två lager i den nedre skorpan (Fig. 6.2). Sammansättningen av bergarterna som utgör den nedre skorpan är, som nämnts, inte tillräckligt känd, eftersom den inte har nåtts av brunnar och är exponerad fragmentariskt på ytan. Baserad

Ris. 6.2. Kontinentalskorpans struktur och tjocklek (Khain, Lomise, 1995). A - huvudtyper av sektion enligt seismiska data: I-II - gamla plattformar (I - sköldar, II

Synekliser), III - hyllor, IV - unga orogener. K 1 , K 2 -Conrad-ytor, M-Mohorovicic yta, hastigheter är indikerade för longitudinella vågor; B - histogram över fördelningen av tjockleken på den kontinentala skorpan; B - generaliserad styrkeprofil

Allmänna överväganden kom V.V Belousov till slutsatsen att den nedre skorpan skulle domineras, å ena sidan, av bergarter i ett högre stadium av metamorfism och, å andra sidan, av bergarter av en mer grundläggande sammansättning än i den övre skorpan. Det var därför han kallade detta lager av cortex gra-nulit-mafisk. Belousovs antagande bekräftas generellt, även om hällar visar att inte bara basiska, utan också sura granuliter är involverade i sammansättningen av den nedre skorpan. För närvarande särskiljer de flesta geofysiker den övre och nedre skorpan på en annan grund - genom deras utmärkta reologiska egenskaper: den övre skorpan är hård och spröd, den nedre skorpan är plastisk. Hastigheten för longitudinella vågor i den nedre skorpan är 6,4-7,7 km/s; Att tillhöra skorpan eller manteln i de nedre skikten av detta skikt med hastigheter över 7,0 km/s är ofta kontroversiellt.

Mellan de två extrema typerna av jordskorpan - oceanisk och kontinental - finns övergångstyper. En av dem - suboceanisk skorpa - utvecklats längs de kontinentala sluttningarna och vid foten och, möjligen, ligger under botten av bassängerna i några inte särskilt djupa och breda marginella och inre hav. Den suboceaniska skorpan är en kontinental skorpa tunnad till 15-20 km och genomträngd av vallar och trösklar av grundläggande magmatiska bergarter.

bark Den exponerades genom djuphavsborrning vid inloppet till Mexikanska golfen och exponerades vid Röda havets kust. En annan typ av övergångsbark är subkontinental- bildas i fallet när oceanskorpan i ensimatiska vulkanbågar förvandlas till kontinental, men ännu inte har nått full "mognad", med en minskad, mindre än 25 km, tjocklek och en lägre grad av konsolidering, vilket återspeglas i lägre hastigheter för seismiska vågor - inte mer än 5,0-5,5 km/s i den nedre skorpan.

Vissa forskare identifierar ytterligare två typer av havsskorpa som speciella typer, som redan diskuterats ovan; detta är, för det första, den oceaniska skorpan av de inre upphöjningarna av havet förtjockad till 25-30 km (Island, etc.) och, för det andra, den havsliknande skorpan, "byggd på" med en tjock, upp till 15-20 km, sedimentär täckning (Kaspiska bassängen och etc.).

Mohorovicic yta och sammansättning av den övre manatii. Gränsen mellan skorpan och manteln, vanligtvis seismiskt ganska tydligt uttryckt genom ett hopp i longitudinella våghastigheter från 7,5-7,7 till 7,9-8,2 km/s, är känd som Mohorovicic-ytan (eller helt enkelt Moho och till och med M), benämnd Kroatisk geofysiker som etablerade den. I haven motsvarar denna gräns övergången från ett bandat komplex av det 3:e lagret med en övervikt av gabbroider till kontinuerliga serpentiniserade peridotiter (harzburgiter, lherzoliter), mer sällan duniter, på platser som sticker ut på bottenytan och i klipporna i Sao Paulo i Atlanten utanför Brasiliens kust och på o. Zabargad i Röda havet, stigande över ytan

havets raseri. Topparna av den oceaniska manteln kan observeras på platser på land som en del av botten av ofiolitkomplex. Deras tjocklek i Oman når 8 km, och i Papua Nya Guinea, kanske till och med 12 km. De är sammansatta av peridotiter, huvudsakligen harzburgiter (Khain och Lomise, 1995).

Studiet av inneslutningar i lavor och kimberliter från rör visar att under kontinenterna består den övre manteln huvudsakligen av peridotiter, både här och under haven i den övre delen är dessa spinellperidotiter, och nedanför är granata. Men i den kontinentala manteln finns, enligt samma data, förutom peridotiter, eklogiter, d.v.s. djupt omvandlade grundstenar, närvarande i mindre mängder. Eklogiter kan vara metamorfoserade reliker av oceanisk skorpa, som dras in i manteln under processen att understryka denna skorpa (subduktion).

Den övre delen av manteln är sekundärt uttömd på ett antal komponenter: kiseldioxid, alkalier, uran, torium, sällsynta jordartsmetaller och andra osammanhängande element på grund av smältningen av basaltiska bergarter av jordskorpan från den. Denna "utarmade" ("utarmade") mantel sträcker sig under kontinenterna till ett större djup (som omfattar hela eller nästan hela dess litosfäriska del) än under haven, och ger vika djupare för den "outarmade" manteln. Den genomsnittliga primära sammansättningen av manteln bör vara nära spinellherzolit eller en hypotetisk blandning av peridotit och basalt i ett förhållande på 3:1, namngiven av den australiensiska vetenskapsmannen A.E. Ringwood pyrolit.

På ett djup av cirka 400 km börjar en snabb ökning av hastigheten på seismiska vågor; härifrån till 670 km

raderas Golitsyn lager, uppkallad efter den ryske seismologen B.B. Golitsyn. Det särskiljs också som mellanmanteln, eller mesosfären -övergångszon mellan övre och undre manteln. Ökningen av hastigheten för elastiska vibrationer i Golitsyn-skiktet förklaras av en ökning av mantelmaterialets densitet med cirka 10 % på grund av övergången av vissa mineralarter till andra, med en tätare packning av atomer: olivin till spinell , pyroxen till granat.

Nedre mantel(Hain, Lomise, 1995) börjar på ett djup av cirka 670 km. Den nedre manteln bör huvudsakligen bestå av perovskit (MgSiO 3) och magnesiumwustit (Fe, Mg)O - produkter av ytterligare förändring av mineralerna som utgör mellanmanteln. Jordens kärna i sin yttre del är enligt seismologi flytande, och den inre delen är fast igen. Konvektion i den yttre kärnan genererar jordens huvudsakliga magnetfält. Kärnans sammansättning accepteras av den överväldigande majoriteten av geofysiker som järn. Men återigen, enligt experimentella data, är det nödvändigt att tillåta viss inblandning av nickel, såväl som svavel, eller syre eller kisel, för att förklara den reducerade kärndensiteten jämfört med den som bestäms för rent järn.

Enligt seismisk tomografidata, kärnytanär ojämn och bildar utsprång och fördjupningar med en amplitud på upp till 5-6 km. Vid gränsen för manteln och kärnan urskiljs ett övergångsskikt med index D (skorpan betecknas med index A, den övre manteln - B, mitten - C, den nedre - D, den övre delen av manteln nedre manteln - D"). Tjockleken på lager D" når på vissa ställen 300 km.

Litosfär och astenosfär. Till skillnad från skorpan och manteln, som särskiljs av geologiska data (genom materialsammansättning) och seismologiska data (genom hoppningen i seismiska våghastigheter vid Mohorovicic-gränsen), är litosfären och astenosfären rent fysiska, eller snarare reologiska, begrepp. Den första grunden för att identifiera astenosfären är ett försvagat plastskal. bakom en mer stel och ömtålig litosfär fanns det ett behov av att förklara faktumet av isostatisk balans i skorpan, upptäckt när man mäter gravitationen vid foten av bergsstrukturer. Det förväntades till en början att sådana strukturer, särskilt de som är så storslagna som Himalaya, skulle skapa ett överskott av gravitation. Dock när i mitten av 1800-talet. motsvarande mätningar gjordes, visade det sig att sådan attraktion inte observerades. Följaktligen kompenseras även stora ojämnheter i reliefen av jordytan på något sätt, balanseras på djupet så att det på jordytans nivå inte finns några signifikanta avvikelser från tyngdkraftens genomsnittliga värden. Således kom forskarna till slutsatsen att det finns en allmän tendens hos jordskorpan att balansera på bekostnad av manteln; detta fenomen kallas isostasi(Hain, Lomise, 1995) .

Det finns två sätt att implementera isostasi. Den första är att berg har rötter nedsänkta i manteln, d.v.s. isostasi säkerställs genom variationer i jordskorpans tjocklek och den senares nedre yta har en relief som är motsatt reliefen på jordytan; detta är den engelske astronomen J. Airys hypotes

(Fig. 6.3). På regional skala är det vanligtvis motiverat, eftersom bergsstrukturer faktiskt har tjockare skorpa och den maximala tjockleken på skorpan observeras på den högsta av dem (Himalaya, Anderna, Hindu Kush, Tien Shan, etc.). Men en annan mekanism för implementering av isostasi är också möjlig: områden med ökad relief bör bestå av mindre täta bergarter och områden med lägre relief bör bestå av mer täta; Detta är hypotesen från en annan engelsk vetenskapsman, J. Pratt. I det här fallet kan jordskorpans bas till och med vara horisontell. Balansen mellan kontinenter och hav uppnås genom en kombination av båda mekanismerna - skorpan under haven är både mycket tunnare och märkbart tätare än under kontinenterna.

Större delen av jordens yta är i ett tillstånd nära isostatisk jämvikt. De största avvikelserna från isostasi – isostatiska anomalier – finns i öbågar och tillhörande djuphavsgravar.

För att önskan om isostatisk jämvikt ska vara effektiv, d.v.s. under extra belastning, skulle skorpan sjunka, och när lasten tas bort skulle den stiga, är det nödvändigt att det finns ett tillräckligt plastiskt lager under skorpan, som kan flyter från områden med ökat geostatiskt tryck till områden med lågtryck. Det var för detta lager, som ursprungligen identifierades hypotetiskt, som den amerikanske geologen J. Burrell föreslog namnet astenosfären, vilket betyder "svagt skal". Detta antagande bekräftades först mycket senare, på 60-talet, när det var seismiskt

Ris. 6.3. Schema för isostatisk jämvikt i jordskorpan:

A - av J. Erie, b - av J. Pratt (Khain, Koronovsky, 1995)

logs (B. Gutenberg) upptäckte förekomsten på något djup under jordskorpan av en zon av minskning eller frånvaro av ökning, naturligt med en ökning av trycket, i hastigheten för seismiska vågor. Därefter uppträdde en annan metod för att etablera astenosfären - metoden för magnetotellurisk sondning, där astenosfären manifesterar sig som en zon med minskat elektriskt motstånd. Dessutom har seismologer identifierat ett annat tecken på astenosfären - ökad dämpning av seismiska vågor.

Astenosfären spelar också en ledande roll i litosfärens rörelser. Flödet av astenosfäriskt material bär längs litosfäriska plattor och orsakar deras horisontella rörelser. Ökningen av astenosfärens yta leder till att litosfären stiger, och i extrema fall till ett avbrott i dess kontinuitet, bildandet av en separation och sänkning. Det senare leder också till utflödet av astenosfären.

Således, av de två skalen som utgör tektonosfären: astenosfären är ett aktivt element, och litosfären är ett relativt passivt element. Deras interaktion bestämmer det tektoniska och magmatiska "livet" i jordskorpan.

I de axiella zonerna av åsar i mitten av havet, särskilt på East Pacific Rise, ligger toppen av astenosfären på ett djup av endast 3-4 km, det vill säga litosfären är begränsad endast till den övre delen av skorpan. När vi rör oss mot havens periferi ökar litosfärens tjocklek p.g.a.

den nedre skorpan, och främst den övre manteln och kan nå 80-100 km. I de centrala delarna av kontinenterna, särskilt under sköldarna från forntida plattformar, såsom den östeuropeiska eller sibiriska, mäts litosfärens tjocklek redan till 150-200 km eller mer (i Sydafrika 350 km); enligt vissa idéer kan den nå 400 km, d.v.s. här borde hela den övre manteln ovanför Golitsyn-skiktet vara en del av litosfären.

Svårigheten att upptäcka astenosfären på mer än 150-200 km djup har väckt tvivel bland vissa forskare om dess existens under sådana områden och lett dem till en alternativ idé att astenosfären som ett kontinuerligt skal, d.v.s. geosfären, inte existerar. , men det finns en serie bortkopplade "asthenolenser" " Vi kan inte hålla med om denna slutsats, som kan vara viktig för geodynamiken, eftersom det är dessa områden som uppvisar en hög grad av isostatisk balans, eftersom dessa inkluderar ovanstående exempel på områden med modern och antik glaciation - Grönland, etc.

Anledningen till att astenosfären inte är lätt att upptäcka överallt är uppenbarligen en förändring av dess viskositet i sidled.

De viktigaste strukturella delarna av den kontinentala skorpan

På kontinenter särskiljs två strukturella delar av jordskorpan: plattformar och mobila bälten (Historical Geology, 1985).

Definition:plattform- en stabil, styv sektion av den kontinentala skorpan, som har en isometrisk form och en tvåvåningsstruktur (fig. 6.4). Nedre (första) strukturella golvet – kristallin grund, representerad av starkt dislokerade metamorfoserade stenar, inträngda av intrång. Det övre (andra) strukturella golvet ligger försiktigt sedimentär täckning, svagt ur led och omvandlad. Utgångar till dagytan av det nedre konstruktionsgolvet kallas skydda. Områden av grunden som täcks av sedimentär täckning kallas spis. Tjockleken på plattans sedimentära täckning är några kilometer.

Exempel: på den östeuropeiska plattformen finns två sköldar (ukrainska och baltiska) och den ryska plattan.

Strukturer på andra våningen av plattformen (fall) Det finns negativa (avböjningar, synekliser) och positiva (anteclises). Synekliser har formen av ett tefat, och anteclises har formen av ett omvänt fat. Tjockleken på sedimenten är alltid större på syneklisen och mindre på anteklisen. Dimensionerna på dessa strukturer i diameter kan nå hundratals eller några tusen kilometer, och skiktens fall på vingarna är vanligtvis några meter per 1 km. Det finns två definitioner av dessa strukturer.

Definition: syneclise är en geologisk struktur vars nedgång av lagren är riktad från periferin till mitten. Anteclise är en geologisk struktur vars nedgång av lagren är riktad från centrum till periferin.

Definition: syneclise - en geologisk struktur i vars kärna yngre sediment kommer fram och längs kanterna

Ris. 6.4. Plattformsstrukturdiagram. 1 - vikt grund; 2 - plattformsväska; 3 fel (Historical Geology, 1985)

- äldre. Anteclise är en geologisk struktur, i vars kärna mer gamla sediment uppstår, och i kanterna - yngre.

Definition: tråg är en långsträckt (lång) geologisk kropp som har en konkav form i tvärsnitt.

Exempel: på den ryska plattan på den östeuropeiska plattformen sticker ut anteclises(Vitryska, Voronezh, Volga-Ural, etc.), synekliser(Moskva, Kaspiska havet, etc.) och dalar (Ulyanovsk-Saratov, Transnistrien-Svarta havet, etc.).

Det finns en struktur av lockets nedre horisonter - av-lakogen.

Definition: aulacogen - en smal, långsträckt fördjupning som sträcker sig över plattformen. Aulacogener finns i den nedre delen av det övre strukturella golvet (täcket) och kan nå en längd på upp till hundratals kilometer och en bredd på tiotals kilometer. Aulacogener bildas under förhållanden med horisontell förlängning. Tjocka lager av sediment ansamlas i dem, som kan krossas till veck och liknar sammansättningen av formationerna av miogeosynkliner. Basalter finns i den nedre delen av sektionen.

Exempel: Pachelma (Ryazan-Saratov) aulacogen, Dnepr-Donets aulacogen av den ryska plattan.

Historien om utvecklingen av plattformar. Utvecklingshistorien kan delas in i tre stadier. Först– geosynklinal, på vilken bildandet av det nedre (första) strukturelementet (fundamentet) sker. Andra- aulakogen, på vilken, beroende på klimatet, ackumulering sker

rödfärgade, gråfärgade eller kolhaltiga sediment i av-lakogener. Tredje– platta, på vilken sedimentering sker över ett stort område och det övre (andra) strukturella golvet (plattan) bildas.

Processen med nederbördsackumulering sker vanligtvis cykliskt. Ackumuleras först överskridande maritima hemskt bildning, då - karbonat bildning (maximal transgression, tabell 6.1). Under regression under torra klimatförhållanden, saltbärande rödblommiga bildning, och under förhållanden med ett fuktigt klimat - paralytisk kolförande bildning. I slutet av sedimentationscykeln bildas sediment kontinental formationer. Steget kan när som helst avbrytas av bildandet av en fällformation.

Tabell 6.1. Sekvens av plattans ackumulering

formationer och deras egenskaper.

Slut på tabell 6.1.

För rörliga bälten (vikta områden) karakteristisk:

    linjäritet av deras konturer;

    den enorma tjockleken av ackumulerade sediment (upp till 15-25 km);

    konsistens sammansättning och tjocklek av dessa avlagringar längs strejk vikt område och plötsliga förändringar över dess strejk;

    närvaro av säregna formationer- stenkomplex som bildas vid vissa utvecklingsstadier av dessa områden ( skiffer, flysch, spilito-keratofyrisk, melass och andra formationer);

    intensiv utsvävande och påträngande magmatism (stora granitintrång-batoliter är särskilt karakteristiska);

    stark regional metamorfism;

7) stark vikning, ett överflöd av fel, inklusive

dragkrafter som indikerar kompressionens dominans. Vikta områden (bälten) uppstår i stället för geosynklinala områden (bälten).

Definition: geosyncline(Fig. 6.5) - en mobil region av jordskorpan, där tjocka sedimentära och vulkanogena skikt initialt ackumulerades, sedan krossades de i komplexa veck, åtföljda av bildandet av fel, införandet av intrång och metamorfos. Det finns två steg i utvecklingen av en geosynklin.

Första stadiet(egentligen geosynklinal) kännetecknas av en övervikt av sättningar. Hög nederbördshastighet i en geosynklin - det här är resultat av sträckning av jordskorpan och dess avböjning. I första halvlek förstetapper Sand-leriga och leriga sediment ackumuleras vanligtvis (som ett resultat av metamorfos bildar de sedan svarta leriga skiffer, frigörs i skiffer bildning) och kalkstenar. Subduktion kan åtföljas av rupturer genom vilka mafisk magma stiger och bryter ut under undervattensförhållanden. De resulterande stenarna efter metamorfosm ger tillsammans med de medföljande subvulkaniska formationerna spilit-keratofyrisk bildning. Samtidigt med det bildas vanligtvis kiselstenar och jaspis.

oceanisk

Ris. 6.5. Schema för geosynkstrukturen

linali på ett schematiskt tvärsnitt genom Sunda-bågen i Indonesien (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991). Legend: 1 – sediment och sedimentära bergarter; 2 – vulkan-

trevliga raser; 3 – källarkonti-metamorfa bergarter

Angivna formationer ackumuleras samtidigt, Men inom olika områden. Ackumulation spilito-keratofyrisk bildning sker vanligtvis i den inre delen av geosynklinen - in eugeosynkliner. För eugeo-synkroniserar Kännetecknas av bildandet av tjocka vulkanogena skikt, vanligtvis av grundläggande sammansättning, och införandet av intrång av gabbro, diabas och ultrabasiska bergarter. I den marginella delen av geosynklinen, längs dess gräns mot plattformen, finns vanligtvis miogeosynkliner. Här samlas främst terrigena och karbonatskikt; Det finns inga vulkaniska stenar, och intrång är inte typiska.

I första halvan av första etappen Det mesta av geosynklinen är hav med betydandedjup. Bevis tillhandahålls av sedimentens fina granularitet och sällsyntheten av faunafynd (främst nekton och plankton).

TILL mitten av första etappen på grund av olika sättningshastigheter bildas områden i olika delar av geosynklinen relativ ökning(intrageoantisk-linali) Och relativ härkomst(intrageosynkliner). Vid denna tidpunkt kan intrång av små intrång av plagiograniter inträffa.

I andra halvan av första etappen Som ett resultat av uppkomsten av interna höjningar blir havet i geosynklinen grundare. nu detta skärgård, åtskilda av sund. På grund av grundning går havet framåt på intilliggande plattformar. Kalkstenar, tjocka sandig-leriga rytmiskt byggda skikt, ackumuleras i geosynklinen och bildas flysch för-216

mation; det är ett utflöde av lavas av mellanliggande sammansättning som utgör porfyritisk bildning.

TILL slutet av den första etappen intrageosynkliner försvinner, intrageoantikiner smälter samman till en central upplyftning. Detta är en allmän inversion; hon matchar huvudfasen av vikning i en geosynklin. Vikning åtföljs vanligtvis av intrång av stora synorogena (samtidigt med vikning) granitintrång. Stenar krossas till veck, ofta komplicerade av stötar. Allt detta orsakar regional metamorfism. I stället för intrageosynkliner uppstår synklinorium- komplext konstruerade strukturer av synklinal typ, och i stället för intrageoanticlines - antiklinoria. Geosynklinen "stänger" förvandlas till ett vikt område.

I strukturen och utvecklingen av en geosynklin hör en mycket viktig roll till djupa fel - långlivade sprickor som skär igenom hela jordskorpan och går in i den övre manteln. Djupa förkastningar bestämmer geosynklinernas konturer, deras magmatism och uppdelningen av geosynklinen i strukturella ansiktszoner som skiljer sig åt i sedimentsammansättningen, deras tjocklek, magmatism och strukturernas natur. Inuti en geosyncline urskiljs de ibland mellanmassiven, begränsas av djupa fel. Dessa är block av äldre veck, sammansatta av stenar från grunden på vilken geosynklinen bildades. När det gäller sammansättningen av sediment och deras tjocklek liknar mittmassiven plattformar, men de kännetecknas av stark magmatism och veckning av stenar, främst längs kanterna av massivet.

Det andra steget av geosynklinutveckling kallad orogena och kännetecknas av en övervikt av höjningar. Sedimentering sker i begränsade områden längs periferin av den centrala upphöjningen marginella avböjningar, som uppstår längs gränsen mellan geosynklinen och plattformen och delvis överlappar plattformen, såväl som i tråg mellan berg som ibland bildas inuti den centrala höjningen. Källan till sediment är förstörelsen av den ständigt stigande centrala stigningen. Första halvanandra fasen denna stigning har troligen en kuperad topografi; när det förstörs, ackumuleras marina och ibland lagunala sediment och bildas lägre melass bildning. Beroende på klimatförhållanden kan detta vara kolförande paralic eller salt tjocklek. Samtidigt sker vanligtvis intrång av stora granitintrång - batholiter.

I andra halvan av etappen höjningshastigheten för den centrala höjningen ökar kraftigt, vilket åtföljs av dess splittring och kollaps av enskilda sektioner. Detta fenomen förklaras av det faktum att, som ett resultat av veckning, metamorfism och införandet av intrång, blir den vikta regionen (inte längre en geosynklin!) stel och reagerar på den pågående upphöjningen med sprickor. Havet lämnar detta område. Som ett resultat av förstörelsen av den centrala höjningen, som vid den tiden var ett bergigt land, ansamlas kontinentala grova klastiska skikt och bildas övre melass bildning. Klyvningen av den välvda delen av höjningen åtföljs av markvulkanism; vanligen äro dessa lavor af sur sammansättning, som tillsammans med

subvulkaniska formationer ger porfyr bildning. Alkaliska sprickor och små sura intrång är förknippade med det. Således, som ett resultat av utvecklingen av geosynklinen, ökar tjockleken på den kontinentala skorpan.

I slutet av den andra etappen förstörs det vikta bergsområdet som uppstod på platsen för geosynklinen, territoriet planar gradvis ut och blir en plattform. Geosynklinen förvandlas från ett område med sedimentackumulering till ett område av förstörelse, från ett mobilt territorium till ett stillasittande, stelt, utjämnat territorium. Därför är rörelseomfånget på plattformen litet. Vanligtvis täcker havet, även grunt, stora områden här. Detta territorium upplever inte längre så stark sättning som tidigare, därför är tjockleken på sedimenten mycket mindre (i genomsnitt 2-3 km). Sänkningen avbryts upprepade gånger, så frekventa avbrott i sedimentationen observeras; då kan vittringsskorpor bildas. Det finns inga energiska höjningar åtföljda av vikning. Därför omvandlas inte de nybildade tunna, vanligtvis grundvattensedimenten på plattformen, utan ligger horisontellt eller svagt lutande. Magmatiska bergarter är sällsynta och representeras vanligtvis av markutgjutningar av basaltiska lavor.

Utöver den geosynklinala modellen finns en modell av litosfärisk plattektonik.

Modell av plattektonik

Platttektonik(Structural Geology and Plate Tectonics, 1991) är en modell som skapades för att förklara det observerade mönstret för distribution av deformationer och seismicitet i jordens yttre skal. Den är baserad på omfattande geofysiska data som förvärvades på 1950- och 1960-talen. De teoretiska grunderna för plattektoniken bygger på två premisser.

    Det yttersta lagret av jorden, kallas litosfären, ligger direkt på ett lager som kallas actenosfären, som är mindre hållbart än litosfären.

    Litosfären är uppdelad i ett antal stela segment, eller plattor (fig. 6.6), som ständigt rör sig i förhållande till varandra och vars yta också ständigt förändras. De flesta tektoniska processer med intensivt energiutbyte verkar vid gränserna mellan plattor.

Även om litosfärens tjocklek inte kan mätas med stor precision är forskarna överens om att den inom plattor varierar från 70-80 km under haven till maximalt över 200 km under vissa delar av kontinenterna, med ett genomsnitt på cirka 100 km. Astenosfären som ligger bakom litosfären sträcker sig ner till ett djup av cirka 700 km (det maximala djupet för fördelningen av källor till djupfokuserade jordbävningar). Dess styrka ökar med djupet, och vissa seismologer tror att dess nedre gräns är

Ris. 6.6. Jordens litosfäriska plattor och deras aktiva gränser. Dubbla linjer indikerar divergerande gränser (spridningsaxlar); linjer med tänder - konvergenta korn P.PIT

enkla linjer - transformeringsfel (glidfel); områden av kontinentalskorpan som är föremål för aktiv förkastning är spräckliga (Structural geology and plate tectonics, 1991)

Tsa ligger på ett djup av 400 km och sammanfaller med en liten förändring i fysiska parametrar.

Gränser mellan plattorär indelade i tre typer:

    avvikande;

    konvergerande;

    transformera (med förskjutningar längs slag).

Vid divergerande plattgränser, representerade främst av sprickor, sker nybildning av litosfären, vilket leder till att havsbotten sprids (spridning). Vid konvergerande plattgränser är litosfären nedsänkt i astenosfären, d.v.s. den absorberas. Vid transformationsgränser glider två litosfäriska plattor i förhållande till varandra, och litosfärmaterial varken skapas eller förstörs på dem .

Alla litosfäriska plattor rör sig kontinuerligt i förhållande till varandra. Det antas att den totala ytan av alla plattor förblir konstant under en betydande tidsperiod. På tillräckligt avstånd från plattornas kanter är horisontella deformationer inuti dem obetydliga, vilket gör att plattorna kan betraktas som stela. Eftersom förskjutningar längs transformationsförkastningar sker längs deras anslag, bör plattrörelsen vara parallell med moderna transformationsförkastningar. Eftersom allt detta händer på ytan av en sfär, i enlighet med Eulers sats, beskriver varje sektion av plattan en bana som motsvarar rotation på jordens sfäriska yta. För den relativa rörelsen för varje par av plattor vid varje given tidpunkt kan en axel eller rotationspol bestämmas. När du rör dig bort från denna stolpe (upp till hörnet

avstånd på 90°), ökar spridningshastigheterna naturligt, men vinkelhastigheten för ett givet par plattor i förhållande till deras rotationspol är konstant. Låt oss också notera att geometriskt sett är rotationspolerna unika för alla plattor och inte på något sätt kopplade till jordens rotationspol som planet.

Plattektonik är en effektiv modell av jordskorpprocesser eftersom den passar bra med kända observationsdata, ger eleganta förklaringar till tidigare orelaterade fenomen och öppnar upp möjligheter till förutsägelse.

Wilson cykel(Strukturell geologi och platttektonik, 1991). 1966 publicerade professor Wilson vid University of Toronto en artikel där han hävdade att kontinentaldrift inträffade inte bara efter den tidiga mesozoiska upplösningen av Pangea, utan också under tiden före Pangea. Cykeln för öppning och stängning av hav i förhållande till angränsande kontinentala marginaler kallas nu Wilson cykel.

I fig. Figur 6.7 ger en schematisk förklaring av grundkonceptet för Wilsoncykeln inom ramen för idéer om utvecklingen av litosfäriska plattor.

Ris. 6.7, men representerar början av Wilson-cykeln– det inledande skedet av kontinental uppdelning och bildandet av den accretionära plattans marginal. Känd för att vara tuff

Ris. 6.7. Schema för Wilson-cykeln för havsutveckling inom ramen för utvecklingen av litosfäriska plattor (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991)

litosfären täcker en svagare, delvis smält zon av astenosfären - det så kallade låghastighetsskiktet (Figur 6.7, b) . När kontinenterna fortsätter att separeras utvecklas en sprickdal (fig. 6.7, 6) och ett litet hav (fig. 6.7, c). Dessa är stadierna av tidig öppning av havet i Wilson-cykeln.. African Rift och Röda havet är lämpliga exempel. Med fortsättningen av driften av separerade kontinenter, åtföljd av den symmetriska ansamlingen av ny litosfär på plattornas marginaler, ackumuleras hyllsediment vid gränsen mellan kontinenten och havet på grund av erosion av kontinenten. Fullformat hav(Fig. 6.7, d) med en medianrygg vid plattgränsen och en utvecklad kontinentalsockel kallas ocean av den atlantiska typen.

Från observationer av oceaniska skyttegravar, deras förhållande till seismicitet och rekonstruktion från mönster av oceaniska magnetiska anomalier runt skyttegravarna, är det känt att den oceaniska litosfären sönderdelas och subduceras in i mesosfären. I fig. 6,7, d visad hav med spis, som har enkla marginaler för litosfärtillväxt och absorption, – detta är det inledande skedet av havsstängning V Wilson cykel. Nedbrytningen av litosfären i närheten av den kontinentala marginalen leder till omvandlingen av den senare till en orogen av Andinsk typ som ett resultat av tektoniska och vulkaniska processer som inträffar vid den absorberande plattgränsen. Om denna styckning sker på ett avsevärt avstånd från den kontinentala marginalen mot havet, bildas en öbåge som de japanska öarna. Oceanisk absorptionlitosfären leder till en förändring i plattornas geometri och i slutändan

slutar på fullständigt försvinnande av accretionary plate marginalen(Fig. 6.7, f). Under denna tid kan den motsatta kontinentalsockeln fortsätta att expandera och bli ett halvhav av atlantisk typ. När havet krymper dras den motsatta kontinentala marginalen så småningom in i plattabsorptionsläget och deltar i utvecklingen Accretionary orogen av Andinsk typ. Detta är det tidiga skedet av kollisionen mellan två kontinenter (kollisioner) . I nästa steg, på grund av flytkraften i den kontinentala litosfären, stannar absorptionen av plattan. Den litosfäriska plattan bryter av nedanför, under en växande orogen av Himalaya-typ, och avancerar sista orogena skedetWilson cykelmed ett moget bergsbälte, som representerar sömmen mellan de nyligen förenade kontinenterna. Antipod Accretionary orogen av Andinsk typär Kollisionsorogen av Himalaya-typ.

Litosfären. Jordskorpan. 4,5 miljarder år sedan var jorden en boll som bara bestod av gaser. Efter hand sjönk tungmetaller som järn och nickel till centrum och blev tätare. Lätta stenar och mineraler flöt upp till ytan, kyldes och stelnade.

Jordens inre struktur.

Det är vanligt att dela upp jordens kropp i tre huvuddelar - litosfären(jordskorpan) mantel Och kärna.

Kärnan är jordens centrum , vars genomsnittliga radie är cirka 3500 km (16,2 % av jordens volym). Det tros bestå av järn med en blandning av kisel och nickel. Den yttre delen av kärnan är i smält tillstånd (5000 ° C), den inre delen är tydligen fast (underkärna). Materiens rörelse i kärnan skapar ett magnetfält på jorden som skyddar planeten från kosmisk strålning.

Kärnan byts ut mantel , som sträcker sig nästan 3000 km (83 % av jordens volym). Det tros vara hårt, men samtidigt plastigt och varmt. Manteln består av tre lager: Golitsynskikt, Gutenbergskikt och substrat. Den övre delen av manteln, kallad magma , innehåller ett lager med reducerad viskositet, densitet och hårdhet - astenosfären, på vilken delar av jordens yta är balanserade. Gränsen mellan manteln och kärnan kallas Guttenbergskiktet.

Litosfären

Litosfären - det övre skalet på den "fasta" jorden, inklusive jordskorpan och den övre delen av jordens underliggande övre mantel.

jordskorpan – det övre skalet på den "fasta" jorden. Tjockleken på jordskorpan sträcker sig från 5 km (under haven) till 75 km (under kontinenterna). Jordskorpan är heterogen. Det skiljer 3 lager – sedimentär, granit, basalt. Granit- och basaltskikten heter så eftersom de innehåller bergarter som i fysiska egenskaper liknar granit och basalt.

Förening jordskorpan: syre (49%), kisel (26%), aluminium (7%), järn (5%), kalcium (4%); de vanligaste mineralerna är fältspat och kvarts. Gränsen mellan jordskorpan och manteln kallas Moho yta .

Skilja på kontinental Och oceanisk jordskorpan. Oceanic skiljer sig från kontinentala (fastlandet) frånvaro av granitskikt och betydligt mindre kraftfull (från 5 till 10 km). Tjocklek kontinental skorpan på slätten är 35-45 km, i bergen 70-80 km. Vid gränsen till kontinenter och hav, i områden med öar, är tjockleken på jordskorpan 15-30 km, granitskiktet klämmer ut.

Placeringen av skikt i den kontinentala skorpan indikerar olika tidpunkter för dess bildande . Basaltlagret är det äldsta, yngre än granitlagret, och det yngsta är det övre, sedimentära lagret, som fortfarande utvecklas idag. Varje lager av skorpa bildades under en lång geologisk tid.

Litosfäriska plattor

Jordskorpan är i konstant rörelse. Den första hypotesen om kontinentaldrift(d.v.s. horisontell rörelse av jordskorpan) som lades fram i början av 1900-talet A. Wegener. Skapad på grundval av den plåtteori . Enligt denna teori är litosfären inte en monolit, utan består av sju stora och flera mindre plattor som "svävar" på astenosfären. Gränsområdena mellan litosfäriska plattor kallas seismiska bälten - det här är de mest "rastlösa" områdena på planeten.

Jordskorpan är uppdelad i stabila och rörliga områden.

Stabila områden av jordskorpan - plattformar- bildas på platsen för geosynkliner som har förlorat rörlighet. Plattformen består av en kristallin källare och sedimentär täckning. Beroende på stiftelsens ålder särskiljs gamla (prekambriska) och unga (paleozoiska, mesozoiska) plattformar. Vid basen av alla kontinenter ligger gamla plattformar.

Mobila, mycket dissekerade områden av jordens yta kallas geosynkliner ( vikta områden ). I deras utveckling finns det två steg : i det första skedet upplever jordskorpan sättningar, sedimentära bergarter ackumuleras och metamorfoseras. Då börjar jordskorpan stiga, och stenarna krossas till veck. Det fanns flera epoker av intensiv bergsbyggande på jorden: Baikal, Caledonian, Hercynian, Mesozoic, Cenozoic. I enlighet med detta särskiljs olika vikområden.

Ett karakteristiskt drag i jordens utveckling är differentieringen av materia, vars uttryck är skalstrukturen på vår planet. Litosfären, hydrosfären, atmosfären, biosfären bildar jordens huvudskal och skiljer sig åt i kemisk sammansättning, tjocklek och materia tillstånd.

Jordens inre struktur

Jordens kemiska sammansättning(Fig. 1) liknar sammansättningen av andra jordiska planeter, som Venus eller Mars.

I allmänhet dominerar element som järn, syre, kisel, magnesium och nickel. Halten av lätta element är låg. Medeldensiteten för jordens substans är 5,5 g/cm 3 .

Det finns väldigt lite tillförlitlig information om jordens interna struktur. Låt oss titta på fig. 2. Den skildrar jordens inre struktur. Jorden består av skorpan, manteln och kärnan.

Ris. 1. Jordens kemiska sammansättning

Ris. 2. Jordens inre struktur

Kärna

Kärna(Fig. 3) ligger i jordens centrum, dess radie är cirka 3,5 tusen km. Kärnans temperatur når 10 000 K, det vill säga den är högre än temperaturen i solens yttre skikt, och dess densitet är 13 g/cm 3 (jämför: vatten - 1 g/cm 3). Kärnan tros vara sammansatt av järn och nickellegeringar.

Jordens yttre kärna har en större tjocklek än den inre kärnan (radie 2200 km) och är i flytande (smält) tillstånd. Den inre kärnan är utsatt för ett enormt tryck. Ämnen som utgör den är i fast tillstånd.

Mantel

Mantel- Jordens geosfär, som omger kärnan och utgör 83 % av vår planets volym (se fig. 3). Dess nedre gräns ligger på ett djup av 2900 km. Manteln är uppdelad i en mindre tät och plastisk övre del (800-900 km), från vilken den bildas magma(översatt från grekiska betyder "tjock salva"; detta är den smälta substansen i jordens inre - en blandning av kemiska föreningar och element, inklusive gaser, i ett speciellt halvflytande tillstånd); och den kristallina nedre, ca 2000 km tjock.

Ris. 3. Jordens struktur: kärna, mantel och skorpa

jordskorpan

Jordskorpan - litosfärens yttre skal (se fig. 3). Dess densitet är ungefär två gånger mindre än jordens genomsnittliga densitet - 3 g/cm 3 .

Skiljer jordskorpan från manteln Mohorovicic gräns(ofta kallad Moho-gränsen), kännetecknad av en kraftig ökning av seismiska våghastigheter. Den installerades 1909 av en kroatisk vetenskapsman Andrei Mohorovicic (1857- 1936).

Eftersom de processer som sker i den översta delen av manteln påverkar materiens rörelser i jordskorpan, kombineras de under det allmänna namnet litosfären(stenskal). Litosfärens tjocklek varierar från 50 till 200 km.

Nedanför ligger litosfären astenosfären- mindre hårt och mindre trögflytande, men mer plastskal med en temperatur på 1200 ° C. Den kan passera Moho-gränsen och tränga in i jordskorpan. Astenosfären är källan till vulkanismen. Den innehåller fickor av smält magma, som tränger in i jordskorpan eller rinner ut på jordytan.

Jordskorpans sammansättning och struktur

Jämfört med manteln och kärnan är jordskorpan ett mycket tunt, hårt och sprött lager. Den består av ett lättare ämne, som för närvarande innehåller cirka 90 naturliga kemiska grundämnen. Dessa element är inte lika representerade i jordskorpan. Sju grundämnen - syre, aluminium, järn, kalcium, natrium, kalium och magnesium - står för 98 % av jordskorpans massa (se fig. 5).

Speciella kombinationer av kemiska element bildar olika stenar och mineraler. De äldsta av dem är minst 4,5 miljarder år gamla.

Ris. 4. Jordskorpans struktur

Ris. 5. Jordskorpans sammansättning

Mineralär en relativt homogen naturlig kropp till sin sammansättning och egenskaper, bildad både i djupet och på ytan av litosfären. Exempel på mineral är diamant, kvarts, gips, talk etc. (Du hittar egenskaper för olika minerals fysikaliska egenskaper i bilaga 2.) Sammansättningen av jordens mineraler visas i fig. 6.

Ris. 6. Jordens allmänna mineralsammansättning

Stenar består av mineraler. De kan vara sammansatta av ett eller flera mineraler.

Sedimentära stenar - lera, kalksten, krita, sandsten etc. - bildades genom utfällning av ämnen i vattenmiljön och på land. De ligger i lager. Geologer kallar dem sidor av jordens historia, eftersom de kan lära sig om de naturliga förhållandena som fanns på vår planet i antiken.

Bland sedimentära bergarter urskiljs organogena och oorganiska (klastiska och kemogena).

Organogent Stenar bildas som ett resultat av ansamling av djur- och växtrester.

Klassiska stenar bildas som ett resultat av vittring, förstörelse av vatten, is eller vind av förstörelseprodukter av tidigare bildade stenar (tabell 1).

Tabell 1. Klastiska bergarter beroende på fragmentens storlek

Rasens namn

Storlek på bummer con (partiklar)

Mer än 50 cm

5 mm - 1 cm

1 mm - 5 mm

Sand och sandstenar

0,005 mm - 1 mm

Mindre än 0,005 mm

Kemogent Stenar bildas som ett resultat av utfällning av ämnen lösta i dem från vattnet i hav och sjöar.

I jordskorpans tjocklek bildas magma magmatiska bergarter(Fig. 7), till exempel granit och basalt.

Sedimentära och magmatiska bergarter, när de sänks ned till stora djup under påverkan av tryck och höga temperaturer, genomgår betydande förändringar och förvandlas till metamorfiska stenar. Till exempel förvandlas kalksten till marmor, kvartssandsten till kvartsit.

Jordskorpans struktur är uppdelad i tre lager: sediment, granit och basalt.

Sedimentärt lager(se fig. 8) bildas huvudsakligen av sedimentära bergarter. Här dominerar leror och skiffer, och sandiga, karbonat- och vulkaniska bergarter är brett representerade. I sedimentskiktet finns avlagringar av sådana mineral, som kol, gas, olja. Alla är av organiskt ursprung. Till exempel är kol en produkt av omvandlingen av växter från antiken. Tjockleken på det sedimentära lagret varierar stort - från fullständig frånvaro i vissa landområden till 20-25 km i djupa sänkor.

Ris. 7. Klassificering av bergarter efter ursprung

"Granit" lager består av metamorfa och magmatiska bergarter, som i sina egenskaper liknar granit. De vanligaste här är gnejser, graniter, kristallina skiffer etc. Granitskiktet finns inte överallt, men på kontinenter där det är väl uttryckt kan dess maximala tjocklek nå flera tiotals kilometer.

"Basalt" lager bildas av stenar nära basalter. Dessa är metamorfoserade magmatiska bergarter, tätare än bergarterna i "granitlagret".

Jordskorpans tjocklek och vertikala struktur är olika. Det finns flera typer av jordskorpan (fig. 8). Enligt den enklaste klassificeringen skiljer man mellan oceanisk och kontinental skorpa.

Kontinental och oceanisk skorpa varierar i tjocklek. Således observeras den maximala tjockleken på jordskorpan under bergssystem. Det är cirka 70 km. Under slätterna är tjockleken på jordskorpan 30-40 km, och under haven är den tunnast - bara 5-10 km.

Ris. 8. Typer av jordskorpan: 1 - vatten; 2- sedimentärt skikt; 3—mellanskikt av sedimentära bergarter och basalter; 4 - basalter och kristallina ultrabasiska bergarter; 5 - granit-metamorft lager; 6 - granulit-mafisk lager; 7 - normal mantel; 8 - dekomprimerad mantel

Skillnaden mellan den kontinentala och oceaniska skorpan i sammansättningen av bergarter manifesteras i det faktum att det inte finns något granitlager i den oceaniska skorpan. Och basaltskiktet i oceanskorpan är mycket unikt. När det gäller stensammansättningen skiljer den sig från ett liknande lager av kontinental skorpa.

Gränsen mellan land och hav (nollmärke) registrerar inte övergången av den kontinentala skorpan till den oceaniska. Ersättandet av kontinental skorpa med oceanisk skorpa sker i havet på ett djup av cirka 2450 m.

Ris. 9. Strukturen hos den kontinentala och oceaniska skorpan

Det finns också övergångstyper av jordskorpan - suboceanisk och subkontinental.

Suboceanisk skorpa ligger längs kontinentala sluttningar och foten, kan hittas i marginella och Medelhavet. Den representerar kontinental skorpa med en tjocklek på upp till 15-20 km.

Subkontinental skorpa belägen till exempel på vulkaniska öbågar.

Baserat på material seismiskt ljud - passagehastigheten för seismiska vågor - vi får data om den djupa strukturen av jordskorpan. Kola superdjupa brunn, som för första gången gjorde det möjligt att se stenprover från ett djup på mer än 12 km, förde alltså med sig mycket oväntat. Det antogs att på ett djup av 7 km skulle ett "basalt" lager börja. I verkligheten upptäcktes den inte, och gnejser dominerade bland klipporna.

Förändring i temperatur på jordskorpan med djupet. Jordskorpans ytskikt har en temperatur som bestäms av solvärme. Detta heliometriskt lager(från den grekiska helio - Sun), upplever säsongsbetonade temperaturfluktuationer. Dess genomsnittliga tjocklek är cirka 30 m.

Nedan finns ett ännu tunnare skikt, vars karaktäristiska särdrag är en konstant temperatur som motsvarar observationsplatsens medeltemperatur per år. Djupet på detta lager ökar i kontinentala klimat.

Ännu djupare i jordskorpan finns ett geotermiskt lager, vars temperatur bestäms av jordens inre värme och ökar med djupet.

Temperaturökningen sker främst på grund av sönderfallet av radioaktiva grundämnen som utgör bergarter, främst radium och uran.

Mängden temperaturökning i bergarter med djup kallas geotermisk gradient. Den varierar inom ett ganska brett intervall - från 0,1 till 0,01 °C/m - och beror på bergarternas sammansättning, förhållandena för deras förekomst och en rad andra faktorer. Under haven ökar temperaturen snabbare med djupet än på kontinenter. I genomsnitt blir det 3 °C varmare för varje 100:e meters djup.

Det reciproka av den geotermiska gradienten kallas geotermiskt skede. Det mäts i m/°C.

Värmen från jordskorpan är en viktig energikälla.

Den del av jordskorpan som sträcker sig till djup som är tillgängliga för geologiska studieformer jordens tarmar. Jordens inre kräver särskilt skydd och klok användning.

Består av många lager staplade ovanpå varandra. Det vi däremot vet bäst är jordskorpan och litosfären. Detta är inte förvånande - trots allt lever vi inte bara på dem, utan hämtar också från djupet de flesta av de naturresurser som finns tillgängliga för oss. Men jordens övre skal bevarar fortfarande miljontals år av vår planets och hela solsystemets historia.

Dessa två begrepp förekommer så ofta i press och litteratur att de kommit in i den moderna människans vardagliga vokabulär. Båda orden används för att referera till jordens yta eller en annan planet - det finns dock en skillnad mellan begreppen, baserat på två grundläggande tillvägagångssätt: kemiska och mekaniska.

Kemisk aspekt - jordskorpan

Om man delar upp jorden i lager baserat på skillnader i kemisk sammansättning, blir det översta lagret av planeten jordskorpan. Detta är ett relativt tunt skal, som slutar på ett djup av 5 till 130 kilometer under havsytan - den oceaniska skorpan är tunnare och den kontinentala skorpan, i bergsområden, är tjockast. Även om 75 % av jordskorpans massa endast består av kisel och syre (inte rent, bundet i olika ämnen), har den den största kemiska mångfalden av jordens alla lager.

Rikdomen av mineraler spelar också en roll - olika ämnen och blandningar skapade under miljarder år av planetens historia. Jordskorpan innehåller inte bara "inhemska" mineraler som skapades av geologiska processer, utan också ett massivt organiskt arv, såsom olja och kol, såväl som främmande inneslutningar.

Fysisk aspekt - litosfär

Baserat på jordens fysiska egenskaper, såsom hårdhet eller elasticitet, kommer vi att få en något annorlunda bild - planetens inre kommer att omslutas av litosfären (från den grekiska lithos, "stenig, hård" och "sphaira" sfären ). Den är mycket tjockare än jordskorpan: litosfären sträcker sig upp till 280 kilometer djup och täcker till och med den övre fasta delen av manteln!

Egenskaperna hos detta skal motsvarar helt namnet - det är det enda solida lagret på jorden, förutom den inre kärnan. Styrkan är dock relativ - jordens litosfär är en av de mest rörliga i solsystemet, vilket är anledningen till att planeten har ändrat utseende mer än en gång. Men betydande kompression, krökning och andra elastiska förändringar kräver tusentals år, om inte mer.

  • Ett intressant faktum är att planeten kanske inte har en ytskorpa. Så, ytan är dess härdade mantel; Planeten närmast solen förlorade sin skorpa för länge sedan till följd av många kollisioner.

För att sammanfatta, är jordskorpan den övre, kemiskt olika delen av litosfären, jordens hårda skal. Till en början hade de nästan samma sammansättning. Men när endast den underliggande astenosfären och höga temperaturer påverkade djupen, deltog hydrosfären, atmosfären, meteoritresterna och levande organismer aktivt i bildandet av mineraler på ytan.

Litosfäriska plattor

En annan egenskap som skiljer jorden från andra planeter är mångfalden av olika typer av landskap på den. Vatten spelade förstås också en otroligt viktig roll, som vi kommer att prata om lite senare. Men även de grundläggande formerna för planetlandskapet på vår planet skiljer sig från samma måne. Havet och bergen i vår satellit är gropar från bombardement av meteoriter. Och på jorden bildades de som ett resultat av hundratals och tusentals miljoner år av rörelse av litosfäriska plattor.

Du har säkert redan hört talas om plattor - det här är enorma stabila fragment av litosfären som driver längs den flytande astenosfären, som bruten is på en flod. Det finns dock två huvudsakliga skillnader mellan litosfären och isen:

  • Mellanrummen mellan plattorna är små och stängs snabbt på grund av att det smälta ämnet bryter ut från dem, och själva plattorna förstörs inte av kollisioner.
  • Till skillnad från vatten finns det inget konstant flöde i manteln, vilket skulle kunna sätta en konstant riktning för kontinenternas rörelse.

Således är drivkraften bakom driften av litosfäriska plattor konvektionen av astenosfären, huvuddelen av manteln - varmare flöden från jordens kärna stiger till ytan när kalla faller tillbaka ner. Med tanke på att kontinenterna skiljer sig åt i storlek, och topografin på deras nedre sida speglar oregelbundenheterna på översidan, rör de sig också ojämnt och inkonsekvent.

Huvudplattor

Under miljarder år av rörelse av litosfäriska plattor slogs de flera gånger samman till superkontinenter, varefter de separerade igen. Inom en snar framtid, om 200–300 miljoner år, förväntas också bildandet av en superkontinent vid namn Pangea Ultima. Vi rekommenderar att du tittar på videon i slutet av artikeln - den visar tydligt hur litosfäriska plattor har migrerat under de senaste flera hundra miljoner åren. Dessutom bestäms styrkan och aktiviteten av kontinental rörelse av jordens inre uppvärmning - ju högre den är, desto mer expanderar planeten, och desto snabbare och friare rör sig litosfäriska plattor. Men sedan början av jordens historia har dess temperatur och radie gradvis minskat.

  • Ett intressant faktum är att plattdrift och geologisk aktivitet inte nödvändigtvis behöver drivas av planetens inre självuppvärmning. Till exempel har Jupiters satellit många aktiva vulkaner. Men energin för detta tillhandahålls inte av satellitens kärna, utan av gravitationsfriktion c, på grund av vilken Ios inre värms upp.

Gränserna för litosfäriska plattor är mycket godtyckliga - vissa delar av litosfären sjunker under andra, och vissa, som Stillahavsplattan, är helt dolda under vatten. Geologer räknar idag 8 huvudplattor som täcker 90 procent av hela jordens yta:

  • australiensiska
  • Antarktis
  • afrikanska
  • eurasier
  • Hindustan
  • Stilla havet
  • nordamerikansk
  • sydamerikan

En sådan uppdelning dök upp nyligen - till exempel bestod den eurasiska plattan, för 350 miljoner år sedan, av separata delar, under sammanslagningen av vilka Uralbergen, en av de äldsta på jorden, bildades. Forskare fortsätter än i dag att studera förkastningar och havsbotten, upptäcka nya plattor och klargöra gränserna för gamla.

Geologisk aktivitet

Litosfäriska plattor rör sig mycket långsamt - de kryper över varandra med en hastighet av 1–6 cm/år, och rör sig bort med maximalt 10–18 cm/år. Men det är interaktionen mellan kontinenterna som skapar jordens geologiska aktivitet, märkbar på ytan - vulkanutbrott, jordbävningar och bildandet av berg sker alltid i kontaktzonerna av litosfäriska plattor.

Det finns dock undantag - så kallade hot spots, som även kan finnas djupt i litosfäriska plattor. I dem bryter smälta flöden av astenosfärsmaterial uppåt och smälter litosfären, vilket leder till ökad vulkanisk aktivitet och regelbundna jordbävningar. Oftast händer detta nära de platser där en litosfärisk platta kryper på en annan - den nedre, nedtryckta delen av plattan sjunker in i jordens mantel och ökar därmed trycket av magma på den övre plattan. Men nu är forskare benägna att tro att de "dränkta" delarna av litosfären smälter, vilket ökar trycket i mantelns djup och därigenom skapar uppåtgående flöden. Detta kan förklara det onormala avståndet mellan vissa hot spots från tektoniska fel.

  • Ett intressant faktum är att sköldvulkaner, som kännetecknas av sin platta form, ofta bildas i hot spots. De får utbrott många gånger och växer på grund av strömmande lava. Detta är också ett typiskt utomjordiskt vulkanformat. Den mest kända av dem är på Mars, den högsta punkten på planeten - dess höjd når 27 kilometer!

Oceanisk och kontinental jordskorpa

Plattinteraktioner resulterar också i bildandet av två olika typer av skorpa - oceanisk och kontinental. Eftersom haven, som regel, är korsningarna mellan olika litosfäriska plattor, förändras deras skorpa ständigt - bryts eller absorberas av andra plattor. På platsen för förkastningen sker direktkontakt med manteln, varifrån het magma stiger. När det svalnar under inverkan av vatten, skapar det ett tunt lager av basalter, den huvudsakliga vulkaniska bergarten. Alltså förnyas havsskorpan helt var 100:e miljon år - de äldsta områdena, som ligger i Stilla havet, når en maximal ålder på 156–160 miljoner år.

Viktig! Oceanisk skorpa är inte hela jordskorpan som är under vatten, utan bara dess unga sektioner i korsningen av kontinenter. En del av den kontinentala skorpan är under vatten, i zonen med stabila litosfäriska plattor.

Ålder för oceanisk skorpa (röd motsvarar ung skorpa, blå till gammal skorpa).