Континентальна кора відрізняється від океанічної наявністю шару. Чим відрізняється материкова земна кора від океанічної

Свого часу я прочитав багато книг Уеллса, Дойла, Верна, і кожен з цих авторів має твір, що описує підводне життя. Як правило, там згадується особливості життя на океанському дні або проникнене крізь земну кору. Тому мені захотілося розібратися, чим суша відрізняється від дна морського.

Материкова кора відрізняється від океанічної

Звичайно, головною відмінністю між ними буде їхнє розташування: перша несе на собі всю сушу і континенти, а друга - моря, океани, та й взагалі всі водоймища. Але вони також різняться і за іншими параметрами:

• перша складається з гранулитів, друга – з базальту;
• материкова кора товща за океанічну;
• кора суші поступається океанічною за площею, але виграє за загальним обсягом;
• океанічна кора більш рухлива і здатна нашаровуватись на материкову.

Процес, описаний в останньому пункті, називається обдукцією і означає нашарування тектонічних пластин однієї на іншу.

Основні характеристики материкової кори

Таку кору ще називають континентальною, і вона складається з 3 шарів.

1. Верхній осадовий - складається з однойменних порід, різних за походженням, віком, розміщенням. Зазвичай його товщина сягає 25 км.
2. Середній гранітно-метафоричний - утворений із кислих порід, близьких за складом до граніту. Потужність шару варіюється від 15 до 30 км (найбільша його товщина зафіксована під найвищими горами).
3. Нижній базальтовий – утворений метаморфізованими породами. Товщина його сягає 10-30 км.

Примітно, що третій шар названий «базальтовим» умовно: сейсмічні хвилі проходять через нього з такою самою швидкістю, як би проходили через базальт.

Параметри океанічної кори

Деякі вчені виділяють лише 2 основних, але, на мою думку, краще взяти трирівневе трактування будови цієї кори.

1. Верхній шар представлений осадовими породами, що може досягати товщини в 15 км.
2. Середній шар складений подушечними лавами, його товщина не перевищує 20 км.
3. Третій шар складається з магматичних порід основного складу, потужність його – 4–7 км.

Останній шар ще називають «габро» через кристалічну будову породи.

Оболонка Землі включає земну кору та верхню частину мантії. Поверхня земної кори має великі нерівності, головні у тому числі - виступи материків та його зниження - великі океанічні западини. Існування та взаємне розташування материків та океанічних западин пов'язане з відмінностями у будові земної кори.

Материкова земна кора. Вона складається з кількох шарів. Верхній – шар осадових гірських порід. Потужність цього шару до 10-15 км. Під ним залягає гранітний шар. Гірські породи, що його складають, за своїми фізичними властивостями подібні до граніту. Товщина цього шару від 5 до 15 км. Під гранітним шаром розташовується базальтовий шар, що складається з базальту та гірських порід, фізичні властивості яких нагадують базальт. Товщина цього шару від 10 км. до 35 км. Таким чином, загальна товщина материкової земної кори сягає 30-70 км.

Океанічна земна кора. Вона відрізняється від материкової кори тим, що не має гранітного шару або дуже тонкий, тому товщина океанічної земної кори всього лише 6-15 км.

Для визначення хімічного складу земної кори доступні лише її верхні частини - до глибини трохи більше 15-20 км. 97,2% від усього складу земної кори посідає: кисень - 49,13%, алюміній - 7,45%, кальцій - 3,25%, кремній - 26%, залізо - 4,2%, калій - 2,35 %, магній – 2,35%, натрій – 2,24%.

На інші елементи таблиці Менделєєва припадає від десятих до сотих часток відсотка.

Більшість вчених вважають, що спочатку на планеті з'явилася кора океанічного типу. Під впливом процесів, що відбувалися всередині Землі, у земній корі утворилися складки, тобто гірські ділянки. Товщина кори зростала. Так утворилися виступи материків, тобто почала формуватись материкова земна кора.

Останніми роками у зв'язку з дослідженнями земної кори океанічного та материкового типу створено теорію будови земної кори, що ґрунтується на уявленні про літосферні плити. Теорія у своєму розвитку спиралася на гіпотезу дрейфу материків, створену на початку XX століття німецьким вченим А.Вегенером.

Види земної кори Вікіпедія
Пошук по сайту:

Океанські ущелини примітивні в композиції і насправді є верхнім диференційованим шаром пальта, в якому переважає тонкий шар пелагічних опадів. В океанічній корі зазвичай виділяються три шари, у тому числі перший (верхній) осад.

На дні осадового шару вони часто є тонкими і нестійкими металевими осадами з переважанням оксидів заліза.

Нижня частина осаду зазвичай складається з карбонатних відкладень на глибинах менше ніж 4-4,5 км. При більш глибокій рециркуляції карбонату він зазвичай не осідає через їх мікроскопічний склад оболонок одноланцюгових організмів (форамініфер і коколітофарид) при тисках вище 400-450 АТМ, негайно розчинених у морській воді. З цієї причини в морських басейнах на глибинах понад 4-4,5 км до верхньої частини осадового шару в основному складаються лише некальчасті опади - темно-червоні глини та силікатне тепло.

Поруч із острівною дугою та вулканічними островами часто зустрічаються сочевиця та переплетення вулканічних дамб та теригенного звалища поблизу дельти великих річок у частині осадових шарів. У відкритих океанах товщина шару осаду зростає від рифів центрального океану, де немає опадів з їхньої периферійних ділянках.

Середня товщина опадів низька і, за даними А. П. Лісіцина, вона близька до 0,5 км поблизу континентальних країв атлантичного типу і в районах великої ректальної дельти, що збільшується до 10-12 км. Це пов'язано з тим, що практично всі теригенні матеріали, що приземляються через плаваючі процеси седиментації, практично впроваджуються у прибережних районах океанів та континентальних схилах континентів.

Інший або базальтовий шар океанічної кори у верхній частині складається з базальтових лав толлейской композиції (рис.

5). Під водою лава буде незвичайною формою гофрованих труб та подушок, тому ці подушки – лави. Нижче розташовані долеїтові набереці, толеїти того ж складу, перші є каналами подачі, для яких базальтова магма в тектонічних районах заповнюється на поверхні морського дна.

Базальтовий шар океанічної кори оголюється у багатьох районах дна океану, що межують з гербом у середині океану рифів і перетворюючи дефекти ножем. Цей шар був детально розглянутий як звичайні методи дослідження дна океану (гірничодобувна промисловість, буріння проб зйомки) або за допомогою підводного пілотованого транспортного засобу, щоб геологи враховувати геологічну будову об'єктів і виконувати цілеспрямований відбір кам'яних зразків.

Крім того, за останні двадцять років поверхня базальтового шару та його верхніх шарів була відкрита поруч глибоководних свердловин, один з яких також пройшов через шар м'яких левів і увійшов до часточкових комплексів дайкового комплексу. Загальна товщина базальтового або іншого шару океанічної кори становить 1,5, іноді 2 км, згідно з сейсмічними даними.

Малюнок 5.Структура рифтового пояса океанічної кори:
1 - рівень океану; 2 - опади; 3 - м'яка базальтова лава (шар 2а); 4 - комплексний комплекс, долерит (шар 2b); 5 - габро; 6 - шаруватий комплекс; 7 - серпентиніти; 8 - ліросоліти літосферних плит; 9 - астеносфера; 10 - ізотерма 500 ° C (початок серпентинізації).

Часті знахідки в рамках основних помилок трансформації участі габротолею показують, що до складу океанічної кори входять ці щільні та грубі породи.

Структура офіолітового листя в смугах землі, як відомо, фрагментує древню океанічну кору, знесену у цих районах край колишніх континентів. Тому можна зробити висновок, що насипний комплекс у сучасній океанічній корі (як і у верхньому офіоліті) нижчий від основного шару властивостей габро, що становить верхню частину океанічної кори третього шару (3а шарів). На певній відстані від хребта в середині морських рифів, згідно з сейсмічними даними, лежали сліди та нижня частина кори.

Багато знахідок у великих конвертованих серпентинітових дефектах, відповідальних за склад гідратованого перидотиту та серпентинітів, аналогічні структурі офіолітових комплексів, свідчать про те, що нижня частина океанічної кори складається з серпентиніту.

Згідно з сейсмічними даними, товщина габро-серпентинітового (третього) шару океанічної кори досягає 4,5-5 км. Під хребтовими рифами в середині океану товщина океанічної кори зазвичай зменшується до 3-4 і навіть до 2-2,5 км. трохи нижче долини річки.

Повна товщина океанічної кори без осадового шару, що сягає 6,5-7 км. Знизу океанічна кора вкрита кристалічними породами верхнього шару, що утворюють підкорові ділянки літосферних плит. Під хребтом середнього океанського хребта океанічна кора лежить безпосередньо над центрами базальтових заручників відокремлених від матеріалу гарячого пальта (з астеносфери).

Площа океанічної кори становить приблизно 3,0610 х 18 см2 (306 000 000 км2), середня щільність океанічної кори (дощу) близька до 2,9 г/см3, отже, очищена маса океанічної кори може бути оцінена (5,8-6 ,2) , де h1024

Обсяг та маса осадового шару глибоководних басейнів Світового океану, за словами А. П. Лісіцина, становлять 133 млн. км3 і близько 0,1 × 1024 р.

Кількість опадів зосереджено на континентальному шельфі, а нахил трохи вищий - близько 190 мільйонів км3, приблизно (0,4-0,45) 1024 залежно від ваги (включаючи опади)

Характерний рельєф має дно океану, що поверхнею океанічної кори.

В абісальній западині дно океану знаходиться на глибині близько 66,5 км, тоді як герби середнього океанічного хребта, що іноді вирізує крутий виноград, лихоманка глибин глибин океану зменшувалася на 2-2,5 км.

У деяких місцях дно океану поширюється, наприклад, поверхню Землі. Ісландія та провінція Афар (Північна Ефіопія). До острівних дуг навколо західного краю Тихого океану, на північний схід від Індійського океану, в передній частині дуги Малих Антильських островів та Південні Сандвічеві острови в Атлантиці, і до початку активної континентальної околиці в Центральній та Південній Америці, океанічна кора згинається та її поверхня раковина на глибину 9 -10 км, щоб йти далі в ці структури і формуватися перед ними і дві довші вузькі канави.

Океанічна кора утворюється в тектонічних районах центральних океанічних рифів через поділ, що виникає під базальтом розплаву з гарячого шару (астеносферних шарів Землі) та просочування на поверхні морського дна.

Щорічно в цих областях піднімається з астеносфера, що виливається на морському дні, і кристалізується, принаймні 5.5-6 км3 базальтових розплавів, утворюючи весь другий шар океанічної кори (у тому числі об'єм габро шару, імплантованого в кору базальтових розплавів) зростає до 12 км. .

Ці чудові тектономагматичні процеси, що постійно розвиваються під хребтом хребта середнього океану, неконтрольовані на суші та супроводжуються підвищеною сейсмічності (рис. 6).

Малюнок 6.Земна сейсмічність; місцезнаходження землетрусу
Barazangi, Dorman, 1968

У рифтових районах, розташованих на рифах середнього океанського хребта, океанська підлога розширюється та поширюється.

Тому всі такі зони відзначені частими, але землетрусами з невеликим акцентом, з переважаючим ефектом переривання механізмів руху. Навпаки, під вигинами островів та активними краями континентів, тобто.

В областях субдукції панелей, як правило, сильніші землетруси породжуються переважанням механізмів стиснення та зсуву. За даними землетрусу, занурення океанічної кори та літосфери відбувається у верхньому шарі та мезосфері на глибину близько 600-700 км (рис. 7). Згідно з тією ж томографією, занурення океанічних літосферних пластин простежувалося на глибину близько 1400-1500 км і, якщо можливо, глибше до поверхні земного ядра.

Малюнок 7.Структура підводної ділянки плити на Курильських островах:
1 - астеносфера; 2 - літосфера; 3 - океанічні кірки; 4-5 - осадово-вулканогенні шари; 6 - океанічні опади; ізолінії показують сейсмічну активність в одиницях A10 (Федотів та ін, 1969); β є аспектом захворюваності Вадати-Беніфа; α – поле зору області пластичної деформації.

Для дна океану існують характерні та досить контрастні магнітні аномалії смуги, які зазвичай розташовані паралельно гребеню в середині океанського хребта (рис.

8). Походження цих аномалій пов'язане з можливістю намагнічування базальтів дна океану шляхом охолодження магнітним полем Землі, тим самим нагадуючи напрямок цього поля під час їх розвантаження на поверхню дна океану.

Зважаючи на те, що геомагнітне поле протягом тривалого часу неодноразово змінювало свою полярність, англійський вчений Ф. Вайн і Д. Метьюз у 1963 році вперше вдалося досі окремі нерівності, і припускає, що різні нахили в середині океану рифами про ці аномалії. симетричні з їх герби. В результаті, вони були в змозі відновити основні закони руху плит в деяких частинах океанічної кори в Північній Атлантиці і, щоб показати, що дно океану простягається приблизно симетрично з боків гребенів швидкості хребта в середині океану близько кількох сантиметрів на рік.

У майбутньому подібні дослідження проводилися у всіх районах Світового океану, і повсюдно цю картину було підтверджено. Крім того, детальне порівняння магнітних аномалій на дні океану з розвороту геохронології намагніченості материкових порід, вік яких був відомий з інших джерел, сприятиме поширенню Осипівки порушень протягом кайнозою, мезозою, а потім пізно.

Тому з'явився новий та надійний палеомагнітний метод визначення віку дна океану.

Малюнок 8.Карта аномалій магнітного поля у хребті Рейк'янес у Північній Атлантиці
(Heirtzler et al., 1966).

Позитивні аномалії відзначені чорним; AA - нульова аномалія зони рифту.

Використання цього методу призвело до підтвердження раніше висловлених ідей щодо молодості на морському дні: палеомагнітний отримує все без винятку те, що тільки океани та пізній кенозоїк (мал.

9). Пізніше цей висновок було повністю підтверджено глибоководним бурінням у багатьох точках дна океану. У цьому випадку молодий вік порожнини океанів (Атлантичний, Індійський та Арктичний) збігається з дном їхнього віку, епохи древнього Тихого океану, далеко за межами його дна. Дійсно, Тихоокеанський басейн, принаймні пізній протерозою (можливо, навіть раніше) і вік найстаріших районів дна океану становить менше 160 мільйонів років, тоді як більшість було створено лише у кенозої, тобто.

молодше 67 мільйонів років.

Малюнок 9.Карта дна океану в мільйони років
Ларсон, Пітман та ін., 1985

Механізм модернізації "велосипеда" дна океану при постійному зануренні секцій старої кори океану і накопичених опадів на ньому в пальто під острівними арками пояснює, чому протягом життя океанічних дамб Землі не встиг заповнити прірви.

Фактично, на нинішньому етапі заповнення морських басейнів, зруйнованих з наземних опадів 2210 х 16 г осаду, загальний обсяг цих свердловин становить приблизно 1,3710 х 24 см 3, він буде повністю бомбардований приблизно 1,2 ГА. Тепер ми можемо з упевненістю сказати, що континенти та океанічні басейни співіснують близько 3,8 мільярда років тому, і на той час не було значного відновлення їхніх депресій. Крім того, після операцій буріння у всіх океанах, ми тепер точно знаємо, що на дні океану немає опадів понад 160-190 мільйонів років.

Однак це можна спостерігати лише в одному випадку – у разі ефективного механізму видалення опадів в океані. Цей механізм тепер відомий як процес розтягування дощу, заснований на острівних луках і активних континентальних околицях в областях субдукції, де ці відкладення розплавляються і повторно приключаються у вигляді гранітоїдного вторгнення в континентальної кори, що з'являються в цих зонах.

Такий процес переповнення теригенних опадів та повторне прикріплення їхнього матеріалу до континентальної кори називають рециркуляцією опадів.

Океанська та материкова земна кора

Існує два основних типи земної кори: океанська та материкова. Виділяється також перехідний тип земної кори.

Океанська земна кора. Потужність океанської земної кори у сучасну геологічну епоху коливається від 5 до 10 км. Вона складається з наступних трьох шарів:

1) верхній тонкий шар морських опадів (потужність трохи більше 1 км);

2) середній базальтовий шар (потужність від 10 до 25 км);

3) нижній шар габро (потужність близько 5 км).

Материкова (континентальна) земна кора. Материкова земна кора має складнішу будову і більшу потужність, ніж океанська земна кора.

Її потужність загалом становить 35-45 км, а гірських країнах збільшується до 70 км. Вона складається також з трьох шарів, але істотно відрізняється від океанської:

1) нижній шар, складений базальтами (потужність близько 20 км);

2) середній шар займає основну товщу материкової кори та умовно називається гранітним. Він складний переважно гранітами і гнейсами. Під океани цей прошарок не поширюється;

3) верхній шар – осадовий.

Його потужність у середньому становить близько 3 км. У деяких районах потужність опадів досягає 10 км (наприклад, у Прикаспійській низовині). В окремих районах Землі осадовий шар відсутній взагалі, і на поверхню виходять гранітний шар.

Такі райони називають щитами (наприклад, Український щит, Балтійський щит).

На материках у результаті вивітрювання гірських порід утворюється геологічна формація, що отримала назву кори вивітрювання.

Гранітний шар від базальтового відокремлений поверхнею Конрада , де швидкість сейсмічних хвиль зростає від 6,4 до 7,6 км/сек.

Кордон між земною корою та мантією (як на материках, так і на океанах) проходить по поверхні Мохоровичіча (лінія Мохо). Швидкість сейсмічних хвиль на ній стрибкоподібно збільшується до 8 км/год.

Крім двох основних типів – океанського та материкового – є також ділянки змішаного (перехідного) типу.

На материкових мілинах або шельфах кора має потужність близько 25 км і загалом подібна до материкової кори.

Однак у ній може випадати шар базальту. У Східній Азії в області острівних дуг (Курильські острови, Алеутські острови, Японські острови та ін.) Земна кора перехідного типу. Нарешті, дуже складна і поки що мало вивчена земна кора серединних океанічних хребтів.

Тут немає кордону Мохо, і речовина мантії за розломами піднімається в кору і навіть її поверхню.

Поняття "земна кора" слід відрізняти від поняття "літосфера". Поняття «літосфера» є ширшим, ніж «земна кора».

У літосферу сучасна наука включає як земну кору, а й саму верхню мантію до астеносфери, тобто до глибини приблизно 100 км.

Поняття про ізостазію .

Вивчення розподілу сили тяжіння показало, що це частини земної кори – материки, гірські країни, рівнини – врівноважені верхньої мантії. Це врівноважене їхнє положення називається ізостазією (від латів. isoc - рівний, stasis - положення). Ізостатична рівновага досягається завдяки тому, що потужність земної кори обернено пропорційна її щільності.

Тяжка океанічна кора тонша за легшу материкову.

Ізостазія - по суті це навіть і не рівновага, а прагнення до рівноваги, що безперервно порушується і знову відновлюється. Так, наприклад, Балтійський щит після стаювання материкових льодів плейстоценового заледеніння піднімається приблизно на 1 метр за століття.

Площа Фінляндії постійно збільшується за рахунок морського дна. Територія Нідерландів, навпаки, знижується. Нульова лінія рівноваги проходить в даний час дещо південніше 600 пн.ш. Сучасний Санкт-Петербург перебуває приблизно 1,5 м вище, ніж Санкт-Петербург часів Петра Першого. Як свідчать дані сучасних наукових досліджень про, навіть тяжкість великих міст виявляється достатньою для ізостатичного коливання території під ними.

Отже, земна кора у зонах великих міст дуже рухлива. А загалом рельєф земної кори є дзеркальним відображенням поверхні Мохо, підошви земної кори: піднесеним ділянкам відповідають заглиблення в мантію, зниженим – вищий рівень її верхньої границі. Так, під Паміром глибина поверхні Мохо становить 65 км, а в Прикаспійській низовині – близько 30 км.

Термічні властивості земної кори .

Добові коливання температури грунтів поширюються на глибину 1,0 – 1,5 м, а річні в помірних широтах у країнах з континентальним кліматом до глибини 20-30 м. На тій глибині, де припиняється вплив річних коливань температури внаслідок нагрівання земної поверхні Сонцем шар постійної температури ґрунту.

Він називається ізотермічним шаром . Нижче ізотермічного шару в глиб Землі температура підвищується, і це викликається вже внутрішньою теплотою земних надр. У формуванні кліматів внутрішнє тепло не бере участі, але воно є енергетичною основою всіх тектонічних процесів.

Число градусів, на яке збільшується температура на кожні 100 м глибини називається геотермічним градієнтом . Відстань у метрах, при опусканні на яку температура зростає на 10С називається геотермічним щаблем .

Розмір геотермічної щаблі залежить від рельєфу, теплопровідності гірських порід, близькості вулканічних вогнищ, циркуляції підземних вод та інших. У середньому геотермічна щабель дорівнює 33 м.

У вулканічних областях геотермічний ступінь може дорівнювати всього близько 5 м, а в геологічно спокійних областях (наприклад, на платформах) він може досягати 100 м.

ТЕМА 5. МАТЕРИКИ ТА ОКЕАНИ

Материки та частини світла

Двом якісно різним типам земної кори – материковому та океанічному – відповідають два основні рівні планетарного рельєфу – поверхні материків та ложа океанів.

Структурно-тектонічний принцип виділення материків.

Принципово якісна відмінність материкової та океанічної кори, і навіть деякі істотні відмінності у будові верхньої мантії під материками і океанами зобов'язують виділяти континенти за видимому оточенню їх океанами, а, по структурно-тектонічному принципу.

Структурно-тектонічний принцип стверджує, що, по-перше, материк включає материкову мілину (шельф) і материковий схил; по-друге, в основі кожного материка знаходиться ядро ​​чи давня платформа; по-третє, кожна материкова брила ізостатично врівноважена у верхній мантії.

З погляду структурно-тектонічного принципу, материком називається ізостатично врівноважений масив континентальної земної кори, що має структурне ядро ​​у вигляді древньої платформи, до якого примикають молодші складчасті структури.

Усього Землі є шість материків: Євразія, Африка, Північна Америка, Південна Америка, Антарктида і Австралія.

У складі кожного материка лежить одна якась платформа і лише в основі Євразії їх шість: Східноєвропейська, Сибірська, Китайська, Таримська (Західний Китай, пустеля Такла-Макан), Аравійська та Індостанська. Аравійська та індостанська платформи є частиною стародавньої Гондвани, що приєдналася до Євразії. Отже, Євразія – гетерогенний аномальний материк.

Межі між материками цілком очевидні.

Кордон між Північною Америкою та Південною Америкою проходить Панамським каналом. Кордон між Євразією та Африкою проводиться Суецьким каналом. Берінгова протока відокремлює Євразію від Північної Америки.

Два ряди материків . У сучасній географії виділяється такі два ряди материків:

Екваторіальний ряд материків (Африка, Австралія та Південна Америка).

2. Північний ряд материків (Євразія та Північна Америка).

Поза цими рядами залишається Антарктида – найпівденніший і найхолодніший континент.

Сучасне розташування материків відбиває тривалу історію розвитку материкової літосфери.

Південні материки (Африка, Південна Америка, Австралія та Антарктида) є частиною («уламками») єдиного в палеозої мегаконтиненту Гондвани.

Північні материки на той час були об'єднані в інший мегаконтинент - Лавразію. Між Лавразією та Гондваною в палеозої та мезозої знаходилася система великих морських басейнів, що отримала назву океану Тетіс. Океан Тетіс простягався від Північної Африки, через південну Європу, Кавказ, Передню Азію, Гімалаї до Індокитаю та Індонезії.

У неогені (близько 20 млн років тому) на місці цієї геосинкліналі виник альпійський складчастий пояс.

Відповідно до своїх великих розмірів суперконтинет Гондвана. За законом ізостазії, мав потужну (до 50 км) земну кору, яка глибоко поринала в мантію. Під ними в астеносфері особливо інтенсивними є біль конвекційні струми, розм'якшена речовина мантії рухалася активно.

Це призвело спочатку до утворення здуття в середині континенту, а потім до розколу його на окремі брили, які під дією тих конвекційних струмів стали горизонтально переміщатися. Як доведено математично (Л.Ейлер), переміщення контуру лежить на поверхні сфери завжди супроводжується його поворотом. Отже, частини Гондвани як переміщалися, а й розгорталися в географічному просторі.

Перший розкол Гондвани стався на межі тріасу та юри (близько 190-195 млн.).

років тому); відокремилася Афро-Америка. Потім на межі юри і крейди (близько 135-140 млн років тому) Південна Америка відокремилася від Африки. На межі мезозою та кайнозою (близько 65-70 млн.).

років тому) Індостанська брила зіткнулася з Азією і Антарктида відійшла від Австралії. У справжню геологічну епоху літосфера, на думку неомобілістів, розбита на шість плит-блоків, які продовжують рухатися.

Розпадом Гондвани вдало пояснюється форма материків, їхня геологічна подібність, а також історія рослинного покриву і тваринного світу південних материків.

Історія розколу Лавразії так ретельно, як Гондвани, не вивчена.

Поняття про частини світла .

Крім геологічно обумовленого поділу суші на континенти, існує також розподіл земної поверхні, що склалися в процесі культурно-історичного розвитку людства, на окремі частини світу. Усього налічується шість частин світу: Європа, Азія, Африка, Америка, Австралія з Океанією, Антарктида. На одному материку Євразії розташовується дві частини світу (Європа та Азія), а два материки західної півкулі (Північна Америка та Південна Америка) утворюють одну частину світу – Америку.

Кордон між Європою та Азією дуже умовна і проводиться по водороздільній лінії Уральського хребта, річці Урал, північній частині Каспійського моря та Кума-Маничській западині.

По Уралу та Кавказу проходять лінії глибинних розломів, що відокремлюють Європу від Азії.

Площа материків та океанів. Площа суші обчислюється не більше сучасної берегової лінії. Площа поверхні земної кулі становить приблизно 510, 2 млн. км2. Близько 361,06 млн. км2 займає Світовий океан, що становить приблизно 70,8% загальної поверхні Землі. На сушу припадає приблизно 149,02 млн.

км2, що становить близько 29,2% поверхні нашої планети.

Площа сучасних материківхарактеризується такими величинами:

Євразія – 53, 45 км2, зокрема Азія – 43, 45 млн. км2, Європа – 10, 0 млн. км2;

Африка - 30, 30 млн. Км 2;

Північна Америка - 24, 25 млн. км2;

Південна Америка - 18, 28 млн. км2;

Антарктида - 13, 97 млн. км2;

Австралія - ​​7, 70 млн.

Австралія з Океанією - 8, 89 км2.

Сучасні океани мають площу:

Тихий океан - 179, 68 млн. Км 2;

Атлантичний океан - 93, 36 млн. Км 2;

Індійський океан - 74, 92 млн. Км 2;

Північний Льодовитий океан - 13, 10 млн. Км2.

Між північними та південними материками відповідно до різного їх походження та розвитку є значна різниця в площі та характері поверхні.

Основні географічні відмінності між північними та південними материками зводяться до наступного:

1. Незрівнянна за величиною коїться з іншими материками Євразія, яка зосереджує понад 30 % суші планети.

2.У північних материків значний площею шельф. Особливо значний шельф у Північному Льодовитому океані та Атлантичному океанах, а також у Жовтому, Китайському та Беринговому морях Тихого океану. Південні материки, крім підводного продовження Австралії в Арафурському морі, майже позбавлені шельфу.

3.Большая частина південних материків посідає древні платформи.

У Північній Америці та Євразії стародавні платформи займають меншу частину загальної площі, а більшість припадає на території, утворені палеозойським та мезозойським гороутворенням. В Африці 96% її території припадає на платформні ділянки і лише 4% на гори палеозойського та мезозойського віку. У Азії лише 27 % посідає древні платформи і 77 % на гори різного віку.

4.Берегова лінія південних материків, утворена переважно тріщинами розколу, щодо прямолінійна; півостровів та материкових островів мало.

Для північних материків характерна виключно звивиста берегова лінія, велика кількість островів, півостровів, що часто далеко йдуть в океан.

Із загальної площі на острови та півострова припадає в Європі близько 39 %, Північній Америці – 25 %, Азії – 24 %, Африці – 2,1 %, південній Америці – 1,1 % та Австралії (без Океанії) – 1,1 % .

Попередня12345678910111213141516Наступна

Будова материкової кори різних площах.

Континентальна кора або материкова земна кора - земна кора материків, що складається з осадового, гранітного та базальтового пластів.

Середня товщина 35-45 км, максимальна – до 75 км (під гірськими масивами). Протиставляється океанічній корі, яка відмінна за будовою та складом. Континентальна кора має тришарову будову. Верхній шар представлений уривчастим покривом осадових порід, який розвинений широко, але рідко має велику потужність. Більшість кори складена верхньої корою - шаром, що складається головним чином з гранітів і гнейсів, що володіє низькою щільністю і стародавньою історією.

Дослідження показують, що більшість цих порід утворилися дуже давно, близько 3 мільярдів років тому. Нижче знаходиться нижня кора, що складається з метаморфічних порід - гранулитів та подібних до них.

5. Типи структур океанів.Поверхня суші материків становить лише одну третину поверхні Землі. Площа поверхні, зайнята Світовим океаном, становить 361,1 мл кв. км. На підводні околиці континентів (шельфові плато і континентальний схил) припадає близько 1/5 площі поверхні, т.зв.

"перехідні" зони (глибоководні жолоби, острівні дуги, окраїнні моря) - близько 1/10 площі. Решта поверхні (близько 250 мл кв. км.) зайнята океанічними глибоководними рівнинами, западинами і розділяючими їх внутрішньоокеанічними підняттями. Океанічне дно різко відрізняється характером сейсмічності. Можна виділити області з високою сейсмічною активністю та області асейсмічні.

Перші є протяжні зони, зайняті системами серединно-океанічних хребтів, протягуються через океани. Іноді ці зони називають океанічними рухомими поясами. Рухливі пояси характерні інтенсивним вулканізмом (толеїтові базальти), підвищеним тепловим потоком, різко розчленованим рельєфом із системами поздовжніх та поперечних гряд, жолобів, уступів, неглибоким заляганням поверхні мантії.

Сейсмічно мало активні області виражені в рельєфі великими океанськими улоговинами, рівнинами, плато, а також підводними хребтами, обмеженими уступами скидного типу та внутрішньоокеанічними валоподібними підняттями, увінчаними конусами вулканів, що діють і згасли. Усередині областей другого типу присутні підводні плато та підняття з корою материкового типу (мікроконтиненти).

На відміну від рухомих океанських поясів ці області, за аналогією зі структурами континентів, іноді називають таласократонами.

6. Будова океанічної кори у структурах різного типу.Океанічні западини як найбільші негативні структури поверхні земної кори мають низку особливостей будови, що дозволяють протистоїти їх позитивним структурам (континентам) і порівнювати між собою.

Головне, що поєднує та відрізняє всі океанічні западини, це низьке положення поверхні земної кори в їх межах та відсутність геофізичного граніт-метаморфічного шару, характерного для континентів.

Через всі океанічні западини простягаються рухомі пояси - гірські системи серединно-океанічних хребтів з високим тепловим потоком, піднятим положенням шару мантійного, що не типово для континентів. Система серединно-океанічних хребтів, сама протяжна лежить на Землі, пронизує і з'єднує цим океанічні западини, займаючи у яких центральне чи крайове положение.Характерно також, що тектонічні структури океанічного дна нерідко тісно пов'язані з структурами континентів.

Насамперед, ці зв'язки виражаються у наявності загальних розломів, у переходах рифтових долин серединно-океанічних хребтів у континентальні рифти (Каліфорнійська та Аденська затоки), у наявності великих занурених блоків континентальної кори в океанах, а також западин з безгранітною корою на континентах трапових полів континентів на шельф і ложі океану. Внутрішня структура океанічних западин також різна. За становищем зони сучасного спредингу можна протиставити западину Атлантичного океану з медіанним становищем Серединно-Атлантичного хребта решті океанів, у яких т.зв.

серединний хребет зміщений одного з країв. Складна внутрішня структура западини Індійського океану. У західній частині вона нагадує структуру Атлантичного океану, у східній — ближче до західної області Тихого океану. Порівнюючи будову західної області Тихого океану зі східною частиною Індійського, звертає увагу їх певна схожість: глибини дна, вік кори (Кокосова та Західно-Австралійська улоговини Індійського океану, Західна улоговина Тихого океану).

В обох океанах ці частини відокремлені від континенту і западин окраїнних морів системами глибоководних жолобів і острівних дуг.

Тісний зв'язок глибоководних жолобів, що відокремлюють западини океанів від континентальних масивів зі структурами материкової земної кори, простежується на прикладі північного продовження Зондського глибоководного жолоба, що переходить у Предараканський крайовий прогин.

Структури околиць континентів (океанів) та типи кори.

8. Типи меж материкових блоків та океанічних западин.Континентальні масиви та океанічні западини можуть мати два типи кордонів – пасивні (атлантичні) та активні (тихоокеанські). Перший тип поширений за обрамленням більшої частини Атлантичного, Індійського, Північно-Льодовитого океанів. Для цього характерно, що через континентальний схил тієї чи іншої крутості з системою ступінчастих скидів, уступів і щодо пологого континентального підніжжя відбувається змикання материкових масивів із областю абісальних рівнин дна океанів.

У зоні континентального підніжжя відомі системи глибоких прогинів, але згладжені потужними товщами пухких опадів. Другий тип околиць виражений за обрамленням Тихого океану, по північно-східній околиці Індійського океану і на околиці Атлантичного океану, що примикає до Центральної Америки. У цих областях між материковими масивами та абісальними рівнинами дна океану розташована тій чи іншій ширині зона з глибоководними жолобами, острівними дугами, западинами окраїнних морів.

Літосферні плити та типи їх кордонів. Вивчаючи літосферу, що включає земну кору і верхню мантію, фахівці-геофізики дійшли висновку про наявність у ній своїх неоднорідностей. Насамперед, ці неоднорідності літосфери виражені наявністю смугових зон, що перетинають її на всю товщину, з високим тепловим потоком, високою сейсмічності, активним сучасним вулканізмом. Площі, розташовані між такими смуговими зонами, отримали назву літосферних плит, а самі зони розглядаються як межі літосферних плит.

У цьому одному типу кордонів властиві напруги розтягування (кордону розходження плит), іншому типу – напруги стискування (кордону сходження плит), третьому – розтягування і стискування, що виникають при зрушеннях.

Перший тип кордонів – це дивергентні (конструктивні) кордони, які відповідають рифтовим зонам.

Другий тип кордонів – субдукційні (при подвигу океанічних блоків під континентальні), обдукційні (при насуві океанічних блоків на континентальні), колізійні (при зміщенні континентальних блоків). На поверхні вони виражені глибоководними жолобами, крайовими прогинами, зонами великих насувів нерідко з офіолітами (сутурами).

Третій тип кордонів (зсувний) отримав назву трансформних кордонів. Він також нерідко супроводжується уривчастими ланцюжками рифтових западин. Виділяється кілька великих та дрібних літосферних плит. До великих плит належать Євразійська, Африканська, Індо-Австралійська, Південно-Американська, Північно-Американська, Тихоокеанська, Антарктична.

До дрібних плит відносять Карибську, моря Скоша, Філіппінську, Кокос, Наска, Аравійську та ін.

10. Рифтогенез, спрединг, субдукція, обдукція, колізія.Рифтогенез - процес виникнення та розвитку в земній корі континентів і смугоподібних океанів у плані зон горизонтального розтягування глобального масштабу.

У її верхній тендітній частині він проявляється у формуванні рифтів виражених у вигляді великих лінійних грабенів, розсувних порожнин і споріднених ним структурних форм, заповненні їх опадами і (або) продуктами вулканічних вивержень, зазвичай супутніх рифтогенезу.

У нижній, більш нагрітій частині кори тендітні деформації при рифтогенезі змінюються пластичним розтягуванням, що призводить до її потонання (утворення "шийки"), а при особливо інтенсивному і тривалому розтягуванні - і повному розриві суцільності раніше існуючої кори (континентальної або океанічної) і формуванню образів "зіянія" нової кори океанічного типу.

Останній процес, називається спредингом, потужно протікав у пізньому мезозое і кайнозое не більше сучасних океанів, а меншому (?) масштабі періодично виявлявся у деяких зонах древніх рухливих поясів.

Субдукція - підсування літосферних плит океанічної кори та порід мантії під краї інших плит (відповідно до уявлень Тектоніки плит).

Супроводжується виникненням зон глибокофокусних землетрусів та формуванням активних вулканічних острівних дуг.

Обдукція – насування тектонічних пластин, складених фрагментами океанічної літосфери на континентальну околицю.

В результаті формується офіолітовий комплекс. Обдукція відбувається, коли будь-які фактори порушують нормальне поглинання океанічної кори в мантію. Один із механізмів обдукції полягає в задиранні океанічної кори на континентальну околицю при попаданні в зону субдукції серединно-океанічного хребта. Обдукція щодо рідкісного явища і відбувалася в земній історії лише періодично.

Деякі дослідники вважають, що в цей час цей процес відбувається на південно-західному узбережжі Південної Америки.

Колізія континентів - це зіткнення континентальних плит, яке завжди призводить до зминання кори та утворення гірських ланцюгів. Прикладом колізії є Альпійсько-Гімалайський гірський пояс, що утворився внаслідок закриття океану Тетіс та зіткнення з Євразійською плитою Індостану та Африки. Внаслідок цього потужність кори значно збільшується, під Гімалаями вона становить 70 км.

Це нестійка структура, її сторони інтенсивно руйнується поверхневою та тектонічною ерозією. У корі з різко збільшеною потужністю йде виплавка гранітів із метаморфізованих осадових та магматичних порід.

Будова та типи земної кори

У будові земної кори беруть участь усі типи гірських порід, що залягають вище за межі Мохо. Співвідношення різних типів гірських порід у земній корі змінюється залежно від рельєфу та структури Землі. У рельєфі Землі виділяються континенти і океани — структури першого (планетарного) порядку, що істотно відрізняються одна від одної геологічною будовою і характером розвитку.

У межах континенту виділяють структури другого порядку - рівнини та гірські споруди; в океанах - підводні околиці материків, ложе, глибоководні жолоби та серединно-океанічні хребти. У рельєфі поверхні Землі переважають два рівні: континентальні рівнини і плато (висоти менше 1000 м, займають понад 70% поверхні суші) і плоскі відносно вирівняні простори ложа Світового океану, що знаходяться на глибинах 4-6 км нижче рівня води.

Спочатку виділяли два головні типи земної кори. континентальний та океанічний,потім було виділено ще два - субконтинентальний, та субокеанічний, характерних для перехідних зон континент-океан та западин окраїнних та внутрішніх морів.

Континентальна к о р аскладається із трьох шарів.

Перший- Верхній, представлений осадовими гірськими породами потужністю від 0 до 5 (10) км у межах платформ, до 15-20 км у тектонічних прогинах гірських споруд. Другий- Граніто-гнейсовий або граніто-метаморфічний на 50% складний гранітами, на 40% - Гнейс та іншими метаморфізованими породами. Потужність на рівнинах 15-20 км., у гірських спорудах до 20-25 км. Третій- Гранулито-базитовий (базит - основна порода, грануліт - метаморфічна порода гнейсовидної текстури високого (гранулітового) ступеня метаморфізму).

Потужність 10-20 км у межах платформ та до 25-35 км у гірських спорудах. Потужність континентальної кори в межах платформ 35-40 км., у молодих гірських спорудах 55-70 км., максимум під Гімалаями та Андами 70-75 км. Кордон між граніто-метаморфічним та гранулито-базитовим шарами називається розділом Конрада. Дані глибинного сейсмозондування показали, що поверхня Конрада фіксується лише окремих місцях.

Дослідження Н. І. Павленкової та інших фахівців, дані буріння Кольської надглибокої свердловини показали, що континентальна земна кора має складнішу будову, ніж представлене вище, і неоднозначну інтерпретацію отриманих даних різними авторами.

О к е а н с к а я к о р а.За сучасними даними океанська кора має тришарову будову. Потужність її від 5 до 12 км., в середньому 6-7 км.

Відрізняється від континентальної кори відсутністю граніто-гнейсового шару. Перший(Верхній) шар пухких морських опадів потужністю від перших сотень метрів до 1 км. Другий, що знаходиться нижче, складений базальтами з прошарками карбонатних і крем'янистих порід.

Потужність від 1 до 3 км. Третій, нижній, ще бурінням не розкритий. За даними драгування складний основними магматичними породами типу габро та частково ультраосновними породами (піроксенітами). Потужність від 3,5 до 5 км.

С у б о к е а н с к і й т і п з е м н й к ориприурочений до глибоководних улоговин окраїнних і внутрішніх морів (південна улоговина Каспія, Чорне, Середземне, Охотське, Японське та ін.).

За будовою близький до океанського, але відрізняється більшою потужністю осадового шару - 4-10 км., місцями до 15-20 км. Подібна будова кори характерна для деяких глибоких западин на суші — центральна частина низовини Прикаспійської.

С у б к о н т і н е н т а ль н ий т і п з е м н й к орихарактерний для острівних дуг (Алеутської, Курильської та ін.) та пасивних околиць атлантичного типу, де граніто-гнейсовий шар виклинюється в межах континентального схилу.

За будовою близький до материкового, але відрізняється меншою потужністю – 20-30 км.

Склад та стан речовини мантії та ядра Землі

Непрямі, більш менш достовірні дані про склад є для шару У(Шар Гутенберга).

Це: 1) вихід на поверхню магматичних інтрузивних ультраосновних гірських порід (перидотитів); 2) склад порід, що заповнюють алмазоносні трубки, в яких поряд з перидотитами, що містять гранати, зустрічаються еклогіти, високометаморфізовані породи, близькі за складом до габро3, але ,35-4,2 г/см3 останні могли утворитися тільки при великому тиску. За даними вивчення інтрузивних тіл та експериментальному дослідженні приймається, що шар Ускладається головним чином ультраосновних порід типу перидотитів з гранатами.

Таку породу А.Е.Рінгвуд у 1962 році назвав піролітом.

Стан речовини у шарі У

У шарі Усейсмічним методом встановлений шар менш щільних, як би розм'якшених порід, званий астеносферою(грец.

"астенос" - слабкий) або хвилеводом. У ньому швидкість сейсмічних хвиль, особливо поперечних, знижується. Стан речовини в астеносфері менш в'язкий, пластичне по відношенню до вище - і нижчерозташованим шарам. Твердий надстеносферний шар верхньої мантії разом із земною корою називається літосферою(грец. "Літос" - камінь).

З цим шаром пов'язують горизонтальні рухи літосферних плит. Глибина залягання астеносфери під континентами та океанами різна. Дослідження останніх десятиліть показали складнішу картину поширення астеносфери під континентами та океанами, ніж раніше.

Під рифтами серединноокеанських хребтів астеносферний шар місцями знаходиться на глибині 2-3 км від поверхні. У межах щитів (Балтійська, Українська та ін.) астеносфера не виявлена ​​сейсмічним методом до глибини 200-250 км. Деякі дослідники вважають, що астеносферний шар переривчастий, як астенолінз. Тим не менш, є непрямі дані про наявність астеносфери під щитами платформ.

Відомо, що Балтійський та Канадський щити піддавалися потужним четвертинним заледенінням. Під вагою льоду щити прогиналися (як Антарктида та Гренландія зараз). Після танення льодовиків та зняття навантаження за відносно невеликий інтервал часу відбулося швидке піднесення щитів — вирівнювання порушеної рівноваги.

Тут проявляється явище ізостазії (грец. “Ізос” – рівний, “статис” – стан) – стан рівноваги мас земної кори та мантії.

За даними В.Є.Хаїна, астеносфера під щитами залягає глибше 200-250 км і в'язкість її збільшується, тому її складніше виявити існуючими методами.

Отримано дані про вертикальну неоднорідність астеносфери. Глибина розташування підошви астеносфери оцінюється неоднозначно. Одні дослідники вважають, що вона опускається до глибин 300-400 км, інші, що захоплює частину шару С. Враховуючи ендогенну активність літосфери та верхньої мантії, запроваджено поняття тектоносфери. Тектоносфера включає земну кору та верхню мантію до глибин 700 км (де зафіксовано найглибші осередки землетрусів).

Склад та стан речовини у шарах С і Д

З глибиною зростає температура і тиск, речовина переходить у щільніші модифікації.

На глибинах понад 400(500) км олівін та інші мінерали набувають структури шпинелів, Щільність яких зростає на 11% по відношенню до олівінових. На глибині 700-1000 км відбувається ще більше ущільнення і структура шпинелі набуває більш щільної модифікації. перовскитову. Відбувається послідовна зміна мінеральних фаз:

піролітовадо глибини 400(420) км,

шпиневадо глибини 670-700 км,

перовскитовадо глибини 2900 км.

Є й інша думка щодо складу та стану шарів Зі Д.

Передбачається розпад залізисто-магнезіальних силікатів на оксиди, що мають щільну упаковку.

Ядро Землі

Питання складне та дискусійне. Різке падіння Р-хвиль з 13,6 км/с на підставі шару Д до 8-8,1 км/с у зовнішньому ядрі, а S-хвилі гасяться зовсім. Зовнішнє ядро ​​рідке, воно не має міцності на зсув, на відміну від твердого тіла. Внутрішнє ядро, мабуть, тверде. За сучасними даними щільність ядра на 10% нижча, ніж у залізонікілевого сплаву.

Багато дослідників вважають, що ядро ​​Землі складається із заліза з домішкою нікелю та сірки і можливо кремнію або кисню.

Фізичні характеристики Землі

густина

Щільність Землі загалом дорівнює 5,52 г/см3.

Середня щільність порід 2,8 г/см3 (2,65 за Палмером). Нижче за межі Мохо щільність 3,3-3,4 г/см3, на глибині 2900 км - 5,6-5,7 г/см3, на верхньому кордоні ядра 9,7-10,0 г/см3, в центрі Землі - 12,5-13 г/см3.

Щільність континентальної літосфери 3-3,1 г/см3. Щільність астеносфери 3,22 г/см3. Щільність океанічної літосфери 3,3 г/см3.

Тепловий режим Землі

Розрізняють два джерела тепла Землі: 1.

отримане від Сонця, 2. що виноситься з надр до Землі. Прогрівання Сонцем поширюється на глибину трохи більше 28-30 м, а місцями перші метри.

На деякій глибині від поверхні розташовується пояс постійноїтемператури, в якому температура дорівнює середньорічній температурі цієї місцевості. (Москва -20 м - +4,20, Париж - 28 м - +11,830). Нижче пояса постійної температури спостерігається поступове збільшення температури з глибиною, пов'язане з глибинним тепловим потоком. Зростання температури з глибиною в градусах Цельсія на одиницю довжини називається геотермічним градієнтом, А інтервал глибини в метрах, на якому температура підвищується на 10, називається геотермічним щаблем.Геотермічний градієнт та ступінь у різних місцях земної кулі різні.

За даними Б. Гутенберга, межі коливань відрізняються більш ніж 25 разів. Це свідчить про різну ендогенну активність земної кори, про різну теплопровідність гірських порід. Найбільший геотермічний градієнт відзначений у штаті Орегон (США), що дорівнює 1500 на 1 км, найменший – 60 на 1 км у Ю. Африці.

Середнє значення геотермічного градієнта здавна приймалося рівним 300 на 1 км і відповідний геотермічний ступінь — 33 м.

За даними В.М. Жаркова, поблизу Землі геотермічний градієнт оцінюється в 200 на 1 км.

Якщо врахувати обидва значення, то глибині 100 км температура 30000 чи 20000 З. Це відповідає фактичним данным. Лава, що виливається з магматичних вогнищ із цих глибин, має максимальну температуру 1200-12500 С. Ряд авторів, враховуючи цей своєрідний термометр, вважають, що на глибині 100 км температура не перевищує 1300-15000. При більш високих температурах породи мантії були б повністю розплавлені і S-хвилі через них не пройшли б.

Тому середній геотермічний градієнт простежується до глибини 20-30 км, а глибше він має зменшуватись. Але зміна температури із глибиною нерівномірна. Наприклад: Кольська свердловина. Розраховували на геотермічний градієнт 100 на 1 км. Такий градієнт був до глибини 3 км, на глибині 7 км - 1200 С, на 10 км - 1800 С, на 12 км - 2200 С. Більш менш достовірні дані про температуру отримані для заснування шару У — 1600 + 500 З.

Питання про зміну температури нижче шару У не вирішено.

Припускають, що температура у ядрі Землі не більше 4000-50000 З.

Гравітаційне поле Землі

Гравітація, чи сила тяжкості, завжди перпендикулярна поверхні геоїду.

Розподіл сили тяжіння на континентах та в областях океанів неоднаковий на будь-якій широті. Гравіметричні виміри абсолютної величини сили тяжіння дозволяють виявити гравіметричні аномалії - області збільшення або зменшення сили тяжіння.

Збільшення сили тяжкості свідчить про щільнішу речовину, зменшення - на залягання менш щільних мас. Розмір прискорення сили тяжіння різна. На поверхні в середньому 982 см/с2 (на екваторі 978 см/с2 на полюсі 983 см/с2), з глибиною спочатку збільшується, потім швидко падає. У межі із зовнішнім ядром 1037 см/с2, у ядрі зменшується, у шарі F сягає 452 см/с2, на глибині 6000 км — 126 см/с2, у центрі до нуля.

Магнетизм

Земля – гігантський магніт із силовим полем навколо.

Геомагнітне поле дипольне, магнітні полюси Землі не збігаються з географічними. Кут між магнітною віссю та віссю обертання становить близько 11,50.

Розрізняють магнітне відмінювання і магнітний спосіб. Магнітна е с клонення визначається кутом відхилення магнітної стрілки компаса від географічного меридіана. Відмінювання може бути західним та східним. Східне відмінювання додається до величини виробленого виміру, західне віднімається. Лінії, що з'єднують на карті точки з однаковим відмінюванням, називаються і зогонами (грец.

"ізос" - рівний і "гоніа" - кут). Магнітна клонування визначається як кут між магнітною стрілкою і горизонтальною площиною. Магнітна стрілка, підвішена на горизонтальній осі, притягується магнітними полюсами Землі, тому не встановлюється паралельно до горизонту, утворюючи з ним більший або менший кут. У північній півкулі північний кінець стрілки опускається вниз, а південному — навпаки. Максимальний кут способу магнітної стрілки (900) буде на магнітному полюсі, нульове значення він досягає в області, близькій до географічного екватора.

Лінії, що з'єднують на карті точки з однаковим нахилом, називається і з о к л і н а м і (грецьк. "клино" - нахиляю). Лінія нульового значення нахилу магнітної стрілки називається магнітною емікатором.

Магнітний екватор не збігається із географічним.

Магнітне поле характеризується напряженням, яка збільшується від магнітного екватора (31,8 А/м) до магнітних полюсів (55,7 А/м). Походження постійного магнітного поля Землі пов'язують із дією складної системи електричних струмів, що виникають при обертанні Землі та супроводжують турбулентну конвекцію (переміщення) у рідкому зовнішньому ядрі.

Магнітне поле Землі впливає на орієнтування в гірських породах феромагнітних мінералів (магнетит, гематит та інші), які в процесі застигання магми або накопичення в осадових породах приймають орієнтування існуючого на той час магнітного поля Землі. Дослідження залишкової намагніченості гірських порід показали, що магнітне полі Землі неодноразово змінювалося геологічної історії: північний полюс ставав південним, а південний — північним, тобто.

відбувалися і н е р с і і (перевертання). Шкалу магнітних інверсій використовують для розчленування та зіставлення товщ гірських порід та визначення віку ложа океану.

Попередня12345678910111213Наступна

Існує два основних типи земної кори: океанська та материкова. Виділяється також перехідний тип земної кори.

Океанська земна кора. Потужність океанської земної кори у сучасну геологічну епоху коливається від 5 до 10 км. Вона складається з наступних трьох шарів:

• 1) верхній тонкий шар морських опадів (потужність трохи більше 1 км);
• 2) середній базальтовий шар (потужність від 10 до 25 км);
• 3) нижній шар габро (потужність близько 5 км).

Материкова (континентальна) земна кора.Материкова земна кора має складнішу будову і більшу потужність, ніж океанська земна кора. Її потужність загалом становить 35-45 км, а гірських країнах збільшується до 70 км. Вона складається також з трьох шарів, але істотно відрізняється від океанської:

• 1) нижній шар, складений базальтами (потужність близько 20 км);
• 2) середній шар займає основну товщу материкової кори та умовно називається гранітним. Він складний переважно гранітами і гнейсами. Під океани цей прошарок не поширюється;
• 3) верхній шар – осадовий. Його потужність у середньому становить близько 3 км. У деяких районах потужність опадів досягає 10 км (наприклад, у Прикаспійській низовині). В окремих районах Землі осадовий шар відсутній взагалі, і на поверхню виходять гранітний шар. Такі райони називають щитами (наприклад, Український щит, Балтійський щит).

На материках у результаті вивітрювання гірських порід утворюється геологічна формація, що отримала назву кори вивітрювання.

Гранітний шар від базальтового відділений поверхнею Конрада, де швидкість сейсмічних хвиль зростає від 6,4 до 7,6 км/сек.

Кордон між земною корою та мантією (як на материках, так і на океанах) проходить поверхнею Мохоровичіча (лінія Мохо). Швидкість сейсмічних хвиль на ній стрибкоподібно збільшується до 8 км/год.

Крім двох основних типів – океанського та материкового – є також ділянки змішаного (перехідного) типу.

На материкових мілинах або шельфах кора має потужність близько 25 км і загалом подібна до материкової кори. Однак у ній може випадати шар базальту. У Східній Азії в області острівних дуг (Курильські острови, Алеутські острови, Японські острови та ін.) Земна кора перехідного типу. Нарешті, дуже складна і поки що мало вивчена земна кора серединних океанічних хребтів. Тут немає кордону Мохо, і речовина мантії за розломами піднімається в кору і навіть її поверхню.

Поняття "земна кора" слід відрізняти від поняття "літосфера". Поняття «літосфера» є ширшим, ніж «земна кора». У літосферу сучасна наука включає як земну кору, а й саму верхню мантію до астеносфери, тобто до глибини приблизно 100 км.

Поняття про ізостазію. Вивчення розподілу сили тяжіння показало, що це частини земної кори - материки, гірські країни, рівнини - врівноважені верхньої мантії. Це врівноважене їхнє положення називається ізостазією (від латів. isoc - рівний, stasis - положення). Ізостатична рівновага досягається завдяки тому, що потужність земної кори обернено пропорційна її щільності. Тяжка океанічна кора тонша за легшу материкову.

Ізостазія - по суті це навіть і не рівновага, а прагнення до рівноваги, що безперервно порушується і знову відновлюється. Так, наприклад, Балтійський щит після стаювання материкових льодів плейстоценового заледеніння піднімається приблизно на 1 метр за століття. Площа Фінляндії постійно збільшується за рахунок морського дна. Територія Нідерландів, навпаки, знижується. Нульова лінія рівноваги проходить в даний час дещо південніше 60 0 пн.ш. Сучасний Санкт-Петербург перебуває приблизно 1,5 м вище, ніж Санкт-Петербург часів Петра Першого. Як свідчать дані сучасних наукових досліджень про, навіть тяжкість великих міст виявляється достатньою для ізостатичного коливання території під ними. Отже, земна кора у зонах великих міст дуже рухлива. Загалом же рельєф земної кори є дзеркальним відображенням поверхні Мохо, підошви земної кори: піднесеним ділянкам відповідають заглиблення в мантію, зниженим – більш високий рівень її верхньої межі. Так, під Паміром глибина поверхні Мохо становить 65 км, а в Прикаспійській низовині – близько 30 км.

Термічні властивості земної кори. Добові коливання температури грунтів поширюються на глибину 1,0-1,5 м, а річні в помірних широтах у країнах з континентальним кліматом до глибини 20-30 м. На тій глибині, де припиняється вплив річних коливань температури внаслідок нагрівання земної поверхні Сонцем шар постійної температури ґрунту. Він називається ізотермічним шаром. Нижче ізотермічного шару вглиб Землі температура підвищується, і це викликається вже внутрішньою теплотою земних надр. У формуванні кліматів внутрішнє тепло не бере участі, але воно є енергетичною основою всіх тектонічних процесів.

Число градусів, на яке збільшується температура на кожні 100 м глибини, називається геотермічним градієнтом. Відстань у метрах, при опусканні на яку температура зростає на 10С називається геотермічним ступенем. Величина геотермічного ступеня залежить від рельєфу, теплопровідності гірських порід, близькості вулканічних вогнищ, циркуляції підземних вод та ін. на платформах) вона може досягати 100 м-коду.

Земна кора- Зовнішня тверда оболонка Землі (геосфера), частина літосфери, шириною від 5 км (під океаном) до 75 км (під континентами). Нижче кори знаходиться мантія, яка відрізняється складом та фізичними якостями – вона більш ущільнена, містить в основному тугоплавкі елементи. Поділяє кору і мантію характеристика Мохоровичича, чи шар Мохо, де відбувається різке прискорення сейсмічних хвиль.

Розрізняють континентальну (материкову) та океанічну земну кору, а також її перехідні типи: субконтинентальну та субокеанічну земну кору.

Континентальна (материкова) земна кораскладається з кількох шарів. Верхній – шар осадових гірських порід. Потужність цього шару до 10-15 км. Під ним залягає гранітний шар. Гірські породи, що його складають, за своїми фізичними властивостями подібні до граніту. Товщина цього шару від 5 до 15 км. Під гранітним шаром розміщується базальтовий шар, що складається з базальту та гірських порід, фізичні характеристики яких нагадують базальт. Товщина цього шару від 10 км. до 35 км. Отже, загальна товщина материкової земної кори досягає 30-70 км.

Океанічна земна коравідрізняється від материкової кори тим, що немає гранітного шару, або дуже тонкий, тому товщина океанічної земної кори лише 6-15 км.

Для визначення хімічного складу земної кори доступні лише її верхні частини - до глибини не більше 15-20 км. 97,2% від усього складу земної кори посідає: кисень - 49,13%, алюміній - 7,45%, кальцій - 3,25%, кремній - 26%, залізо - 4,2%, калій - 2,35 %, магній – 2,35%, натрій – 2,24%.

На інші елементи таблиці Менделєєва припадає від 10-х до сотих часток відсотка.

Джерела:

1) Будова океанічної та материкової земної кори однакові.

2) Континентальна земна кора легша, ніж океанічна.

3) Наймолодший шар земної кори – осадовий.

4) Океанічна земна кора має більшу потужність ніж континентальна.

10.Який кліматичний пояс займає найбільшу Австралію?

1) Тропічний 2) Екваторіальний 3) Помірний 4) Арктичний

11. Розподіліть південні материки зі збільшенням їх площі:

1) Антарктида 2) Африка 3) Південна Америка 4) Австралія.

Запишіть відповідь одним словом

12. Назвіть чудовий перебіг Світового океану, який є потужним і глибоким (2500-3000 м) потоком в океані. Рухаючись зі швидкістю 25-30 см/с, воно перетинає три океани та замикає південні субтропічні круговороти.

Відповідь:_______________________________

Дайте коротку відповідь.

13. 2/3 Землі займає океан. Але з кожним роком все більше людей стикається із проблемою нестачі води. Чому?

________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________

берегової лінії материків. Як називаються древні стійкі ділянки літосферних плит? а) складчасті області; б) платформи; в) рівнини; г) ложе океана.Как називається багаторічний режим погоди, повторюваний у цій території рік у рік?а) клімат; б) погода; в) ізотерму; г) парниковий ефект.Чим ближче до екватора, тим:а) більше кут падіння сонячних променів і менше нагрівається земна поверхняб) менше кут падіння сонячних променів і вище температура повітря в тропосфері) більше кут падіння сонячних променів і сильніше нагрівається земна поверхня, а значить , Вища температура повітря в приземному шарі атмосфериг) менше кут падіння сонячних променів і менше нагрівається земна поверхня. Які вітри переважають у тропічних широтах? а) пасати; б) західні; в) північні; г) мусони. Де на Землі знаходяться області низького тиску? а) поблизу екватора та в помірних широтах; б) у помірних і тропічних широтах; у полюсів; г) лише над материками. У яких широтах спостерігається висхідний рух повітря? а) у тропічних; б) в екваторіальних; в) у антарктичних; г) в арктичних. У якому кліматичному поясі протягом року панують 2 повітряні маси: помірна та тропічна? а) у помірному; б) у тропічному; в) у субтропічному; г) у субекваторіальному. Для якого клімат. пояси характерні панування західних вітрів, яскраво виражені пори року? а) для тропічного; б) для екваторіального; в) для поміркованого; г) для арктичного. Від чого залежить солоність океанічних вод? а) від кількості атмосферних опадів; б) від випаровування; в) від притоку річкових вод; г) від усіх перелічених причин. Температура поверхневих океанічних вод: а) однакова скрізь; б) неоднакова і залежить від широти; в) змінюється тільки з глибиною; г) змінюється з глибиною і з широтою. Чим обумовлено чергування природних зон на суші? а) кількістю вологи; б) кількістю тепла; в) рослинністю; г) співвідношенням тепла та вологи. Які три шари становлять материкову земну кору? У чому значення атмосфери для живих організмів? (не менше 3х факторів) Вкажіть, завдяки чому всі компоненти географічної оболонки пов'язані в єдине ціле? Дайте визначення поняттю раса, і вкажіть основні людські раси. Частина С. Яка сила рухає плити літосфери? то на південь? Що таке висотна поясність? І її головна закономірність.

1. 6 -7 млрд.; 2. 4,5 – 5 млрд; 3. 1 - 1,5 млрд. 4. 700 -800 млн.
У якому рядку вказано правильну послідовність геологічних ер?
1. архейська – палеозойська – протерозойська – мезозойська – кайназойська;
2.протерозойська - палеозойська - мезозойська - архейська - кайназойська;
3.архейська-протерозойська - палеозойська - мезозойська - кайназойська;
4. архейська - протерозойська-палеозойська - кайназойська-мезозойська;
Потужність материкової земної кори становить:
1. не більше 5 км; 2. від 5 до 10 км; 3. від 35 до 80 км; 4. від 80 до 150 км.
Де земна кора має найбільшу товщину?
1. на Західно-Сибірській рівнині; 3. на дні океану
2. у Гімалаях; 4. в Амазонській низовині.
Частина Євразії розташована на літосферній плиті:
1. Африканської; 3. Індо-Австралійської;
2. Антарктичної; 4.Тихоокеанської.
Сейсмічні пояси Землі утворюються:
1. на межі зіткнення літосферних плит;
2. на межах розсування та розриву літосферних плит;
3. у районах ковзання літосферних плит паралельно одне одному;
4. всі варіанти правильні.
Які з перерахованих гір належать до найдавніших?
1. Скандинавські; 2. Уральські; 3. Гімалаї; 4. Анди.
В якому рядку гірські споруди стоять у правильному порядку за часом виникнення (від давніх до молодих)?
1. Гімалаї – Уральські гори – Кордильєри; 3. Уральські гори – Кордильєри – Гімалаї;
2. Уральські гори -Гімалаї - Кордильєри; 4. Кордильєри – Уральські гори – Гімалаї.
Які форми рельєфу утворюються у областях складчастості?
1. гори; 2. рівнини; 3. платформи; 4. низовини.
Відносно стійкі та вирівняні ділянки земної кори, що лежать в основі сучасних материків -це:
1. материкові мілини; 2. платформи; 3. сейсмічні пояси; 4. острови.
Яке твердження про літосферні плити правильне?
1. літосферні плити повільно пересуваються м'яким пластичним речовиною мантії;
2. материкові літосферні плити легші за океанічні;
3. переміщення літосферних плит відбувається зі швидкістю 111 км на рік;
4. межі літосферних плит точно відповідають межам материків.
Якщо карті будівлі земної кори встановлено, що територія перебуває у області нової (кайназойской складчастості), можна дійти невтішного висновку, что:
1. для неї велика ймовірність землетрусів;
2. вона знаходиться на великій рівнині;
3. основу території лежить платформа.
Чим океанічна земна кора відрізняється від материкової земної кори:
1. відсутністю осадового шару; 2. відсутністю гранітного шару; 3. відсутністю гранітного шару.
Розташуйте шари гірських порід континентальної земної кори від нижньої до верхньої:
1. гранітний шар; 2. базальтовий шар; 3. осадовий шар.
Прочитайте текст.
21 травня 1960 року в місті Консепсьйоні, що знаходиться на території держави Чилі, стався землетрус, за яким послідувала серія підземних поштовхів. Рухнули будинки, під уламками яких загинули тисячі людей. 24 травня о шостій годині ранку хвилі цунамі підійшли до Курильських островів та Камчатки.
Чому в цьому районі часто трапляються землетруси? Наведіть щонайменше двох суджень.