Різниця між материковою та океанічною земною корою. Будова та типи земної кори

Куди подіється океанічна кора

Процес зникнення океану полягає не просто в осушенні та здіймання океанського дна. Насамперед зменшується простір, що займає океан. На нього тиснуть континентальні брили, що сходяться, позаду яких відбувається зародження і розкриття молодих океанічних западин. Під тиском сусідніх літосферних плит площа старого океану починає скорочуватися, як крокренева шкіра. Куди ж дівається у своїй древня океанічна кора?

Дослідження районів, що колись входили до складу мезозойського Тетіса або становили його околиці, дозволяє говорити про три можливі варіанти трансформації кори океану. Найбільш універсальний і водночас загадковий – це занурення в мантію вздовж зони Беньофа, у процесі якого кора розплавляється і втрачає свою індивідуальність. Цей компенсаційний механізм нині працює у межах активних континентальних околиць та острівних вулканічних дуг.

У сучасну епоху знищується здебільшого кора найдавнішого, Тихого океану, хоча в районах дуги моря Скоша, Малої Антильської дуги, а також Зондської та Нікобарської дуг знищуються блоки кори Атлантичного та Індійського океанів. Таким чином, йдеться про перманентний процес, а не про механізм, який включався б тільки на етапі замикання та зникнення океану.

Свідченням поглинання океанічної кори в зоні субдукції, що відбувалося багато мільйонів років тому, є ланцюжки гранітоїдних плутонів. Вони утворюються дома вулканів, колись підіймалися над зоною Беньофа. Так, на тихоокеанській околиці Південної Америки у складі Берегової Кордильєри знаходяться величезні за протяжністю гранітні батоліти, найбільший з них – Андійський. Встановивши становище та вік подібних батолітів, що відзначають древню околицю океану, ми можемо з упевненістю говорити про існування тут зони Беньофа, де відбувалося поглинання океанічної кори.

Іншим свідченням цього може бути велика кількість вулканічних продуктів в осадових товщах, що сформувалися в період активної діяльності вулканів, в системі крайової дуги - острівної або на континентальному субстраті. Проте це лише непрямі сліди існування древнього океанського дна. Прямим доказом можна вважати лише релікти самої океанічної кори – породи офіолітової асоціації, т. е. толеїтові базальти, гіпербазити, дайковий комплекс, відкладення глибоководного генези.

Відомо, що багато сучасних активних околиць ускладнені асейсмічними хребтами, у складі яких знаходяться породи, здерті з океанської плити, що занурюється в зону Беньофа. Цей акреційний комплекс нерідко зберігається при закритті древнього океану, хоча у процесі здіймання та ерозії значна частина цих утворень може бути розмита. Щоправда, геологи ще завжди здатні ідентифікувати породи акреційного комплексу в розрізах древніх порід. А в акреційному комплексі зустрічаються і фрагменти нижніх шарів океанічної кори. Так, на островах Каліфорнійського бордерленду виявлено великі пластини гіпербазитів та базальтів, змінених до різних щаблів метаморфізму. Подібні включення відомі і тихоокеанській околиці Камчатки. Тут вони створюють безкореневі комплекси, що оголюються в районах камчатських мисів. Як правило, офіоліти, що перебувають у складі акреційних піднять, особливо древніх, сильно деформовані. Багато пород можуть бути змінені практично до невпізнання. Нерідко вони присутні лише у вигляді меланжу – дрібного крихти з різнокаліберних уламків. Первинні структурні та текстурні ознаки в них важко піддаються розпізнаванню.

Інший механізм переміщення океанічної кори отримав назву обдукції. Обдуковані пластини офіолітів ми знаходимо переважно на пасивних околицях материків. На відміну від субдукції, що полягає в зануренні океанічної кори під континентальну, при обдукції фрагменти океанського ложа поміщаються на околицю континенту. Найбільш відомим прикладом обдукційного комплексу є Оманський офіоліт – потужний комплекс глибоководних відкладень, насунутих на мілководні утворення типово шельфового вигляду. Подібні чужорідні по відношенню до всього навколишнього товщі визначаються як алохтони. До складу Оманського аллохтону входять переважно турбідити та радіолярієві крем'янисті відкладення мезозойського віку. Турбідити мають в основному карбонатний склад і утворені скелетними залишками організмів, що мешкали на шельфі. Втім, у турбідитних розрізах трапляються і кварцові пісковики. Все це відкладення континентального підніжжя, типові для підводних конусів виносу.

В алохтонній товщі Хавасіна виділяються турбідити, відкладені поблизу та на віддаленні від континентального схилу. Контакти з-поміж них тектонічні, т. е. вони перебувають у різних надвигающих пластинах і колись розташовувалися значною відстані друг від друга. Дистальні турбідити, що накопичувалися на відстані від стародавнього континентального схилу, перешаровуються з червоними кремніями радіолярієвими або аргілітами. Це утворення, типові для глибоководних областей океану.

У західних відрогах Оманських гір комплекси турбідитів та кремнів перекриті серією окремілих вапняків та червоних кремнів з горизонтами подушечних лав, а на сході Оману – червоними та зеленими радіолярієвими кременями та крем'янистими аргілітами. Усе це – освіти древньої абиссали, які входили до складу верхніх верств океанічної кори. Їх вік змінюється у межах – від позднетриасового до раннемелового, т. е. відповідає передбачуваному віку океанського дна Тетіс. Важливим компонентом Оманського офіоліту є екзотичні блоки мілководних порід, переважно тріасових рифових вапняків. Вважається, що це обвалені ділянки карбонатної шельфової платформи, переміщені до основи стародавнього континентального схилу.

Таким чином, породи Оманського офіоліту, безсумнівно, є реліктами першого і другого шарів океанічної кори Тетіс, що насунулась на край Афро-Аравійського континентального блоку. Час обдукції визначено досить чітко – маастрихтський вік. Припускають, що обдукція фрагментів ложа океану Тетіс була викликана зіткненням виступу Оману цього блоку з острівною вулканічною дугою, яка знаходилася на північній, активній околиці океану. Цьому припущенню, проте, суперечить склад порід аллохтонному комплексі Оманських гір. Як можна було переконатися, у них відсутні вулканогенні утворення, а також польовошпатові граувакки, такі характерні для сучасних вулканічних дуг. Навпаки, нечисленні пісковики в турбідитах представлені кварцовими різницями, типовими пасивних околиць континентів.

Аллохтони, подібні до Оманського, зустрічаються за північним обрамленням Афро-Аравійської брили. Це Рифський масив на північній околиці Марокко та масив Троодос на Кіпрі. Подібні обдукційні комплекси описані на островах Куба, Нова Каледонія, Ньюфаундленд та в інших районах. Обдукція океанічної кори на пасивну континентальну околицю або острівний архіпелаг обумовлена ​​потужними стисненнями в смузі сходження континентальних околиць, що протилежать, або острівних дуг. Чому в цьому випадку відбувається видавлювання океанічної кори на Континент, а не її поглинання у зоні субдукції? Відповідь на це питання поки не зрозуміла.

Можна припустити, що поглинання океанічної кори у зоні Беньофа протікає лише за наявності перед фронтом активної континентальної околиці (чи острівної дуги) спредингового хребта, де триває відтворення кори океану. Іншими словами, для субдукції необхідний зустрічний рух: з одного боку, кори океану, що висувається в спрединговом конвеєрі, з іншого - континенту, що знаходиться на краю молодшої літосферної плити. Зустрічний рух призводить до появи гігантської структури сколу: більш пластична та менш потужна пластина (океанічна) занурюється під більш масивну та жорстку (континентальну).

Якщо ж в океані відсутній серединно-океанічний рифт, інакше кажучи, зупиняється спрединговий конвеєр, то стиснення на межі континентального та океанічного блоків сприяють зламуванню тендітної кори океану та її видавлюванню у вигляді кількох лусок на континентальну окраїну або острівну. Таким чином, обдукція має місце лише на етапі зникнення, захлопування древнього океану, що він вже, сутнісно, ​​«мертвий», оскільки відтворення океанічної кори у ньому припинилося.

Якщо ці міркування правильні, то у східному рукаві океану Тетіс у період сходження Афро-Аравійського та Євразійського континентальних блоків уже припинився спрединг океанського дна. Однак за обдукцією Оманського офіоліту невдовзі було нове розкриття океану і, мабуть, знову виник рифт, де почала формуватися молода океанічна кора. Цей рифт, ймовірно, існував до останніх днів океану Тетіс, кора якого занурювалася і розплавлялася в субдукційних зонах Загросу, Малого Кавказу та інших районів між Євразією та Африкою.

Релікти стародавнього дна океану можуть зберегтися і як так званих мантійних вікон. Під ними розуміються ділянки, складені офіолітами. І хоча вони знаходяться в аллохтонному заляганні, тобто були зірвані зі свого первісного місця, проте утворюють єдиний блок. Фактично, у цих вікнах на поверхню виступають породи мантії, колись прикриті тонкою плівкою океанічної кори. Йдеться про дислокований і зім'ятий день океанічних западин, затиснутий між реліктами вулканічних острівних дуг і стародавнім краєм континенту.

Мантійні вікна, таким чином, характерні для складнозбудованих зон переходу від материка до океану і є рудиментами зниклих окраїнних морів. Ділянки подібної будови були описані С. М. Тільман на північному сході СРСР. Очевидно, це найменш змінені блоки кори океанічного типу, які ми знаходимо на континенті після зникнення окраїнних улоговинних морів. Подібні ж «вікна» виявляються і на місці древніх океанів у тих зонах, де з якихось причин напруги, викликані загальним стиском, на ряді ділянок виявилися розсіяними. Тому корові та підкорові маси речовини, що складали дно океану, не були видавлені і перем'яті, а лише зірвані зі свого мантійного коріння.

Стає очевидним, що, незважаючи на крихкість і нестійкість у часі океанічної кори, її фрагменти вдається виявити в межах давніх континентальних околиць, нині впаяних у материкові мегаблоки. Слідами існування океану є релікти його давнього ложа, а також парагенези порід, що виділяються як геологічні формації. У тому числі краще зберігаються осадові формації древніх околиць континентів. Вивчаючи їх, можна дізнатися про етапи розвитку океанів, які давно зникли з Землі.

У структурі Землі дослідники виділяють 2 типи земної кори - материкову та океанічну.

Що таке материкова земна кора?

Материкова земна кора, що називається також континентальною, характеризується наявністю в її структурі 3 різних шарів. Верхній представлений осадовими породами, другий – гранітом чи гнейсами, третій складається з базальту, гранулитів та інших метаморфічних порід.

Материкова земна кора

Товщина материкової земної кори - близько 35-45 км, іноді сягає 75 км (як правило, в областях гірських масивів). Цей тип земної кори покриває приблизно 40 % поверхні Землі. З погляду обсягу він відповідає приблизно 70% від земної кори.

Вік материкової земної кори сягає 4,4 млрд. років.

Що таке океанічна земна кора?

Основний мінерал, що формує океанічну земну кору, - Базальт. Але крім нього до її структури входять:

1. осадові породи;
2. розшаровані інтрузії.

Відповідно до поширеної наукової концепції, океанічна кора формується постійно з допомогою тектонічних процесів. Вона значно молодша за материкову, вік її найдавніших ділянок - близько 200 млн років.

Товщина океанічної кори становить близько 5-10 км. залежно від конкретної ділянки вимірювань. Можна відзначити, що з часом вона майже не змінюється. У середовищі вчених поширений підхід, яким океанічна кора має розглядатися як що належить до океанічної літосфері. У свою чергу її товщина багато в чому залежить від віку.

Порівняння

Головна відмінність материкової земної кори від океанічної полягає, очевидно, у їхньому розташуванні. Перша розміщує у собі континенти, сушу, друга - океани і моря.

Материкова кора представлена ​​в основному осадовими породами, гранітами та гранулітами. Океанічна – переважно базальтом.

Материкова земна кора значно товща та віковіша. Вона поступається океанічною з погляду площі покриття поверхні землі, але перевершує з погляду займаного обсягу у всій земної корі.

Можна відзначити, що в деяких випадках океанічна земна кора здатна нашарувати поверх материкової в процесі обдукції.

Визначивши, у чому різниця між материковою та океанічною земною корою, зафіксуємо висновки у невеликій таблиці.

Таблиця

Океанська кора. Тривалий час океанська кора розглядалася як двошарова модель, що складається з верхнього шару осаду і нижнього - "базальтового". В результаті проведених детальних сейсмічних досліджень буріння численних свердловин та неодноразових драгування (взяття зразків порід з дна океану драгами) було значно уточнено будову океанської кори. За сучасними даними, океанська земна кора має тришарову будову за потужності від 5 до 9(12) км, частіше 6-7 км. Деяке збільшення потужності спостерігається під океанськими островами.

1. Верхній, перший шар океанської кори - осадовий, складається з різних опадів, що у рихлому стані. Його потужність від кількох сотень метрів до 1 км. Швидкість поширення сейсмічних хвиль (Vp) у ньому 2,0-2,5 км/с.

2. Другий океанський шар, розташований нижче, за даними буріння, складний переважно базальтами з прошарками карбонатних і крем'янистих порід. Потужність його від 1,0-1,5 до 2,5-3,0 км. Швидкість розповсюдження сейсмічних хвиль (Vp) 3,5-4,5(5) км/с.

3. Третій, нижній високошвидкісний океанський шар бурінням ще не розкрито. Але за даними драгування, що проводиться з дослідницьких судів, він складний основними магматичними породами типу габро з підлеглими ультраосновними породами (серпентиніт, піроксеніт). Його потужність за сейсмічними даними від 3,5 до 5,0 км. Швидкість сейсмічних хвиль (Vp)від 6,3-6,5 км/с, а подекуди збільшується до 7,0 (7,4) км/с.

Земною короюназивають зовнішню тверду оболонку Землі, обмежену знизу поверхнею Мохоровичича, чи Мохо, яка виділяється по різкому зростанню швидкості пружних хвиль за її проходження від Землі у її глибини.

Нижче за поверхню Мохоровичича розташована наступна тверда оболонка - верхня мантія . Найвища частина мантії разом із земною корою є жорсткою і тендітною твердою оболонкою Землі. - літосферу (Камінь). Її підстилають більш пластичні та податливі до деформації, менш в'язкі шари мантії. астеносфера (Слабкий). У ній температура близька до точки плавлення речовини мантії, але внаслідок великого тиску речовина не розплавляється, а знаходиться в аморфному стані і може текти, залишаючись твердою, подібно до льодовика в горах. Саме астеносфера є тим пластичним шаром, яким плавають окремі брили літосфери.

Товщина земної кори на материках становить близько 30-40 км, під гірськими хребтами вона зростає до 80 км (материковий тип земної кори). Під глибоководною частиною океанів товщина земної кори 5-15 км. (океанічний тип земної кори). У середньому підошва земної кори (поверхня Мохоровичича) залягає під материками на глибині 35 км, а під океанами - на глибині 7 км, тобто океанічна земна кора приблизно в п'ять разів тонша за материкову.

Крім відмінностей у товщині, є відмінності у будові земної кори материкового та океанічного типів.

Материкова земна кораскладається з трьох шарів: верхнього - осадового, що розповсюджується в середньому до глибини 5 км; середнього гранітного (назва обумовлена ​​тим, що швидкість сейсмічних хвиль у ньому така сама, як у граніті) із середньою товщиною 10-15 км; нижнього – базальтового, товщиною близько 15 км.

Океанічна земна кораскладається також із трьох шарів: верхнього - осадового до глибини 1 км; середнього із маловідомим складом, що залягає на глибинах від 1 до 2,5 км; нижнього базальтового з товщиною близько 5 км.

Наочне уявлення про характер розподілу висот суші та глибин океанського дна дає гіпсографічна крива (Рис. 1). Вона відбиває співвідношення площ твердої оболонки Землі з різною висотою суші і із різною глибиною у морі. За допомогою кривої обчислено середні значення висоти суші (840 м) та середньої глибини моря (-3880 м). Якщо не брати до уваги гірські області і глибоководні западини, що займають відносно невелику площу, то на гіпсографічній кривій виразно виділяються два переважні рівні: рівень материкової платформи висотою приблизно 1000 м і рівень океанічного ложа з відмітками від -2000 до -6000 м. Перехідна їх зона є відносно різким уступом і називається материковим схилом. Таким чином, природним кордоном, що розділяє океан і континенти, не є видима берегова лінія, а зовнішня межа схилу.

Мал. 1. Гіпсографічна крива (А) та узагальнений профіль дна океану (Б). (I - підводна околиця материків, II - перехідна зона, III - ложе океану, IV -серединно-океанічні хребти).

У межах океанічної частини гіпсографічної (батиграфічної) кривою виділяються чотири основні щаблі рельєфу дна: материкова мілину або шельф (0-200 м), материковий схил (200-2000 м), ложе океану (2000-6000 м) і глибоководні западини (6000-11000 м).

Шельф (материкова мілину)- Підводне продовження материка. Це область материкової земної кори, на яку загалом характерний рівнинний рельєф зі слідами затоплених річкових долин, четвертинного заледеніння, древніх берегових ліній.

Зовнішньою межею шельфу є брівка - різкий перегин дна, поза якого починається материковий схил. Середня глибина брівки шельфу 130 м, проте в окремих випадках глибина її може змінюватися. Ширина шельфу змінюється дуже великому діапазоні: від нуля (у низці районів африканського узбережжя) до тисячі кілометрів (біля північного узбережжя Азії). Загалом шельф займає близько 7% площі Світового океану.

Материковий схил- область від брівки шельфу до материкового підніжжя, тобто до переходу схилу до плоскішого ложа океану. Середній кут нахилу материкового схилу близько 6о, але нерідко крутість схилу може збільшуватися до 20-30 0 , а окремих випадках можливі майже вертикальні уступи. Ширина материкового схилу через круте падіння зазвичай невелика - близько 100 км.

Рельєф материкового схилу характеризується великою складністю та різноманітністю, але найбільш характерною його формою є підводні каньйони . Це вузькі жолоби, що мають великий кут падіння по поздовжньому профілю та круті схили. Вершини підводних каньйонів нерідко врізаються в брівку шельфу, а устя їх досягають материкового підніжжя, де в таких випадках спостерігаються конуси виносу пухкого осадового матеріалу.

Материкове підніжжя- третій елемент рельєфу дна океану, що у межах материкової земної кори. Материкове підніжжя є великою похилою рівниною, утвореною осадовими породами товщиною до 3,5 км. Ширина цієї злегка взгорбленої рівнини може досягати сотень кілометрів, а площа близька до площ шельфу та материкового схилу.

Ложе океану- найглибша частина дна океану, що займає понад 2/3 усієї площі Світового океану. Переважна глибина ложа океану коливається від 4 до 6 км, а рельєф дна найбільш спокійний. Основними елементами рельєфу ложа океану є океанські улоговини, серединно-океанічні хребти та океанічні підняття.

Океанічні улоговини- великі зниження дна Світового океану з глибинами близько 5 км. Вирівняну поверхню дна улоговин називають абісальними (бездонними) рівнинами, і вона обумовлена ​​накопиченням осадового матеріалу, що приноситься з суші. Абісальні рівнини у Світовому океані займають близько 8% ложа океану.

Серединно-океанічні хребти- Тектонічно активні зони в океані, в яких відбувається новоутворення земної кори. Вони складені базальтовими породами, що утворилися в результаті надходження з надр Землі речовини верхньої мантії. Це зумовило своєрідність земної кори серединно-океанічних хребтів та виділення її у рифтогенальний тип.

Океанічні підняття- великі позитивні форми рельєфу ложа океану, які пов'язані з серединно-океанічними хребтами. Вони розташовані в межах океанічного типу земної кори та відрізняються великими горизонтальними та вертикальними розмірами.

У глибоководній частині океану виявлені окремі підводні гори вулканічного походження. Підводні гори з плоскими вершинами, розташовані на глибині понад 200 м, називають гайотами.

Глибоководні западини (жолоба)- Зони найбільших глибин Світового океану, що перевищують 6000 м-коду.

Найглибшою западиною є Маріанський жолоб, відкритий 1954 року науково-дослідним судном "Витязь". Його глибина складає 11022 м-коду.

Гіпотези, що пояснюють походження та розвиток земної кори

Концепція земної кори.

Земна кора - Це комплекс поверхневих шарів твердого тіла Землі. У науковій географічній літературі немає єдиного уявлення про походження та шляхи розвитку земної кори.

Існує кілька концепцій (гіпотез), що розкривають механізми утворення та розвитку земної кори, найбільш обґрунтованими з яких є:

1. Теорія фіксізму (від латів. fixus – нерухомий, незмінний) стверджує, що материки завжди залишалися тих місцях, що вони займають нині. Ця теорія заперечує будь-який рух материків і великих частин літосфери.

2. Теорія мобілізму (від латів. mobilis – рухливий) доводить, що блоки літосфери перебувають у постійному русі. Ця концепція особливо утвердилася останніми роками у зв'язку з отриманням нових наукових даних щодо дна Світового океану.

3. Концепція зростання материків з допомогою дна океану вважає, що початкові материки утворилися як порівняно невеликих масивів, які тепер становлять древні материкові платформи. Згодом ці масиви розросталися за рахунок утворення гір на океанічному дні, що примикає до країв первинних ядер суші. Дослідження дна океанів, особливо у зоні серединно-океанічних хребтів, дало підстави сумніватися у правильності концепції зростання материків з допомогою океанського дна.

4. Теорія геосинкліналей стверджує, що збільшення розмірів суші відбувається шляхом утворення гір у геосинкліналях. Геосинклінальний процес, як один із основних у розвитку земної кори материків, покладено в основу багатьох сучасних наукових пояснень процесу походження та розвитку земної кори.

5. Ротаційна теорія будує своє пояснення на положенні про те, що оскільки фігура Землі не збігається з поверхнею математичного сфероїда і перебудовується у зв'язку з нерівномірним обертанням, зональні смуги та меридіональні сектори на планеті, що обертається, неминуче тектонічно нерівнозначні. Вони з різним ступенем активності реагують на тектонічні напруження, спричинені внутрішньоземними процесами.

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 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. 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 . 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.