Kontynenty w pewnym momencie powstały z masywów skorupy ziemskiej, która w takim czy innym stopniu wystaje ponad poziom wody w postaci lądu. Te bloki skorupy ziemskiej pękały, przesuwały się, a ich części zostały zmiażdżone przez miliony lat, aby pojawić się w formie, którą znamy obecnie.

Dzisiaj przyjrzymy się największej i najmniejszej grubości skorupy ziemskiej oraz cechom jej struktury.

Trochę o naszej planecie

Na początku powstawania naszej planety było tu aktywnych wiele wulkanów i dochodziło do ciągłych zderzeń z kometami. Dopiero po ustaniu bombardowań gorąca powierzchnia planety zamarzła.
Oznacza to, że naukowcy są pewni, że początkowo nasza planeta była jałową pustynią bez wody i roślinności. Skąd wzięło się tyle wody, wciąż pozostaje tajemnicą. Ale nie tak dawno temu pod ziemią odkryto duże zasoby wody, które być może stały się podstawą naszych oceanów.

Niestety, wszystkie hipotezy dotyczące pochodzenia naszej planety i jej składu są bardziej założeniami niż faktami. Według wypowiedzi A. Wegenera początkowo Ziemia była pokryta cienką warstwą granitu, która w epoce paleozoiku przekształciła się w protokontynent Pangeę. W epoce mezozoicznej Pangea zaczęła się dzielić na kawałki, a powstałe kontynenty stopniowo oddalały się od siebie. Wegener twierdzi, że Pacyfik jest pozostałością oceanu pierwotnego, podczas gdy Atlantyk i Indyjski są uważane za drugorzędne.

skorupa Ziemska

Skład skorupy ziemskiej jest prawie podobny do składu naszych planet Układ Słoneczny- Wenus, Mars itp. W końcu te same substancje posłużyły za podstawę wszystkich planet Układu Słonecznego. Niedawno naukowcy są przekonani, że zderzenie Ziemi z inną planetą, zwaną Theią, spowodowało połączenie dwóch ciała niebieskie, a z rozbitego fragmentu powstał Księżyc. To wyjaśnia, że skład mineralny Księżyca jest podobny do składu naszej planety. Poniżej przyjrzymy się budowie skorupy ziemskiej - mapie jej warstw na lądzie i oceanie.

Skorupa stanowi zaledwie 1% masy Ziemi. Składa się głównie z krzemu, żelaza, aluminium, tlenu, wodoru, magnezu, wapnia i sodu oraz 78 innych pierwiastków. Zakłada się, że w porównaniu z płaszczem i jądrem skorupa ziemska jest cienką i delikatną skorupą, złożoną głównie z lekkich substancji. Według geologów ciężkie substancje schodzą do centrum planety, a najcięższe koncentrują się w jądrze.

Budowę skorupy ziemskiej oraz mapę jej warstw przedstawiono na poniższym rysunku.

Skorupa kontynentalna

Skorupa ziemska ma 3 warstwy, z których każda pokrywa poprzednią nierównymi warstwami. Większość jego powierzchni to równiny kontynentalne i oceaniczne. Kontynenty otoczone są także szelfem, który po ostrym zakręcie przechodzi w stok kontynentalny (obszar podwodnego obrzeża kontynentu).
Skorupa kontynentalna Ziemi podzielona jest na warstwy:

1. Osadowy.
2. Granit.
3. Bazalt.

Warstwa osadowa jest pokryta skałami osadowymi, metamorficznymi i magmowymi. Grubość skorupy kontynentalnej stanowi najmniejszy procent.

Rodzaje skorupy kontynentalnej

Skały osadowe to nagromadzenia zawierające glinę, węglan, skały wulkaniczne i inne ciała stałe. Jest to rodzaj osadu, który powstał w wyniku pewnych warunków naturalnych, które wcześniej istniały na Ziemi. Pozwala badaczom wyciągać wnioski na temat historii naszej planety.

Warstwa granitu składa się ze skał magmowych i metamorficznych, które swoimi właściwościami przypominają granit. Oznacza to, że nie tylko granit stanowi drugą warstwę skorupy ziemskiej, ale substancje te mają bardzo podobny skład do niego i mają w przybliżeniu tę samą wytrzymałość. Prędkość jego fal podłużnych sięga 5,5-6,5 km/s. Składa się z granitów, łupków krystalicznych, gnejsów itp.

Warstwa bazaltu zbudowana jest z substancji podobnych składem do bazaltów. Jest bardziej gęsta w porównaniu do warstwy granitu. Pod warstwą bazaltu przepływa lepki płaszcz ciał stałych. Konwencjonalnie płaszcz jest oddzielony od skorupy tzw. granicą Mohorovicica, która w rzeczywistości oddziela warstwy o różnym składzie chemicznym. Charakteryzuje się gwałtownym wzrostem prędkości fal sejsmicznych.
Oznacza to, że stosunkowo cienka warstwa skorupy ziemskiej stanowi delikatną barierę oddzielającą nas od gorącego płaszcza. Grubość samego płaszcza wynosi średnio 3000 km. Wraz z płaszczem poruszają się także płyty tektoniczne, które jako część litosfery stanowią część skorupy ziemskiej.

Poniżej rozważamy grubość skorupy kontynentalnej. To aż 35 km.

Grubość skorupy kontynentalnej

Grubość skorupy ziemskiej waha się od 30 do 70 km. A jeśli pod równinami jego warstwa ma tylko 30-40 km, to poniżej systemy górskie osiąga 70 km. Pod Himalajami grubość warstwy sięga 75 km.

Grubość skorupy kontynentalnej waha się od 5 do 80 km i zależy bezpośrednio od jej wieku. Zatem zimne starożytne platformy (wschodnioeuropejskie, syberyjskie, zachodnio-syberyjskie) mają dość dużą grubość - 40-45 km.

Co więcej, każda warstwa ma swoją własną grubość i grubość, która może się różnić w różnych obszarach kontynentu.

Grubość skorupy kontynentalnej wynosi:

1. Warstwa osadowa - 10-15 km.

2. Warstwa granitu - 5-15 km.

3. Warstwa bazaltu - 10-35 km.

Temperatura skorupy ziemskiej

Temperatura wzrasta w miarę wchodzenia w nią głębiej. Uważa się, że temperatura rdzenia dochodzi do 5000 C, ale liczby te pozostają arbitralne, ponieważ jego rodzaj i skład nadal nie są jasne dla naukowców. W miarę zagłębiania się w skorupę ziemską jej temperatura wzrasta co 100 m, ale jej wartości różnią się w zależności od składu pierwiastków i głębokości. Skorupa oceaniczna ma wyższą temperaturę.

Skorupa oceaniczna

Według naukowców Ziemia była początkowo pokryta oceaniczną warstwą skorupy, która różniła się nieco grubością i składem od warstwy kontynentalnej. prawdopodobnie powstał z górnej zróżnicowanej warstwy płaszcza, czyli jest do niej bardzo zbliżony składem. Grubość skorupy ziemskiej typu oceanicznego jest 5 razy mniejsza niż grubość typu kontynentalnego. Ponadto jego skład w głębokich i płytkich obszarach mórz i oceanów różni się od siebie nieznacznie.

Warstwy skorupy kontynentalnej

Grubość skorupy oceanicznej wynosi:

1. Warstwa wody oceanicznej, której grubość wynosi 4 km.

2. Warstwa luźnych osadów. Grubość wynosi 0,7 km.

3. Warstwa złożona z bazaltów ze skałami węglanowymi i krzemionkowymi. Średnia grubość wynosi 1,7 km. Nie wyróżnia się ostro i charakteryzuje się zagęszczeniem warstwy osadowej. Ten wariant jego struktury nazywa się suboceanicznym.

4. Warstwa bazaltu, nie różniąca się od skorupy kontynentalnej. Grubość skorupy oceanicznej w tej warstwie wynosi 4,2 km.

Bazaltowa warstwa skorupy oceanicznej w strefach subdukcji (strefach, w których jedna warstwa skorupy pochłania drugą) zamienia się w eklogity. Ich gęstość jest tak duża, że zanurzają się głęboko w skorupie na głębokość ponad 600 km, a następnie schodzą do dolnego płaszcza.

Biorąc pod uwagę, że najcieńsza grubość skorupy ziemskiej występuje pod oceanami i wynosi zaledwie 5-10 km, naukowcy od dawna bawili się pomysłem rozpoczęcia wierceń w skorupie w głębinach oceanów, co umożliwiłoby im studiować bardziej szczegółowo Struktura wewnętrzna Ziemia. Jednak warstwa skorupy oceanicznej jest bardzo mocna, a badania w głębinach oceanu jeszcze bardziej utrudniają to zadanie.

Wniosek

Skorupa ziemska jest prawdopodobnie jedyną warstwą szczegółowo zbadaną przez ludzkość. Ale to, co kryje się pod spodem, wciąż niepokoi geologów. Możemy mieć tylko nadzieję, że pewnego dnia niezbadane głębiny naszej Ziemi zostaną odkryte.

Pochodzenie Ziemi. Jak już wiesz. Ziemia jest małym ciałem kosmicznym, częścią Układu Słonecznego. Jak narodziła się nasza planeta? Naukowcy ze świata starożytnego próbowali odpowiedzieć na to pytanie. Istnieje wiele różnych hipotez. Zaznajomisz się z nimi studiując astronomię w szkole średniej.

Ze współczesnych poglądów na temat pochodzenia Ziemi najbardziej rozpowszechniona jest hipoteza O. Yu Schmidta o powstaniu Ziemi z zimnej chmury gazowo-pyłowej. Cząsteczki tego obłoku krążące wokół Słońca zderzyły się i „skleiły”, tworząc grudki, które rosły jak kula śnieżna.

Istnieją również hipotezy o powstaniu planet w wyniku katastrof kosmicznych - potężnych eksplozji spowodowanych rozpadem materii gwiazdowej. Naukowcy wciąż poszukują nowych sposobów rozwiązania problemu pochodzenia Ziemi.

Struktura skorupy kontynentalnej i oceanicznej. Skorupa ziemska jest najwyższą częścią litosfery. Jest jak cienka „zasłona”, pod którą kryją się niespokojne głębiny ziemi. W porównaniu z innymi geosferami skorupa ziemska wydaje się być cienką warstwą, w którą owinięty jest glob. Średnio grubość skorupy ziemskiej wynosi tylko 0,6% długości promienia Ziemi.

O wyglądzie naszej planety decydują występy kontynentów i zagłębienia oceanów wypełnionych wodą. Aby odpowiedzieć na pytanie, jak powstały, trzeba poznać różnice w budowie skorupy ziemskiej. Różnice te można określić na podstawie rysunku 8.

Z jakich trzech warstw składa się skorupa ziemska?
Jak gruba jest skorupa kontynentów? Pod oceanami?
Wskaż dwie cechy odróżniające skorupę kontynentalną od oceanicznej.

Jak możemy wyjaśnić różnice w budowie skorupy ziemskiej? Większość naukowców uważa, że skorupa oceaniczna powstała po raz pierwszy na naszej planecie. Pod wpływem procesów zachodzących wewnątrz Ziemi na jej powierzchni utworzyły się fałdy, czyli obszary górskie. Zwiększyła się grubość skorupy i utworzyły się występy kontynentalne. Istnieje wiele hipotez dotyczących dalszego rozwoju kontynentów i basenów oceanicznych. Niektórzy naukowcy twierdzą, że kontynenty stoją w bezruchu, inni wręcz przeciwnie, mówią o ich ciągłym ruchu.

W ostatnie lata powstała teoria budowy skorupy ziemskiej, oparta na koncepcji płyt litosferycznych i powstałej na początku XX wieku hipotezie dryfu kontynentów. Niemiecki naukowiec A. Wegener. Nie potrafił jednak wówczas znaleźć odpowiedzi na pytanie o pochodzenie sił przemieszczających kontynenty.

Ryż. 8. Budowa skorupy ziemskiej na kontynentach i pod oceanami

Płyty litosfery. Zgodnie z teorią płyt litosferycznych skorupa ziemska wraz z częścią górnego płaszcza nie jest monolityczną powłoką planety. Przerywa go złożona sieć głębokich pęknięć, które sięgają dużych głębokości i docierają do płaszcza. Te gigantyczne pęknięcia dzielą litosferę na kilka bardzo dużych bloków (płyt) o grubości od 60 do 100 km. Granice między płytami przebiegają wzdłuż grzbietów śródoceanicznych - gigantycznych wybrzuszeń na ciele planety lub wzdłuż rowów głębinowych - wąwozów na dnie oceanu. Na lądzie też są takie pęknięcia. Przechodzą przez pasma górskie, takie jak Himalaje Alysh, Ural itp. Te pasy górskie są jak „szwy w miejscu zagojonych starych ran na ciele planety”. Na lądzie są też „świeże rany” – słynne uskoki Afryki Wschodniej.

Jest siedem ogromnych płyt i dziesiątki mniejszych. Większość płyt obejmuje zarówno skorupę kontynentalną, jak i oceaniczną (ryc. 9).

Ryż. 9. Płyty litosfery

Płyty leżą na stosunkowo miękkiej, plastycznej warstwie płaszcza, po której się ślizgają. Siły powodujące ruch płyt powstają, gdy materia porusza się w górnym płaszczu (ryc. 10). Silne wypływy tej substancji ku górze rozdzierają skorupę ziemską, tworząc w niej głębokie uskoki. Uskoki te występują na lądzie, ale najliczniej występują na grzbietach śródoceanicznych na dnie oceanów, gdzie skorupa ziemska jest cieńsza. Tutaj stopiona materia unosi się z wnętrza Ziemi i rozpycha płyty, tworząc skorupę ziemską. Krawędzie uskoków oddalają się od siebie.

Ryż. 10. Szacowany ruch płyt litosfery: 1. Ocean Atlantycki. 2. Grzbiet śródoceaniczny. 3. Subdukcja płyt do płaszcza. 4. Rów oceaniczny. 5. Andy. 6. Powstanie materii z płaszcza

Płyty powoli przemieszczają się od linii podwodnych grzbietów do linii rowów z prędkością od 1 do 6 cm rocznie. Fakt ten ustalono porównując zdjęcia wykonane ze sztucznych satelitów Ziemi. Sąsiednie płyty zbliżają się do siebie, rozchodzą lub przesuwają się względem siebie (patrz ryc. 10). Unoszą się na powierzchni górnego płaszcza, niczym kawałki lodu na powierzchni wody.

Jeśli płyty, z których jedna ma skorupę oceaniczną, a druga kontynentalną, zbliżą się, wówczas płyta pokryta morzem wygina się, jakby nurkowała pod kontynentem (patrz ryc. 10). W tym przypadku powstają rowy głębinowe, łuki wysp i pasma górskie, na przykład Rów Kurylski. Wyspy Japońskie, Andy. Jeśli zejdą się dwie płyty ze skorupą kontynentalną, to ich krawędzie wraz ze wszystkimi nagromadzonymi na nich skały osadowe zwinięty w fałdy. W ten sposób powstały np. Himalaje na pograniczu płyt euroazjatyckiej i indoaustralijskiej.

Ryż. 11. Zmiany w zarysach kontynentów w różnych momentach

Według teorii płyt litosferycznych Ziemia miała kiedyś jeden kontynent otoczony oceanem. Z biegiem czasu pojawiły się na nim głębokie uskoki i utworzyły się dwa kontynenty – Gondwana na półkuli południowej i Laurazja na półkuli północnej (ryc. 11). Następnie kontynenty te zostały podzielone nowymi uskokami. Powstały współczesne kontynenty i nowe oceany - Atlantyk i Indyjski. U podstawy współczesnych kontynentów leżą najstarsze, stosunkowo stabilne i wyrównane odcinki skorupy ziemskiej – platformy, czyli płyty powstałe w odległej przeszłości geologicznej Ziemi. Kiedy płyty się zderzyły, powstały struktury górskie. Na niektórych kontynentach zachowały się ślady zderzenia kilku płyt. Stopniowo zwiększała się ich powierzchnia. W ten sposób powstała na przykład Eurazja.

Badanie płyt litosferycznych pozwala spojrzeć w przyszłość Ziemi. Zakłada się, że za około 50 milionów lat oceany Atlantycki i Indyjski rozszerzą się, a Pacyfik zmniejszy się. Afryka przesunie się na północ. Australia przekroczy równik i zetknie się z Eurazją. Jest to jednak jedynie prognoza wymagająca doprecyzowania.

Naukowcy doszli do wniosku, że w miejscach, gdzie skorupa ziemska pęka i rozciąga się w środkowych grzbietach, powstaje nowa skorupa oceaniczna, która stopniowo rozprzestrzenia się w obu kierunkach z głębokiego uskoku, który ją zrodził. Na dnie oceanu znajduje się coś w rodzaju gigantycznego przenośnika taśmowego. Transportuje młode bloki płyt litosferycznych z miejsca ich powstania na kontynentalne obrzeża oceanów. Prędkość jest niska, droga jest długa. Dlatego bloki te docierają do wybrzeża po 15-20 milionach lat. Po przejściu tej ścieżki płyta schodzi do rowu głębinowego i „nurkując” pod kontynentem, pogrąża się w płaszczu, z którego została utworzona, w środkowych częściach środkowych grzbietów. To zamyka krąg życia każdej płyty litosferycznej.

Mapa budowy skorupy ziemskiej. Starożytne platformy, pofałdowane regiony górskie, położenie grzbietów śródoceanicznych, strefy uskoków na lądzie i dnie oceanu oraz występy krystalicznych skał na kontynentach pokazano na mapie tematycznej „Struktura skorupy ziemskiej”.

Pasy sejsmiczne Ziemi. Obszary graniczne pomiędzy płytami litosfery nazywane są pasami sejsmicznymi. Są to najbardziej niespokojne poruszające się obszary planety. Tutaj koncentruje się większość aktywnych wulkanów i dochodzi do co najmniej 95% wszystkich trzęsień ziemi. Obszary sejsmiczne rozciągają się na tysiące kilometrów i pokrywają się z obszarami głębokich uskoków na lądzie, w oceanie - z grzbietami śródoceanicznymi i rowami głębinowymi. Na Ziemi istnieje ponad 800 aktywnych wulkanów, wyrzucających na powierzchnię planety mnóstwo lawy, gazów i pary wodnej.

Wiedza o budowie i historii rozwoju litosfery jest istotna dla poszukiwania złóż kopalin i prognozowania klęsk żywiołowych związanych z procesami zachodzącymi w litosferze. Zakłada się np., że to na granicach płyt powstają minerały rudne, których powstanie wiąże się z wnikaniem skał magmowych w skorupę ziemską.

Jaką strukturę ma litosfera? Jakie zjawiska zachodzą na granicach jego płyt?
Jak zlokalizowane są pasy sejsmiczne na Ziemi? Opowiedz nam o trzęsieniach ziemi i erupcjach wulkanów, które znasz z reportaży radiowych i telewizyjnych. gazety. Wyjaśnij przyczyny tych zjawisk.
Jak pracować z mapą budowy skorupy ziemskiej?
Czy to prawda, że rozmieszczenie skorupy kontynentalnej pokrywa się z powierzchnią lądu? 5. Gdzie, Twoim zdaniem, w odległej przyszłości mogą powstać na Ziemi nowe oceany? Nowe kontynenty?

Plan

1. Skorupa ziemska (kontynentalna, oceaniczna, przejściowa).

2. Głównymi składnikami skorupy ziemskiej są pierwiastki chemiczne, minerały, skały, ciała geologiczne.

3. Podstawy klasyfikacji skał magmowych.

Skorupa ziemska (kontynentalna, oceaniczna, przejściowa)

Na podstawie danych z głębokich badań sejsmicznych zidentyfikowano szereg warstw skorupy ziemskiej, które charakteryzują się: przy różnych prędkościach przejście drgań sprężystych. Z tych warstw trzy są uważane za podstawowe. Najwyższa z nich nazywana jest muszlą osadową, środkowa jest granitowo-metamorficzna, a dolna jest bazaltowa (ryc.).

Ryż. . Schemat budowy skorupy i górnego płaszcza z uwzględnieniem litosfery stałej

i plastikową astenosferę

Warstwa osadowa składa się głównie z najmiększych, najluźniejszych i najgęstszych (w wyniku cementowania luźnych) skał. Skały osadowe występują zwykle w warstwach. Miąższość warstwy osadowej na powierzchni Ziemi jest bardzo zmienna i waha się od kilku m do 10-15 km. Są obszary, gdzie warstwa osadowa jest całkowicie nieobecna.

Warstwa granitowo-metamorficzna zbudowane głównie ze skał magmowych i metamorficznych bogatych w glin i krzem. Miejsca, w których nie ma warstwy osadowej, a na powierzchnię wypływa warstwa granitu, nazywa się kryształowe tarcze(Kola, Anabar, Aldan itp.). Grubość warstwy granitu wynosi 20-40 km, w niektórych miejscach tej warstwy nie ma (na dnie Pacyfiku). Z badań prędkości fal sejsmicznych wynika, że gęstość skał w dolnej granicy od 6,5 km/s do 7,0 km/s zmienia się gwałtownie. Ta granica warstwy granitu, oddzielająca warstwę granitu od warstwy bazaltu, nazywa się Granice Conrada.

Warstwa bazaltu wyróżnia się u podstawy skorupy ziemskiej, występuje wszędzie, jej miąższość waha się od 5 do 30 km. Gęstość substancji w warstwie bazaltu wynosi 3,32 g/cm3, jej skład różni się od granitów i charakteryzuje się znacznie niższą zawartością krzemionki. Na dolnej granicy warstwy obserwuje się gwałtowną zmianę prędkości przejścia fal podłużnych, co wskazuje na gwałtowną zmianę właściwości skał. Granicę tę uważa się za dolną granicę skorupy ziemskiej i nazywa się ją granicą Mohorovicica, jak omówiono powyżej.

W różnych częściach globu skorupa ziemska jest niejednorodna zarówno pod względem składu, jak i grubości. Rodzaje skorupy ziemskiej - kontynentalny lub kontynentalny, oceaniczny i przejściowy. Skorupa oceaniczna zajmuje około 60%, a skorupa kontynentalna około 40% powierzchni Ziemi, co różni się od rozkładu powierzchni oceanów i lądów (odpowiednio 71% i 29%). Wynika to z faktu, że granica między rozpatrywanymi rodzajami skorupy przebiega wzdłuż stopy kontynentalnej. Płytkie morza, takie jak na przykład Morze Bałtyckie i Arktyczne w Rosji, należą do Oceanu Światowego tylko z geograficznego punktu widzenia. W obszarze oceanów występują typ oceaniczny, charakteryzujący się cienką warstwą osadową, pod którą znajduje się warstwa bazaltu. Co więcej, skorupa oceaniczna jest znacznie młodsza niż skorupa kontynentalna - wiek tej pierwszej wynosi nie więcej niż 180–200 milionów lat. Skorupa ziemska pod kontynentem zawiera wszystkie 3 warstwy, ma dużą grubość (40-50 km) i nazywa się kontynent. Skorupa przejściowa odpowiada podwodnym obrzeżom kontynentu. W przeciwieństwie do kontynentalnej, warstwa granitu tutaj gwałtownie maleje i znika w oceanie, a następnie następuje zmniejszenie grubości warstwy bazaltu.

Warstwy osadowe, granitowo-metamorficzne i bazaltowe tworzą razem skorupę zwaną sialem - od słów krzem i aluminium. Zwykle uważa się, że w powłoce sialowej wskazane jest zidentyfikowanie pojęcia skorupy ziemskiej. Ustalono także, że w całym historia geologiczna Skorupa ziemska pochłania tlen i obecnie składa się z niego objętościowo w 91%.

Głównymi składnikami skorupy ziemskiej są pierwiastki chemiczne, minerały, skały, ciała geologiczne

Substancja Ziemi składa się z pierwiastków chemicznych. W skorupie skalnej pierwiastki chemiczne tworzą minerały, minerały tworzą skały, a skały z kolei tworzą ciała geologiczne. Nasza wiedza na temat chemii Ziemi, czy inaczej geochemii, spada katastrofalnie wraz z głębokością. Poniżej 15 km naszą wiedzę stopniowo zastępują hipotezy.

Amerykański chemik F.W. Clarke wraz z G.S. Waszyngton, począwszy od początku ubiegłego wieku analizy różne rasy(5159 próbek) opublikowało dane dotyczące średniej zawartości około dziesięciu najpowszechniejszych pierwiastków w skorupie ziemskiej. Frank Clark wyszedł ze stanowiska, że skorupa ziemska do głębokości 16 km składa się w 95% ze skał magmowych i w 5% ze skał osadowych powstałych ze skał magmowych. Dlatego do obliczeń F. Clark wykorzystał 6000 analiz różnych skał, biorąc ich średnią arytmetyczną. Następnie dane te uzupełniono danymi uśrednionymi o zawartości pozostałych pierwiastków. Okazało się, że najczęstszymi pierwiastkami skorupy ziemskiej są (% wag.): O – 47,2; Si – 27,6; Al – 8,8; Fe – 5,1; Ca – 3,6; Na – 2,64; Mg – 2,1; K – 1,4; H – 0,15, co daje łącznie 99,79%. Pierwiastki te (z wyjątkiem wodoru), a także węgiel, fosfor, chlor, fluor i niektóre inne nazywane są skałotwórczymi lub petrogennymi.

Następnie liczby te były wielokrotnie wyjaśniane przez różnych autorów (tabela).

Porównanie różnych szacunków składu skorupy kontynentów,

Rodzaj kory	Górna skorupa kontynentalna	Skorupa kontynentalna
Autor Oksida	Clarka, 1924	Goldschmidta, 1938	Winogradow, 1962	Ronov i in., 1990	Ronov i in., 1990
SiO2	60,3	60,5	63,4	65,3	55,9
TiO2	1,0	0,7	0,7	0,55	0,85
Al2O3	15,6	15,7	15,3	15,3	16,5
Fe2O3	3,2	3,1	2,5	1,8	1,0
FeO	3,8	3,8	3,7	3,7	7,4
MnO	0,1	0,1	0,1	0,1	0,15
MgO	3,5	3,5	3,1	2,9	5,0
CaO	5,2	5,2	4,6	4,2	8,8
Na2O	3,8	3,9	3,4	3,1	2,8
K2O	3,2	3,2	3,0	2,9	1,4
P2O5	0,3	0,3	0,2	0,15	0,2
Suma	100,0	100,0	100,0	100,0	100,0

Za sugestią akademika A.E. Fersmana nazwano średnie ułamki masowe pierwiastków chemicznych w skorupie ziemskiej Clarksa. Najnowsze dane dotyczące składu chemicznego sfer Ziemi podsumowano na poniższym wykresie (rysunek).

Cała materia skorupy i płaszcza Ziemi składa się z minerałów różniących się kształtem, strukturą, składem, liczebnością i właściwościami. Obecnie zidentyfikowano ponad 4000 minerałów. Nie da się podać dokładnej liczby, ponieważ co roku liczba gatunków minerałów jest uzupełniana o 50–70 nazw gatunków minerałów. Na przykład na terytorium byłego ZSRR Odkryto około 550 minerałów (320 gatunków przechowywanych jest w Muzeum A.E. Fersmana), z czego ponad 90% odkryto w XX wieku.

Skład mineralny skorupy ziemskiej jest następujący (% obj.): skalenie - 43,1; pirokseny - 16,5; oliwin - 6,4; amfibole - 5,1; mika - 3,1; minerały ilaste - 3,0; ortokrzemiany – 1,3; chloryny, serpentyny - 0,4; kwarc – 11,5; krystobalit - 0,02; trydymit - 0,01; węglany - 2,5; minerały rudne - 1,5; fosforany - 1,4; siarczany - 0,05; wodorotlenki żelaza - 0,18; inne - 0,06; materia organiczna- 0,04; chlorki - 0,04.

Liczby te są oczywiście bardzo względne. Ogólnie rzecz biorąc, skład mineralny skorupy ziemskiej jest najbardziej zróżnicowany i bogaty w porównaniu ze składem głębszych geosfer i meteorytów, substancją Księżyca i skorupy zewnętrzne inne planety ziemskie. Tak więc na Księżycu zidentyfikowano 85 minerałów, a w meteorytach 175.

Naturalne agregaty mineralne tworzące niezależne ciała geologiczne w skorupie ziemskiej nazywane są skałami. Pojęcie „ciała geologicznego” jest koncepcją wieloskalową; obejmuje objętości od kryształu mineralnego po kontynenty. Każda skała tworzy w skorupie ziemskiej trójwymiarową bryłę (warstwa, soczewka, masyw, pokrywa...), charakteryzującą się pewnym składem materiałowym i specyficzną strukturą wewnętrzną.

Termin „skała” został wprowadzony do rosyjskiej literatury geologicznej pod koniec XVIII wieku przez Wasilija Michajłowicza Siewiergina. Badania skorupy ziemskiej wykazały, że składa się ona z różnych skał, które ze względu na pochodzenie można podzielić na 3 grupy: magmowe lub magmowe, osadowe i metamorficzne.

Zanim przejdziemy do opisu każdej z grup skał z osobna, należy zastanowić się nad ich powiązaniami historycznymi.

Powszechnie przyjmuje się, że kula ziemska była pierwotnie stopionym ciałem. Z tego pierwotnego stopu, czyli magmy, w wyniku ochłodzenia utworzyła się stała skorupa ziemska, początkowo złożona wyłącznie ze skał magmowych, które należy uważać za najstarszą historycznie grupę skał.

Dopiero w późniejszej fazie rozwoju Ziemi mogły powstać skały innego pochodzenia. Stało się to możliwe po pojawieniu się wszystkich jego zewnętrznych powłok: atmosfery, hydrosfery, biosfery. Pierwotne skały magmowe pod ich wpływem i energia słoneczna uległy zniszczeniu, zniszczony materiał został przeniesiony przez wodę i wiatr, posortowany i ponownie zacementowany. W ten sposób powstały skały osadowe, które są wtórne w stosunku do skał magmowych, z których powstały.

Zarówno skały magmowe, jak i osadowe służyły jako materiały do powstania skał metamorficznych. W wyniku różnych procesów geologicznych doszło do opadnięcia dużych obszarów skorupy ziemskiej, a w ich obrębie nagromadziły się skały osadowe. Podczas tych osiadań dolne partie warstw opadają w regionie na coraz większe głębokości wysokie temperatury i ciśnień, w obszar penetracji różnych par i gazów z magmy i cyrkulacji roztworów gorącej wody, wprowadzając do skał nowe pierwiastki chemiczne. Efektem tego jest metamorfizm.

Rozmieszczenie tych ras jest zróżnicowane. Szacuje się, że litosfera składa się w 95% ze skał magmowych i metamorficznych oraz tylko w 5% ze skał osadowych. Na powierzchni rozkład jest nieco inny. Skały osadowe zajmują 75% powierzchni Ziemi, a tylko 25% to skały magmowe i metamorficzne.

Warstwy C nie można uznać za jednorodną. Ulega zmianie składu chemicznego lub przemianom fazowym (lub obu).

Jeśli chodzi o warstwę B, która leży bezpośrednio pod skorupą ziemską, to najprawdopodobniej tutaj również występuje pewna niejednorodność i składa się ona ze skał takich jak dunit, perydotyty i eklogity.

Badając trzęsienie ziemi, które miało miejsce 40 km od Zagrzebia (Jugosławia), A. Mohorovicic zauważył w 1910 r., że w odległości ponad 200 km od źródła najpierw na sejsmogramie pojawia się fala podłużna innego rodzaju niż przy bliższych odległościach. Wyjaśnił to mówiąc, że na Ziemi, na głębokości około 50 km, istnieje granica, przy której prędkość gwałtownie wzrasta. Badania te kontynuował jego syn S. Mohorovicic po Conradzie, który w 1925 roku odkrył kolejną fazę fal podłużnych P*, badając fale powstałe w wyniku trzęsień ziemi we wschodnich Alpach. Odpowiednia faza fali poprzecznej S* została zidentyfikowana później. Fazy P* i S* wskazują na istnienie co najmniej jednej granicy – „granicy Conrada” – pomiędzy podstawą ciągu osadowego a granicą Mohorovicica.

Fale powstające w wyniku trzęsień ziemi i sztucznych eksplozji oraz rozchodzące się w skorupie ziemskiej są w ostatnich latach intensywnie badane. Zastosowano zarówno metodę fali załamanej, jak i odbitej. Wyniki badań są następujące. Według pomiarów przeprowadzonych przez różnych badaczy wartości prędkości podłużnych V p i poprzecznych V S okazały się równe: w granicie - V p = 4,0 ÷ 5,7, V s = 2,1 ÷ 3,4, w bazalcie - V p = 5,4 ÷ 6,4, V s ≈ 3,2, V

gabro - V p = 6,4 ÷ 6,7, V s ≈ 3,5, w dunicie - V p = 7,4, V s = 3,8 i w eklogicie - V p = 8,0, V s = 4,3

km/s

Ponadto w różnych obszarach uzyskano wskazania na istnienie fal o innych prędkościach i granicach w obrębie warstwy granitu. Z drugiej strony nic nie wskazuje na istnienie warstwy granitu pod dnem oceanu poza szelfami. Na wielu obszarach kontynentalnych podstawą warstwy granitu jest granica Conrada.

Obecnie istnieją oznaki dodatkowych wyraźnych granic między powierzchniami Conrada i Mohorovicica; dla kilku regionów kontynentalnych wskazano nawet warstwy o prędkościach fal podłużnych od 6,5 do 7 i od 7 do 7,5 km/s. Sugerowano, że może istnieć warstwa „diorytu” (V p = 6,1

km/s) i warstwę „gabro” (V p = 7 km/s).

Na wielu obszarach oceanicznych głębokość granicy Moho poniżej dna oceanu jest mniejsza niż 10 km. W przypadku większości kontynentów jego głębokość wzrasta wraz ze wzrostem odległości od wybrzeża, a pod wysokimi górami może osiągnąć ponad 50 km. Te górskie „korzenie” po raz pierwszy odkryto na podstawie danych grawitacyjnych.

W większości przypadków wyznaczenia prędkości poniżej granicy Moho dają te same wartości: 8,1 - 8,2 km/s dla fal podłużnych i około 4,7 km/s dla fal poprzecznych.

Skorupa ziemska [Sorochtin, Uszakow, 2002, s. 13]. 39-52]

Skorupa ziemska jest górną warstwą sztywnej skorupy Ziemi - jej litosfery i różni się od podskorupowych części litosfery strukturą i skład chemiczny. Skorupa ziemska jest oddzielona od leżącego pod nią płaszcza litosferycznego granicą Mohorovicica, przy której prędkość propagacji fal sejsmicznych gwałtownie wzrasta do 8,0 - 8,2 km/s.

Powierzchnia skorupy ziemskiej powstaje w wyniku wielokierunkowego wpływu ruchów tektonicznych, które tworzą nierówną rzeźbę terenu, denudację tej płaskorzeźby w wyniku zniszczenia i wietrzenia skał składowych oraz w wyniku procesów sedymentacji. W rezultacie stale się rozwija i jednocześnie

Wygładzanie powierzchni skorupy ziemskiej okazuje się dość skomplikowane. Maksymalny kontrast rzeźby obserwuje się tylko w miejscach o największej współczesnej aktywności tektonicznej Ziemi, na przykład na aktywnym krańcu kontynentalnym Ameryki Południowej, gdzie różnica w poziomach rzeźby między rowem głębinowym peruwiańsko-chilijskim a szczytami Andy sięgają 16-17 km. Znaczące kontrasty wysokościowe (do 7-8 km) i dużą rozciętą rzeźbę obserwuje się we współczesnych strefach kolizji kontynentalnych, na przykład w pasie fałdowym alpejsko-himalajskim.

Skorupa oceaniczna

Skorupa oceaniczna ma prymitywny skład i zasadniczo reprezentuje górną, zróżnicowaną warstwę płaszcza, pokrytą cienką warstwą osadów pelagicznych. Skorupa oceaniczna jest zwykle podzielona na trzy warstwy, z których pierwsza (górna) jest osadowa.

Dolna część warstwy osadowej zbudowana jest przeważnie z osadów węglanowych zalegających na głębokościach mniejszych niż 4-4,5 km. Na głębokościach większych niż 4-4,5 km górna część warstwy osadowej zbudowana jest głównie z osadów bezwęglowych - czerwonych glin głębinowych i mułów krzemionkowych. Druga, bazaltowa, warstwa skorupy oceanicznej w górnej części składa się z law bazaltowych o składzie toleitycznym. Całkowita grubość warstwy bazaltu skorupy oceanicznej, sądząc po danych sejsmicznych, sięga 1,5, czasem 2 km. Według danych sejsmicznych grubość gabro-serpentytu (trzeciej) warstwy skorupy oceanicznej sięga 4,5-5 km. Przy grzbietach grzbietów śródoceanicznych grubość skorupy oceanicznej zmniejsza się zwykle do 3-4, a nawet 2-2,5 km bezpośrednio poniżej dolin ryftowych.

Całkowita grubość skorupy oceanicznej bez warstwy osadowej sięga zatem 6,5-7 km. Poniżej skorupa oceaniczna jest podszyta krystalicznymi skałami górnego płaszcza, które tworzą podskorupowe sekcje płyt litosferycznych. Pod grzbietami grzbietów śródoceanicznych skorupa oceaniczna leży bezpośrednio nad kieszeniami roztopionych bazaltów uwolnionych z gorącego płaszcza (z astenosfery).

Powierzchnia skorupy oceanicznej wynosi około 306 mln km2, średnia gęstość skorupy oceanicznej (bez osadów) jest bliska 2,9 g/cm3, dlatego też masę skonsolidowanej skorupy oceanicznej można oszacować na (5,8-6,2 )·1024 gr. Objętość i masa warstwy osadowej w basenach głębinowych oceanu światowego, według A.P. Lisicyna, wynosi odpowiednio 133 mln km 3 i około 0,1·1024 g. Objętość osadów skupionych na szelfach i zboczach kontynentalnych jest nieco większa – około 190 mln km 3, co pod względem masy (biorąc pod uwagę zagęszczenie osadów) wynosi około

(0,4-0,45) 1024 g.

Skorupa oceaniczna powstaje w strefach ryftów grzbietów śródoceanicznych na skutek występującego pod nimi oddzielenia się stopionego bazaltu od gorącego płaszcza (od astenosferycznej warstwy Ziemi) i ich wylewania się na powierzchnię dna oceanicznego. Co roku w tych strefach co najmniej 5,5-6 km 3 roztopów bazaltu unosi się z astenosfery, wylewa na dno oceanu i krystalizuje, tworząc całą drugą warstwę skorupy oceanicznej (biorąc pod uwagę warstwę gabro, objętość wytopy wprowadzane do skorupy wzrastają do 12 km 3) . Te ogromne procesy tektonomagmatyczne, nieustannie rozwijające się pod grzbietami grzbietów śródoceanicznych, nie mają sobie równych na lądzie i towarzyszy im wzmożona aktywność sejsmiczna.

W strefach ryftów położonych na grzbietach grzbietów śródoceanicznych następuje rozciąganie i rozprzestrzenianie się dna oceanu. Dlatego wszystkie takie strefy charakteryzują się częstymi, ale płytkimi trzęsieniami ziemi z przewagą mechanizmów przemieszczania pęknięć. Natomiast pod łukami wysp i aktywnymi obrzeżami kontynentalnymi, tj. w strefach podparcia płyt zwykle występują silniejsze trzęsienia ziemi z przewagą mechanizmów ściskania i ścinania. Według danych sejsmicznych,

osiadanie skorupy oceanicznej i litosfery można prześledzić w górnym płaszczu i mezosferze do głębokości około 600-700 km. Według danych tomograficznych osiadanie oceanicznych płyt litosferycznych zostało prześledzone na głębokości około 1400–1500 km i być może głębiej – aż do powierzchni jądra Ziemi.

Dno oceanu charakteryzuje się charakterystycznymi i dość kontrastowymi pasmowymi anomaliami magnetycznymi, zwykle umiejscowionymi równolegle do grzbietów śródoceanicznych (ryc. 7.8). Pochodzenie tych anomalii wiąże się ze zdolnością bazaltów dna oceanu podczas ochładzania do magnesowania przez ziemskie pole magnetyczne, zapamiętując w ten sposób kierunek tego pola w momencie ich wylania się na powierzchnię dna oceanu .

Mechanizm „przenośnikowy” odnowy dna oceanicznego wraz z ciągłym zanurzaniem starszych odcinków skorupy oceanicznej i zgromadzonych na niej osadów w płaszcz pod łukami wysp wyjaśnia, dlaczego w ciągu życia Ziemi baseny oceaniczne nigdy nie miały czasu na wypełnione osadami. Rzeczywiście, przy obecnym tempie wypełniania zagłębień oceanicznych osadami terygenicznymi przenoszonymi z lądu, wynoszącym 2,2 × 1016 g/rok, cała objętość tych zagłębień, w przybliżeniu równa 1,37 × 1024 cm 3, zostałaby całkowicie wypełniona za około 1,2 miliarda lat . Obecnie możemy z dużą pewnością stwierdzić, że kontynenty i baseny oceaniczne istnieją razem od około 3,8 miliarda lat i w tym czasie nie nastąpiło żadne znaczące wypełnienie ich zagłębień. Co więcej, po odwiertach we wszystkich oceanach, wiemy już na pewno, że na dnie oceanu nie ma osadów starszych niż 160-190 milionów lat. Ale można to zaobserwować tylko w jednym przypadku - jeśli istnieje skuteczny mechanizm usuwania osadów z oceanów. Mechanizm ten, jak obecnie wiadomo, polega na wciąganiu osadów pod łuki wysp i aktywne obrzeża kontynentalne w strefach naporu płyt.

Skorupa kontynentalna

Skorupa kontynentalna, zarówno pod względem składu, jak i struktury, znacznie różni się od skorupy oceanicznej. Jego grubość waha się od 20-25 km pod łukami wysp i obszarami o przejściowym typie skorupy do 80 km pod młodymi złożonymi pasami Ziemi, na przykład pod Andami lub pasem alpejsko-himalajskim. Grubość skorupy kontynentalnej pod pradawnymi platformami wynosi średnio około 40 km, a jej masa, łącznie ze skorupą subkontynentalną, sięga 2,25·1025 g. Relief skorupy kontynentalnej charakteryzuje się również maksymalnymi różnicami wysokości, sięgającymi 16-17 km od podnóża stoków kontynentalnych w rowach głębinowych do najwyższych szczytów górskich.

Struktura skorupy kontynentalnej jest bardzo niejednorodna, jednak podobnie jak w skorupie oceanicznej, w jej grubości, szczególnie na starożytnych platformach, czasami wyróżnia się trzy warstwy: górną osadową i dwie dolne, zbudowane ze skał krystalicznych. Pod młodymi pasami mobilnymi struktura kory okazuje się bardziej złożona, chociaż jej ogólny podział zbliża się do struktury dwuwarstwowej.

Grubość górnej warstwy osadowej skorupy kontynentalnej jest bardzo zróżnicowana - od zera na starożytnych tarczach do 10-12, a nawet 15 km na pasywnych obrzeżach kontynentów i w marginalnych rynnach platform. Średnia miąższość osadów na stabilnych platformach proterozoicznych wynosi zwykle blisko 2-3 km. W osadach na takich platformach dominują osady ilaste i węglany płytkich basenów morskich.

Górna część skonsolidowanego odcinka skorupy kontynentalnej jest zwykle reprezentowana przez starożytne, głównie prekambryjskie skały. Czasami tę część odcinka twardej skorupy nazywa się warstwą „granitu”, podkreślając w ten sposób przewagę w niej skał granitoidowych i podporządkowanie bazaltoidów.

W głębszych partiach skorupy (w przybliżeniu na głębokościach około 15-20 km) często widoczna jest rozmyta i niestabilna granica, wzdłuż której prędkość propagacji fal podłużnych wzrasta o około 0,5 km/s. Jest to tzw

Obecnie przeważająca większość geologów, geochemików, geofizyków i planetologów przyjmuje, że Ziemia ma warunkowo kulistą strukturę z niejasnymi granicami (lub przejściami), a kule są warunkowo mozaikowe. Głównymi kulami są skorupa ziemska, trójwarstwowy płaszcz i dwuwarstwowe jądro Ziemi.

skorupa Ziemska

Skorupa ziemska stanowi najbardziej zewnętrzną warstwę stałej Ziemi. Jego miąższość waha się od 0 w niektórych obszarach grzbietów śródoceanicznych i uskoków oceanicznych do 70-75 km pod strukturami górskimi Andów, Himalajów i Tybetu. Skorupa ziemska ma niejednorodność boczna , tj. Skład i struktura skorupy ziemskiej jest zróżnicowana w oceanach i na kontynentach. Na tej podstawie wyróżnia się dwa główne typy skorupy - oceaniczną i kontynentalną oraz jeden rodzaj skorupy pośredniej.

● Skorupa oceaniczna zajmuje około 56% powierzchni Ziemi. Jego miąższość zwykle nie przekracza 5-6 km i osiąga maksimum u podnóża kontynentów. Jego struktura składa się z trzech warstw.

Pierwsza warstwa reprezentowane przez skały osadowe. Są to głównie ilaste, krzemionkowe i węglanowe osady głębinowe pelagiczne, a węglany z pewnej głębokości zanikają w wyniku rozpuszczania. Bliżej kontynentu pojawia się domieszka materiału klastycznego, przynoszonego z lądu (kontynentu). Miąższość osadów waha się od zera w strefach rozprzestrzeniania się do 10-15 km w pobliżu podnóża kontynentu (w rynnach perioceanicznych).

Druga warstwa skorupa oceaniczna na górze(2A) składa się z bazaltów z rzadkimi i cienkimi warstwami osadów pelagicznych. Bazalty często wykazują lawę poduszkową (lawę poduszkową), ale obserwuje się również pokrywy masywnych bazaltów. W dolnej części W warstwie drugiej (2B) w bazaltach powstają równoległe wały dolerytowe. Całkowita miąższość drugiej warstwy wynosi około 1,5-2 km. Strukturę pierwszej i drugiej warstwy skorupy oceanicznej dobrze zbadano przy użyciu łodzi podwodnych, pogłębiania i wierceń.

Trzecia warstwa Skorupa oceaniczna składa się z holokrystalicznych skał magmowych o składzie zasadowym i ultramaficznym. W górnej części wykształcone są skały typu gabro, a dolna część składa się z „kompleksu pasmowego”, składającego się z naprzemiennych skał gabro i ultramaficznych. Grubość trzeciej warstwy wynosi około 5 km. Do badań wykorzystano dane z pogłębiania i obserwacje z pojazdów podwodnych.

Wiek skorupy oceanicznej nie przekracza 180 milionów lat.

Badając pofałdowane pasy kontynentów, zidentyfikowano w nich fragmenty zespołów skał podobnych do oceanicznych. G. Shteiman zaproponował na początku XX wieku, aby je nazwać kompleksy ofiolitowe(Lub ofiolity) i uznać „triadę” skał, składającą się z serpentenizowanych skał ultramaficznych, gabro, bazaltów i radiolarytów, za relikty skorupy oceanicznej. Potwierdzenie tego otrzymano dopiero w latach 60. XX wieku, po opublikowaniu artykułu na ten temat A.V. Wkurzony.

● Skorupa kontynentalna rozmieszczone nie tylko na kontynentach, ale także w strefach szelfowych obrzeży kontynentalnych i mikrokontynentach znajdujących się w basenach oceanicznych. Jego całkowita powierzchnia wynosi około 41% powierzchni Ziemi. Średnia miąższość wynosi 35-40 km. Na tarczach i platformach kontynentalnych waha się od 25 do 65 km, a pod strukturami górskimi sięga 70-75 km.

Skorupa kontynentalna ma budowę trójwarstwową:

Pierwsza warstwa– osadowa, zwana zwykle pokrywą osadową. Jej miąższość waha się od zera na tarczach, wypiętrzeniach piwnic i w strefach osiowych konstrukcji fałdowych do 10-20 km w egzogonalnych zagłębieniach płyt platformowych, zapadlisk przedgórskich i rynien międzygórskich. Zbudowany jest głównie ze skał osadowych pochodzenia kontynentalnego lub płytkiego morza, rzadziej batialnego (w zagłębieniach głębinowych). W tej warstwie osadowej możliwe są pokrywy i siły skał magmowych tworzących pola pułapkowe (formacje pułapkowe). Przedział wiekowy skał osadowych obejmuje okres od kenozoiku do 1,7 miliarda lat. Prędkość fal podłużnych wynosi 2,0-5,0 km/s.

Druga warstwa Skorupa kontynentalna lub górna warstwa skorupy skonsolidowanej wyłania się na powierzchnię na tarczach, masywach lub występach platform oraz w osiowych częściach konstrukcji fałdowych. Została odkryta na tarczy bałtyckiej (fennoskandyjskiej) do głębokości ponad 12 km przy supergłębokim odwiercie Kola oraz na mniejszej głębokości w Szwecji, na płycie rosyjskiej w odwiercie Saatlinskaya Ural, na płycie w USA, w kopalnie Indii i Afryka Południowa. Składa się z krystalicznych łupków, gnejsów, amfibolitów, granitów i gnejsów granitowych i nazywany jest gnejsem granitowym lub granitowo-metamorficzny warstwa. Grubość tej warstwy skorupy ziemskiej sięga 15-20 km na platformach i 25-30 km w strukturach górskich. Prędkość fal podłużnych wynosi 5,5-6,5 km/s.

Trzecia warstwa lub dolna warstwa skonsolidowanej skorupy została wyizolowana jako granulit-mafijny warstwa. Wcześniej zakładano, że istnieje wyraźna granica sejsmiczna pomiędzy drugą i trzecią warstwą, nazwaną na cześć jej odkrywcy Granica Conrada (K) . Później w trakcie badań sejsmicznych zaczęto identyfikować nawet 2-3 granice DO . Ponadto dane wiertnicze z Kola SG-3 nie potwierdziły różnicy w składzie skał w momencie przekroczenia granicy Konrada. Dlatego obecnie większość geologów i geofizyków rozróżnia skorupę górną i dolną na podstawie ich różnych właściwości reologicznych: skorupa górna jest sztywniejsza i kruchsza, a skorupa dolna jest bardziej plastyczna. Jednakże na podstawie składu ksenolitów z rur wybuchowych można założyć, że warstwa „granulitowo-maficzna” zawiera granulity felsowe i maficzne oraz skały mafijne. Na wielu profilach sejsmicznych dolna skorupa charakteryzuje się obecnością licznych reflektorów, co prawdopodobnie można również uznać za obecność ułożonych skał magmowych (coś podobnego do pól pułapkowych). Prędkość fal podłużnych w dolnej skorupie wynosi 6,4-7,7 km/s.

● Kora przejściowa jest rodzajem skorupy pomiędzy dwoma skrajnymi typami skorupy ziemskiej (oceanicznej i kontynentalnej) i może być dwojakiego rodzaju - suboceanicznego i subkontynentalnego. Skorupa suboceaniczna rozwinęła się wzdłuż zboczy i podnóża kontynentu i prawdopodobnie leży pod dnem basenów niezbyt głębokich i szerokich mórz marginalnych i wewnętrznych. Jego miąższość nie przekracza 15-20 km. Penetrują go groble i siły podstawowych skał magmowych. Przy wejściu do Zatoki Meksykańskiej odwiercono skorupę suboceaniczną i odsłonięto ją na wybrzeżu Morza Czerwonego. Skorupa subkontynentalna powstaje, gdy skorupa oceaniczna w enzymatycznych łukach wulkanicznych zamienia się w skorupę kontynentalną, ale nie osiągnęła jeszcze „dojrzałości”. Ma zmniejszoną (poniżej 25 km) moc i niższy stopień konsolidacji. Prędkość fal podłużnych w skorupie przejściowej wynosi nie więcej niż 5,0-5,5 km/s.

● Skład powierzchni i płaszcza Mohorovicica. Granica między skorupą a płaszczem jest dość wyraźnie określona przez gwałtowny skok prędkości fal podłużnych z 7,5-7,7 do 7,9-8,2 km/s i jest nazywana powierzchnią Mohorovicica (Moho lub M) od nazwiska chorwackiego geofizyka kto to zidentyfikował.

W oceanach odpowiada granicy między kompleksem pasmowym trzeciej warstwy a serpentynizowanymi skałami mafijno-ultrazasadowymi. Na kontynentach znajduje się na głębokości 25-65 km i do 75 km w głąb złożone obszary. W wielu konstrukcjach wyróżnia się aż trzy powierzchnie Moho, których odległości mogą sięgać kilku km.

Na podstawie wyników badań ksenolitów z lawy i kimberlitów z rur wybuchowych przyjmuje się, że oprócz perydotytów pod kontynentami w górnym płaszczu występują także eklogity (jako relikty skorupy oceanicznej, które w okresie proces subdukcji?).

Górny część płaszcza to płaszcz „zubożony” („zubożony”). Jest zubożony w krzemionkę, zasady, uran, tor, pierwiastki ziem rzadkich i inne niespójne pierwiastki w wyniku wytapiania skał bazaltowych skorupy ziemskiej. Obejmuje niemal całą swoją część litosferyczną. W głębi duszy zastępuje go „niewyczerpany” płaszcz. Przeciętny skład pierwotny płaszcza jest zbliżony do spinelu lherzolitu lub hipotetycznej mieszaniny perydotytu i bazaltu w stosunku 3:1, co nazwał A.E. Ringwooda pirolit.

Warstwa golicyny Lub środkowy płaszcz(mezosfera) – strefa przejściowa pomiędzy płaszczem górnym i dolnym. Rozciąga się od głębokości 410 km, gdzie notuje się gwałtowny wzrost prędkości fal podłużnych, do głębokości 670 km. Wzrost prędkości tłumaczy się wzrostem gęstości materiału płaszcza o około 10%, w wyniku przejścia gatunków minerałów w inne gatunki o gęstszym upakowaniu: na przykład oliwin w wadsleyit, a następnie wadsleyit w ringwoodyt o struktura spinelu; piroksen do granatu.

Dolny płaszcz zaczyna się na głębokości około 670 km i rozciąga się warstwą do głębokości 2900 km D u podstawy (2650-2900 km), czyli do jądra Ziemi. Na podstawie danych eksperymentalnych przyjmuje się, że powinien on składać się głównie z perowskitu (MgSiO 3) i magneziowüstytu (Fe,Mg)O – produktów dalszych przemian substancji płaszcza dolnego przy ogólnym wzroście stosunku Fe/Mg .

Najnowsze dane tomografii sejsmicznej ujawniły znaczną niejednorodność płaszcza, a także jego obecność więcej granice sejsmiczne (poziomy globalne - 410, 520, 670, 900, 1700, 2200 km i pośrednie - 100, 300, 1000, 2000 km), spowodowane granicami przemian mineralnych w płaszczu (Pavlenkova, 2002; Pushcharovsky, 1999, 2001, 2005 i inne).

Według D.Yu. Pushcharovsky (2005) przedstawia strukturę płaszcza nieco inaczej niż powyższe dane według modelu tradycyjnego (Khain, Lomise, 1995):

Górny płaszcz składa się z dwóch części: część górna do 410 km, część dolna 410-850 km. Pomiędzy płaszczem górnym i środkowym zidentyfikowano odcinek I - 850-900 km.

Środkowy płaszcz: 900-1700 km. Odcinek II – 1700-2200 km.

Dolny płaszcz: 2200-2900 km.

● Jądro Ziemi według sejsmologii składa się z zewnętrznej części płynnej (2900-5146 km) i wewnętrznej części stałej (5146-6371 km). Skład rdzenia jest przez większość uważany za żelazo z domieszką niklu, siarki lub tlenu lub krzemu. Konwekcja w jądrze zewnętrznym generuje główne pole magnetyczne Ziemi. Zakłada się, że na granicy rdzenia i dolnego płaszcza pióropusze , które następnie wznoszą się w górę w postaci strumienia energii lub substancji wysokoenergetycznej, tworząc skały magmowe w skorupie ziemskiej lub na jej powierzchni.

Pióro płaszczowe – wąski, skierowany w górę strumień stałego materiału płaszcza o średnicy około 100 km, mający swój początek w gorącej warstwie granicznej o małej gęstości, położonej albo powyżej granicy sejsmicznej na głębokości 660 km, albo w pobliżu granicy rdzeń-płaszcz na głębokość 2900 km (A.W. Hofmann, 1997). Według A.F. Gracheva (2000) pióropusz płaszcza jest przejawem wewnątrzpłytowej aktywności magmowej wywołanej procesami zachodzącymi w dolnym płaszczu, której źródło może znajdować się na dowolnej głębokości w dolnym płaszczu, aż do granicy rdzeń-płaszcz (warstwa „D ”). (W odróżnieniu gorące miejsce, gdzie manifestacja wewnątrzpłytowej aktywności magmowej jest spowodowana procesami zachodzącymi w górnym płaszczu.) Pióropusze płaszcza są charakterystyczne dla rozbieżnych reżimów geodynamicznych. Według J. Morgana (1971) procesy smugowe powstają pod kontynentami w początkowej fazie szczelin. Manifestacja pióropusza płaszcza związana jest z powstawaniem dużych, łukowatych wypiętrzeń (o średnicy do 2000 km), w których dochodzi do intensywnych erupcji szczelinowych bazaltów typu Fe-Ti z tendencją do komatytu, umiarkowanie wzbogaconych w lekkie pierwiastki ziem rzadkich, z różniczkami kwaśnymi stanowiącymi nie więcej niż 5% całkowitej objętości law. Stosunki izotopowe 3 He/ 4 He(10 -6)>20; 143 Nd/ 144 Nd – 0,5126-0/5128; 87 Sr/ 86 Sr – 0,7042-0,7052. Pióropusz płaszcza jest związany z tworzeniem się grubych (od 3-5 km do 15-18 km) warstw lawy archaicznych pasów zieleni i późniejszych struktur ryftowych.

W północno-wschodniej części tarczy bałtyckiej, a w szczególności na Półwyspie Kolskim, przyjmuje się, że pióropusze płaszcza spowodowały powstanie późnoarchaikowych wulkanów toleiitowo-bazaltowych i komatiitowych z pasów zieleni, późnoarcheańskiego granitu alkalicznego i magmatyzmu anortozytowego, kompleksu Wczesne proterozoiczne intruzje warstwowe i paleozoiczne intruzje zasadowo-ultrazasadowe (Mi Trofanov, 2003).

Tektonika pióropuszów – Tektonika pióropuszy płaszcza związana z tektoniką płyt. Związek ten wyraża się w tym, że subdukowana zimna litosfera opada do granicy górnego i dolnego płaszcza (670 km), gromadzi się tam, częściowo spychając w dół, a następnie po 300-400 milionach lat przenika do dolnego płaszcza, docierając do jego granica z rdzeniem (2900 km). Powoduje to zmianę charakteru konwekcji w jądrze zewnętrznym i jej oddziaływanie z jądrem wewnętrznym (granica między nimi na głębokości około 4200 km) i w celu skompensowania napływu materiału z góry tworzy się rosnące superpióra na granicy rdzenia/płaszcza. Te ostatnie wznoszą się do podstawy litosfery, częściowo doświadczając opóźnienia na granicy dolnego i górnego płaszcza, a w tektonosferze rozdzielają się na mniejsze pióropusze, z czym związany jest magmatyzm wewnątrzpłytowy. W oczywisty sposób stymulują one konwekcję w astenosferze, która odpowiada za ruch płyt litosfery. Japońscy autorzy procesy zachodzące w rdzeniu, w odróżnieniu od tektoniki płyt i pióropuszów, określają mianem tektoniki wzrostu, czyli wzrostu wewnętrznego, czysto żelazowo-niklowego rdzenia kosztem rdzenia zewnętrznego, uzupełnionego materiałem krzemianowo-płaszczowym.

Pojawienie się pióropuszy płaszcza, prowadzące do powstania rozległych prowincji bazaltów na płaskowyżach, poprzedza pęknięcia w litosferze kontynentalnej. Dalszy rozwój może nastąpić w ramach pełnego ciągu ewolucyjnego, obejmującego utworzenie potrójnych połączeń szczelin kontynentalnych, późniejsze przerzedzenie, pęknięcie skorupy kontynentalnej i początek rozprzestrzeniania się. Jednakże rozwój pojedynczego pióropusza nie może doprowadzić do pęknięcia skorupy kontynentalnej. Pęknięcie następuje w przypadku uformowania się na kontynencie systemu pióropuszów, a następnie następuje proces rozszczepiania na zasadzie postępującego pęknięcia od jednego pióropusza do drugiego.

Litosfera i astenosfera

Litosfera składa się ze skorupy ziemskiej i części górnego płaszcza. Koncepcja ta jest czysto reologiczna, w przeciwieństwie do skorupy i płaszcza. Jest bardziej sztywny i kruchy niż bardziej osłabiona i plastyczna skorupa płaszcza, którą zidentyfikowano jako astenosfera. Miąższość litosfery waha się od 3-4 km w osiowych częściach grzbietów śródoceanicznych do 80-100 km na obrzeżach oceanów i 150-200 km lub więcej (do 400 km?) pod tarczami starożytnych platformy. Głębokie granice (150-200 km i więcej) pomiędzy litosferą a astenosferą wyznaczane są z wielkim trudem lub w ogóle ich nie wykrywa się, co prawdopodobnie można tłumaczyć wysoką równowagą izostatyczną i spadkiem kontrastu pomiędzy litosferą i astenosferą w strefa przygraniczna, ze względu na duży gradient geotermalny, spadek liczby stopów w astenosferze itp.

Tektonosfera

Źródła ruchów i deformacji tektonicznych nie leżą w samej litosferze, ale w głębszych poziomach Ziemi. Obejmują cały płaszcz aż do warstwy granicznej z ciekłym rdzeniem. Z uwagi na fakt, że źródła ruchów pojawiają się także w bardziej plastycznej warstwie górnego płaszcza bezpośrednio leżącej pod litosferą – astenosfera, litosfera i astenosfera często są łączone w jedno pojęcie – tektonosfera jako obszary manifestacji procesów tektonicznych. W sensie geologicznym (na podstawie składu materiałowego) tektonosfera dzieli się na skorupę ziemską i górny płaszcz ziemski do głębokości około 400 km, a w sensie reologicznym - na litosferę i astenosferę. Granice między tymi jednostkami z reguły nie pokrywają się, a litosfera zwykle obejmuje oprócz skorupy część górnego płaszcza.