Mandriline maakoor erineb nii koostiselt kui ka struktuurilt järsult ookeanilisest. Selle paksus varieerub 20–25 km-st saarekaarede ja üleminekutüüpi maakoorega alade all kuni 80 km-ni Maa noorte kurrutatud vööde all, näiteks Andide või Alpide-Himaalaja vöö all. Keskmiselt on iidsete platvormide all mandrilise maakoore paksus ligikaudu 40 km ja selle mass koos subkontinentaalse maakoorega ulatub 2,2510 × 25 g. Mandri maakoore reljeef on väga keeruline. Siiski eristab see tohutuid setetega täidetud tasandikke, mis asuvad tavaliselt proterosoikumide platvormide kohal, kõige iidsemate (arhaide) kilpide eendiid ja nooremaid mäesüsteeme. Mandri maakoore reljeefi iseloomustavad ka maksimaalsed kõrguste erinevused, mis ulatuvad süvaveekraavides mandrinõlvade jalamilt kõrgeimate mäetippudeni 16-17 km kaugusele.

Mandri maakoore struktuur on väga heterogeenne, kuid nagu ookeanilises maakoores, eristatakse selle paksuses, eriti iidsetel platvormidel, mõnikord kolme kihti: ülemist settekihti ja kahte alumist kristallilistest kivimitest koosnevat kihti. Noorte liikuvate vööde all on maakoore struktuur keerulisem, kuigi selle üldine dissektsioon läheneb kahekihilisele.

Mandrite settekihti on uuritud üsna põhjalikult nii geofüüsikaliste uurimismeetodite kui ka otsepuurimise abil. Kinnistunud maakoore pinna ehitust kohtades, kus see paljandus muistsetel kilpidel, uuriti nii otsegeoloogiliste ja geofüüsikaliste meetoditega kui ka setetega kaetud mandriplatvormidel peamiselt geofüüsikaliste uurimismeetoditega. Nii leiti, et seismiliste lainete kiirused maakoore kihtides tõusevad ülevalt alla 2-3-lt 4,5-5,5 km/s-le madalamates settekihtides; kristalsete kivimite ülemises kihis kuni 6-6,5 km/s ja maakoore alumises kihis kuni 6,6-7,0 km/s. Peaaegu kõikjal on mandrilise maakoore, nagu ka ookeanilise maakoore all, Mokhorovitši piiril asuvad suure kiirusega kivimid seismiliste lainete kiirustega 8,0–8,2 km/s, kuid need on juba mantlikivimitest koosneva maapõuealuse litosfääri omadused.

Mandri maakoore ülemise settekihi paksus varieerub laias vahemikus - nullist iidsetel kilpidel kuni 10-12 ja isegi 15 km-ni mandrite passiivsetel äärealadel ja platvormide äärealadel. Stabiilsetel proterosoikumidel on setete keskmine paksus tavaliselt 2-3 km lähedal. Selliste platvormide setetes domineerivad savised setted ja madalate merebasseinide karbonaadid. Atlandi-tüüpi mandrite esisügavustes ja passiivsetel äärealadel algavad settelõigud tavaliselt jämedate klastiliste faatsiatega, mis asenduvad ülesvoolu liiva-argillasete lademete ja rannikufaatsiate karbonaatidega. Nii äärealade settekihtide lõikude põhjas kui ka ülemistes osades leidub mõnikord kemogeenseid setteid - evaporiite, mis tähistavad settimistingimusi kitsastes poolsuletud ja kuiva kliimaga merebasseinides. Tavaliselt tekivad sellised vesikonnad alles merebasseinide ja ookeanide arengu alg- või lõppfaasis, kui loomulikult asusid need ookeanid ja vesikonnad nende tekke või sulgemise ajal kuivades kliimavööndites. Näited selliste moodustiste ladestumise kohta varajased staadiumid Ookeaniliste basseinide moodustumine võib olla aurustumine Atlandi ookeani Aafrika šelfivööndite settelõikude põhjas ja Punase mere soolakandvad maardlad. Sulgevate basseinidega piirdunud soola sisaldavate moodustiste ladestumise näideteks on Reno-Hercynia vööndi aurud Saksamaal ja Permi soola-kipsi kandvad jadad Cis-Uurali äärealadel Venemaa platvormi idaosas.

Kontinentaalse maakoore lõigu ülemist osa esindavad tavaliselt iidsed, peamiselt prekambriumi graniitgneissi koostisega kivimid või graniitide vaheldumine põhikoostisega rohekivikivimite vöödega. Mõnikord nimetatakse seda kõva kooriku osa osa "graniidikihiks", rõhutades sellega graniidiseeria kivimite ülekaalu ja basaltoidide alluvust. "Graniidi" kihi kivimid muunduvad tavaliselt piirkondliku metamorfismi protsesside käigus kuni amfiboliidifaatsideni (kaasa arvatud). Selle kihi ülemine osa on alati denudatsioonipind, mida mööda on kunagi toimunud Maa iidsete volditud (mägiste) vööde tektooniliste struktuuride ja tardmoodustiste erosioon. Seetõttu tekivad mandrilise maakoore aluspõhjakivimite kattesetted alati struktuurse ebaühtlusega ja tavaliselt suure ajalise vanusenihkega.

Maakoore sügavamates osades (umbes 15-20 km sügavusel) on sageli jälgitav hajus ja ebastabiilne piir, mida mööda pikilainete levimiskiirus suureneb umbes 0,5 km/s. See on nn Konradi piir, mis joonistab ülalt välja mandrilise maakoore alumise kihi, mida mõnikord tinglikult nimetatakse ka "basaldiks", kuigi selle koostise kohta on meil veel väga vähe kindlaid andmeid. Suure tõenäosusega koosnevad mandri maakoore alumised osad keskmise ja põhikoostisega kivimitest, mis on moondunud amfiboliidiks või isegi granuliitfaatsiateks (temperatuuril üle 600 °C ja rõhul üle 3–4 kbar). Võimalik, et nende mandrilise maakoore plokkide aluses, mis tekkisid kunagi saarte kaarte kokkupõrgete tõttu, võib olla iidse ookeanilise maakoore fragmente, sealhulgas mitte ainult põhilisi, vaid ka serpentiniseerunud ülialuselisi kivimeid.

Mandri maakoore heterogeensus on eriti selgelt näha isegi mandrite geoloogilisele kaardile heites lihtsa pilguga. Tavaliselt on eraldiseisvad ja tihedalt põimunud maakoore plokid, mis on koostiselt ja struktuurilt heterogeensed, erineva vanusega geoloogilised struktuurid - Maa iidsete volditud vööde jäänused, mis mandri masside kasvu ajal üksteisega külgnevad. Mõnikord on sellised struktuurid, vastupidi, iidsete mandrite endiste lõhede jäljed (näiteks aulakogeenid). Sellised plokid on tavaliselt üksteisega kontaktis piki õmblustsoone, mida sageli nimetatakse mitte eriti edukalt sügavateks vigadeks.

Viimasel kümnendil peegeldunud lainete seismilisel meetodil signaali akumulatsiooniga (COCORT projekt) läbi viidud mandri maakoore süvastruktuuri uuringud on näidanud, et erinevas vanuses volditud vöösid eraldavad õmblustsoonid on reeglina hiiglaslikud tõukevead. Tõukepinnad, mis on maakoore ülemistes osades järsud, lamenevad kiiresti sügavusega. Horisontaalselt jälgitakse selliseid tõukejõu struktuure sageli kümneid ja kuni sadu kilomeetreid, samas kui sügavuti lähenevad nad mõnikord mandri maakoore põhjale, tähistades iidseid ja nüüdseks surnud litosfääriplaadi alutõuke või sellega seotud sekundaarsete tõukete tsoone.

Kihti C ei saa pidada homogeenseks. Selles toimub kas keemilise koostise muutus või faasisiire (või mõlemad).

Mis puudutab B-kihti, mis asub otse maapõue all, siis suure tõenäosusega toimub ka siin mingi heterogeensus ja see koosneb sellistest kivimitest nagu duniit, peridotiidid, eklogiidid.

Zagrebist (Jugoslaavia) 40 km kaugusel toimunud maavärinat uurides märkas A. Mohorovichic 1910. aastal, et esimese allikast enam kui 200 km kaugusel siseneb seismogrammi erinevat tüüpi pikisuunaline laine kui lähemalt. . Ta selgitas seda asjaoluga, et Maal on umbes 50 km sügavusel piir, mille juures kiirus järsku suureneb. Seda uurimistööd jätkas tema poeg S. Mohorović pärast Conradi, kes 1925. aastal avastas idapoolsetes Alpides maavärina laineid uurides järjekordse pikilainete faasi P*. Vastav nihkelaine faas S* tuvastati hiljem. P* ja S* faasid näitavad vähemalt ühe piiri, "Konradi piiri" olemasolu settejärjestuse põhja ja Mohorovići piiri vahel.

Maavärinate ja kunstlike plahvatuste tekitatud ja maakoores levivad lained, sisse viimased aastad intensiivselt õppinud. Kasutati nii murdunud kui ka peegeldunud lainete meetodeid. Läbiviidud uuringute tulemused on järgmised. Erinevate teadlaste mõõtmiste kohaselt osutusid pikisuunaliste V p ja põiksuunaliste V S kiiruste väärtused võrdseks: graniidis - V p = 4,0 ÷ 5,7, V s = 2,1 ÷ 3,4, basaldis - V p = 5,4 ÷ 6,4, V s ≈ 3,2, V

gabro - V p = 6,4 ÷ 6,7, V s ≈ 3,5, duniidis - V p = 7,4, V s = 3,8 ja eklogiidis - V p = 8,0, V s = 4,3

km/s.

Lisaks saadi erinevates piirkondades viiteid erineva kiiruse ja piiridega lainete olemasolule graniidikihis. Teisest küljest ei viita miski graniidikihi olemasolule ookeanipõhja all väljaspool riiulid. Paljudel mandrialadel on graniidikihi aluseks Konradi piir.

Praegu on märke täiendavatest selgelt määratletud piiridest Konradi ja Mohorovichi pindade vahel; mitme mandri piirkonna puhul on näidatud isegi kihid, mille pikisuunalised lainekiirused on 6,5–7 ja 7–7,5 km/s. On oletatud, et "dioriidi" kiht võib eksisteerida (V p = 6,1

km/s) ja "gabbro" kiht (V p = 7 km/s).

Paljudes ookeanipiirkondades on Moho piiri sügavus ookeanipõhja all alla 10 km. Enamikul mandritel suureneb selle sügavus rannikust ja selle all olevate kauguste suurenedes kõrged mäed võib ulatuda üle 50 km. Need mägede "juured" avastati esmakordselt gravitatsiooniandmete põhjal.

Enamasti annavad Moho piirist allapoole jäävate kiiruste määramised samad arvud: pikilainete puhul 8,1 - 8,2 km/s ja põiklainete puhul umbes 4,7 km/s.

Maakoor [Sorokhtin, Ušakov, 2002, lk. 39-52]

Maakoor on Maa jäiga kesta ülemine kiht – selle litosfäär ja erineb ehituselt ja keemiliselt koostiselt litosfääri maapõuealustest osadest. Maakoort eraldab selle all olevast litosfääri vahevööst Mohorovitši piir, millel seismiliste lainete levimiskiirused hüppavad kuni 8,0 - 8,2 km/s.

Maakoore pind moodustub ebaühtlast maastikku tekitavate tektooniliste liikumiste mitmesuunaliste mõjude, selle reljeefi denudeerumise tõttu seda moodustavate kivimite hävimise ja ilmastikumõjude tõttu ning settimisprotsesside tõttu. Selle tulemusena pidevalt esile kerkiv ja samal ajal

maakoore siluv pind osutub üsna keeruliseks. Reljeefi maksimaalset kontrasti täheldatakse ainult Maa suurima kaasaegse tektoonilise aktiivsusega kohtades, näiteks aktiivsel mandriserval Lõuna-Ameerika, kus Peruano-Tšiili süvamerekraavi ja Andide tippude reljeefitasemete erinevus ulatub 16-17 km-ni. Märkimisväärseid kõrguskontraste (kuni 7-8 km) ja reljeefi suurt lahkamist täheldatakse tänapäevastes mandri põrkevööndites, näiteks Alpide-Himaalaja murdevööndis.

ookeaniline maakoor

Ookeaniline maakoor on oma koostiselt primitiivne ja esindab sisuliselt vahevöö ülemist diferentseeritud kihti, mida ülevalt katab õhuke pelaagiliste setete kiht. Tavaliselt eristatakse ookeanilises maakoores kolme kihti, millest esimene (ülemine) on setteline.

Settekihi alumine osa koosneb tavaliselt alla 4-4,5 km sügavusel ladestunud karbonaatsetetest. Sügavusel üle 4-4,5 km koosneb settekihi ülemine osa peamiselt mittekarbonaatsetest setetest - punastest süvamere savidest ja ränikividest. Ülemises osas paikneva ookeanilise maakoore teine ​​ehk basaltne kiht koosneb toleiiitsetest basaltsetest laavadest. Ookeani maakoore basaldikihi kogupaksus ulatub seismiliste andmete kohaselt 1,5, mõnikord 2 km-ni. Seismiliste andmete kohaselt ulatub ookeanilise maakoore gabro-serpentiidi (kolmanda) kihi paksus 4,5-5 km-ni. Ookeanilise maakoore paksust vähendavad tavaliselt ookeani keskaheliku seljandikud 3-4 ja isegi 2-2,5 km-ni otse lõheorgude all.

Ookeanilise maakoore kogupaksus ilma settekihita ulatub seega 6,5-7 km-ni. Altpoolt katavad ookeanilise maakoore ülemise vahevöö kristalsed kivimid, mis moodustavad litosfääri plaatide maapõuealused osad. Ookeani keskharjade all paikneb ookeaniline maakoor otse kuumast mantlimaterjalist (astenosfäärist) vabanenud basaldisulamite kambrite kohal.

Ookeani maakoore pindala on ligikaudu 306 miljonit km 2, ookeanilise maakoore keskmine tihedus (ilma sademeteta) on ligi 2,9 g / cm 3, seetõttu võib ookeanilise maakoore massi hinnata järgmiselt. (5,8-6,2) 1024 g. Maailma ookeani süvaveebasseinide settekihi maht ja mass vastavalt A.P. Lisitsyn on vastavalt 133 miljonit km 3 ja umbes 0,1 1024 g. Sademete hulk, mis on koondunud šelfidele ja mandrinõlvadele, on mõnevõrra suurem - umbes 190 miljonit km 3, mis massiliselt (arvestades setete tihenemist) on ligikaudu

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

Ookeaniline maakoor moodustub ookeani keskahelike riftivööndites nende all tekkivast kuumast vahevööst (Maa astenosfäärikihist) basaltsulamite eraldumise ja ookeanipõhja pinnale valgumise tõttu. Igal aastal tõuseb see nendes tsoonides astenosfäärist, valgub välja ookeanipõhja ja kristalliseerib vähemalt 5,5–6 km 3 basaltsulameid, mis moodustavad kogu ookeanilise maakoore teise kihi (arvestades gabrokihti, maakoore sisestatud sulandite maht suureneb 12 km 3)-ni. Need suurejoonelised tektonomagmaatilised protsessid, mis arenevad pidevalt ookeani keskaheliku harjade all, on maismaal võrratud ja nendega kaasneb suurenenud seismilisus.

Ookeani keskharjade harjadel asuvates lõhepiirkondades on ookeanipõhi venitatud ja tõugatud. Seetõttu on kõiki selliseid tsoone iseloomustavad sagedased, kuid madala fookusega maavärinad, kus domineerivad katkendlikud nihkemehhanismid. Seevastu saarekaarede ja aktiivsete mandriservade all, s.o. plaatide allatõuke tsoonides esinevad tavaliselt tugevamad maavärinad surve- ja nihkemehhanismide domineerimisel. Seismiliste andmete kohaselt

ookeanilise maakoore ja litosfääri vajumist on võimalik jälgida vahevöö ülaosas ja mesosfääris umbes 600–700 km sügavusel. Tomograafia andmetel on ookeaniliste litosfääriplaatide vajumist jälgitud umbes 1400-1500 km sügavusel ja võib-olla ka sügavamal - kuni maa tuuma pinnani.

Ookeanipõhjal on iseloomulikud ja küllaltki kontrastsed vöödilised magnetanomaaliad, mis paiknevad tavaliselt paralleelselt ookeani keskahelikuga (joon. 7.8). Nende kõrvalekallete päritolu seostatakse ookeanipõhja basaltide võimega magnetiseerida jahtumise ajal Maa magnetvälja poolt, jättes seeläbi meelde selle välja suuna nende ookeanipõhja pinnale väljavalamise ajal.

Ookeanipõhja uuenemise "konveier" mehhanism koos ookeanilise maakoore vanemate lõikude ja sellele kogunenud setete pideva vajumisega saarekaarte all vahevöösse selgitab, miks Maa eluajal ei jõudnud ookeanilohud katta. setted. Tõepoolest, praeguse ookeanide lohkude tagasitäitumise kiiruse maismaalt kantud terrigeensete setetega 2,2 1016 g/aastas täituks nende süvendite kogumaht, ligikaudu 1,37 1024 cm 3 , täielikult ligikaudu 1,2 miljardi aastaga. . Nüüd võib suure kindlusega väita, et mandrid ja ookeanibasseinid on koos eksisteerinud umbes 3,8 miljardit aastat ning selle aja jooksul pole nende lohkudes olulist tagasitäitumist toimunud. Pealegi, pärast kõigis ookeanides puurimist teame nüüd kindlalt, et ookeani põhjas pole setteid, mis on vanemad kui 160–190 miljonit aastat. Kuid seda saab täheldada ainult ühel juhul - kui on olemas tõhus mehhanism setete eemaldamiseks ookeanidest. See mehhanism, nagu praegu teada, on setete vedamine saarekaarede ja aktiivsete mandriservade alla plaatide liikumise tsoonides.

mandriline maakoor

Mandriline maakoor erineb nii koostiselt kui ka struktuurilt järsult ookeanilisest. Selle paksus varieerub 20–25 km-st saarekaarede ja üleminekutüüpi maakoorega alade all kuni 80 km-ni Maa noorte kurrutatud vööde all, näiteks Andide või Alpide-Himaalaja vöö all. Keskmiselt on iidsete platvormide all mandrilise maakoore paksus ligikaudu 40 km ja selle mass koos mandrialuse maakoorega ulatub 2,25 1025 g-ni. Mandri maakoore reljeefi iseloomustavad ka maksimaalsed kõrguste erinevused, mis ulatuvad süvaveekraavides mandrinõlvade jalamilt kõrgeimate mäetippudeni 16-17 km kaugusele.

Mandri maakoore struktuur on väga heterogeenne, kuid nagu ookeanilises maakoores, eristatakse selle paksuses, eriti iidsetel platvormidel, mõnikord kolme kihti: ülemist settekihti ja kahte alumist kristallilistest kivimitest koosnevat kihti. Noorte liikuvate vööde all on maakoore struktuur keerulisem, kuigi selle üldine dissektsioon läheneb kahele kihile.

Mandri maakoore ülemise settekihi paksus on väga erinev - nullist iidsetel kilpidel kuni 10-12 ja isegi 15 km-ni mandrite passiivsetel äärealadel ja platvormide äärealadel. Stabiilsetel proterosoikumidel on setete keskmine paksus tavaliselt 2-3 km lähedal. Selliste platvormide setetes domineerivad madalate merebasseinide saviladestused ja karbonaadid.

Kontinentaalse maakoore lõigu ülemist osa esindavad tavaliselt iidsed, peamiselt eelkambriumi kivimid. Mõnikord nimetatakse seda kõva maakoore osa osa "graniitseks" kihiks, rõhutades sellega graniidiseeria kivimite ülekaalu selles ja basaltoidide alluvust.

Maakoore sügavamates osades (umbes 15-20 km sügavusel) jälgitakse sageli hajutatud ja ebastabiilset piiri, mida mööda pikisuunaliste lainete levimiskiirus suureneb umbes 0,5 km/s. See nn

Mandrid moodustati omal ajal maakoore massiividest, mis ühel või teisel määral ulatuvad maismaa kujul veepinnast kõrgemale. Need maakoore plokid on nende osi poolitanud, liigutanud ja purustanud rohkem kui miljon aastat, et ilmuda sellisel kujul, nagu me praegu tunneme.

Täna käsitleme maakoore suurimat ja väikseimat paksust ning selle struktuuri iseärasusi.

Natuke meie planeedist

Meie planeedi tekke alguses tegutsesid siin mitmed vulkaanid, toimusid pidevad kokkupõrked komeetidega. Alles pärast pommitamise peatumist külmus planeedi kuum pind.
See tähendab, et teadlased on kindlad, et algselt oli meie planeet viljatu kõrb ilma vee ja taimestikuta. Kust nii palju vett tuli, on siiani mõistatus. Kuid mitte nii kaua aega tagasi avastati maa all suured veevarud, võib-olla said just need meie ookeanide aluseks.

Paraku on kõik hüpoteesid meie planeedi päritolu ja selle koostise kohta pigem oletused kui faktid. A. Wegeneri ütluste kohaselt oli Maa algselt kaetud õhukese graniidikihiga, mis paleosoikumi ajastul muudeti Pangaaks mandriosaks. Mesosoikumi ajastul hakkas Pangea osadeks jagunema, moodustunud mandrid purjetasid järk-järgult üksteisest eemale. Wegener väidab, et Vaikne ookean on esmase ookeani jäänuk, samas kui Atlandi ookeani ja India ookeani peetakse sekundaarseteks.

Maakoor

Maakoore koostis on peaaegu sama, mis meie planeetidel. Päikesesüsteem- Veenus, Marss jne. Lõppude lõpuks olid samad ained kõigi päikesesüsteemi planeetide aluseks. Ja hiljuti on teadlased kindlad, et Maa kokkupõrge teise planeediga, nimega Thea, põhjustas kahe taevakeha ühinemise ja purunenud fragmendist tekkis Kuu. See seletab, miks Kuu mineraalne koostis sarnaneb meie planeedi omaga. Allpool käsitleme maakoore struktuuri - selle kihtide kaarti maismaal ja ookeanis.

Maakoor moodustab vaid 1% Maa massist. See koosneb peamiselt ränist, rauast, alumiiniumist, hapnikust, vesinikust, magneesiumist, kaltsiumist ja naatriumist ning 78 muust elemendist. Eeldatakse, et võrreldes vahevöö ja tuumaga on maakoor õhuke ja habras kest, mis koosneb peamiselt kergetest ainetest. Rasked ained laskuvad geoloogide sõnul planeedi keskmesse ja kõige raskemad on koondunud tuuma.

Maakoore ehitus ja selle kihtide kaart on toodud alloleval joonisel.

mandriline maakoor

Maakoorel on 3 kihti, millest igaüks katab eelmist ebaühtlaste kihtidega. Suurem osa selle pinnast on mandri- ja ookeanitasandikud. Mandreid ümbritseb ka riiul, mis pärast järsku kurvi läheb üle mandrinõlvasse (mandri veealuse piiri ala).
Maa mandrikoor jaguneb kihtideks:

1. Sete.
2. Graniit.
3. Basalt.

Settekiht on kaetud sette-, moonde- ja tardkivimitega. Mandri maakoore paksus on väikseim protsent.

Mandrilise maakoore tüübid

Settekivimid on akumulatsioonid, mis sisaldavad savi, karbonaati, vulkanogeenseid kivimeid ja muid tahkeid aineid. See on omamoodi sete, mis tekkis erinevate Maal varem eksisteerinud looduslike tingimuste tulemusena. See võimaldab teadlastel teha järeldusi meie planeedi ajaloo kohta.

Graniidikiht koosneb tard- ja moondekivimitest, mis on oma omadustelt sarnased graniidiga. See tähendab, et mitte ainult graniit ei moodusta maapõue teist kihti, vaid need ained on selle koostiselt väga sarnased ja neil on ligikaudu sama tugevus. Selle pikisuunaliste lainete kiirus ulatub 5,5-6,5 km/s. See koosneb graniitidest, kiltidest, gneissidest jne.

Basaldikiht koosneb ainetest, mis on koostiselt sarnased basaltidega. See on graniidikihiga võrreldes tihedam. Basaldikihi all voolab viskoosne tahkete ainete mantel. Tavapäraselt eraldab vahevöö maakoorest nn Mohorovitši piiri, mis tegelikult eraldab erineva keemilise koostisega kihte. Seda iseloomustab seismiliste lainete kiiruse järsk tõus.
See tähendab, et suhteliselt õhuke maakoore kiht on habras barjäär, mis eraldab meid kuumast mantlist. Mantli enda paksus on keskmiselt 3000 km. Koos vahevööga liiguvad ka tektoonilised plaadid, mis litosfääri osana moodustavad osa maakoorest.

Allpool käsitleme mandri maakoore paksust. See on kuni 35 km.

Mandri maakoore paksus

Maakoore paksus varieerub 30–70 km. Ja kui tasandike all on selle kiht vaid 30–40 km, siis mägisüsteemide all ulatub see 70 km-ni. Himaalaja all ulatub kihi paksus 75 km-ni.

Mandri maakoore paksus on 5–80 km ja sõltub otseselt selle vanusest. Seega on külmade iidsete platvormide (Ida-Euroopa, Siberi, Lääne-Siberi) paksus üsna suur - 40-45 km.

Lisaks on igal kihil oma paksus ja paksus, mis võivad mandri erinevates piirkondades erineda.

Mandri maakoore paksus on:

1. Settekiht - 10-15 km.

2. Graniidikiht - 5-15 km.

3. Basaldikiht - 10-35 km.

Maakoore temperatuur

Temperatuur tõuseb, kui sisenete sellesse sügavamale. Arvatakse, et südamiku temperatuur on kuni 5000 C, kuid need arvud jäävad tingimuslikuks, kuna selle tüüp ja koostis pole teadlastele ikka veel selged. Maakoore sügavamale sisenedes tõuseb selle temperatuur iga 100 m järel, kuid selle näitajad varieeruvad sõltuvalt elementide koostisest ja sügavusest. Ookeanilise maakoore temperatuur on kõrgem.

ookeaniline maakoor

Algselt kattis Maa teadlaste sõnul täpselt ookeanilise maakoorekihiga, mille paksus ja koostis erineb mõnevõrra mandrikihist. ilmselt tekkis vahevöö ülemisest eristatud kihist ehk on koostiselt sellele väga lähedane. Ookeani tüüpi maakoore paksus on 5 korda väiksem kui mandri tüüpi maakoore paksus. Samal ajal erineb selle koostis merede ja ookeanide sügavates ja madalates piirkondades üksteisest ebaoluliselt.

Mandri maakoore kihid

Ookeani maakoore paksus on:

1. Ookeani veekiht, mille paksus on 4 km.

2. Lahtiste setete kiht. Paksus on 0,7 km.

3. Karbonaatsete ja ränikivimitega basaltidest koosnev kiht. Keskmine võimsus on 1,7 km. See ei paista teravalt välja ja seda iseloomustab settekihi tihenemine. Seda selle struktuuri versiooni nimetatakse subokeaaniliseks.

4. Basaldikiht, mis ei erine mandri maakoorest. Ookeanilise maakoore paksus selles kihis on 4,2 km.

Ookeanilise maakoore basaltne kiht subduktsioonivööndites (vöönd, kus üks maakoore kiht neelab teise) muutub eklogiitideks. Nende tihedus on nii suur, et nad vajuvad sügavale maakooresse enam kui 600 km sügavusele ja vajuvad seejärel vahevöö alumisse ossa.

Arvestades, et maakoore väikseim paksus on ookeanide all ja on vaid 5-10 km, on teadlased juba pikka aega õhutanud ideed alustada maakoore puurimist ookeanide sügavusel, mis võimaldaks uurida maakoore sisemist. Maa struktuurist täpsemalt. Ookeanilise maakoore kiht on aga väga tugev ja ookeanisügavuses tehtavad uuringud muudavad selle ülesande veelgi keerulisemaks.

Järeldus

Maakoor on ehk ainus kiht, mida inimkond on põhjalikult uurinud. Kuid see, mis selle all on, teeb geoloogidele endiselt muret. Jääb vaid loota, et ühel päeval uuritakse ka meie Maa uurimata sügavusi.

Plaan

1. Maakoor (mandriline, ookeaniline, üleminekuperiood).

2. Maakoore põhikomponendid on keemilised elemendid, mineraalid, kivimid, geoloogilised kehad.

3. Tardkivimite klassifitseerimise alused.

Maakoor (mandriline, ookeaniline, üleminekuperiood)

Maakoore paksuses eristatakse seismiliste süvasondeeringute andmete põhjal mitmeid kihte, mida iseloomustavad elastsete võngete läbimise erinevad kiirused. Nendest kihtidest peetakse kolme põhiliseks. Neist ülemist tuntakse settekivina, keskmine on graniit-metamorfne ja alumine basalt (joon.).

Riis. . Maakoore ja ülemise vahevöö struktuuri skeem, sealhulgas tahke litosfäär

ja plastiline astenosfäär

Settekiht See koosneb peamiselt kõige pehmematest, lahtistest ja tihedamatest (lahtise tsementeerumise tõttu) kivimitest. Settekivimid paiknevad tavaliselt kihtidena. Settekihi paksus Maa pinnal on väga muutlik ja varieerub mõnest meetrist 10-15 km-ni. On piirkondi, kus settekiht puudub täielikult.

Graniit-metamorfne kiht See koosneb peamiselt tard- ja moondekivimitest, mis on rikkad alumiiniumi ja räni poolest. Nimetatakse kohti, kus settekiht puudub ja graniidikiht tuleb pinnale kristallkilbid(Kola, Anabar, Aldan jne). Graniidikihi paksus on 20-40 km, kohati see kiht puudub (Vaikse ookeani põhjas). Seismiliste lainete kiiruse uuringu kohaselt muutub kivimite tihedus alumisel piiril 6,5 km/s-lt 7,0 km/sek-ni dramaatiliselt. Seda graniidikihi piiri, mis eraldab graniidikihi basaldikihist, nimetatakse Conradi piirid.

Basaldi kiht paistab silma maakoore aluses, esineb kõikjal, selle paksus varieerub 5–30 km. Aine tihedus basaldikihis on 3,32 g/cm 3, see erineb koostiselt graniitidest ja seda iseloomustab tunduvalt väiksem ränidioksiidi sisaldus. Kihi alumisel piiril toimub pikilainete läbimise kiiruse järsk muutus, mis viitab kivimite omaduste järsule muutumisele. Seda piiri peetakse maakoore alumiseks piiriks ja seda nimetatakse Mohorovichi piiriks, nagu eespool käsitletud.

Maakera eri paigus on maakoor heterogeenne nii koostiselt kui ka paksuselt. Maakoore tüübid - mandri- või mandri-, ookeani- ja üleminekuperioodil. Ookeaniline maakoor hõivab umbes 60% ja mandriline maakoor umbes 40% maapinnast, mis erineb ookeanide ja maismaa pindalade jaotusest (vastavalt 71% ja 29%). See on tingitud asjaolust, et vaadeldavate maakooretüüpide vaheline piir kulgeb mööda mandrijalam. Madalad mered, nagu näiteks Venemaa Läänemere ja Arktika mered, kuuluvad Maailmaookeani ainult geograafiliselt. Ookeanide piirkonnas eristuvad nad ookeani tüüp, mida iseloomustab õhuke settekiht, mille all on basaldikiht. Pealegi on ookeaniline maakoor palju noorem kui mandriline maakoor - esimese vanus ei ületa 180–200 miljonit aastat. Mandri all olev maakoor sisaldab kõiki 3 kihti, on suure paksusega (40-50 km) ja nn. mandriosa. Siirdekoor vastab mandrite veealusele piirile. Vastupidiselt mandrile väheneb siin graniidikiht järsult ja kaob ookeani ning siis väheneb ka basaldikihi paksus.

Sette-, graniit-metamorfsed ja basaltkihid moodustavad koos kesta, mis sai nime sial – sõnadest räni ja alumiinium. Tavaliselt arvatakse, et siaalkestas on otstarbekas tuvastada maapõue mõiste. Samuti on kindlaks tehtud, et läbi geoloogilise ajaloo neelab maakoor hapnikku ja praeguseks moodustab see sellest 91% mahust.

Maakoore põhikomponendid on keemilised elemendid, mineraalid, kivimid, geoloogilised kehad

Maa aine koosneb keemilistest elementidest. Kivikoore sees moodustavad keemilised elemendid mineraale, mineraalid kivimeid ja kivimid omakorda geoloogilisi kehasid. Meie teadmised Maa keemiast või muidu geokeemiast vähenevad katastroofiliselt koos sügavusega. Sügavamal kui 15 km asenduvad meie teadmised järk-järgult hüpoteesidega.

Ameerika keemik F.W. Clark koos G.S. Washington, alustanud eelmise sajandi alguses erinevate kivimite (5159 proovi) analüüsi, avaldas andmed umbes kümne levinuima elemendi keskmise sisalduse kohta maakoores. Frank Clark lähtus seisukohast, et 16 km sügavune tahke maakoor koosneb 95% ulatuses tardkivimitest ja 5% ulatuses tardkivimite mõjul tekkinud settekivimitest. Seetõttu kasutas F. Clark arvutamiseks 6000 erinevate kivimite analüüsi, võttes nende aritmeetilise keskmise. Seejärel täiendati neid andmeid teiste elementide sisu keskmiste andmetega. Selgus, et levinumad maakoore elemendid on (massiprotsentides): 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, mis on kokku 99,79%. Neid elemente (v.a vesinik), aga ka süsinikku, fosforit, kloori, fluori ja mõnda muud nimetatakse kivimit moodustavateks või petrogeenseteks.

Seejärel täpsustasid erinevad autorid neid arve korduvalt (tabel).

Mandrite maakoore koostise erinevate hinnangute võrdlus,

Maakoore keemiliste elementide keskmised massifraktsioonid nimetati akadeemik A. E. Fersmani ettepanekul. klaarid. Viimased andmed keemiline koostis Maa sfäärid on kokku võetud järgmisel diagrammil (joonis).

Kogu maakoore ja vahevöö aine koosneb mineraalidest, mis on vormi, struktuuri, koostise, arvukuse ja omaduste poolest mitmekesised. Praegu on eraldatud üle 4000 mineraali. Täpset arvu on võimatu anda, sest igal aastal täieneb mineraaliliikide arv 50-70 nimetusega mineraaliliikidega. Näiteks endise NSV Liidu territooriumilt on avastatud umbes 550 mineraali (A.E. Fersmani muuseumis on talletatud 320 liiki), neist üle 90% 20. sajandil.

Maapõue mineraalne koostis on järgmine (maht%): päevakivid - 43,1; pürokseenid - 16,5; oliviin - 6,4; amfiboolid - 5,1; vilgukivi - 3,1; savi mineraalid - 3,0; ortosilikaadid - 1,3; kloritid, serpentiinid - 0,4; kvarts - 11,5; kristobaliit - 0,02; tridüümiit - 0,01; karbonaadid - 2,5; maagi mineraalid - 1,5; fosfaadid - 1,4; sulfaadid - 0,05; raudhüdroksiidid - 0,18; teised - 0,06; orgaaniline aine - 0,04; kloriidid - 0,04.

Need arvud on muidugi väga suhtelised. Üldiselt on maakoore mineraalne koostis kõige mitmekesisem ja rikkalikum, võrreldes sügavamate geosfääride ja meteoriitide koostisega, Kuu ainega ja teiste maapealsete planeetide väliskestadega. Nii leiti Kuul 85 mineraali ja 175 meteoriitidest.

Looduslikke mineraalseid agregaate, mis moodustavad iseseisvaid geoloogilisi kehasid maakoores, nimetatakse kivimiteks. Mõiste "geoloogiline keha" on mitmemõõtmeline mõiste, mis hõlmab mahtusid mineraalkristallist kontinentideni. Iga kivim moodustab maakoores kolmemõõtmelise keha (kiht, lääts, massiiv, kate ...), mida iseloomustab teatud materjali koostis ja spetsiifiline sisemine struktuur.

Mõiste "kivi" tõi vene geoloogiakirjandusse 18. sajandi lõpus Vassili Mihhailovitš Severgin. Maakoore uurimine on näidanud, et see koosneb erinevatest kivimitest, mida saab päritolu järgi jagada 3 rühma: tard- ehk tardkivimid, sette- ja moondekivimid.

Enne iga kivimirühma eraldi kirjeldamist on vaja peatuda nende ajaloolistel suhetel.

Arvatakse, et esialgu Maa kujutas sula keha. Sellest esmasest sulamist ehk magmast tekkis jahtumisel tahke maakoor, alguses koosnes see täielikult tardkivimitest, mida tuleks pidada ajalooliselt kõige iidseimaks kivimirühmaks.

Alles Maa arengu hilisemas faasis võisid tekkida teistsuguse päritoluga kivimid. See sai võimalikuks pärast kõigi selle väliskestade tekkimist: atmosfäär, hüdrosfäär, biosfäär. Nende mõju all olevad esmased tardkivimid ja päikeseenergia hävisid, hävinud materjal liigutati vee ja tuule toimel, sorteeriti ja tsementeeriti uuesti. Nii tekkisid settekivimid, mis on sekundaarsed tardkivimitele, mille tõttu need tekkisid.

Nii tard- kui ka settekivimid olid moondekivimite tekke materjaliks. Erinevate geoloogiliste protsesside tulemusena alandati suuri maakoore alasid ning nendesse piirkondadesse kogunesid settekivimid. Nende vajumiste käigus langevad järjestuse alumised osad üha sügavamale kõrgete temperatuuride ja rõhkude piirkonda, magmast erinevate aurude ja gaaside läbitungimise ning kuuma vee ringluse piirkonda. lahendusi, uute keemiliste elementide viimist kivimitesse. Selle tulemuseks on metamorfism.

Nende tõugude jaotus ei ole sama. Hinnanguliselt koosneb litosfäär 95% tard- ja moondekivimitest ning vaid 5% on settekivimid. Pealtnäha on jaotus mõnevõrra erinev. Settekivimid katavad 75% maapinnast ja ainult 25% on tard- ja moondekivimid.