Kontinentálna kôra sa zložením aj štruktúrou výrazne líši od oceánskej. Jeho hrúbka sa pohybuje od 20-25 km pod ostrovnými oblúkmi a oblasťami s prechodným typom kôry až po 80 km pod mladými zloženými pásmi Zeme, napríklad pod Andami alebo alpsko-himalájskym pásom. V priemere je hrúbka kontinentálnej kôry pod starovekými platformami približne 40 km a jej hmotnosť vrátane subkontinentálnej kôry dosahuje 2,2510 × 25 g. Reliéf kontinentálnej kôry je veľmi zložitý. Rozlišuje však rozsiahle pláne vyplnené sedimentmi, ktoré sa zvyčajne nachádzajú nad proterozoickými platformami, výbežky najstarších (archejských) štítov a mladšie horské systémy. Reliéf kontinentálnej kôry sa vyznačuje aj maximálnymi výškovými rozdielmi, dosahujúcimi 16-17 km od úpätí kontinentálnych svahov v hlbokomorských priekopách až po najvyššie vrcholy hôr.

Štruktúra kontinentálnej kôry je veľmi heterogénna, ale rovnako ako v oceánskej kôre sa v jej hrúbke, najmä na starovekých platformách, niekedy rozlišujú tri vrstvy: horná sedimentárna a dve spodné vrstvy zložené z kryštalických hornín. Pod mladými pohyblivými pásmi je štruktúra kôry zložitejšia, hoci jej všeobecná disekcia sa blíži dvojvrstvovej.

Sedimentárna vrstva na kontinentoch bola celkom podrobne študovaná pomocou metód geofyzikálneho prieskumu a priamych vrtov. Štruktúra povrchu spevnenej kôry v miestach, kde bola na starovekých štítoch odkrytá, bola skúmaná jednak priamymi geologickými a geofyzikálnymi metódami, jednak na kontinentálnych plošinách pokrytých sedimentmi, najmä metódami geofyzikálneho výskumu. Zistilo sa teda, že rýchlosti seizmických vĺn vo vrstvách zemskej kôry stúpajú zhora nadol z 2-3 na 4,5-5,5 km/s v nižších sedimentárnych vrstvách; do 6-6,5 km/s v hornej vrstve kryštalických hornín a do 6,6-7,0 km/s v spodnej vrstve kôry. Takmer všade je kontinentálna kôra, podobne ako tá oceánska, podložená vysokorýchlostnými horninami hranice Mokhoroviča s rýchlosťami seizmických vĺn od 8,0 do 8,2 km/s, ale to sú už vlastnosti subkôrovej litosféry zloženej z hornín plášťa.

Hrúbka hornej sedimentárnej vrstvy kontinentálnej kôry sa mení v širokom rozmedzí - od nuly na starých štítoch po 10-12 a dokonca 15 km na pasívnych okrajoch kontinentov a v okrajových žľaboch platforiem. Priemerná hrúbka sedimentov na stabilných proterozoických platformách sa zvyčajne blíži k 2-3 km. V sedimentoch na takýchto plošinách prevládajú ílovité sedimenty a uhličitany z plytkých morských panví. V predhlbinách a na pasívnych okrajoch kontinentov atlantického typu začínajú sedimentárne úseky spravidla hrubou klastickou fáciou, ktorú proti prúdu vystriedajú piesčito-hlinité usadeniny a karbonáty pobrežných fácií. Na báze, ako aj v najvrchnejších častiach úsekov sedimentárnych vrstiev okrajových žľabov sa niekedy vyskytujú chemogénne sedimenty - evapority, ktoré vyznačujú podmienky sedimentácie v úzkych polouzavretých morských panvách so suchou klímou. Takéto povodia sa zvyčajne objavujú iba v počiatočnom alebo konečnom štádiu vývoja morských povodí a oceánov, ak sa, samozrejme, tieto oceány a povodia v čase svojho vzniku alebo uzavretia nachádzali v suchých klimatických zónach. Príklady ukladania takýchto útvarov na skoré štádia Vznik oceánskych panví môžu byť evapority na báze sedimentárnych častí šelfových zón Afriky v Atlantickom oceáne a soľných ložísk Červeného mora. Príkladmi ukladania soľných útvarov obmedzených na uzatváracie panvy sú evapority reno-hercýnskej zóny v Nemecku a permské sekvencie s obsahom soli a sadry v okrajovej predhlbni Cis-Ural na východe Ruskej platformy.

Vrchnú časť úseku spevnenej kontinentálnej kôry predstavujú spravidla staré, prevažne prekambrické horniny granitovo-rulového zloženia alebo striedanie granitoidov s pásmi zelenkastých hornín základného zloženia. Niekedy sa táto časť úseku tvrdej kôry nazýva „žulová“ vrstva, čím sa zdôrazňuje prevaha hornín granitoidnej série v nej a podriadenosť bazaltoidov. Horniny „žulové“ vrstvy sú zvyčajne premenené procesmi regionálnej metamorfózy až po amfibolitovú fáciu vrátane. Horná časť tejto vrstvy je vždy denudačným povrchom, pozdĺž ktorého kedysi dochádzalo k erózii tektonických štruktúr a vyvrelinových útvarov dávnych zvrásnených (horských) pásov Zeme. Nadložné sedimenty na podložiach kontinentálnej kôry sa preto vyskytujú vždy so štruktúrnou nekonformitou a spravidla s veľkým časovým posunom veku.

V hlbších častiach zemskej kôry (približne v hĺbkach okolo 15-20 km) je často vysledovaná rozptýlená a nestabilná hranica, pozdĺž ktorej sa rýchlosť šírenia pozdĺžnych vĺn zvyšuje asi o 0,5 km/s. Toto je takzvaná Konradova hranica, ktorá načrtáva zhora spodnú vrstvu kontinentálnej kôry, niekedy podmienečne nazývanú „čadič“, hoci stále máme veľmi málo konkrétnych údajov o jej zložení. S najväčšou pravdepodobnosťou sú spodné časti kontinentálnej kôry tvorené horninami stredného a základného zloženia, metamorfovanými na amfibolit alebo až granulitovú fáciu (pri teplotách nad 600 °C a tlaku nad 3–4 kbar). Je možné, že na základni tých blokov kontinentálnej kôry, ktoré sa kedysi vytvorili v dôsledku kolízií ostrovných oblúkov, môžu byť fragmenty starovekej oceánskej kôry, vrátane nielen základných, ale aj hadovitých ultrabázických hornín.

Heterogenita kontinentálnej kôry je obzvlášť dobre viditeľná aj pri obyčajnom pohľade na geologickú mapu kontinentov. Samostatné a úzko prepojené bloky kôry, heterogénne v zložení a štruktúre, sú zvyčajne geologické štruktúry rôzneho veku - pozostatky starých zložených pásov Zeme, ktoré sa postupne pripájajú počas rastu kontinentálnych más. Niekedy sú takéto štruktúry naopak stopami bývalých rozdelení starých kontinentov (napríklad aulacogenes). Takéto bloky sú zvyčajne vo vzájomnom kontakte pozdĺž zón stehov, ktoré sa často nazývajú, nie veľmi úspešne, hlboké chyby.

Štúdie hĺbkovej štruktúry kontinentálnej kôry uskutočnené v poslednom desaťročí seizmickou metódou odrazených vĺn s akumuláciou signálu (projekt COCORT) ukázali, že zóny stehov oddeľujúce zložené pásy rôzneho veku sú spravidla obrovskými ťahovými zlomy. Náporné plochy, ktoré sú v horných častiach kôry strmé, sa s hĺbkou rýchlo vyrovnávajú. Horizontálne sú takéto ťahové štruktúry často vysledované na mnoho desiatok až stoviek kilometrov, pričom v hĺbke sa niekedy približujú k samotnej základni kontinentálnej kôry, označujúc staré a teraz mŕtve zóny podsunu litosférických dosiek alebo súvisiace sekundárne ťahy.

Vrstvu C nemožno považovať za homogénnu. V ňom nastáva buď zmena chemického zloženia, alebo fázové prechody (alebo oboje).

Čo sa týka vrstvy B, ktorá leží priamo pod zemskou kôrou, tak aj tu pravdepodobne prebieha určitá heterogenita a tvoria ju horniny ako dunit, peridotity, eklogity.

Pri štúdiu zemetrasenia, ku ktorému došlo 40 km od Záhrebu (Juhoslávia), si A. Mohorovichic v roku 1910 všimol, že vo vzdialenosti viac ako 200 km od zdroja prvého sa do seizmogramu dostáva pozdĺžna vlna iného typu ako v bližších vzdialenostiach. Vysvetlil to tým, že na Zemi v hĺbke asi 50 km je hranica, pri ktorej sa náhle zvýši rýchlosť. V tomto výskume pokračoval jeho syn S. Mohorović po Conradovi, ktorý v roku 1925 pri štúdiu zemetrasných vĺn vo východných Alpách objavil ďalšiu fázu pozdĺžnych vĺn P*. Zodpovedajúca fáza šmykovej vlny S* bola identifikovaná neskôr. Fázy P* a S* naznačujú existenciu aspoň jednej hranice, „Konradovej hranice“ medzi dnom sedimentárnej sekvencie a Mohorovićovou hranicou.

Vlny generované zemetraseniami a umelými výbuchmi a šíriace sa v zemskej kôre, v posledné roky intenzívne študoval. Boli použité metódy lomených aj odrazených vĺn. Výsledky uskutočneného výskumu sú nasledovné. Podľa meraní vykonaných rôznymi výskumníkmi sa hodnoty pozdĺžnej rýchlosti V p a priečnej rýchlosti V S ukázali byť rovnaké: v žule - V p = 4,0 ÷ 5,7, V s = 2,1 ÷ 3,4, v čadiči - V p = 5,4 ÷ 6,4, V s ≈ 3,2,

gabro - V p = 6,4 ÷ 6,7, V s ≈ 3,5, v dunite - V p = 7,4, V s = 3,8 a v eklogite - V p = 8,0, V s = 4,3

km/s.

Okrem toho sa v rôznych oblastiach získali náznaky existencie vĺn s rôznymi rýchlosťami a hranicami v rámci žulovej vrstvy. Na druhej strane neexistuje žiadny náznak existencie žulovej vrstvy pod dnom oceánu za policami. V mnohých kontinentálnych oblastiach je základom žulovej vrstvy Konradova hranica.

V súčasnosti existujú náznaky ďalších jasne definovaných hraníc medzi povrchmi Konrad a Mohorovič; pre viaceré kontinentálne oblasti sú dokonca naznačené vrstvy s pozdĺžnymi rýchlosťami vĺn od 6,5 do 7 a od 7 do 7,5 km/s. Bolo navrhnuté, že môže existovať „dioritová“ vrstva (Vp = 6,1

km/s) a vrstva „gabro“ (V p = 7 km/s).

V mnohých oceánskych oblastiach je hĺbka hranice Moho pod dnom oceánu menšia ako 10 km. Na väčšine kontinentov sa jeho hĺbka zväčšuje s rastúcou vzdialenosťou od pobrežia a pod ním vysoké hory môže dosiahnuť viac ako 50 km. Tieto "korene" hôr boli prvýkrát objavené z gravitačných údajov.

Vo väčšine prípadov určovanie rýchlostí pod Moho hranicou dáva rovnaké čísla: 8,1 - 8,2 km/s pre pozdĺžne vlny a asi 4,7 km/s pre priečne vlny.

Zemská kôra [Sorochtin, Ushakov, 2002, s. 39-52]

Zemská kôra je vrchná vrstva tuhej škrupiny Zeme – jej litosféry a od podkôrových častí litosféry sa líši štruktúrou a chemickým zložením. Zemskú kôru od podložného litosférického plášťa oddeľuje Mohorovičova hranica, na ktorej rýchlosti šírenia seizmických vĺn vyskakujú až na 8,0 - 8,2 km/s.

Povrch zemskej kôry vzniká mnohosmerným pôsobením tektonických pohybov, ktoré vytvárajú terénne nerovnosti, denudáciou tohto reliéfu deštrukciou a zvetrávaním hornín, ktoré ho tvoria, a procesmi sedimentácie. V dôsledku toho neustále vznikajúce a zároveň

vyhladzovací povrch zemskej kôry sa ukazuje ako dosť zložitý. Maximálny kontrast reliéfu sa pozoruje iba v miestach najväčšej modernej tektonickej aktivity Zeme, napríklad na aktívnom kontinentálnom okraji Južná Amerika, kde rozdiel hladín reliéfu medzi peruánsko-čilskou hlbokomorskou priekopou a vrcholmi Ánd dosahuje 16-17 km. Výrazné výškové kontrasty (až 7-8 km) a veľká disekcia reliéfu sa pozorujú v moderných kontinentálnych kolíziách, napríklad v alpsko-himalájskom vrásovom páse.

oceánska kôra

Oceánska kôra je svojím zložením primitívna a v podstate predstavuje vrchnú diferencovanú vrstvu príkrovu, zhora prekrytú tenkou vrstvou pelagických sedimentov. V oceánskej kôre sa zvyčajne rozlišujú tri vrstvy, z ktorých prvá (horná) je sedimentárna.

Spodná časť sedimentárnej vrstvy je zvyčajne tvorená karbonátovými sedimentmi uloženými v hĺbkach menej ako 4-4,5 km. V hĺbkach väčších ako 4 – 4,5 km tvoria vrchnú časť sedimentárnej vrstvy prevažne nekarbonátové sedimenty – červené hlbokomorské íly a kremité kaly. Druhá, alebo bazaltová vrstva oceánskej kôry v hornej časti je tvorená tholeiitickými bazaltovými lávami. Celková hrúbka čadičovej vrstvy oceánskej kôry podľa seizmických údajov dosahuje 1,5, niekedy 2 km. Podľa seizmických údajov hrúbka gabro-serpentitovej (tretej) vrstvy oceánskej kôry dosahuje 4,5-5 km. Hrúbka oceánskej kôry je zvyčajne znížená hrebeňmi stredooceánskych chrbtov na 3-4 a dokonca na 2-2,5 km priamo pod riftovými údoliami.

Celková hrúbka oceánskej kôry bez sedimentárnej vrstvy tak dosahuje 6,5-7 km. Zospodu je oceánska kôra podložená kryštalickými horninami vrchného plášťa, ktoré tvoria podkôrové úseky litosférických dosiek. Pod hrebeňmi stredooceánskych chrbtov sa oceánska kôra nachádza priamo nad komorami tavenín čadiča uvoľnených z horúceho materiálu plášťa (z astenosféry).

Plocha oceánskej kôry je približne rovná 306 miliónom km 2, priemerná hustota oceánskej kôry (bez zrážok) je blízka 2,9 g / cm 3, preto hmotnosť konsolidovanej oceánskej kôry možno odhadnúť na (5,8-6,2) 1024 g. Objem a hmotnosť sedimentárnej vrstvy v hlbokomorských panvách svetového oceánu podľa A.P. Lisitsyn, je 133 miliónov km 3 a asi 0,1 1024 g. Objem zrážok sústredený na šelfoch a kontinentálnych svahoch je o niečo väčší - asi 190 miliónov km 3, čo je z hľadiska hmotnosti (s prihliadnutím na zhutnenie sedimentov) približne

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

Oceánska kôra vzniká v riftových zónach stredooceánskych chrbtov v dôsledku oddeľovania tavenín čadiča od horúceho plášťa (z astenosférickej vrstvy Zeme) vyskytujúcich sa pod nimi a ich vylievania na povrch oceánskeho dna. Každý rok v týchto zónach stúpa z astenosféry, vylieva sa na dno oceánu a kryštalizuje najmenej 5,5-6 km 3 tavenín čadiča, ktoré tvoria celú druhú vrstvu oceánskej kôry (s prihliadnutím na vrstvu gabra sa objem tavenín zavedených do kôry zvyšuje na 12 km 3). Tieto grandiózne tektonomagmatické procesy, neustále sa rozvíjajúce pod hrebeňmi stredooceánskych chrbtov, nemajú na súši obdobu a sú sprevádzané zvýšenou seizmicitou.

V riftových zónach nachádzajúcich sa na hrebeňoch stredooceánskych chrbtov je dno oceánu natiahnuté a odsunuté. Preto sú všetky takéto zóny poznačené častými, ale plytkými zemetraseniami s prevahou diskontinuálnych posunovacích mechanizmov. Naproti tomu pod ostrovnými oblúkmi a aktívnymi kontinentálnymi okrajmi, t.j. v zónach podsunutia platní sa zvyčajne vyskytujú silnejšie zemetrasenia s prevahou kompresných a šmykových mechanizmov. Podľa seizmických údajov

pokles oceánskej kôry a litosféry možno vysledovať vo vrchnom plášti a mezosfére do hĺbok asi 600-700 km. Podľa tomografických údajov bol pokles oceánskych litosférických dosiek vysledovaný do hĺbok asi 1400 - 1500 km a možno aj hlbšie - až po povrch zemského jadra.

Dno oceánu má charakteristické a dosť kontrastné pásikové magnetické anomálie, ktoré sa zvyčajne nachádzajú rovnobežne so stredooceánskymi hrebeňmi (obr. 7.8). Pôvod týchto anomálií súvisí so schopnosťou bazaltov oceánskeho dna magnetizovať sa magnetickým poľom Zeme počas ochladzovania, čím si zapamätajú smer tohto poľa v čase ich vyliatia na povrch oceánskeho dna.

„Dopravníkový“ mechanizmus obnovy oceánskeho dna s neustálym poklesom starších úsekov oceánskej kôry a na nej nahromadených sedimentov do plášťa pod oblúkmi ostrovov vysvetľuje, prečo sa oceánske prepadliny počas života Zeme nestihli zakryť sedimentmi. Pri súčasnom tempe zasypávania oceánskych depresií terigénnymi sedimentmi unášanými z pevniny 2,2 1016 g/rok by sa totiž celý objem týchto depresií, približne rovnajúci sa 1,37 1024 cm 3 , úplne zaplnil za približne 1,2 miliardy rokov. Teraz možno s veľkou istotou konštatovať, že kontinenty a oceánske panvy existujú spolu približne 3,8 miliardy rokov a počas tejto doby nedošlo k žiadnemu výraznému zasypaniu ich depresií. Navyše, po vŕtaní vo všetkých oceánoch teraz s istotou vieme, že na dne oceánov nie sú žiadne sedimenty staršie ako 160-190 mil. To však možno pozorovať iba v jednom prípade - v prípade existencie účinného mechanizmu na odstraňovanie sedimentu z oceánov. Tento mechanizmus, ako je dnes známe, je procesom ťahania sedimentov pod ostrovnými oblúkmi a aktívnymi kontinentálnymi okrajmi v zónach pohybu platní.

kontinentálnej kôry

Kontinentálna kôra sa v zložení aj štruktúre výrazne líši od oceánskej. Jeho hrúbka sa pohybuje od 20-25 km pod ostrovnými oblúkmi a oblasťami s prechodným typom kôry až po 80 km pod mladými zloženými pásmi Zeme, napríklad pod Andami alebo alpsko-himalájskym pásom. V priemere je hrúbka kontinentálnej kôry pod starovekými platformami približne 40 km a jej hmotnosť vrátane subkontinentálnej kôry dosahuje 2,25 1025 g. Reliéf kontinentálnej kôry sa vyznačuje aj maximálnymi výškovými rozdielmi, dosahujúcimi 16-17 km od úpätí kontinentálnych svahov v hlbokomorských priekopách až po najvyššie vrcholy hôr.

Štruktúra kontinentálnej kôry je veľmi heterogénna, ale rovnako ako v oceánskej kôre sa v jej hrúbke, najmä na starovekých platformách, niekedy rozlišujú tri vrstvy: horná sedimentárna a dve spodné vrstvy zložené z kryštalických hornín. Pod mladými pohyblivými pásmi je štruktúra kôry zložitejšia, hoci jej všeobecná disekcia sa blíži k dvom vrstvám.

Hrúbka hornej sedimentárnej vrstvy kontinentálnej kôry sa značne líši - od nuly na starých štítoch po 10-12 a dokonca 15 km na pasívnych okrajoch kontinentov a v okrajovej predhlbni platforiem. Priemerná hrúbka sedimentov na stabilných proterozoických platformách sa zvyčajne blíži k 2-3 km. V sedimentoch na takýchto plošinách prevládajú hlinité usadeniny a uhličitany z plytkých morských panví.

Horná časť úseku spevnenej kontinentálnej kôry je zvyčajne reprezentovaná starými, prevažne prekambrickými horninami. Niekedy sa táto časť úseku tvrdej kôry nazýva „granitická“ vrstva, čím sa zdôrazňuje prevaha hornín granitoidnej série v nej a podriadenosť bazaltoidov.

V hlbších častiach zemskej kôry (približne v hĺbkach okolo 15-20 km) je často vysledovaná rozptýlená a nestabilná hranica, pozdĺž ktorej sa rýchlosť šírenia pozdĺžnych vĺn zvyšuje asi o 0,5 km/s. Tento tzv

Kontinenty sa kedysi tvorili z masívov zemskej kôry, ktorá v tej či onej miere vyčnieva nad hladinu vody vo forme pevniny. Tieto bloky zemskej kôry štiepili, pohybovali a drvili ich časti viac ako jeden milión rokov, aby sa objavili v podobe, akú poznáme teraz.

Dnes zvážime najväčšiu a najmenšiu hrúbku zemskej kôry a vlastnosti jej štruktúry.

Trochu o našej planéte

Na začiatku formovania našej planéty tu pôsobili viaceré sopky, neustále dochádzalo k zrážkam s kométami. Až po zastavení bombardovania horúci povrch planéty zamrzol.
To znamená, že vedci sú si istí, že spočiatku bola naša planéta pustou púšťou bez vody a vegetácie. Odkiaľ sa toľko vody vzalo, je stále záhadou. Nie je to však tak dávno, čo boli v podzemí objavené veľké zásoby vody, možno to boli oni, ktorí sa stali základom našich oceánov.

Bohužiaľ, všetky hypotézy o pôvode našej planéty a jej zložení sú skôr domnienky ako fakty. Podľa vyjadrení A. Wegenera bola Zem spočiatku pokrytá tenkou vrstvou žuly, ktorá sa v paleozoickej ére premenila na pevninskú Pangeu. V období druhohôr sa Pangea začala deliť na časti, vzniknuté kontinenty sa postupne od seba odplavovali. Tichý oceán, tvrdí Wegener, je zvyškom primárneho oceánu, zatiaľ čo Atlantický oceán a Indický oceán sa považujú za sekundárne.

zemská kôra

Zloženie zemskej kôry je takmer rovnaké ako zloženie našich planét. slnečná sústava- Venuša, Mars, atď Koniec koncov, rovnaké látky slúžili ako základ pre všetky planéty slnečnej sústavy. A nedávno si vedci boli istí, že zrážka Zeme s inou planétou zvanou Thea spôsobila zlúčenie dvoch nebeských telies a z rozbitého fragmentu vznikol Mesiac. To vysvetľuje, prečo je minerálne zloženie Mesiaca podobné zloženiu našej planéty. Nižšie sa budeme zaoberať štruktúrou zemskej kôry - mapou jej vrstiev na súši a v oceáne.

Kôra tvorí len 1% hmotnosti Zeme. Pozostáva najmä z kremíka, železa, hliníka, kyslíka, vodíka, horčíka, vápnika a sodíka a 78 ďalších prvkov. Predpokladá sa, že v porovnaní s plášťom a jadrom je zemská kôra tenká a krehká škrupina, pozostávajúca hlavne z ľahkých látok. Ťažké látky podľa geológov klesajú do stredu planéty a tie najťažšie sa sústreďujú v jadre.

Štruktúra zemskej kôry a mapa jej vrstiev sú znázornené na obrázku nižšie.

kontinentálnej kôry

Zemská kôra má 3 vrstvy, z ktorých každá pokrýva predchádzajúcu nerovnými vrstvami. Väčšinu jeho povrchu tvoria kontinentálne a oceánske nížiny. Kontinenty sú tiež obklopené šelfom, ktorý po strmom ohybe prechádza do kontinentálneho svahu (oblasť podmorského okraja kontinentu).
Zemská kontinentálna kôra je rozdelená do vrstiev:

1. Sedimentárne.
2. Žula.
3. Čadič.

Sedimentárna vrstva je pokrytá sedimentárnymi, metamorfovanými a vyvretými horninami. Hrúbka kontinentálnej kôry je najmenšie percento.

Typy kontinentálnej kôry

Sedimentárne horniny sú akumulácie, ktoré zahŕňajú íl, uhličitany, vulkanogénne horniny a iné pevné látky. Ide o druh sedimentu, ktorý vznikol v dôsledku rôznych prírodných podmienok, ktoré predtým existovali na Zemi. Umožňuje výskumníkom vyvodiť závery o histórii našej planéty.

Vrstva žuly pozostáva z vyvrelých a metamorfovaných hornín, ktoré sú svojimi vlastnosťami podobné žule. To znamená, že nielen žula tvorí druhú vrstvu zemskej kôry, ale tieto látky sú jej zložením veľmi podobné a majú približne rovnakú silu. Rýchlosť jeho pozdĺžnych vĺn dosahuje 5,5-6,5 km/s. Tvoria ho žuly, bridlice, ruly atď.

Čadičová vrstva je zložená z látok podobných zložením ako bazalty. V porovnaní so žulovou vrstvou je hustejšia. Pod čadičovou vrstvou preteká viskózny plášť pevných látok. Plášť je zvyčajne oddelený od kôry takzvanou Mohorovichichovou hranicou, ktorá v skutočnosti oddeľuje vrstvy rôzneho chemického zloženia. Vyznačuje sa prudkým zvýšením rýchlosti seizmických vĺn.
To znamená, že relatívne tenká vrstva zemskej kôry je krehkou bariérou, ktorá nás oddeľuje od rozžeraveného plášťa. Hrúbka samotného plášťa je v priemere 3 000 km. Spolu s plášťom sa pohybujú aj tektonické platne, ktoré sú ako súčasť litosféry úsekom zemskej kôry.

Nižšie uvažujeme o hrúbke kontinentálnej kôry. Je to do 35 km.

Hrúbka kontinentálnej kôry

Hrúbka zemskej kôry sa pohybuje od 30 do 70 km. A ak pod rovinami je jeho vrstva iba 30 - 40 km, potom pod horskými systémami dosahuje 70 km. Pod Himalájami dosahuje hrúbka vrstvy 75 km.

Hrúbka kontinentálnej kôry je od 5 do 80 km a priamo závisí od jej veku. Studené staroveké platformy (východoeurópske, sibírske, západosibírske) majú teda pomerne vysokú hrúbku - 40 - 45 km.

Okrem toho má každá z vrstiev svoju vlastnú hrúbku a hrúbku, ktorá sa môže v rôznych oblastiach pevniny líšiť.

Hrúbka kontinentálnej kôry je:

1. Sedimentárna vrstva - 10-15 km.

2. Žulová vrstva - 5-15 km.

3. Čadičová vrstva - 10-35 km.

Teplota zemskej kôry

Teplota stúpa, keď idete hlbšie do nej. Predpokladá sa, že teplota jadra je až 5 000 ° C, ale tieto údaje zostávajú podmienené, pretože jeho typ a zloženie nie sú vedcom stále jasné. Keď idete hlbšie do zemskej kôry, jej teplota stúpa každých 100 m, ale jej údaje sa líšia v závislosti od zloženia prvkov a hĺbky. Oceánska kôra má vyššiu teplotu.

oceánska kôra

Pôvodne bola podľa vedcov Zem pokrytá presne oceánskou vrstvou kôry, ktorá sa svojou hrúbkou a zložením trochu líši od kontinentálnej vrstvy. vznikol pravdepodobne z vrchnej diferencovanej vrstvy plášťa, teda zložením sa mu veľmi približuje. Hrúbka zemskej kôry oceánskeho typu je 5-krát menšia ako hrúbka kontinentálneho typu. Zároveň sa jeho zloženie v hlbokých a plytkých oblastiach morí a oceánov navzájom nevýznamne líši.

Vrstvy kontinentálnej kôry

Hrúbka oceánskej kôry je:

1. Vrstva oceánskej vody, ktorej hrúbka je 4 km.

2. Vrstva voľných sedimentov. Hrúbka je 0,7 km.

3. Vrstva zložená z bazaltov s karbonátovými a kremitými horninami. Priemerný výkon je 1,7 km. Nevystupuje ostro a vyznačuje sa zhutnením sedimentárnej vrstvy. Táto verzia jeho štruktúry sa nazýva suboceánska.

4. Čadičová vrstva, nelíšiaca sa od kontinentálnej kôry. Hrúbka oceánskej kôry v tejto vrstve je 4,2 km.

Bazaltová vrstva oceánskej kôry v subdukčných zónach (zóna, v ktorej jedna vrstva kôry pohlcuje druhú) sa mení na eklogity. Ich hustota je taká vysoká, že klesajú hlboko do kôry do hĺbky viac ako 600 km a potom klesajú do spodného plášťa.

Vzhľadom na to, že najmenšia hrúbka zemskej kôry je pozorovaná pod oceánmi a je len 5-10 km, vedci už dlho živili myšlienku začať vŕtať kôru v hĺbke oceánov, čo by umožnilo podrobnejšie študovať vnútornú štruktúru Zeme. Vrstva oceánskej kôry je však veľmi silná a výskum v hĺbke oceánu túto úlohu ešte sťažuje.

Záver

Zemská kôra je snáď jedinou vrstvou, ktorú ľudstvo podrobne študovalo. To, čo je pod ním, však stále znepokojuje geológov. Ostáva len dúfať, že jedného dňa budú preskúmané neprebádané hlbiny našej Zeme.

Plán

1. Zemská kôra (kontinentálna, oceánska, prechodná).

2. Hlavnými zložkami zemskej kôry sú chemické prvky, minerály, horniny, geologické telesá.

3. Základy klasifikácie vyvrelých hornín.

Zemská kôra (kontinentálna, oceánska, prechodná)

Na základe údajov hĺbkových seizmických sond je v hrúbke zemskej kôry rozlíšených množstvo vrstiev, ktoré sa vyznačujú rôznou rýchlosťou prechodu elastických vibrácií. Z týchto vrstiev sa tri považujú za základné. Najvyššia z nich je známa ako sedimentárna škrupina, stredná je granitovo-metamorfovaná a spodná je čadičová (obr.).

Ryža. . Schéma štruktúry kôry a vrchného plášťa vrátane pevnej litosféry

a plastickej astenosféry

Sedimentárna vrstva Skladá sa hlavne z najjemnejších, sypkých a hustejších (v dôsledku cementovania sypkých) hornín. Sedimentárne horniny sú zvyčajne usporiadané vo vrstvách. Hrúbka sedimentárnej vrstvy na zemskom povrchu je veľmi premenlivá a pohybuje sa od niekoľkých metrov do 10-15 km. Existujú oblasti, kde sedimentárna vrstva úplne chýba.

Granitovo-metamorfná vrstva Pozostáva prevažne z vyvrelých a metamorfovaných hornín bohatých na hliník a kremík. Miesta, kde nie je sedimentárna vrstva a žulová vrstva vystupuje na povrch, sa nazývajú krištáľové štíty(Kola, Anabar, Aldan atď.). Hrúbka žulovej vrstvy je 20-40 km, na niektorých miestach táto vrstva chýba (na dne Tichého oceánu). Podľa štúdie rýchlosti seizmických vĺn sa hustota hornín na spodnej hranici od 6,5 km/s do 7,0 km/s dramaticky mení. Táto hranica žulovej vrstvy, ktorá oddeľuje vrstvu žuly od vrstvy čadiča, je tzv. Conrad hranice.

Čadičová vrstva vyniká na báze zemskej kôry, je prítomný všade, jeho hrúbka sa pohybuje od 5 do 30 km. Hustota hmoty v čadičovej vrstve je 3,32 g/cm 3, líši sa zložením od granitov a vyznačuje sa oveľa nižším obsahom oxidu kremičitého. Na spodnej hranici vrstvy dochádza k prudkej zmene rýchlosti prechodu pozdĺžnych vĺn, čo naznačuje prudkú zmenu vlastností hornín. Táto hranica sa považuje za spodnú hranicu zemskej kôry a nazýva sa Mohorovičova hranica, ako je uvedené vyššie.

V rôznych častiach zemegule je zemská kôra heterogénna v zložení aj hrúbke. Typy zemskej kôry - pevninská alebo kontinentálna, oceánska a prechodná. Oceánska kôra zaberá asi 60 % a kontinentálna kôra asi 40 % zemského povrchu, čo sa líši od rozloženia oblastí oceánov a pevniny (71 % a 29 %). Je to spôsobené tým, že hranica medzi uvažovanými typmi kôry prebieha pozdĺž kontinentálneho úpätia. Plytké moria, akými sú napríklad Baltské a Arktické more Ruska, patria do Svetového oceánu len z geografického hľadiska. V oblasti oceánov sa rozlišujú oceánsky typ, vyznačujúci sa tenkou sedimentárnou vrstvou, pod ktorou sa nachádza čadičová vrstva. Okrem toho je oceánska kôra oveľa mladšia ako kontinentálna - vek prvej nie je viac ako 180 - 200 miliónov rokov. Kôra pod kontinentom obsahuje všetky 3 vrstvy, má veľkú hrúbku (40-50 km) a je tzv pevnina. Prechodná kôra zodpovedá podmorskému okraju kontinentov. Na rozdiel od kontinentálnej sa tu žulová vrstva prudko zmenšuje a mizne v oceáne a následne klesá aj hrúbka čadičovej vrstvy.

Sedimentárne, granitovo-metamorfované a čadičové vrstvy spolu vytvárajú schránku, ktorá dostala názov sial – od slov kremík a hliník. Zvyčajne sa verí, že v sialickej škrupine je účelné identifikovať koncept zemskej kôry. Zistilo sa tiež, že v priebehu geologickej histórie zemská kôra absorbuje kyslík a dodnes z neho tvorí 91 % objemu.

Hlavnými zložkami zemskej kôry sú chemické prvky, minerály, horniny, geologické telesá

Hmota Zeme pozostáva z chemických prvkov. V rámci kamennej škrupiny tvoria chemické prvky minerály, minerály horniny a horniny zase geologické telesá. Naše znalosti o chémii Zeme, alebo inak geochémii, katastrofálne klesajú s hĺbkou. Hlbšie ako 15 km sú naše poznatky postupne nahradené hypotézami.

Americký chemik F.W. Clark spolu s G.S. Washington, ktorý na začiatku minulého storočia začal s analýzou rôznych hornín (5159 vzoriek), zverejnil údaje o priemernom obsahu asi desiatich najbežnejších prvkov v zemskej kôre. Frank Clark vychádzal z pozície, že pevná zemská kôra do hĺbky 16 km pozostáva z 95 % vyvrelých hornín a 5 % sedimentárnych hornín vytvorených vďaka vyvretým horninám. Preto F. Clark na výpočet použil 6000 analýz rôznych hornín, pričom použil ich aritmetický priemer. Následne boli tieto údaje doplnené o priemerné údaje o obsahoch ďalších prvkov. Ukázalo sa, že najčastejšie prvky zemskej kôry sú (hm. %): 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, čo je celkovo 99,79 %. Tieto prvky (okrem vodíka), ako aj uhlík, fosfor, chlór, fluór a niektoré ďalšie, sa nazývajú horninotvorné alebo petrogénne.

Následne boli tieto čísla opakovane špecifikované rôznymi autormi (tabuľka).

Porovnanie rôznych odhadov zloženia zemskej kôry kontinentov,

Priemerné hmotnostné frakcie chemických prvkov v zemskej kôre boli pomenované na návrh akademika A. E. Fersmana clarks. Najnovšie údaje o chemické zloženie sfér Zeme sú zhrnuté v nasledujúcom diagrame (obr.).

Všetka hmota zemskej kôry a plášťa pozostáva z minerálov rôznej formy, štruktúry, zloženia, množstva a vlastností. V súčasnosti bolo izolovaných viac ako 4000 minerálov. Nie je možné uviesť presné číslo, pretože každý rok sa počet minerálnych druhov dopĺňa o 50-70 názvov minerálnych druhov. Napríklad na území bývalého ZSSR bolo objavených asi 550 minerálov (320 druhov je uložených v múzeu A.E. Fersmana), viac ako 90% z nich v 20. storočí.

Minerálne zloženie zemskej kôry je nasledovné (obj. %): živce - 43,1; pyroxény - 16,5; olivín - 6,4; amfiboly - 5,1; sľuda - 3,1; ílové minerály - 3,0; ortokremičitany - 1,3; chloritany, serpentíny - 0,4; kremeň - 11,5; kristobalit - 0,02; tridymit - 0,01; uhličitany - 2,5; rudné minerály - 1,5; fosfáty - 1,4; sírany - 0,05; hydroxidy železa - 0,18; ostatné - 0,06; organická hmota - 0,04; chloridy - 0,04.

Tieto čísla sú, samozrejme, veľmi relatívne. Vo všeobecnosti je minerálne zloženie zemskej kôry najrozmanitejšie a najbohatšie v porovnaní so zložením hlbších geosfér a meteoritov, substancie Mesiaca a vonkajších obalov iných terestrických planét. Na Mesiaci sa teda našlo 85 minerálov a 175 v meteoritoch.

Prírodné minerálne agregáty, ktoré tvoria samostatné geologické telesá v zemskej kôre, sa nazývajú horniny. Pojem „geologické teleso“ je viacrozmerný pojem, zahŕňa objemy od minerálneho kryštálu až po kontinenty. Každá hornina tvorí v zemskej kôre (vrstva, šošovka, pole, obal...) trojrozmerné teleso, vyznačujúce sa určitým materiálovým zložením a špecifickou vnútornou štruktúrou.

Termín „skala“ zaviedol do ruskej geologickej literatúry koncom 18. storočia Vasilij Michajlovič Severgin. Štúdium zemskej kôry ukázalo, že sa skladá z rôznych hornín, ktoré možno podľa pôvodu rozdeliť do 3 skupín: vyvrelé alebo vyvrelé, sedimentárne a metamorfované.

Predtým, ako pristúpime k samostatnému popisu každej zo skupín hornín, je potrebné sa pozastaviť nad ich historickými vzťahmi.

Verí sa, že spočiatku Zem predstavoval roztavené teleso. Z tejto primárnej taveniny alebo magmy sa ochladzovaním vytvorila pevná zemská kôra, na začiatku bola zložená výlučne z vyvrelín, ktoré treba považovať za historicky najstaršiu skupinu hornín.

Až v neskoršej fáze vývoja Zeme mohli vzniknúť horniny iného pôvodu. To sa stalo možným po objavení sa všetkých jeho vonkajších obalov: atmosféry, hydrosféry, biosféry. Primárne vyvreté horniny pod ich vplyvom a slnečnou energiou boli zničené, zničený materiál bol vodou a vetrom premiestnený, triedený a opäť cementovaný. Takto vznikli sedimentárne horniny, ktoré sú sekundárne k vyvretým horninám, vďaka čomu vznikli.

Ako materiál na vznik metamorfovaných hornín slúžili vyvreté aj sedimentárne horniny. V dôsledku rôznych geologických procesov došlo k zníženiu veľkých plôch zemskej kôry a nahromadeniu sedimentárnych hornín v týchto oblastiach. V priebehu týchto poklesov klesajú spodné časti sledu do stále väčších hĺbok do oblasti vysokých teplôt a tlakov, do oblasti prieniku rôznych pár a plynov z magmy a cirkulácie roztokov horúcej vody, čím sa do hornín vnášajú nové chemické prvky. Výsledkom je metamorfóza.

Distribúcia týchto plemien nie je rovnaká. Odhaduje sa, že litosféru tvoria z 95 % vyvrelé a metamorfované horniny a iba 5 % tvoria sedimentárne horniny. Na povrchu je distribúcia trochu odlišná. Sedimentárne horniny pokrývajú 75 % zemského povrchu a len 25 % tvoria vyvrelé a premenené horniny.