Сделай Сам Свою Работу на 5

Строение и типы земной коры





 

В строении земной коры принимают участие все типы горных пород, залегающих выше границы Мохо. Соотношение различных типов горных пород в земной коре изменяется в зависимости от рельефа и структуры Земли. В рельефе Земли выделяются к о н т и н е н т ы и о к е а н ы - структуры первого (планетарного) порядка, существенно отличающиеся друг от друга геологическим строением и характером развития. В пределах континента выделяют структуры второго порядка - равнины и горные сооружения; в океанах - подводные окраины материков, ложе, глубоководные желоба и срединно-океанические хребты. В рельефе поверхности Земли преобладают два уровня: континентальные равнины и плато (высоты менее 1000 м, занимают более 70% поверхности суши) и плоские относительно выровненные пространства ложа Мирового океана, располагающиеся на глубинах 4-6 км ниже уровня воды. Вначале выделяли два главных типа земной коры - континентальный и океанический, затем были выделены еще два - субконтинентальный, и субокеанический, характерных для переходных зон континент-океан и впадин окраинных и внутренних морей.

К о н т и н е н т а л ь н а я к о р а состоит из трех слоев. Первый - верхний, представлен осадочными горными породами мощностью от 0 до 5(10) км в пределах платформ, до 15-20 км в тектонических прогибах горных сооружений. Второй - гранито-гнейсовый или гранито-метаморфический на 50% сложен гранитами, на 40% - гнейсами и другими метаморфизованными породами. Мощность на равнинах 15-20 км, в горных сооружениях до 20-25 км. Третий - гранулито-базитовый (базит - основная порода, гранулит - метаморфическая порода гнейсовидной текстуры высокой (гранулитовой) степени метаморфизма). Мощность 10-20 км в пределах платформ и до 25-35 км в горных сооружениях. Мощность континентальной коры в пределах платформ 35-40 км, в молодых горных сооружениях 55-70 км, максимум под Гималаями и Андами 70-75 км. Граница между гранито-метаморфическим и гранулито-базитовым слоями называется разделом Конрада. Данные глубинного сейсмозондирования показали, что поверхность Конрада фиксируется лишь в отдельных местах. Исследования Н. И. Павленковой и др. специалистов, данные бурения Кольской сверхглубокой скважины показали, что континентальная земная кора имеет более сложное строение, чем представленное выше, и неоднозначную интерпретацию полученных данных разными авторами.





О к е а н с к а я к о р а.По современным данным океанская кора имеет трехслойное строение. Мощность ее от 5 до 12 км, в среднем 6-7 км. Отличается от континентальной коры отсутствием гранито-гнейсового слоя. Первый (верхний) слой рыхлых морских осадков мощностью от первых сотен метров до 1 км. Второй, располагающийся ниже, сложен базальтами с прослоями карбонатных и кремнистых пород. Мощность от 1 до 3 км. Третий, нижний, еще бурением не вскрыт. По данным драгирования сложен основными магматическими породами типа габбро и частично ультраосновными породами (пироксенитами). Мощность от 3,5 до 5 км.

С у б о к е а н с к и й т и п з е м н о й к о р ыприурочен к глубоководным котловинам окраинных и внутренних морей (южная котловина Каспия, Черное, Средиземное, Охотское, Японское и др.). По строению близок к океанскому, но отличается большей мощностью осадочного слоя - 4-10 км, местами до 15-20 км. Подобное строение коры характерно для некоторых глубоких впадин на суше - центральная часть Прикаспийской низменности.

С у б к о н т и н е н т а л ь н ы й т и п з е м н о й к о р ыхарактерен для островных дуг (Алеутской, Курильской и др.) и пассивных окраин атлантического типа, где гранито-гнейсовый слой выклинивается в пределах континентального склона. По строению близок к материковому, но отличается меньшей мощностью - 20-30 км.

 

Состав и состояние вещества мантии и ядра Земли



Косвенные, более или менее достоверные данные о составе имеются для слоя В (слой Гутенберга). Это: 1) выход на поверхность магматических интрузивных ультраосновных горных пород (перидотитов), 2) состав пород, заполняющих алмазоносные трубки, в которых наряду с перидотитами, содержащими гранаты, встречаются эклогиты, высокометаморфизованные породы, близкие по составу к габбро, но с плотностью 3,35-4,2 г/см3, последние могли образоваться только при большом давлении. По данным изучения интрузивных тел и экспериментальном исследовании принимается, что слой В состоит главным образом из ультраосновных пород типа перидотитов с гранатами. Такую породу А.Е.Рингвуд в 1962 году назвал пиролитом.

Состояние вещества в слое В

 

В слое В сейсмическим методом установлен слой менее плотных, как бы размягченных пород, называемый астеносферой (греч. “астенос” - слабый) или волноводом. В нем скорость сейсмических волн, особенно поперечных, понижается. Состояние вещества в астеносфере менее вязкое, более пластичное по отношению к выше - и нижерасположенным слоям. Твердый надастеносферный слой верхней мантии вместе с земной корой называется литосферой (греч. “литос” - камень).

С этим слоем связывают горизонтальные движения литосферных плит. Глубина залегания астеносферы под континентами и океанами разная. Исследования последних десятилетий показали более сложную картину распространения астеносферы под континентами и океанами, чем прежде. Под рифтами срединно-океанских хребтов астеносферный слой местами находится на глубине 2-3 км от поверхности. В пределах щитов (Балтийский, Украинский и др.) астеносфера не обнаружена сейсмическими методом до глубины 200-250 км. Некоторые исследователи считают, что астеносферный слой прерывистый, в виде астенолинз. Тем не менее есть косвенные данные о наличии астеносферы под щитами платформ. Известно, что Балтийский и Канадский щиты подвергались мощным четвертичным оледенениям. Под весом льда щиты прогибались (как Антарктида и Гренландия сейчас). После таяния ледников и снятия нагрузки за относительно небольшой интервал времени произошел быстрый подъем щитов - выравнивание нарушенного равновесия. Здесь проявляется явление изостазии (греч. “изос” - равный, “статис” - состояние) - состояние равновесия масс земной коры и мантии.

По данным В.Е.Хаина, астеносфера под щитами залегает глубже 200-250 км и вязкость ее увеличивается, поэтому ее труднее обнаружить существующими методами. Получены данные о вертикальной неоднородности астеносферы. Глубина расположения подошвы астеносферы оценивается неоднозначно. Одни исследователи считают, что она опускается до глубин 300-400 км, другие, что захватывает часть слоя С. Учитывая эндогенную активность литосферы и верхней мантии, введено понятие тектоносферы. Тектоносфера включает земную кору и верхнюю мантию до глубин 700 км (где зафиксированы наиболее глубокие очаги землетрясений).

 

Состав и состояние вещества в слоях С и Д

С глубиной растет температура и давление, вещество переходит в более плотные модификации. На глубинах более 400(500) км оливин и другие минералы приобретают структуру шпинелей, плотность которых возрастает на 11% по отношению к оливиновым. На глубине 700-1000 км происходит еще большее уплотнение и структура шпинели приобретает более плотную модификацию - перовскитовую. Происходит последовательная смена минеральных фаз:

пиролитовая до глубины 400(420) км,

шпинелевая до глубины 670-700 км,

перовскитовая до глубины 2900 км.

Есть и другое мнение относительно состава и состояния слоев С и Д. Предполагается распад железисто-магнезиальных силикатов на окислы, обладающих плотнейшей упаковкой.

 

Ядро Земли

 

Вопрос сложный и дискуссионный. Резкое падение Р-волн с 13,6 км/с в основании слоя Д до 8-8,1 км/с во внешнем ядре, а S-волны гасятся совсем. Внешнее ядро жидкое, оно не обладает прочностью на сдвиг, в отличие от твердого тела. Внутреннее ядро, по-видимому, твердое. По современным данным плотность ядра на 10% ниже, чем у железоникилевого сплава. Многие исследователи считают, что ядро Земли состоит из железа с примесью никеля и серы и возможно кремния или кислорода.

 

Физические характеристики Земли

Плотность

 

Плотность Земли в среднем равна 5,52 г/см3. Средняя плотность пород 2,8г/см3 (2,65 по Палмеру). Ниже границы Мохо плотность 3,3-3,4 г/см3, на глубине 2900 км - 5,6-5,7 г/см3 , на верхней границе ядра 9,7-10,0 г/см3 , в центре Земли - 12,5-13 г/см3. Плотность континентальной литосферы 3-3,1 г/см3. Плотность астеносферы 3,22 г/см3. Плотность океанической литосферы 3,3 г/см3.

 

Тепловой режим Земли

 

Различают два источника тепла Земли: 1. полученное от Солнца, 2. выносимое из недр к поверхности Земли. Прогревание Солнцем распространяется на глубину не более 28-30 м, а местами первые метры. На некоторой глубине от поверхности располагается пояс постоянной температуры, в котором температура равна среднегодовой температуре данной местности. (Москва -20 м - +4,20, Париж - 28 м - +11,830). Ниже пояса постоянной температурынаблюдается постепенное увеличение температуры с глубиной, связанное с глубинным тепловым потоком. Нарастание температуры с глубиной в градусах Цельсия на единицу длины называется геотермическим градиентом, а интервал глубины в метрах, на котором температура повышается на 10, называется геотермической ступенью. Геотермический градиент и ступень в разных местах земного шара различны. По данным Б. Гутенберга, пределы колебаний отличаются более чем в 25 раз. Это свидетельствует о различной эндогенной активности земной коры, о различной теплопроводности горных пород. Наибольший геотермический градиент отмечен в штате Орегон (США), равен 1500 на 1 км, наименьший - 60 на 1 км в Ю.Африке. Среднее значение геотермического градиента издавна принималось равным 300 на 1 км и соответствующая ему геотермическая ступень - 33 м.

По данным В.Н. Жаркова, близ поверхности Земли геотермический градиент оценивается в 200 на 1 км. Если учесть оба значения, то на глубине 100 км температура 30000 или 20000 С. Это не соответствует фактическим данным. Лава, изливающаяся из магматических очагов с этих глубин, имеет максимальную температуру 1200-12500 С. Ряд авторов, учитывая этот своеобразный термометр, считают, что на глубине 100 км температура не превышает 1300-15000. При более высоких температурах породы мантии были бы полностью расплавлены и S-волны через них бы не прошли. Поэтому средний геотермический градиент прослеживается до глубины 20-30 км, а глубже он должен уменьшаться. Но изменение температуры с глубиной неравномерное. Например: Кольская скважина. Рассчитывали на геотермический градиент 100 на 1 км. Такой градиент был до глубины 3 км, на глубине 7 км - 1200 С, на 10 км - 1800 С, на 12 км - 2200 С. Более или менее достоверные данные о температуре получены для основания слоя В - 1600 + 500 С.

Вопрос об изменении температуры ниже слоя В не решен. Предполагают, что температура в ядре Земли в пределах 4000-50000 С.

Гравитационное поле Земли

Гравитация, или сила тяжести, всегда перпендикулярна к поверхности геоида. Распределение силы тяжести на континентах и в областях океанов неодинаково на любой широте. Гравиметрические измерения абсолютной величины силы тяжести позволяют выявить гравиметрические аномалии - области увеличения или уменьшения силы тяжести. Увеличение силы тяжести свидетельствует о более плотном веществе, уменьшение - на залегание менее плотных масс. Величина ускорения силы тяжести различна. На поверхности в среднем 982 см/с2 (на экваторе 978 см/с2 , на полюсе 983 см/с2 ), с глубиной сначала увеличивается, затем быстро падает. У границы с внешним ядром 1037 см/с2 , в ядре уменьшается, в слое F доходит до 452 см/с2, на глубине 6000 км - 126 см/с2 , в центре до нуля.

Магнетизм

 

Земля - гигантский магнит с силовым полем вокруг. Геомагнитное поле дипольное, магнитные полюсы Земли не совпадают с географическими. Угол между магнитной осью и осью вращения составляет около 11,50 . Различают магнитное склонение и магнитное наклонение. М а г н и т н о е с к л о н е н и е определяется углом отклонения магнитной стрелки компаса от географического меридиана. Склонение может быть западным и восточным. Восточное склонение прибавляется к величине произведенного замера, западное вычитается. Линии, соединяющие на карте точки с одинаковым склонением, называются и з о г о н а м и (греч. “изос” - равный и “гониа” - угол). М а г н и т н о е н а к л о н е н и е определяется как угол между магнитной стрелкой и горизонтальной плоскостью. Магнитная стрелка, подвешенная на горизонтальной оси, притягивается магнитными полюсами Земли, потому не устанавливается параллельно горизонту, образуя с ним больший или меньший угол. В северном полушарии северный конец стрелки опускается вниз, а в южном - наоборот. Максимальный угол наклонения магнитной стрелки (900) будет на магнитном полюсе, нулевое значение он достигает в области, близкой к географическому экватору. Линии, соединяющие на карте точки с одинаковым наклонением, называется и з о к л и н а м и (греч. “клино” - наклоняю). Линия нулевого значения наклонения магнитной стрелки называется м а г н и т н ы м э к в а т о р о м. Магнитный экватор не совпадает с географическим.

Магнитное поле характеризуется н а п р я ж е н н о с т ь ю, которая увеличивается от магнитного экватора (31,8 А/м) к магнитным полюсам (55,7 А/м). Происхождение постоянного магнитного поля Земли связывают с действием сложной системы электрических токов, возникающих при вращении Земли и сопровождающих турбулентную конвекцию (перемещение) в жидком внешнем ядре. Магнитное поле Земли влияет на ориентировку в горных породах ферромагнитных минералов (магнетит, гематит и другие), которые в процессе застывания магмы или накопления в осадочных породах, принимают ориентировку существующего в то время магнитного поля Земли. Исследования остаточной намагниченности горных пород показали, что магнитное поле Земли неоднократно менялось в геологической истории: северный полюс становился южным, а южный - северным, т.е. происходили и н в е р с и и (переворачивание). Шкалу магнитных инверсий используют для расчленения и сопоставления толщ горных пород и определения возраста ложа океана.

 

 








Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском по сайту:



©2015 - 2024 stydopedia.ru Все материалы защищены законодательством РФ.