Maakoore teket ja arengut selgitavad hüpoteesid
Maakoore mõiste.
Maakoor on pinnakihtide kompleks tahke Maa. Teadusgeograafilises kirjanduses pole ühtset ettekujutust maakoore tekke ja arenguteede kohta.
Maakoore moodustumise ja arengu mehhanisme paljastavad mitmed mõisted (hüpoteesid), millest kõige põhjendatumad on järgmised:
1. Fiksismiteooria (ladina fixus - liikumatu, muutumatu) väidab, et mandrid on alati jäänud kohtadesse, kus nad praegu asuvad. See teooria eitab igasugust mandrite ja litosfääri suurte osade liikumist.
2. Mobilismi teooria (ladina keelest mobilis - mobile) tõestab, et litosfääri plokid on pidevas liikumises. See kontseptsioon kehtestati eriti aastal viimased aastad seoses uute teaduslike andmete saamisega maailma ookeani põhja uurimisest.
3. Mandri kasvu kontseptsioon ookeanipõhja arvelt usub, et algsed mandrid moodustusid suhteliselt väikeste massiivide kujul, mis nüüd moodustavad iidsed mandriplatvormid. Seejärel kasvasid need massiivid mägede moodustumise tõttu ookeani põhjas algsete maismaa tuumade servade kõrval. Ookeani põhja uurimine, eriti ookeani keskahelike vööndis, on andnud põhjust kahelda ookeanipõhjast tuleneva mandri kasvu kontseptsiooni õigsuses.
4. Geosünkliinide teooria väidab, et maa suuruse suurenemine toimub läbi mägede moodustumise geosünkliinides. Geosünklinaalne protsess, mis on üks peamisi mandri maakoore arengus, on aluseks paljudele kaasaegsetele. teaduslikud seletused maakoore tekke- ja arenguprotsess.
5. Pöörlemisteooria tugineb oma seletuses väitele, et kuna Maa kujund ei ühti matemaatilise sferoidi pinnaga ja on ebaühtlase pöörlemise tõttu ümber paigutatud, on pöörleval planeedil tsoonitriibud ja meridionaalsektorid paratamatult tektooniliselt ebavõrdsed. Nad reageerivad erineva aktiivsusega maapealsete protsesside põhjustatud tektooniliste pingetega.
Maakoort on kahte peamist tüüpi: ookeaniline ja mandriline. Eristatakse ka maakoore üleminekutüüpi.
Ookeaniline maakoor. Ookeani maakoore paksus on tänapäevasel geoloogilisel ajastul 5–10 km. See koosneb kolmest järgmisest kihist:
1) ülemine õhuke kiht meresetted (paksus mitte üle 1 km);
2) keskmine basaldikiht (paksus 1,0-2,5 km);
3) alumine gabro kiht (paksus ca 5 km).
Mandri (mandri) maakoor. Mandrilises maakoores on rohkem keeruline struktuur ja paksusem kui ookeaniline maakoor. Selle paksus on keskmiselt 35-45 km ja mägistes riikides kasvab see 70 km-ni. See koosneb ka kolmest kihist, kuid erineb oluliselt ookeanist:
1) basaltidest koosnev alumine kiht (paksus ca 20 km);
2) keskmine kiht hõivab mandrilise maakoore põhipaksuse ja seda nimetatakse tinglikult graniidiks. See koosneb peamiselt graniidist ja gneissist. See kiht ei ulatu ookeanide alla;
3) ülemine kiht- setteline. Selle paksus on keskmiselt umbes 3 km. Mõnes piirkonnas ulatub sademete paksus 10 km-ni (näiteks Kaspia madalikul). Osades Maa piirkondades pole settekihti üldse ja pinnale tuleb graniidikiht. Selliseid alasid nimetatakse kilpideks (näiteks Ukraina kilp, Balti kilp).
Mandritel tekib kivimite murenemise tagajärjel geoloogiline moodustis nn ilmastikukindel koorik.
Graniidikiht eraldatakse basaltkihist Conradi pind , mille juures seismiliste lainete kiirus suureneb 6,4-lt 7,6 km/sek.
Piir vahel maakoor ja vahevöö (nii mandritel kui ka ookeanidel) läheb mööda Mohorovici pind (Moho joon). Seismiliste lainete kiirus sellel tõuseb järsult 8 km/h-ni.
Lisaks kahele põhitüübile – ookeanilisele ja mandrilisele – leidub ka segatüüpi (ülemineku) piirkondi.
Mandri madalikul või riiulitel on maakoor umbes 25 km paksune ja sarnaneb üldiselt mandrilise maakoorega. Basaldikiht võib aga välja kukkuda. Ida-Aasias saarekaarte piirkonnas (Kuriili saared, Aleuudi saared, Jaapani saared jt) on maakoor üleminekutüüpi. Lõpuks on ookeani keskahelike maakoor väga keeruline ja seda on seni vähe uuritud. Siin puudub Moho piir ja mantlimaterjal tõuseb mööda rikkeid maakoore ja isegi selle pinnale.
Mõistet "maakoor" tuleks eristada mõistest "litosfäär". Mõiste "litosfäär" on laiem kui "maakoor". Litosfääris hõlmab kaasaegne teadus mitte ainult maakoort, vaid ka astenosfääri kõige ülemist vahevöö, see tähendab umbes 100 km sügavusel.
Isostaasi mõiste . Gravitatsiooni jaotuse uuring näitas, et kõik maakoore osad – mandrid, mägised riigid, tasandikud – on vahevöö ülaosas tasakaalus. Seda tasakaalustatud asendit nimetatakse isostaasiks (ladina keelest isoc - ühtlane, staas - asend). Isostaatiline tasakaal saavutatakse tänu sellele, et maakoore paksus on pöördvõrdeline selle tihedusega. Raske ookeaniline maakoor on õhem kui kergem mandriline maakoor.
Isostaas ei ole sisuliselt isegi mitte tasakaal, vaid soov tasakaalu järele, mida pidevalt häiritakse ja taastatakse. Näiteks Balti kilp tõuseb pärast pleistotseeni jäätumise mandrijää sulamist umbes 1 meetri võrra sajandis. Soome pindala suureneb merepõhja tõttu pidevalt. Hollandi territoorium seevastu väheneb. Null-tasakaalu joon kulgeb praegu 60 0 N laiuskraadist veidi lõuna pool. Tänapäevane Peterburi on umbes 1,5 m kõrgem kui Peeter Suure aegne Peterburi. Nagu tänapäevased andmed teaduslikud uuringud, isegi suurte linnade raskused osutuvad nende all oleva territooriumi isostaatiliseks kõikumiseks piisavaks. Järelikult on suurte linnade aladel maakoor väga liikuv. Üldiselt on maakoore reljeef Moho pinna peegelpilt, maakoore alus: kõrgendatud alad vastavad vahevöö süvenditele, madalamatele aladele rohkem. kõrge tase selle ülempiir. Seega on Pamiiri all Moho pinna sügavus 65 km ja Kaspia madalikul umbes 30 km.
Maakoore termilised omadused . Mullatemperatuuri ööpäevased kõikumised ulatuvad 1,0–1,5 m sügavusele ja iga-aastased kõikumised parasvöötme laiuskraadidel mandrilise kliimaga riikides 20–30 m sügavusele. Päikese poolt maapind lakkab, tekib püsiva mullatemperatuuriga kiht. Seda nimetatakse isotermiline kiht . Isotermilise kihi all sügaval Maa sees tõuseb temperatuur ja seda põhjustab sisemine soojus maa sooled Kliima kujunemisel sisemine soojus ei osale, kuid on kõigi tektooniliste protsesside energeetiline alus.
Nimetatakse kraadide arvu, mille võrra temperatuur tõuseb iga 100 m sügavuse kohta geotermiline gradient . Nimetatakse vahemaad meetrites, mille langetamisel temperatuur tõuseb 1 0 C võrra geotermiline etapp . Geotermilise sammu suurus sõltub topograafiast, kivimite soojusjuhtivusest, vulkaaniliste allikate lähedusest, põhjavee tsirkulatsioonist jne. Keskmiselt on geotermiline samm 33 m Vulkaanilistel aladel võib geotermiline samm olla vaid umbes 5 m , ja geoloogiliselt vaiksetes piirkondades (näiteks platvormidel) võib see ulatuda 100 meetrini.
Maakoor- Maa välimine tahke kest (geosfäär), osa litosfäärist, laiusega 5 km (ookeani all) kuni 75 km (mandrite all). Kooriku all on vahevöö, mis erineb koostiselt ja füüsilised omadused- see on kompaktsem ja sisaldab peamiselt tulekindlaid elemente. Maakoore ja vahevöö jagab Mohorovici tunnus ehk Moho kiht, kus toimub seismiliste lainete järsk kiirendus.
On mandriline (mandriline) ja ookeaniline maakoor, samuti selle üleminekutüübid: subkontinentaalne ja subokeaaniline maakoor.
Mandri (mandri) maakoor koosneb mitmest kihist. Peal on settekivimite kiht. Selle kihi paksus on kuni 10-15 km. Selle all on graniidikiht. Selle moodustavad kivimid on oma füüsikaliste omaduste poolest sarnased graniidiga. Selle kihi paksus on 5–15 km. Graniidikihi all on basaldikiht, mis koosneb basaldist ja kivimitest, mille füüsikalised omadused sarnanevad basaltiga. Selle kihi paksus on 10 km kuni 35 km. Järelikult ulatub mandri maakoore kogupaksus 30-70 km-ni.
Ookeaniline maakoor erineb mandrimaakoorest selle poolest, et sellel puudub graniidikiht või see on väga õhuke, seetõttu on ookeanilise maakoore paksus vaid 6-15 km.
Maakoore keemilise koostise määramiseks on saadaval ainult selle ülemised osad - alla 15-20 km sügavusele. 97,2% maakoore kogukoostisest moodustavad: hapnik - 49,13%, alumiinium - 7,45%, kaltsium - 3,25%, räni - 26%, raud - 4,2%, kaalium - 2,35%, magneesium - 2,35%. naatrium - 2,24%.
Perioodilisuse tabeli muud elemendid moodustavad 10-st kuni sajandiku protsendini.
Allikad:
Maa kest hõlmab maakoort ja vahevöö ülemist osa. Maakoore pinnal on suured ebatasasused, millest peamised on mandrite väljaulatuvad osad ja nende lohud – tohutud ookeanisügavused. Mandrite ja ookeanibasseinide olemasolu ja suhteline asend on seotud maakoore struktuuri erinevustega.
Mandriline maakoor. See koosneb mitmest kihist. Peal on settekivimite kiht. Selle kihi paksus on kuni 10-15 km. Selle all on graniidikiht. Selle moodustavad kivimid on oma füüsikaliste omaduste poolest sarnased graniidiga. Selle kihi paksus on 5–15 km. Graniidikihi all on basaldikiht, mis koosneb basaltist ja kivimitest, füüsikalised omadused mis sarnanevad basaltiga. Selle kihi paksus on 10 km kuni 35 km. Seega ulatub mandri maakoore kogupaksus 30-70 km-ni.
Ookeaniline maakoor. See erineb mandrimaakoorest selle poolest, et tal puudub graniidikiht või see on väga õhuke, mistõttu on ookeanilise maakoore paksus vaid 6-15 km.
Maakoore keemilise koostise määramiseks on saadaval ainult selle ülemised osad - kuni 15-20 km sügavusele. 97,2% maakoore kogukoostisest moodustavad: hapnik - 49,13%, alumiinium - 7,45%, kaltsium - 3,25%, räni - 26%, raud - 4,2%, kaalium - 2,35%, magneesium - 2,35%. naatrium - 2,24%.
Perioodilisuse tabeli muud elemendid moodustavad kümnendiku kuni sajandiku protsendini.
Enamik teadlasi usub, et meie planeedile ilmus esmakordselt ookeani tüüpi maakoor. Maa sees toimuvate protsesside mõjul tekkisid maakoores voldid, see tähendab mägised alad. Koore paksus suurenes. Nii tekkisid mandri eendid ehk siis hakkas moodustuma mandriline maakoor.
Viimastel aastatel on seoses ookeaniliste ja mandritüüpide maakoore uuringutega loodud maakoore ehituse teooria, mis põhineb litosfääriplaatide ideel. Teooria väljatöötamisel põhines mandrite triivi hüpoteesil, mille 20. sajandi alguses lõi saksa teadlane A. Wegener.
Maapõue tüübid Wikipedia
Saidi otsing:
Ookeanilõhed on koostiselt primitiivsed ja kujutavad endast karva ülemist diferentseeritud kihti, milles domineerib õhuke pelaagilise settekiht. Ookeanilises maakoores eristatakse tavaliselt kolme kihti, millest esimene (ülemine) sete.
Settekihi põhjas on need sageli õhukesed ja ebastabiilsed metallisademed, milles domineerivad raudoksiidid.
Sette alumine osa koosneb tavaliselt karbonaatsetetest sügavusel alla 4-4,5 km. Karbonaadi sügavamal ringlussevõtul ei sadestu see tavaliselt üheahelaliste organismide (foraminifera ja kolitofariidide) kestade mikroskoopilise koostise tõttu rõhul üle 400–450 ATM, lahustatakse kohe merevesi. Sel põhjusel koosneb üle 4-4,5 km sügavustes merebasseinides settekihi ülemine osa peamiselt ainult mittekaltsilistest setetest - tumepunastest savidest ja silikaatsoojusest.
Saarekaare ja vulkaaniliste saarte läheduses leidub suurte jõgede deltade lähedal osa settekihte sageli läätsesid ja omavahel põimunud vulkaanitamme ja terrigeenseid prügilaid. Avaookeanides suureneb settekihi paksus alates ookeani keskriffidest, kus nende äärealadel setet peaaegu pole.
Setete keskmine paksus on väike ja A. P. Lisitsyni sõnul on see Atlandi tüüpi mandriservade lähedal ja suure pärasoole delta piirkondades 0,5 km lähedal, ulatudes 10-12 km-ni. Selle põhjuseks on asjaolu, et peaaegu kõik terrigeensed materjalid, mis maanduvad ujuvate settimisprotsesside tõttu, asuvad praktiliselt ookeanide rannikualadel ja mandrite mandrite nõlvadel.
Teine ehk basaltne ookeanilise maakoore kiht ülemises osas koosneb Tolly koostisega basaltsetest laavadest (joonis 1).
5). Veealune laava on ebatavalise kujuga gofreeritud torud ja padjad, nii et need padjad on laava. Allpool on doleiitsed bemid, sama koostisega toleiidid, esimesed on varustuskanalid, mille jaoks tektoonilistel aladel basaltne magma täitub merepõhja pinnal.
Ookeanilise maakoore basaldikiht paljandub paljudes ookeanipõhja piirkondades, ääristades ookeani keskosa riffide embleemi ja pöörates noatera defekte. Seda kihti on üksikasjalikult käsitletud kui tavalisi meetodeid ookeanipõhja uurimiseks (kaevandamine, uuringuproovide puurimine) või veealuste mehitatud vahendite kasutamise. sõidukit, et geoloogid võtaksid arvesse objektide geoloogilist ehitust ja viiksid läbi kiviproovide sihipärase valiku.
Lisaks on viimase kahekümne aasta jooksul basaltkihi pind ja selle ülemised kihid avastati rea süvamere puurimisaukude abil, millest üks tungis ka läbi pehme lõvikihi ja sisenes tammide kompleksi lobulaarsetesse kompleksidesse. Basaldi või muu ookeanilise maakoore kihi kogupaksus on seismilistel andmetel 1,5, mõnikord 2 km.
Joonis 5. Ookeani maakoore lõhede vöö struktuur:
1 - ookeani tase; 2 — sademed; 3 - pehme basaltlaava (kiht 2a); 4 — komplekskompleks, doleriit (kiht 2b); 5 - gabro; 6 - kihiline kompleks; 7 - serpentiniidid; 8-litosfääriplaatide lürosoliitid; 9 — astenosfäär; 10 - isoterm 500 ° C (serpentiniseerumise algus).
Sagedased leiud gabbrotoleumiga seotud peamiste transformatsioonivigade raames näitavad, et ookeanilise maakoore koostis sisaldab neid tihedaid ja jämedaid kivimeid.
Ofioliidi lehtede struktuur meile teadaolevatel maaribadel killustab iidset ookeanilist maakoort, mis eemaldati nendel aladel endiste mandrite servadel. Seetõttu võib järeldada, et tänapäevases ookeanilises maakoores (nagu ka ülemises ofioliidis) asuv küngakompleks asub allpool ghabro omaduste põhikihti, mis moodustab kolmanda kihi (3a kihti) ookeanilise maakoore ülemise osa. Teatud kaugusel mereriffide keskel asuvast seljandikust seismilistel andmetel lebasid jäljed ja maakoore alumine osa.
Paljud leiud suurte konverteeritavate serpentiniidi defektide kohta, mis põhjustavad hüdraatunud peridotiidi ja serpentiniidi koostist, mis sarnanevad ofioliidi komplekside struktuuriga, näitavad, et ookeanilise maakoore alumine osa koosneb serpentiniidist.
Seismiliste andmete kohaselt ulatub ookeanilise maakoore gabro-serpentiniidi (kolmanda) kihi paksus 4,5-5 km-ni. Ookeani keskel asuvate harjariffide all väheneb ookeanilise maakoore paksus tavaliselt 3-4 ja vahetult jõeoru all isegi 2-2,5 km-ni.
Ookeanilise maakoore kogupaksus ilma settekihita ulatub 6,5-7 km-ni. Altpoolt on ookeaniline maakoor kaetud ülemise kihi kristalsete kivimitega, mis moodustavad litosfääriplaatide maapõuealused piirkonnad. Ookeani keskharja all asub ookeaniline maakoor otse basaltsete pantvangide keskuste kohal, mis on eraldatud kuumakattematerjalist (astenosfäärist).
Ookeani maakoore pindala on ligikaudu 3 0610 x 18 cm2 (306 000 000 km2), ookeanilise maakoore keskmine tihedus (vihm) on ligi 2,9 g/cm3, seega saab hinnata ookeanilise maakoore puhastatud massi (5.8. -6 ,2) , kus h1024
Maailma ookeani süvamerebasseinide settekihi maht ja mass on A. P. Lisitsyni andmetel 133 miljonit km3 ja umbes 0,1 × 1024 g.
Sademed on koondunud mandrilavale ja kalle on veidi suurem, umbes 190 miljonit km3, ligikaudu (0,4-0,45) 1024, olenevalt kaalust (koos sademetega)
Ookeanipõhjal, mis on ookeanilise maakoore pind, on iseloomulik reljeef.
Kuristikus on ookeani põhi umbes 66,5 km sügavusel, samas kui ookeani keskharja embleemid, mõnikord järsud viinamarjad lõikavad, langes sügavate ookeanisügavuste palavik 2-2,5 km.
Kohati ulatub ookeani põhi näiteks Maa pinnale. Island ja Afari provints (Põhja-Etioopia). Saarele kaared ümber lääneserva vaikne ookean, India ookeanist kirdes, Atlandi ookeani Väike-Antillide ja Lõuna-Sandwichi saarte kaare ees ning enne aktiivse mandripiiri algust Kesk- ja Lõuna-Ameerika, ookeaniline maakoor paindub ja selle pind vajub 9–10 km sügavusele, et minna nendesse struktuuridesse kaugemale ning moodustuda nende ette ja kaks pikemat kitsast kaevikut.
Ookeaniline maakoor moodustub ookeani kesksete riffide tektoonilistes piirkondades basaldi all tekkiva sula eraldumise tõttu kuumast kihist (Maa astenosfääri kihid) ja imbub merepõhja pinnale.
Igal aastal tõuseb neil aladel vähemalt 5,5–6 km3 basaltse sulameid astenosferast, valgub merepõhja ja kristalliseeruvad, moodustades kogu ookeanilise maakoore teise kihi (sealhulgas maakooresse siirdatud gabrokihi mahuga). basalti sulab kasvab 12 km3) .
Need suurepärased tektonomagmaatilised protsessid, mis arenevad pidevalt ookeani keskharja all, on maismaal kontrollimatud ja nendega kaasneb suurenenud seismilisus (joonis 6).
Joonis 6. Maa seismilisus; maavärina asukoht
Barazangi, Dorman, 1968
Ookeani keskharja riffidel asuvates lõhepiirkondades laieneb ja laieneb ookeani põhi.
Seetõttu on kõiki selliseid tsoone iseloomustavad sagedased, kuid vähese rõhuga maavärinad, mille peamine mõju on liikumismehhanismide katkestamine. Vastupidi, saarte käänakute ja mandrite aktiivsete servade all, s.o.
Paneelide allutamise piirkondades on neid tavaliselt rohkem tugevad maavärinad tekivad surve- ja nihkemehhanismide ülekaalus. Maavärina andmetel toimub ookeanilise maakoore ja litosfääri vajumine ülemises kihis ja mesosfääris umbes 600-700 km sügavusel (joon. 7). Sama tomograafia järgi jälgiti ookeaniliste litosfääriplaatide vajumist umbes 1400-1500 km sügavusele ja võimalusel ka sügavamale - Maa tuuma pinnale.
Joonis 7. Plaadi veealuse osa struktuur Kuriili saartel:
1 - astenosfäär; 2 - litosfäär; 3 - ookeanilised koorikud; 4-5 - sette-vulkanogeensed kihid; 6 — ookeani setted; isoliinid näitavad seismilist aktiivsust A10 ühikutes (Fedotov et al., 1969); β on Wadati-Benifi haigestumuse aspekt; α on plastilise deformatsiooni piirkonna vaateväli.
Ookeanipõhja jaoks on iseloomulikud ja üsna kontrastsed magnetribade anomaaliad, mis asuvad tavaliselt paralleelselt ookeaniharja keskel asuva seljandikuga (joonis 1).
8). Nende kõrvalekallete päritolu on seotud võimalusega magnetiseerida ookeanipõhja basaltid Maa magnetvälja jahtumisel, meenutades seeläbi selle välja suunda nende mahalaadimisel ookeanipõhja pinnale.
Võttes arvesse, et geomagnetväli on pika aja jooksul korduvalt oma polaarsust muutnud, tuvastasid inglise teadlane F. Vine ja D. Matthews 1963. aastal esimestena üksikud ebakorrapärasused ning viitavad sellele, et ookeani keskel on erinevad kalded. riff nende anomaaliate kohta sümmeetriline nende vappidega. Selle tulemusel suutsid nad rekonstrueerida plaatide liikumise põhiseadused Põhja-Atlandi ookeani maakoore osades ja näidata, et ookeani põhi ulatub ligikaudu sümmeetriliselt piki ookeani keskaheliku kiiruse külgi umbes mitu sentimeetrit. aastas.
Edaspidi viidi sarnaseid uuringuid läbi kõikides maailmamere piirkondades ja see pilt leidis kinnitust kõikjal. Lisaks aitab ookeanipõhja magnetiliste anomaaliate üksikasjalik võrdlus mandri kivimite magnetiseerumise geokronoloogia ümberpööramisega, mille vanus oli teada muudest allikatest, Osipovka häirete levikule kogu kainooikumis, Mesosoikum ja siis hiljem.
Seetõttu on tekkinud uus ja usaldusväärne paleomagnetiline meetod ookeanipõhja vanuse määramiseks.
Joonis 8. Magnetvälja anomaaliate kaart Reykjanesi seljandikul Põhja-Atlandil
(Heirtzler et al., 1966).
Positiivsed kõrvalekalded on märgitud mustaga; AA – null-rift-tsooni anomaalia.
Selle meetodi kasutamine tõi kinnitust varem väljendatud ideedele noorte kohta merepõhjas: paleomagnet võtab eranditult vastu kõike, mida ainult ookeanid ja hiline tsenosoikum (joonis 1).
9). Seda järeldust kinnitas hiljem täielikult süvamere puurimine paljudes ookeanipõhja punktides. Sel juhul langeb ookeaniõõnsuste (Atlandi, India ja Arktika) noor vanus kokku nende vanuse põhjaga, iidse Vaikse ookeani ajastuga, mis on kaugel selle põhjast. Tõepoolest, Vaikse ookeani bassein on vähemalt hilisproterosoikum (võib-olla isegi varasem) ja ookeanipõhja vanimad alad on alla 160 miljoni aasta vanad, samas kui enamik tekkis alles kenosoikumis, s.t.
noorem kui 67 miljonit aastat.
Joonis 9. Ookeanipõhja kaart miljonite aastate jooksul
Larson, Pitman jt, 1985
Ookeanipõhja "jalgratta" moderniseerimise mehhanism koos vana ookeani maakoore lõikude ja sellele kogunenud setete pideva sukeldumisega saarekaarte all olevasse mantlisse selgitab, miks Maa ookeani tammide eluajal polnud aega. kuristikke täita.
Tegelikult on maismaasetetest hävitatud merebasseinide 2210 x 16 g sette täitmise praeguses etapis nende kaevude kogumaht ligikaudu 1,3710 x 24 cm 3, see pommitatakse täielikult ligikaudu 1,2 GA-ga. Nüüd võime kindlalt väita, et mandrid ja ookeanibasseinid eksisteerisid kõrvuti umbes 3,8 miljardit aastat tagasi ning sel ajal ei toimunud nende lohkude märkimisväärset taastumist. Peale selle teame nüüd pärast puurimist kõikides ookeanides kindlalt, et ookeanipõhjas pole setet olnud enam kui 160–190 miljonit aastat.
Seda saab aga täheldada vaid ühel juhul – tõhusa setete eemaldamise mehhanismi korral ookeanis. Seda mehhanismi tuntakse nüüd vihma pikendamise protsessina, mis põhineb saarte vööridel ja aktiivsetel mandriäärtel subduktsioonipiirkondades, kus need setted sulavad ja tungivad uuesti granitoidse sissetungina nendes tsoonides tekkivasse mandrikooresse.
Seda terrigeensete setete ülevoolu ja nende materjali mandrilise maakoore külge kinnitumise protsessi nimetatakse setete ringlussevõtuks.
Ookeaniline ja mandriline maakoor
Maakoort on kahte peamist tüüpi: ookeaniline ja mandriline. Eristatakse ka maakoore üleminekutüüpi.
Ookeaniline maakoor. Ookeani maakoore paksus on tänapäevasel geoloogilisel ajastul 5–10 km. See koosneb kolmest järgmisest kihist:
1) ülemine õhuke meresetete kiht (paksus mitte üle 1 km);
2) keskmine basaldikiht (paksus 1,0-2,5 km);
3) alumine gabro kiht (paksus ca 5 km).
Mandri (mandri) maakoor. Mandrilisel maakoorel on keerulisem struktuur ja suurem paksus kui ookeanilisel maakoorel.
Selle paksus on keskmiselt 35-45 km ja mägistes riikides kasvab see 70 km-ni. See koosneb ka kolmest kihist, kuid erineb oluliselt ookeanist:
1) basaltidest koosnev alumine kiht (paksus ca 20 km);
2) keskmine kiht hõivab mandrilise maakoore põhipaksuse ja seda nimetatakse tinglikult graniidiks. See koosneb peamiselt graniidist ja gneissist. See kiht ei ulatu ookeanide alla;
3) pealmine kiht on setteline.
Selle paksus on keskmiselt umbes 3 km. Mõnes piirkonnas ulatub sademete paksus 10 km-ni (näiteks Kaspia madalikul). Osades Maa piirkondades pole settekihti üldse ja pinnale tuleb graniidikiht.
Selliseid alasid nimetatakse kilpideks (näiteks Ukraina kilp, Balti kilp).
Mandritel tekib kivimite murenemise tagajärjel geoloogiline moodustis nn ilmastikukindel koorik.
Graniidikiht eraldatakse basaltkihist Conradi pind , mille juures seismiliste lainete kiirus suureneb 6,4-lt 7,6 km/sek.
Maakoore ja vahevöö piir (nii mandritel kui ka ookeanidel) jookseb mööda Mohorovici pind (Moho joon). Seismiliste lainete kiirus sellel tõuseb järsult 8 km/h-ni.
Lisaks kahele põhitüübile – ookeanilisele ja mandrilisele – leidub ka segatüüpi (ülemineku) piirkondi.
Mandri madalikul või riiulitel on maakoor umbes 25 km paksune ja sarnaneb üldiselt mandrilise maakoorega.
Basaldikiht võib aga välja kukkuda. Ida-Aasias saarekaarte piirkonnas (Kuriili saared, Aleuudi saared, Jaapani saared jt) on maakoor üleminekutüüpi. Lõpuks on ookeani keskahelike maakoor väga keeruline ja seda on seni vähe uuritud.
Siin puudub Moho piir ja mantlimaterjal tõuseb mööda rikkeid maakoore ja isegi selle pinnale.
Mõistet "maakoor" tuleks eristada mõistest "litosfäär". Mõiste "litosfäär" on laiem kui "maakoor".
Litosfääris hõlmab kaasaegne teadus mitte ainult maakoort, vaid ka astenosfääri kõige ülemist vahevöö, see tähendab umbes 100 km sügavusel.
Isostaasi mõiste .
Gravitatsiooni jaotuse uuring näitas, et kõik maakoore osad – mandrid, mägised riigid, tasandikud – on vahevöö ülaosas tasakaalus. Seda tasakaalustatud asendit nimetatakse isostaasiks (ladina keelest isoc - ühtlane, staas - asend). Isostaatiline tasakaal saavutatakse tänu sellele, et maakoore paksus on pöördvõrdeline selle tihedusega.
Raske ookeaniline maakoor on õhem kui kergem mandriline maakoor.
Isostaas ei ole sisuliselt isegi mitte tasakaal, vaid soov tasakaalu järele, mida pidevalt häiritakse ja taastatakse. Näiteks Balti kilp tõuseb pärast pleistotseeni jäätumise mandrijää sulamist umbes 1 meetri võrra sajandis.
Soome pindala suureneb merepõhja tõttu pidevalt. Hollandi territoorium seevastu väheneb. Null-tasakaalu joon kulgeb praegu 600 N laiuskraadist veidi lõuna pool. Tänapäevane Peterburi on umbes 1,5 m kõrgem kui Peeter Suure aegne Peterburi. Nagu näitavad tänapäevaste teadusuuringute andmed, piisab isegi suurte linnade raskusest nende all oleva territooriumi isostaatiliseks kõikumiseks.
Järelikult on suurte linnade aladel maakoor väga liikuv. Üldiselt on maakoore reljeef Moho pinna peegelpilt, maakoore alus: kõrgendatud alad vastavad vahevöö süvenditele, madalamad alad vastavad selle ülemise piiri kõrgemale tasemele. Seega on Pamiiri all Moho pinna sügavus 65 km ja Kaspia madalikul umbes 30 km.
Maakoore termilised omadused .
Mullatemperatuuri ööpäevased kõikumised ulatuvad 1,0–1,5 m sügavusele ja iga-aastased kõikumised parasvöötme laiuskraadidel mandrilise kliimaga riikides 20–30 m sügavusele. Päikese poolt maapind lakkab, tekib püsiva mullatemperatuuriga kiht.
Seda nimetatakse isotermiline kiht . Isotermilise kihi all sügaval Maa sees tõuseb temperatuur ja seda põhjustab maa soolte sisemine soojus. Sisesoojus ei osale kliima kujunemises, kuid on kõigi tektooniliste protsesside energeetiliseks aluseks.
Nimetatakse kraadide arvu, mille võrra temperatuur tõuseb iga 100 m sügavuse kohta geotermiline gradient . Nimetatakse vahemaad meetrites, mille langetamisel temperatuur tõuseb 10C võrra geotermiline etapp .
Geotermilise astme suurus sõltub topograafiast, kivimite soojusjuhtivusest, vulkaaniliste allikate lähedusest, põhjavee tsirkulatsioonist jne. Keskmiselt on geotermiline samm 33 m.
Vulkaanilistel aladel võib geotermiline samm olla vaid umbes 5 m, kuid geoloogiliselt vaiksetel aladel (näiteks platvormidel) võib see ulatuda 100 m-ni.
TEEMA 5. MANDRID JA OOKEANID
Mandrid ja maailma osad
Kaks kvalitatiivselt erinevat maakoore tüüpi – mandriline ja ookeaniline – vastavad planeedi reljeefi kahele põhitasandile – mandrite pinnale ja ookeanide sängile.
Mandrite eraldamise struktuur-tektooniline põhimõte.
Põhimõtteliselt kvalitatiivne erinevus mandri ja ookeani maakoore vahel, samuti mõned olulised erinevused mandrite ja ookeanide all asuva ülemise vahevöö struktuuris sunnivad meid eristama kontinente mitte nende nähtava ümbruse järgi ookeanide järgi, vaid struktuurse. tektooniline põhimõte.
Struktuur-tektooniline printsiip ütleb, et esiteks hõlmab kontinent mandrilava (shelf) ja mandrinõlva; teiseks, iga kontinendi põhjas on tuum või iidne platvorm; kolmandaks on iga mandriplokk ülemises vahevöös isostaatiliselt tasakaalustatud.
Struktuurilis-tektoonilise printsiibi seisukohalt on kontinent mandrilise maakoore isostaatiliselt tasakaalustatud massiiv, millel on iidse platvormi kujul struktuurne tuum, millega külgnevad nooremad kurrutatud struktuurid.
Maal on kokku kuus kontinenti: Euraasia, Aafrika, Põhja-Ameerika, Lõuna-Ameerika, Antarktika ja Austraalia.
Igal mandril on üks platvorm ja ainuüksi Euraasia põhjas on neid kuus: Ida-Euroopa, Siberi, Hiina, Tarimi (Lääne-Hiina, Taklamakani kõrb), Araabia ja Hindustani. Araabia ja hindu platvormid on osa iidsest Gondwanast, mis külgnevad Euraasiaga. Seega on Euraasia heterogeenne anomaalne kontinent.
Piirid mandrite vahel on üsna ilmsed.
Põhja-Ameerika ja Lõuna-Ameerika piir kulgeb mööda Panama kanalit. Euraasia ja Aafrika piir tõmmatakse mööda Suessi kanalit. Beringi väin eraldab Euraasiat Põhja-Ameerikast.
Kaks rida mandreid . Kaasaegses geograafias eristatakse kahte mandrite seeriat:
Mandrite ekvatoriaalne seeria (Aafrika, Austraalia ja Lõuna-Ameerika).
2. Mandrite põhjaosa (Euraasia ja Põhja-Ameerika).
Antarktika, kõige lõunapoolsem ja külmem kontinent, jääb neist ridadest väljapoole.
Mandrite moodne asukoht peegeldab mandri litosfääri pikka arengulugu.
Lõunamandrid (Aafrika, Lõuna-Ameerika, Austraalia ja Antarktika) on üksiku paleosoikumi megakontinendi Gondwana osad (“fragmendid”).
Põhjakontinendid ühendati sel ajal teiseks megakontinendiks - Laurasiaks. Laurasia ja Gondwana vahel paleosoikumis ja mesosoikumis oli tohutute merebasseinide süsteem, mida kutsuti Tethyse ookeaniks. Tethyse ookean ulatus Põhja-Aafrikast läbi Lõuna-Euroopa, Kaukaasia, Lääne-Aasia, Himaalaja kuni Indohiina ja Indoneesiani.
Neogeenis (umbes 20 miljonit aastat tagasi) tekkis selle geosünkliini asemele Alpi murdevöö.
Nende sõnul suured suurused superkontinent Gondwana. Isostaasiseaduse järgi oli sellel paks (kuni 50 km) maakoor, mis vajus sügavale vahevöösse. Nende all, astenosfääris, olid konvektsioonivoolud eriti intensiivsed ja vahevöö pehmenenud aine liikus aktiivselt.
See viis esmalt mandri keskele mõhna tekkeni ja seejärel selle jagunemiseni eraldi plokkideks, mis samade konvektsioonivoolude mõjul horisontaalselt liikuma hakkasid. Nagu matemaatiliselt tõestatud (L. Euler), kaasneb kontuuri liikumisega sfääri pinnal alati selle pöörlemine. Järelikult osad Gondwanast mitte ainult ei liikunud, vaid ka avanesid geograafilises ruumis.
Gondwana esimene lagunemine toimus triiase-juura piiril (umbes 190-195 miljonit aastat tagasi).
aastaid tagasi); Afro-Ameerika eraldus. Seejärel, juura-kriidi piiril (umbes 135-140 miljonit aastat tagasi) eraldus Lõuna-Ameerika Aafrikast. Mesosoikumi ja kainosoikumi piiril (umbes 65-70 miljonit aastat tagasi)
aastat tagasi) Hindustani blokk põrkas kokku Aasiaga ja Antarktika eemaldus Austraaliast. Praegusel geoloogilisel ajastul on litosfäär neomobilistide sõnul jagatud kuueks plaatplokiks, mis jätkavad liikumist.
Gondwana lagunemine selgitab edukalt nii mandrite kuju, geoloogilist sarnasust kui ka lõunapoolsete mandrite taimestiku ja loomamaailma ajalugu.
Laurasia lõhenemise ajalugu pole nii põhjalikult uuritud kui Gondwanat.
Maailma osade mõiste .
Lisaks geoloogiliselt määratud maa jagunemisele mandriteks toimub ka inimkonna kultuurilise ja ajaloolise arengu käigus välja kujunenud maapinna jagunemine omaette maailmaosadeks. Kokku on maailmas kuus osa: Euroopa, Aasia, Aafrika, Ameerika, Austraalia ja Okeaania, Antarktika. Ühel Euraasia mandril on kaks maailmaosa (Euroopa ja Aasia) ning kaks läänepoolkera mandrit (Põhja-Ameerika ja Lõuna-Ameerika) moodustavad ühe osa maailmast - Ameerika.
Euroopa ja Aasia vaheline piir on väga meelevaldne ja tõmmatud mööda Uurali seljandiku, Uurali jõe, Kaspia mere põhjaosa ja Kuma-Manychi nõgu veelahkkonda.
Euroopat Aasiast eraldavad sügavad murrangud kulgevad läbi Uurali ja Kaukaasia.
Mandrite ja ookeanide ala. Maa-ala on arvestatud kaasaegse rannajoone piires. Pindala maakera on ligikaudu 510,2 miljonit km 2. Maailma ookean hõivab ligikaudu 361,06 miljonit km 2, mis moodustab ligikaudu 70,8% Maa kogupinnast. Maal on ligikaudu 149,02 miljonit.
km 2, mis moodustab umbes 29,2% meie planeedi pinnast.
Kaasaegsete mandrite ala mida iseloomustavad järgmised väärtused:
Euraasia – 53,45 km2, sh Aasia – 43,45 mln km2, Euroopa – 10,0 mln km2;
Aafrika - 30,30 miljonit km 2;
Põhja-Ameerika – 24,25 miljonit km2;
Lõuna-Ameerika – 18,28 mln km2;
Antarktika – 13,97 miljonit km2;
Austraalia – 7,70 miljonit
Austraalia koos Okeaaniaga - 8,89 km2.
Kaasaegsetel ookeanidel on ala:
Vaikne ookean - 179,68 miljonit km 2;
Atlandi ookean - 93,36 miljonit km 2;
India ookean - 74,92 miljonit km 2;
Põhja-Jäämeri – 13,10 miljonit km2.
Põhja- ja lõunamandri vahel on vastavalt nende erinevale päritolule ja arengule oluline erinevus pinna pindala ja iseloomu poolest.
Peamised geograafilised erinevused põhja- ja lõunamandri vahel on järgmised:
1. Euraasia on suuruselt võrreldamatu teiste mandritega, koondades rohkem kui 30% planeedi maismaast.
2.Põhjamandritel on märkimisväärne riiulipindala. Eriti oluline on riiul Põhja-Jäämeres ja Atlandi ookeanis, aga ka Vaikse ookeani kollases, Hiina ja Beringi meres. Lõunamandritel, välja arvatud Austraalia veealune jätk Arafura meres, peaaegu puudub šelf.
3. Enamik lõunamandreid asub iidsetel platvormidel.
IN Põhja-Ameerika ja Euraasias, iidsed platvormid hõivavad väiksema osa kogupindala, ja suurem osa sellest langeb paleosoikumi ja mesosoikumi orogeeni moodustatud aladele. Aafrikas on 96% selle territooriumist platvormialadel ja ainult 4% paleosoikumi ja mesosoikumi vanuses mägedes. Aasias on vaid 27% iidsetel platvormidel ja 77% erinevas vanuses mägedel.
4. Lõunamandrite valdavalt lõhedest moodustunud rannajoon on suhteliselt sirge; Poolsaari ja mandrisaari on vähe.
Põhjamandritele on iseloomulik erakordselt looklev rannajoon, arvukalt saari, poolsaari, mis sageli ulatuvad kaugele ookeani.
Kogupindalast moodustavad saared ja poolsaared umbes 39% Euroopas, Põhja-Ameerikas - 25%, Aasias - 24%, Aafrikas - 2,1%, Lõuna-Ameerikas - 1,1% ja Austraalias (va Okeaania) - 1,1%.
Eelmine12345678910111213141516Järgmine
Mandri maakoore struktuur erinevates piirkondades.
Mandriline maakoor ehk kontinentaalne maakoor on mandrite maakoor, mis koosneb sette-, graniidi- ja basaldikihtidest.
Keskmine paksus on 35-45 km, maksimaalne kuni 75 km (mäeahelike all). Sellele vastandub ookeaniline maakoor, mis on struktuurilt ja koostiselt erinev. Mandriline maakoor on kolmekihilise struktuuriga. Ülemist kihti esindab katkendlik settekivimite kate, mis on laialt arenenud, kuid harva suure paksusega. Suurema osa maakoorest moodustab ülemine maakoor, peamiselt graniitidest ja gneissidest koosnev kiht, mis on väikese tihedusega ja ajalooliselt iidne.
Uuringud näitavad, et enamik neist kivimitest tekkis väga kaua aega tagasi, umbes 3 miljardit aastat tagasi. Allpool on alumine maakoor, mis koosneb moondekivimitest – granuliitidest jms.
5. Ookeani struktuuride tüübid. Mandrite maismaapind moodustab vaid kolmandiku Maa pinnast. Maailma ookeani pindala on 361,1 ml ruutmeetrit. km. Mandrite veealused äärealad (šelfiplatoo ja mandrinõlv) moodustavad umbes 1/5 selle pindalast, nn.
„üleminekuvööndid” (süvamerekraavid, saarekaared, ääremered) – umbes 1/10 pindalast. Ülejäänud pinna (umbes 250 ml ruutkilomeetrit) hõivavad ookeanilised süvameretasandikud, neid eraldavad lohud ja ookeanisisesed tõusud. Ookeani põhi erineb järsult seismilisuse olemuse poolest. On võimalik eristada kõrge seismilise aktiivsusega piirkondi ja aseismilisi piirkondi.
Esimesed on laiendatud tsoonid, mille hõivavad ookeani keskaheliku süsteemid, mis ulatuvad üle kõigi ookeanide. Mõnikord nimetatakse neid tsoone ookeanilised mobiilivööd. Liikuvatele vöödele on iseloomulik intensiivne vulkanism (toleiitsed basaltid), suurenenud soojusvoog, järsult lahtilõigatud topograafia piki- ja põikiharjade süsteemidega, kaevikud, karmid ja madal mantlipind.
Seismiliselt mitteaktiivseid alasid väljendavad reljeefis suured ookeanibasseinid, tasandikud, platood, aga ka veealused seljandikud, piiratud murrangutüüpi kaljud ja ookeanisisesed paisulaadsed tõusud, mida kroonivad aktiivsete ja kustunud vulkaanide koonused. Teist tüüpi aladel on veealuseid platood ja mandritüüpi maakoorega tõusud (mikrokontinendid).
Erinevalt liikuvatest ookeanivöödest nimetatakse neid piirkondi analoogiliselt mandrite struktuuridega mõnikord ka nn. Talassokratonid.
6. Ookeani maakoore struktuur erinevat tüüpi struktuurides. Ookeanibasseinidel kui maakoore pinna suurimatel negatiivsetel struktuuridel on mitmeid struktuurseid tunnuseid, mis võimaldavad neid vastandada positiivsete struktuuridega (mandritega) ja võrrelda neid üksteisega.
Peamine, mis kõiki ookeanibasseine ühendab ja eristab, on maakoore madal asend nende sees ja mandritele iseloomuliku geofüüsikalise graniit-metamorfse kihi puudumine.
Liigutatavad vööd ulatuvad üle kõigi ookeanibasseinide – ookeani keskahelikute mäestikusüsteemid, millel on suur soojusvoog ja mantlikihi kõrgem asend, mis pole kontinentidele tüüpiline. Ookeani keskahelikute süsteem, mis on Maa pinnal pikim, tungib läbi ja ühendab seeläbi kõik ookeanibasseinid, asudes neis kesk- või äärepositsioonil, samuti on iseloomulik, et ookeanipõhja tektoonilised struktuurid on sageli omavahel tihedalt seotud. mandrite struktuuridele.
Esiteks väljenduvad need seosed tavaliste rikete esinemises, ookeani keskaheliku lõheorgude üleminekus mandrilõhedeks (California laht ja Adeni laht), suurte vee all mandriplokkide juuresolekul. koorik ookeanides, samuti graniidivaba maakoorega lohud mandritel, üleminekutes püüavad mandrite väljad riiulil ja ookeanipõhjal. Ookeanibasseinide sisemine struktuur on samuti erinev. Moodsa leviku tsooni asukohast lähtuvalt võib Atlandi ookeani kaevikule vastandada Kesk-Atlandi seljandiku mediaanasendit kõigi teiste ookeanidega, milles nn.
keskmine hari on nihutatud ühte serva. India ookeani vesikonna sisemine struktuur on keeruline. Lääneosas meenutab see Atlandi ookeani struktuuri, idaosas on see lähemal Vaikse ookeani läänepiirkonnale. Võrreldes Vaikse ookeani lääneosa ehitust India ookeani idaosaga, võib märgata nende teatud sarnasusi: põhjasügavus, maakoore vanus (India ookeani kookose ja Lääne-Austraalia vesikonnad, Vaikse ookeani lääneosa vesikond).
Mõlemas ookeanis eraldavad need osad mandrist ja ääremere nõgudest süvamerekraavide ja saarekaarede süsteemidega.Ookeanide aktiivsete servade ja mandrite noorte kurdstruktuuride vahelist seost täheldatakse Keskosas. Ameerika, kus Atlandi ookean on Kariibi merest eraldatud süvamerekraavi ja saarekaarega.
Ookeanibasseine mandrimassiividest eraldavate süvamerekraavide tihe seos mandri maakoore struktuuridega on näha Sunda süvamerekraavi põhjapoolse jätkumise näitel, mis läheb üle Arakani eelsügavusse. .
Mandrite (ookeanide) äärealade struktuurid ja maakoore tüübid. 
8. Mandriplokkide ja ookeanibasseinide piiride tüübid. Mandrimassiividel ja ookeanibasseinidel võib olla kahte tüüpi piire – passiivne (Atlandi ookean) ja aktiivne (Vaikne ookean). Esimene tüüp on levinud enamikus Atlandi ookeani, India ja Põhja-Jäämeres. Seda tüüpi iseloomustab asjaolu, et erineva järsusega mandri nõlva astmeliste rikete, äärte ja suhteliselt tasase mandrijala süsteemiga suletakse mandrimassiivid ookeanipõhja sügaviku tasandike piirkonnaga.
Mandri jalamite vööndis on teada sügavate nõgude süsteemid, kuid neid siluvad paksud lahtiste setete kihid. Teist tüüpi marginaalid väljenduvad Vaikse ookeani ääres, India ookeani kirdeservas ja Kesk-Ameerikaga külgneva Atlandi ookeani servas. Nendel aladel, mandrimassiivide ja ookeanipõhja sügaviku tasandike vahel, on erineva laiusega vöönd süvamerekraavide, saarekaarede ja ääremere lohkudega.
Litosfääri plaadid ja nende piiride tüübid. Uurides maakoort ja vahevöö ülaosa hõlmavat litosfääri, jõudsid geofüüsikud järeldusele, et sellel on oma ebahomogeensused. Esiteks väljenduvad need litosfääri heterogeensused suure soojusvooga, kõrge seismilisusega ja kogu selle paksust läbiva aktiivse kaasaegse vulkanismiga ribatsoonide olemasolus. Selliste ribatsoonide vahel paiknevaid alasid nimetatakse litosfääriplaatideks ja tsoone endid peetakse litosfääriplaatide piirideks.
Sel juhul iseloomustavad ühte tüüpi piire tõmbepinged (plaadi lahknemise piirid), teist tüüpi - survepinged (plaatide koondumise piirid) ja kolmandat - nihke ajal tekkivad pinged ja surved.
Esimest tüüpi piirid on lahknevad (konstruktiivsed) piirid, mis pinnal vastavad riftivöönditele.
Teist tüüpi piirid on subduktsioon (kui ookeanilised plokid lükatakse mandriplokkide alla), obduktsioon (kui ookeanilised plokid lükatakse mandriosadele) ja kokkupõrge (kui mandriplokid liiguvad). Pealtnäha väljenduvad need süvamerekraavide, äärealade ja suurte tõukepiirkondadena, sageli ofioliitidega (õmblustega).
Kolmandat tüüpi piire (nihket) nimetatakse teisenduspiirideks. Sageli kaasnevad sellega ka katkendlikud lõhede basseinide ahelad. Eristatakse mitmeid suuri ja väikeseid litosfääri plaate. Suurte plaatide hulka kuuluvad Euraasia, Aafrika, Indo-Austraalia, Lõuna-Ameerika, Põhja-Ameerika, Vaikse ookeani piirkond ja Antarktika.
Väikesed taldrikud hõlmavad Kariibi mere piirkonda, Šotiat, Filipiinid, Kookose, Nazcat, Araabia jne.
10. Rifting, laialivalgumine, subduktsioon, obduktsioon, kokkupõrge. Rifting on protsess, mille käigus tekivad ja arenevad mandrid ja ookeanid maakoores, ribakujulised horisontaalse ulatusega tsoonid globaalses mastaabis.
Ülemises habras osas väljendub see lõhede tekkes, mis väljenduvad suurte lineaarsete grabeenide, paisumisõõnsuste ja nendega seotud struktuurivormidena ning nende täitumises setete ja (või) vulkaanipursete saadustega, mis tavaliselt kaasnevad lõhenemisega.
Maakoore alumises, kuumenenud osas asenduvad lõhenemisel tekkinud rabedad deformatsioonid plastilise venitamisega, mis viib selle õhenemiseni ("kaela" moodustumiseni) ning eriti intensiivse ja pikaajalise venitamise korral katkeb täielikult koore järjepidevus. juba olemasolev maakoor (mandriline või ookeaniline) ja uue ookeanilist tüüpi maakoore "haigutav" teke.
Viimane protsess, mida nimetatakse levikuks, kulges võimsalt hilismesosoikumis ja kenosoikumis tänapäeva ookeanide sees ning väiksemas (?) mastaabis avaldus see perioodiliselt mõnes iidsemate liikuvate vööndite vööndites.
Subduktsioon on ookeanilise maakoore ja vahevöö kivimite litosfääriliste plaatide liikumine teiste laamade servade all (vastavalt laamtektoonika mõistetele).
Kaasas süvafookusega maavärinate tsoonide tekkimine ja aktiivsete vulkaaniliste saarekaarte tekkimine.
Obduktsioon on ookeanilise litosfääri fragmentidest koosnevate tektooniliste plaatide surumine mandri servale.
Selle tulemusena moodustub ofioliidi kompleks Obduktsioon tekib siis, kui mõned tegurid häirivad ookeanilise maakoore normaalset imendumist vahevöösse. Üheks obduktsiooni mehhanismiks on ookeanilise maakoore kerkimine mandriservale, kui see siseneb ookeani keskaheliku subduktsioonivööndisse Obduktsioon on suhteliselt haruldane nähtus ja seda on Maa ajaloos esinenud vaid perioodiliselt.
Mõned teadlased usuvad, et meie ajal toimub see protsess Lõuna-Ameerika edelarannikul.
Kontinentaalne kokkupõrge on mandrilaamade kokkupõrge, mis viib alati maakoore muljumiseni ja mäeahelike tekkeni. Kokkupõrke näide on Alpide-Himaalaja mäestikuvöönd, mis tekkis Tethyse ookeani sulgemise ning kokkupõrke tagajärjel Hindustani ja Aafrika Euraasia laamaga. Selle tulemusena suureneb maakoore paksus märkimisväärselt, Himaalaja all ulatub see 70 km-ni.
See on ebastabiilne struktuur, mille külgi hävitab intensiivselt pinna- ja tektooniline erosioon. Järsult suurenenud paksusega maakoores sulatatakse graniite moondunud sette- ja tardkivimitest.
Maakoore ehitus ja tüübid
Maakoore ehituses osalevad kõik Moho piiri kohal esinevad kivimitüübid. Erinevat tüüpi kivimite suhe maakoores varieerub olenevalt Maa topograafiast ja ehitusest. Maa reljeefis eristatakse mandreid ja ookeane - esimese (planeedi) järku struktuure, mis erinevad üksteisest oluliselt geoloogilise struktuuri ja arengu olemuse poolest.
Mandri sees eristatakse teist järku struktuure - tasandikke ja mägistruktuure; ookeanides - veealused mandriääred, sängid, süvamerekraavid ja ookeani keskharjad. Maapinna reljeefis domineerivad kaks tasandit: mandritasandikud ja platood (kõrgused alla 1000 m, hõivavad üle 70% maapinnast) ning tasased, suhteliselt tasased alad Maailma ookeani põhjas, mis asuvad sügavusel 4 -6 km allpool veetaset.
Esialgu eristati kahte peamist maakoore tüüpi - kontinentaalne ja ookeaniline, siis eraldati veel kaks - subkontinentaalne ja subokeaaniline, iseloomulik mandri-ookeani üleminekuvöönditele ja marginaalsetele ja sisemered.
mandrikoor koosneb kolmest kihist.
Esiteks- ülemine, mida esindavad settekivimid paksusega 0 kuni 5 (10) km platvormidel, kuni 15-20 km mäekonstruktsioonide tektoonilistes lohkudes. Teiseks- graniit-gneiss ehk graniit-metamorfne koosneb 50% ulatuses graniitidest, 40% - gneissidest ja muudest moondunud kivimitest. Paksus tasandikel on 15-20 km, mägirajatistes kuni 20-25 km. Kolmandaks— granuliit-mafiline (mafiline on põhikivim, granuliit on kõrge (granuliidi) moondeastmega gneissilaadse tekstuuriga moondekivim).
Paksus on platvormidel 10-20 km ja mägirajatistes kuni 25-35 km. Mandrilise maakoore paksus platvormide sees on 35-40 km, noortel mägistruktuuridel 55-70 km, maksimaalne Himaalaja ja Andide all 70-75 km. Graniit-metamorfse ja granuliit-mafilise kihi vahelist piiri nimetatakse Conradi sektsiooniks. Sügava seismilise sondeerimise andmed näitasid, et Conradi pind on salvestatud ainult teatud kohtades.
N. I. Pavlenkova ja teiste spetsialistide uurimustöö, Koola ülisügava puurkaevu andmete puurimine näitas, et mandri maakoor on ülaltoodust keerukama ehitusega ning erinevate autorite saadud andmete tõlgendus on mitmetähenduslik.
Ookeani koorik. Tänapäevastel andmetel on ookeani maakoor kolmekihiline. Selle paksus on 5–12 km, keskmiselt 6–7 km.
See erineb kontinentaalsest maakoorest graniidi-gneisikihi puudumise poolest. Esiteks(ülemine) lahtiste meresetete kiht paksusega mõnesajast meetrist kuni 1 km-ni. Teiseks, mis asub allpool, koosneb karbonaatsete ja ränikivimite vahekihtidega basaltidest.
Paksus 1-3 km. Kolmandaks, madalam, pole veel puuritud. Süvendustööde andmetel koosneb see põhilistest tardkivimitest nagu gabro ja osaliselt ülialuselistest kivimitest (pürokseniidid). Paksus 3,5-5 km.
OOKEANI ALUNE MAAKOORE TÜÜP piirdub ääre- ja sisemere süvamerebasseinidega (Kaspia, Musta, Vahemere, Okhotski, Jaapani jne lõunabassein).
Selle ehitus on lähedane ookeani omale, kuid erineb settekihi suurema paksuse poolest - 4-10 km, kohati kuni 15-20 km. Sarnane maakoore struktuur on iseloomulik mõnele sügavale süvendile maismaal - Kaspia madaliku keskosas.
MAAKOORE SUBKONTINENTAALNE TÜÜP iseloomulikud saarekaaredele (Aleuudi, Kuriili jt) ja Atlandi tüüpi passiivsetele äärealadele, kus mandri nõlva sees näpistub graniitgneissi kiht.
Selle struktuur on lähedane mandri omale, kuid see on vähem paks - 20-30 km.
Aine koostis ja olek Maa vahevöös ja tuumas
Kihi kohta on saadaval kaudsed, enam-vähem usaldusväärsed andmed koostise kohta IN(Gutenbergi kiht).
Need on: 1) maapinnale tungivate tardkivimite (peridotiitide) paljand, 2) teemantkandvaid torusid täitvate kivimite koostis, milles koos granaate sisaldavate peridotiididega on eklogiidid, tugevalt moondunud kivimid. koostises kuni gabroni, kuid tihedusega 3 ,35-4,2 g/cm3 sai viimane tekkida vaid kõrge rõhu all. Vastavalt uuringule pealetükkivate kehade ja eksperimentaalne uuring eeldatakse, et kiht IN koosneb peamiselt ultramafilistest kivimitest, nagu peridotiidid koos granaatidega.
Selle tõu nime andis A.E. Ringwood 1962. aastal püroliit.
Aine olek kihis IN
Kihis IN seismilist meetodit kasutades moodustatakse vähemtihedatest näiliselt pehmenenud kivimite kiht, nn astenosfäär(Kreeka
"asthenos" - nõrk) või lainejuht. Selles seismiliste lainete, eriti põiklainete kiirus väheneb. Aine olek astenosfääris on vähem viskoosne, plastilisem nii ülalt kui all olevate kihtide suhtes. Ülemise vahevöö tahket suprasthenosfäärikihti koos maakoorega nimetatakse litosfäär(Kreeka "lithos" - kivi).
Selle kihiga on seotud litosfääriplaatide horisontaalsed liikumised. Astenosfääri sügavus mandrite ja ookeanide all on erinev. Viimaste aastakümnete uuringud on näidanud varasemast keerulisemat pilti astenosfääri levikust mandrite ja ookeanide all.
Ookeani keskahelike lõhede all paikneb astenosfäärikiht kohati 2-3 km sügavusel maapinnast. Kilpide sees (Balti, Ukraina jt) astenosfääri seismiliste meetoditega 200-250 km sügavuselt ei tuvastatud. Mõned teadlased usuvad, et astenosfääri kiht on katkendlik, astenolenside kujul. Sellegipoolest on kaudseid tõendeid astenosfääri olemasolu kohta platvormi kilpide all.
On teada, et Baltikumi ja Kanada kilbid allusid võimsale kvaternaari jäätumisele. Jää raskuse all kilbid vajusid (nagu Antarktika ja Gröönimaa praegu). Pärast liustike sulamist ja koormuse eemaldamist toimus suhteliselt lühikese aja jooksul kilpide kiire tõus - häiritud tasakaalu tasandamine.
Siin ilmneb isostaasi nähtus (kreeka "isos" - võrdne, "statis" - olek) - maakoore ja vahevöö masside tasakaaluseisund.
V.E.Khaini sõnul asub kilpide all olev astenosfäär sügavamal kui 200-250 km ja selle viskoossus suureneb, mistõttu on olemasolevate meetodite abil raskem tuvastada.
Saadi andmed astenosfääri vertikaalse heterogeensuse kohta. Astenosfääri aluse sügavust hinnatakse mitmetähenduslikult. Mõned teadlased usuvad, et see laskub 300–400 km sügavusele, teised, et see katab osa C-kihist. Võttes arvesse litosfääri ja ülemise vahevöö endogeenset aktiivsust, on mõiste tektonosfäär. Tektonosfäär hõlmab maakoort ja vahevöö ülemist osa kuni 700 km sügavuseni (kus registreeritakse sügavaimad maavärinakolded).
Aine koostis ja olek kihtidena C ja D
Temperatuur ja rõhk suurenevad sügavusega ning aine muutub tihedamaks modifikatsiooniks.
Rohkem kui 400 (500) km sügavusel omandavad oliviin ja teised mineraalid struktuuri spinellid, mille tihedus suureneb oliviiniga võrreldes 11%. 700–1000 km sügavusel toimub veelgi suurem tihenemine ja spinelli struktuur muutub tihedamaks - perovskiit. Mineraalide faasid muutuvad järjestikku:
püroliit 400 (420) km sügavusele,
spinell 670-700 km sügavusele,
perovskiit 2900 km sügavusele.
Kihtide koostise ja seisundi kohta on veel üks arvamus KOOS Ja D.
Eeldatakse, et raud-magneesiumi silikaadid lagunevad oksiidideks, mis on tihedalt pakitud.
Maa tuum
Küsimus on keeruline ja vastuoluline. P-lainete järsk langus kiiruselt 13,6 km/s kihi D aluses 8-8,1 km/s-ni välissüdamikus ja S-lained kustuvad täielikult. Välissüdamik on vedel ja sellel ei ole tahke aine nihketugevust. Sisemine südamik näib olevat tahke. Tänapäevaste andmete kohaselt on südamiku tihedus 10% madalam kui raua-nikli sulamil.
Paljud teadlased usuvad, et Maa tuum koosneb rauast, mis on segatud nikli ja väävliga ning võib-olla ka räni või hapnikuga.
Maa füüsikalised omadused
Tihedus
Maa keskmine tihedus on 5,52 g/cm3.
Kivimite keskmine tihedus on 2,8 g/cm3 (Palmeri järgi 2,65). Moho piiri all on tihedus 3,3-3,4 g/cm3, 2900 km sügavusel - 5,6-5,7 g/cm3, südamiku ülemisel piiril 9,7-10,0 g/cm3, Maa keskmes - 12,5 -13 g/cm3.
Mandri litosfääri tihedus on 3-3,1 g/cm3. Astenosfääri tihedus on 3,22 g/cm3. Ookeani litosfääri tihedus on 3,3 g/cm3.
Maa soojusrežiim
Maa soojusel on kaks allikat: 1.
saadud Päikeselt, 2. läbi viidud sisemusest Maa pinnale. Päikese soojenemine ulatub mitte rohkem kui 28-30 m sügavusele, kohati mõne meetri sügavusele.
Mõnel sügavusel pinnast on pidev vöö temperatuur, mille puhul temperatuur on võrdne antud piirkonna aasta keskmise temperatuuriga. (Moskva -20 m - +4,20, Pariis - 28 m - +11,830). Püsitemperatuuri tsoonist allpool toimub temperatuuri järkjärguline tõus koos sügavusega, mis on seotud sügava soojusvooga. Temperatuuri tõusu sügavusega Celsiuse kraadides pikkuseühiku kohta nimetatakse geotermiline gradient, ja nimetatakse sügavuse intervalli meetrites, mille juures temperatuur tõuseb 10 võrra geotermiline etapp. Geotermiline gradient ja samm on maakera erinevates kohtades erinevad.
B. Gutenbergi järgi erinevad kõikumiste piirid rohkem kui 25 korda. See viitab maakoore erinevale endogeensele aktiivsusele, kivimite erinevale soojusjuhtivusele. Suurim geotermiline gradient on märgitud Oregoni osariigis (USA), mis on 1500 1 km kohta, väikseim - 60 1 km kohta Lõuna-Aafrikas.
Geotermilise gradiendi keskmiseks väärtuseks on pikka aega eeldatud 300 1 km kohta ja vastav geotermiline samm on 33 m.
Vastavalt V.N. Žarkov, Maapinna lähedal on geotermiline gradient hinnanguliselt 200 1 km kohta.
Kui võtta arvesse mõlemat väärtust, siis 100 km sügavusel on temperatuur 30 000 või 20 000 C. See ei vasta tegelikele andmetele. Nendel sügavustel magmakambritest voolava laava maksimaalne temperatuur on 1200-12500 C. Mitmed autorid usuvad seda tüüpi termomeetrit arvesse võttes, et 100 km sügavusel ei ületa temperatuur 1300-15000 kraadi. Rohkemaga kõrged temperatuurid vahevöö kivimid sulaksid täielikult ja S-lained ei läbiks neid.
Seetõttu on keskmine geotermiline gradient jälgitav 20-30 km sügavusel ja sügavamal peaks see vähenema. Kuid temperatuuri muutus sügavusega on ebaühtlane. Näiteks: Koola kaev. Arvutasime geotermilise gradiendi 100 1 km kohta. Selline gradient oli kuni 3 km sügavusel, 7 km sügavusel - 1200 C, 10 km - 1800 C, 12 km - 2200 C. Temperatuuri kohta saadi enam-vähem usaldusväärsed andmed. kiht IN — 1600 + 500 C.
Küsimus temperatuurimuutuse kohta kihi all IN ei lahendatud.
Eeldatakse, et temperatuur Maa tuumas jääb vahemikku 4000-50000 C.
Maa gravitatsiooniväli
Gravitatsioon ehk gravitatsioonijõud on alati geoidi pinnaga risti.
Gravitatsiooni jaotumine mandritel ja ookeanialadel ei ole ühelgi laiuskraadil ühesugune. Gravitatsiooni absoluutväärtuse gravimeetrilised mõõtmised võimaldavad tuvastada gravimeetrilisi anomaaliaid – gravitatsiooni suurenemise või vähenemise piirkondi.
Raskusjõu suurenemine näitab tihedamat ainet, vähenemine vähem tihedate masside esinemist. Gravitatsioonist tingitud kiirenduse suurus on erinev. Pinnal keskmiselt 982 cm/s2 (ekvaatoril 978 cm/s2, poolusel 983 cm/s2), sügavusega esmalt suureneb, siis kiiresti kahaneb. Piiril välissüdamikuga 1037 cm/s2, südamikus väheneb, F-kihis ulatub 452 cm/s2, 6000 km sügavusel - 126 cm/s2, keskel nullini.
Magnetism
Maa on hiiglaslik magnet, mille ümber on jõuväli.
Geomagnetväli on dipool, Maa magnetpoolused ei lange kokku geograafiliste poolustega. Magnettelje ja pöörlemistelje vaheline nurk on umbes 11,50.
Eristatakse magnetilist deklinatsiooni ja magnetilist kallet. Magnetiline deklinatsioon määratakse magnetkompassi nõela kõrvalekalde nurga järgi geograafilisest meridiaanist. Deklinatsioon võib olla lääne- või idapoolne. Mõõtmisväärtusele liidetakse ida deklinatsioon, lahutatakse lääne deklinatsioon. Joone, mis ühendavad kaardil punkte sama deklinatsiooniga, nimetatakse zogonamiks (kreeka keeles.
"izos" - võrdne ja "gonia" - nurk). Magnetne kalle on defineeritud kui nurk magnetnõela ja horisontaaltasapinna vahel. Horisontaalsel teljel riputatud magnetnõela tõmbavad ligi Maa magnetpoolused ja seetõttu ei paigaldata seda horisondiga paralleelselt, moodustades sellega suurema või väiksema nurga. Põhjapoolkeral liigub noole põhjaots allapoole ja lõunapoolkeral vastupidi. Magnetnõela (900) maksimaalne kaldenurk on magnetpoolusel, geograafilise ekvaatori lähedases piirkonnas jõuab see nullväärtuseni.
Joone, mis ühendavad kaardil sama kaldega punkte, nimetatakse isokliinideks (kreeka keeles "klino" - kallutan). Magnetnõela nullkaldejoont nimetatakse magnetekvaatoriks.
Magnetekvaator ei lange kokku geograafilise ekvaatoriga.
Magnetvälja iseloomustab pinge, mis suureneb magnetekvaatorilt (31,8 A/m) magnetpoolustele (55,7 A/m). Maa pideva magnetvälja päritolu on seotud tegevusega keeruline süsteem elektrivoolud, mis tekivad Maa pöörlemisel ja kaasnevad turbulentse konvektsiooniga (liikumisega) vedelas välissüdamikus.
Maa magnetväli mõjutab ferromagnetiliste mineraalide orientatsiooni kivimites (magnetiit, hematiit jt), mis magma tahkumise või settekivimitesse akumuleerumise käigus omandavad sel ajal Maa magnetvälja orientatsiooni. Kivimite jääkmagnetiseerumise uuringud on näidanud, et Maa magnetväli on geoloogilise ajaloo jooksul korduvalt muutunud: põhjapoolusest sai lõuna, lõunapoolusest aga põhjapoolus, s.o.
n e r s i (käive) tekkis. Magnetilise inversiooni skaalat kasutatakse kivimikihtide jaotamiseks ja võrdlemiseks ning ookeanipõhja vanuse määramiseks.
Eelmine12345678910111213Järgmine
Ookeaniline maakoor on oma koostiselt primitiivne ja esindab sisuliselt vahevöö ülemist diferentseeritud kihti, mida katab õhuke pelaagiliste setete kiht. Ookeaniline maakoor jaguneb tavaliselt kolmeks kihiks, millest esimene (ülemine) on setteline.
Settekihi põhjas on sageli õhukesi metalli sisaldavaid setteid, mis ei ole löögi ajal ühtlased, kusjuures ülekaalus on raudoksiidid. Settekihi alumine osa koosneb tavaliselt alla 4-4,5 km sügavusel ladestunud karbonaatsetetest. Suurel sügavusel karbonaadi setteid reeglina ei ladestu, kuna neid moodustavate ainuraksete organismide (foraminifera ja kokolitofariidid) mikroskoopilised kestad lahustuvad kergesti merevees rõhul üle 400–450 atm. Sel põhjusel koosneb üle 4-4,5 km sügavusel asuvates ookeanisüvendites settekihi ülemine osa peamiselt ainult karbonaadivabadest setetest – punastest süvamere savidest ja ränikividest. Saarekaarte ja vulkaaniliste saarte lähedal leidub sageli vulkaaniliste lademete läätsi ja kihte settekihtide lõigus, terrigeenseid setteid leidub ka suurte jõgede deltade lähedal. Avaookeanides suureneb settekihi paksus ookeani keskaheliku harjadelt, kus sademeid peaaegu pole, kuni nende äärealadeni. Setete keskmine paksus on väike ja A. P. Lisitsini sõnul ligi 0,5 km, kuid Atlandi tüüpi mandriservade lähedal ja suurte jõedeltade aladel suureneb see 10-12 km-ni. Selle põhjuseks on asjaolu, et peaaegu kogu maapinnalt transporditav terrigeenne materjal ladestub tänu laviinide settimisprotsessidele ookeanide rannikualadele ja mandrite mandrite nõlvadele.
Teine ehk basaltne ookeanilise maakoore kiht ülemises osas koosneb toleiitse koostisega basaltsetest laavadest (joon. 5). Vee all purskades omandavad need laavad väljamõeldud kujundid gofreeritud torud ja padjad, mistõttu neid nimetatakse padjalaavadeks. Allpool on sama toleiitse koostisega doleriiditammid, mis on endised toitekanalid, mille kaudu voolas mõratsoonides basaltne magma ookeanipõhja pinnale. Ookeanilise maakoore basaltne kiht paljandub paljudes kohtades ookeanipõhjas, mis külgneb ookeani keskaheliku harjade ja neid ümbritsevate muundumismurdega. Seda kihti uuriti üksikasjalikult nii traditsiooniliste ookeanipõhja uurimise meetoditega (süvendamine, pinnasetorudega proovide võtmine, fotograafia) kui ka veealuste mehitatud sõidukite abil, võimaldades geoloogidel jälgida uuritavate objektide geoloogilist ehitust ja teostada sihipärane proovide võtmine kivimitest. Lisaks on viimase 20 aasta jooksul basaldikihi ja selle ülemiste kihtide pinnale tunginud arvukalt süvamere puurimisauke, millest üks tungis isegi läbi padjalaavakihi ja sisenes tammide kompleksi doleriitidesse. Ookeani maakoore basaldi ehk teise kihi kogupaksus ulatub seismiliste andmete põhjal 1,5, mõnikord 2 km-ni.
Joonis 5. Riftivööndi ja ookeanilise maakoore struktuur:
1 - ookeani tase; 2 — sademed; 3-padi basaltlaavat (kiht 2a); 4-tammikompleks, doleriidid (kiht 2b); 5 - gabro; 6 - kihiline kompleks; 7 - serpentiniidid; 8-litosfääriplaatide lherzoliidid; 9 — astenosfäär; 10—isoterm 500 °C (serpentiniseerumise algus).
Sagedased gabro-toleiiitsete inklusioonide leidmised suurtes muundumisriketes näitavad, et ookeaniline maakoor sisaldab ka neid tihedaid ja jämekristallilisi kivimeid. Teadaolevalt on Maa volditud vööde ofioliitkatete struktuur iidse ookeanilise maakoore killud, mis on nendes vöödes mandrite endistele servadele surutud. Seetõttu võime järeldada, et tänapäeva ookeanilise maakoore (nagu ka ofioliitmähkmete) tammide kompleksi katab gabro kiht, mis moodustab ookeanilise maakoore kolmanda kihi (kiht 3a) ülemise osa. Ookeani keskharjade harjadest mingil kaugusel on seismiliste andmete põhjal otsustades jälgitav ka selle maakoorekihi alumine osa. Arvukad leiud serpentiniitide suurtes transformatsioonivigades, mis vastavad koostiselt hüdraatunud peridotiitidele ja ofioliitkompleksidele, mis on struktuurilt sarnased serpentiniididega, viitavad sellele, et ookeanilise maakoore alumine osa koosneb ka serpentiniididest. Seismiliste andmete kohaselt ulatub ookeanilise maakoore gabro-serpentiniidi (kolmanda) kihi paksus 4,5-5 km-ni. Ookeani keskharjade all väheneb ookeanilise maakoore paksus tavaliselt 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 litosfääriplaatide maapõuealused osad. Ookeani keskharjade all paikneb ookeaniline maakoor otse kuumast vahevööst (astenosfäärist) vabanenud basaltsulamite taskute kohal.
Ookeani maakoore pindala on ligikaudu 3,0610 × 18 cm 2 (306 miljonit km 2), ookeanilise maakoore keskmine tihedus (ilma sademeteta) on ligi 2,9 g/cm 3, seega on maakoore mass. Ookeani koondunud maakoore suuruseks võib hinnata (5,8–6,2) x 10 24 g. Maailma ookeani süvamerebasseinide settekihi maht ja mass on A. P. Lisitsini järgi vastavalt 133 miljonit km 3 ja umbes 0,1 × 10 24 g.Settide maht, mis on koondunud riiulitele ja mandrite nõlvadele, mõnevõrra suurem - umbes 190 miljonit km 3, mis massiliselt (arvestades setete tihenemist) on ligikaudu (0,4-0,45) 10 24 g.
Ookeanipõhjal, mis on ookeanilise maakoore pind, on iseloomulik topograafia. Kuristiku vesikondades asub ookeanipõhi umbes 66,5 km sügavusel, samas kui ookeani keskahelikuharjadel, mida mõnikord lõikavad järsud kurud ja lõheorgud, väheneb ookeani sügavus 2–2,5 km-ni. Kohati ulatub ookeani põhi Maa pinnale, näiteks saarel. Islandil ja Afari provintsis (Põhja-Etioopia). Vaikse ookeani lääneperifeeriat ümbritsevate saarekaarte ees, India ookeani kirdeosa, Atlandi Väikeste Antillide ja Lõuna-Sandwichi saarte kaare ees, samuti aktiivse mandriserva ees Kesk- ja Lõuna-Ameerikas kõverdub ookeaniline maakoor ja selle pind sukeldub kuni 9–10 km sügavusele, ulatudes nende struktuuride alla kaugemale ja moodustades nende ette kitsad ja laiendatud süvamerekraavid.
Ookeaniline maakoor moodustub ookeani keskahelike riftivööndites tänu basaltsete sulamite eraldumisele kuumast vahevööst (Maa astenosfäärikihist) nende all ja nende väljavalamisel ookeanipõhja pinnale. Igal aastal tõuseb neis tsoonides astenosfäärist vähemalt 5,5–6 km 3 basaltisulameid, mis valguvad välja ookeanipõhja ja kristalliseeruvad, moodustades kogu ookeanilise maakoore teise kihi (arvestades gabrokihti, maakoore sisestatud basaltsulamid suureneb 12 km 3) . Nendele tohututele tektonomagmaatilistele protsessidele, mis arenevad pidevalt ookeani keskaheliku harjade all, pole maismaal võrdset ja nendega kaasneb suurenenud seismilisus (joonis 6).
Joonis 6. Maa seismilisus; maavärina paigutus
Barazangi, Dorman, 1968
Ookeani keskharjade harjadel asuvates lõhede vööndites toimub ookeanipõhja venitamine ja levimine. Seetõttu on kõiki selliseid tsoone iseloomustavad sagedased, kuid madala fookusega maavärinad, kus ülekaalus on purunemise nihkemehhanismid.
Seevastu saarekaarede ja aktiivsete mandriservade all, s.o. plaatide allatõuke tsoonides esinevad tavaliselt tugevamad maavärinad surve- ja nihkemehhanismide domineerimisel. Seismiliste andmete järgi on ookeanilise maakoore ja litosfääri vajumine jälgitav vahevöö ülaosas ja mesosfääris umbes 600-700 km sügavuseni (joon. 7). Tomograafia andmetel on ookeaniliste litosfääriplaatide vajumist jälgitud umbes 1400-1500 km sügavusel ja võib-olla ka sügavamal - kuni maakera tuuma pinnani.
Joonis 7. Kuriili saarte piirkonnas paikneva plaadi alltõukevööndi struktuur:
1 - astenosfäär; 2 - litosfäär; 3 - ookeaniline maakoor; 4-5 — sette-vulkanogeensed kihid; 6 — ookeani setted; isoliinid näitavad seismilist aktiivsust A 10 ühikutes (Fedotov et al., 1969); β on Wadati-Beniefi tsooni langemisnurk; α on plastilise deformatsiooni tsooni langemisnurk.
Ookeani põhja iseloomustavad iseloomulikud ja küllaltki kontrastsed vöödilised magnetanomaaliad, mis paiknevad tavaliselt paralleelselt ookeani keskahelike harjadega (joonis 8). Nende kõrvalekallete päritolu on seotud ookeanipõhja basaltide võimega jahtumisel Maa magnetväljaga magnetiseerida, jättes seeläbi meelde selle välja suuna nende ookeanipõhja pinnale väljavalamise hetkel. . Arvestades nüüd, et geomagnetväli on aja jooksul korduvalt oma polaarsust muutnud, dateerisid inglise teadlased F. Vine ja D. Matthews juba 1963. aastal esimestena üksikuid kõrvalekaldeid ja näitasid, et ookeani keskahelike erinevatel nõlvadel on need anomaaliad osutuvad nende harjade suhtes ligikaudu sümmeetriliseks. Selle tulemusena suutsid nad rekonstrueerida plaatide liikumise põhimustrid Atlandi ookeani põhjaosa ookeanikoore üksikutes piirkondades ja näidata, et ookeani põhi liigub ookeani keskosade harjadest ligikaudu sümmeetriliselt eemale kiirusega suurusjärgus mitu sentimeetrit aastas. Seejärel viidi sarnased uuringud läbi kõigis maailma ookeani piirkondades ja kõikjal leidis see muster kinnitust. Veelgi enam, ookeanipõhja magnetiliste anomaaliate üksikasjalik võrdlus mandri kivimite magnetiseerumise pöördumise geokronoloogiaga, mille vanus oli teada muudest andmetest, võimaldas anomaaliate dateerimist laiendada kogu kenosoikumile ja seejärel hiline mesosoikum. Selle tulemusena loodi uus ja usaldusväärne paleomagnetiline meetod ookeanipõhja vanuse määramiseks.
Joonis 8. Magnetvälja anomaaliate kaart allveelaeva Reykjanes Ridge piirkonnas Atlandi ookeani põhjaosas
(Heirtzler et al., 1966). Positiivsed kõrvalekalded on tähistatud mustaga; AA – riftivööndi nullanomaalia.
Selle meetodi kasutamine tõi kinnitust varem väljendatud arusaamadele ookeanipõhja võrdleva nooruse kohta: eranditult kõigi ookeanide paleomagnetiline vanus osutus ainult kenosoikumiks ja hilismesosoikumiks (joonis 9). Seejärel kinnitas seda järeldust hiilgavalt süvamere puurimine paljudes ookeanipõhja punktides.
Selgus, et noorte ookeanide (Atlandi, India ja Arktika) basseinide vanus langeb kokku nende põhja vanusega, iidse Vaikse ookeani vanus aga ületab oluliselt selle põhja vanust. Tõepoolest, Vaikse ookeani vesikond on eksisteerinud vähemalt alates hilisest proterosoikumist (võib-olla varemgi) ja selle ookeani põhja kõige iidsemate lõikude vanus ei ületa 160 miljonit aastat, samas kui suurem osa sellest tekkis alles kainosoikumis. , st. noorem kui 67 miljonit aastat.
Joonis 9. Kaart ookeanipõhja vanusest miljonites aastates
Larson, Pitman jt, 1985
Ookeanipõhja uuendamise "konveier" mehhanism koos ookeanilise maakoore vanemate osade ja sellele kogunenud setete pideva sukeldamisega saarekaarte all vahevöösse selgitab, miks Maa eluajal ei jõudnud ookeanibasseinid kunagi olla. täidetud setetega. Tõepoolest, praeguse ookeanibasseinide maismaalt kantud terrigeensete setetega täitumise kiiruse korral 2,210 × 16 g aastas täituks nende vesikondade kogumaht, ligikaudu 1,3710 × 24 cm 3, täielikult ligikaudu 1,2 miljardi aastaga. Nüüd võime suure kindlusega väita, et mandrid ja ookeanibasseinid on eksisteerinud koos umbes 3,8 miljardit aastat ja selle aja jooksul pole nende lohkudes olulist täitumist toimunud. Pealegi, pärast kõigis ookeanides puurimist teame nüüd kindlalt, et ookeanipõhjas pole setteid, mis oleksid 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 on teada, on setete tõmbamine saarekaarte ja mandri aktiivsete servade alla plaatide subduktsioonivööndites, kus need setted sulavad ja kinnituvad granitoidsete intrusioonide kujul nendes tsoonides moodustuva mandrilise maakoore külge. Seda terrigeensete setete sulatamise ja nende materjali mandrilise maakoorega taasühendamise protsessi nimetatakse setete ringlussevõtuks.
Maakoore mõiste.
Maakoor
3) pealmine kiht on setteline. Selle paksus on keskmiselt umbes 3 km. Mõnes piirkonnas ulatub sademete paksus 10 km-ni (näiteks Kaspia madalikul). Osades Maa piirkondades pole settekihti üldse ja pinnale tuleb graniidikiht.
Selliseid alasid nimetatakse kilpideks (näiteks Ukraina kilp, Balti kilp).
ilmastikukindel koorik.
Conradi pind
Mandri madalikul või riiulitel on maakoor umbes 25 km paksune ja sarnaneb üldiselt mandrilise maakoorega. Basaldikiht võib aga välja kukkuda. Ida-Aasias saarekaarte piirkonnas (Kuriili saared, Aleuudi saared, Jaapani saared jt) on maakoor üleminekutüüpi. Lõpuks on ookeani keskahelike maakoor väga keeruline ja seda on seni vähe uuritud.
Siin puudub Moho piir ja mantlimaterjal tõuseb mööda rikkeid maakoore ja isegi selle pinnale.
Isostaasi mõiste
isotermiline kiht
geotermiline gradient geotermiline etapp
Loe ka:
Maa kest hõlmab maakoort ja vahevöö ülemist osa.
Maakoore pinnal on suured ebatasasused, millest peamised on mandrite väljaulatuvad osad ja nende lohud – tohutud ookeanisügavused. Mandrite ja ookeanibasseinide olemasolu ja suhteline asend on seotud maakoore struktuuri erinevustega.
Mandriline maakoor. See koosneb mitmest kihist. Peal on settekivimite kiht. Selle kihi paksus on kuni 10-15 km. Selle all on graniidikiht. Selle moodustavad kivimid on oma füüsikaliste omaduste poolest sarnased graniidiga. Selle kihi paksus on 5–15 km. Graniidikihi all on basaldikiht, mis koosneb basaldist ja kivimitest, mille füüsikalised omadused sarnanevad basaltiga. Selle kihi paksus on 10 km kuni 35 km. Seega ulatub mandri maakoore kogupaksus 30-70 km-ni.
Ookeaniline maakoor. See erineb mandrimaakoorest selle poolest, et tal puudub graniidikiht või see on väga õhuke, mistõttu on ookeanilise maakoore paksus vaid 6-15 km.
Maakoore keemilise koostise määramiseks on saadaval ainult selle ülemised osad - kuni 15-20 km sügavusele. 97,2% maakoore kogukoostisest moodustavad: hapnik - 49,13%, alumiinium - 7,45%, kaltsium - 3,25%, räni - 26%, raud - 4,2%, kaalium - 2,35%, magneesium - 2,35%. naatrium - 2,24%.
Perioodilisuse tabeli muud elemendid moodustavad kümnendiku kuni sajandiku protsendini.
Enamik teadlasi usub, et meie planeedile ilmus esmakordselt ookeani tüüpi maakoor.
Maa sees toimuvate protsesside mõjul tekkisid maakoores voldid, see tähendab mägised alad. Koore paksus suurenes. Nii tekkisid mandri eendid ehk siis hakkas moodustuma mandriline maakoor.
Viimastel aastatel on seoses ookeaniliste ja mandritüüpide maakoore uuringutega loodud maakoore ehituse teooria, mis põhineb litosfääriplaatide ideel. Teooria väljatöötamisel põhines mandrite triivi hüpoteesil, mille 20. sajandi alguses lõi saksa teadlane A. Wegener.
Maapõue tüübid Wikipedia
Saidi otsing:
Maakoore teket ja arengut selgitavad hüpoteesid
Maakoore mõiste.
Maakoor on Maa tahke keha pinnakihtide kompleks. Teadusgeograafilises kirjanduses pole ühtset ettekujutust maakoore tekke ja arenguteede kohta.
Maakoore moodustumise ja arengu mehhanisme paljastavad mitmed mõisted (hüpoteesid), millest kõige põhjendatumad on järgmised:
1. Fiksismiteooria (ladina fixus - liikumatu, muutumatu) väidab, et mandrid on alati jäänud kohtadesse, kus nad praegu asuvad. See teooria eitab igasugust mandrite ja litosfääri suurte osade liikumist.
2. Mobilismi teooria (ladina keelest mobilis - mobile) tõestab, et litosfääri plokid on pidevas liikumises. See kontseptsioon on eriti tugevalt kinnistunud viimastel aastatel seoses uute teaduslike andmete hankimisega maailma ookeani põhja uurimisest.
3. Mandri kasvu kontseptsioon ookeanipõhja arvelt usub, et algsed mandrid moodustusid suhteliselt väikeste massiivide kujul, mis nüüd moodustavad iidsed mandriplatvormid. Seejärel kasvasid need massiivid mägede moodustumise tõttu ookeani põhjas algsete maismaa tuumade servade kõrval. Ookeani põhja uurimine, eriti ookeani keskahelike vööndis, on andnud põhjust kahelda ookeanipõhjast tuleneva mandri kasvu kontseptsiooni õigsuses.
4. Geosünkliinide teooria väidab, et maa suuruse suurenemine toimub läbi mägede moodustumise geosünkliinides. Geosünklinaalne protsess, kui üks peamisi maakoore arengus, on aluseks paljudele kaasaegsetele teaduslikele seletustele maakoore tekke- ja arenguprotsessi kohta.
5. Pöörlemisteooria tugineb oma seletuses väitele, et kuna Maa kujund ei ühti matemaatilise sferoidi pinnaga ja on ebaühtlase pöörlemise tõttu ümber paigutatud, on pöörleval planeedil tsoonitriibud ja meridionaalsektorid paratamatult tektooniliselt ebavõrdsed. Nad reageerivad erineva aktiivsusega maapealsete protsesside põhjustatud tektooniliste pingetega.
Maakoort on kahte peamist tüüpi: ookeaniline ja mandriline. Eristatakse ka maakoore üleminekutüüpi.
Ookeaniline maakoor. Ookeani maakoore paksus on tänapäevasel geoloogilisel ajastul 5–10 km. See koosneb kolmest järgmisest kihist:
1) ülemine õhuke meresetete kiht (paksus mitte üle 1 km);
2) keskmine basaldikiht (paksus 1,0-2,5 km);
3) alumine gabro kiht (paksus ca 5 km).
Mandri (mandri) maakoor. Mandrilisel maakoorel on keerulisem struktuur ja suurem paksus kui ookeanilisel maakoorel. Selle paksus on keskmiselt 35-45 km ja mägistes riikides kasvab see 70 km-ni. See koosneb ka kolmest kihist, kuid erineb oluliselt ookeanist:
1) basaltidest koosnev alumine kiht (paksus ca 20 km);
2) keskmine kiht hõivab mandrilise maakoore põhipaksuse ja seda nimetatakse tinglikult graniidiks. See koosneb peamiselt graniidist ja gneissist. See kiht ei ulatu ookeanide alla;
3) pealmine kiht on setteline. Selle paksus on keskmiselt umbes 3 km.
Mõnes piirkonnas ulatub sademete paksus 10 km-ni (näiteks Kaspia madalikul). Osades Maa piirkondades pole settekihti üldse ja pinnale tuleb graniidikiht. Selliseid alasid nimetatakse kilpideks (näiteks Ukraina kilp, Balti kilp).
Mandritel tekib kivimite murenemise tagajärjel geoloogiline moodustis nn ilmastikukindel koorik.
Graniidikiht eraldatakse basaltkihist Conradi pind , mille juures seismiliste lainete kiirus suureneb 6,4-lt 7,6 km/sek.
Maakoore ja vahevöö piir (nii mandritel kui ka ookeanidel) jookseb mööda Mohorovici pind (Moho joon). Seismiliste lainete kiirus sellel tõuseb järsult 8 km/h-ni.
Lisaks kahele põhitüübile – ookeanilisele ja mandrilisele – leidub ka segatüüpi (ülemineku) piirkondi.
Mandri madalikul või riiulitel on maakoor umbes 25 km paksune ja sarnaneb üldiselt mandrilise maakoorega. Basaldikiht võib aga välja kukkuda. Ida-Aasias saarekaarte piirkonnas (Kuriili saared, Aleuudi saared, Jaapani saared jt) on maakoor üleminekutüüpi. Lõpuks on ookeani keskahelike maakoor väga keeruline ja seda on seni vähe uuritud. Siin puudub Moho piir ja mantlimaterjal tõuseb mööda rikkeid maakoore ja isegi selle pinnale.
Mõistet "maakoor" tuleks eristada mõistest "litosfäär". Mõiste "litosfäär" on laiem kui "maakoor". Litosfääris hõlmab kaasaegne teadus mitte ainult maakoort, vaid ka astenosfääri kõige ülemist vahevöö, see tähendab umbes 100 km sügavusel.
Isostaasi mõiste . Gravitatsiooni jaotuse uuring näitas, et kõik maakoore osad – mandrid, mägised riigid, tasandikud – on vahevöö ülaosas tasakaalus. Seda tasakaalustatud asendit nimetatakse isostaasiks (ladina keelest isoc - ühtlane, staas - asend). Isostaatiline tasakaal saavutatakse tänu sellele, et maakoore paksus on pöördvõrdeline selle tihedusega. Raske ookeaniline maakoor on õhem kui kergem mandriline maakoor.
Isostaas ei ole sisuliselt isegi mitte tasakaal, vaid soov tasakaalu järele, mida pidevalt häiritakse ja taastatakse. Näiteks Balti kilp tõuseb pärast pleistotseeni jäätumise mandrijää sulamist umbes 1 meetri võrra sajandis. Soome pindala suureneb merepõhja tõttu pidevalt. Hollandi territoorium seevastu väheneb. Null-tasakaalu joon kulgeb praegu 60 0 N laiuskraadist veidi lõuna pool. Tänapäevane Peterburi on umbes 1,5 m kõrgem kui Peeter Suure aegne Peterburi. Nagu näitavad tänapäevaste teadusuuringute andmed, piisab isegi suurte linnade raskusest nende all oleva territooriumi isostaatiliseks kõikumiseks. Järelikult on suurte linnade aladel maakoor väga liikuv. Üldiselt on maakoore reljeef Moho pinna peegelpilt, maakoore alus: kõrgendatud alad vastavad vahevöö süvenditele, madalamad alad vastavad selle ülemise piiri kõrgemale tasemele. Seega on Pamiiri all Moho pinna sügavus 65 km ja Kaspia madalikul umbes 30 km.
Maakoore termilised omadused . Mullatemperatuuri ööpäevased kõikumised ulatuvad 1,0–1,5 m sügavusele ja iga-aastased kõikumised parasvöötme laiuskraadidel mandrilise kliimaga riikides 20–30 m sügavusele. Päikese poolt maapind lakkab, tekib püsiva mullatemperatuuriga kiht. Seda nimetatakse isotermiline kiht . Isotermilise kihi all sügaval Maa sees tõuseb temperatuur ja seda põhjustab maa soolte sisemine soojus. Sisesoojus ei osale kliima kujunemises, kuid on kõigi tektooniliste protsesside energeetiliseks aluseks.
Nimetatakse kraadide arvu, mille võrra temperatuur tõuseb iga 100 m sügavuse kohta geotermiline gradient . Nimetatakse vahemaad meetrites, mille langetamisel temperatuur tõuseb 1 0 C võrra geotermiline etapp . Geotermilise sammu suurus sõltub topograafiast, kivimite soojusjuhtivusest, vulkaaniliste allikate lähedusest, põhjavee tsirkulatsioonist jne. Keskmiselt on geotermiline samm 33 m Vulkaanilistel aladel võib geotermiline samm olla vaid umbes 5 m , ja geoloogiliselt vaiksetes piirkondades (näiteks platvormidel) võib see ulatuda 100 meetrini.
⇐ Eelmine234567891011Järgmine ⇒
Maa struktuuris eristavad teadlased 2 maakoore tüüpi - mandri- ja ookeanilist.
Mis on mandri maakoor?
Mandriline maakoor, mida nimetatakse ka mandriliseks, iseloomustab selle struktuuris 3 erineva kihi olemasolu. Ülemist esindavad settekivimid, teist graniit või gneissid, kolmandat basalt, granuliidid ja muud moondekivimid.
Mandriline maakoor
Mandri maakoore paksus on umbes 35-45 km, ulatudes mõnikord 75 km-ni (tavaliselt mägistel aladel). Kõnealune maakoore tüüp katab ligikaudu 40% Maa pinnast. Mahult vastab see ligikaudu 70%-le maakoorest.
Mandri maakoore vanus ulatub 4,4 miljardi aastani.
Mis on ookeaniline maakoor?
Peamine mineraalide moodustamine ookeaniline maakoor, - basalt. Kuid lisaks sellele sisaldab selle struktuur järgmist:
- settekivimid;
- kihilised sissetungid.
Valdava teadusliku kontseptsiooni kohaselt tekib ookeaniline maakoor pidevalt tektooniliste protsesside tõttu. See on palju noorem kui mandriosa, tema vanimate lõikude vanus on umbes 200 miljonit aastat.
Ookeaniline maakoor Ookeanilise maakoore paksus on olenevalt konkreetsest mõõtmiskohast ca 5-10 km. Võib märkida, et aja jooksul jääb see peaaegu muutumatuks. Teadlaste seas on levinud seisukoht, et ookeanilist maakoort tuleks käsitleda ookeanilise litosfääri kuuluvana. Selle paksus omakorda sõltub suuresti vanusest.
Võrdlus
Peamine erinevus mandrilise maakoore ja ookeanilise maakoore vahel on ilmselgelt nende asukoht. Esimene sisaldab kontinente, maad, teine - ookeane ja meresid.
Mandrilist maakoort esindavad peamiselt settekivimid, graniidid ja granuliidid. Ookeaniline - peamiselt basalt.
Mandri maakoor on palju paksem ja vanem. Maapinda katva pindala poolest on see ookeanilisest madalam, kuid kogu maakoore ulatuses hõivatava mahu poolest parem.
Võib märkida, et mõnel juhul võib ookeaniline maakoor obduktsiooni käigus mandri maakoore peale kihistuda.
Olles kindlaks teinud, mis vahe on mandrilise ja ookeanilise maakoore vahel, märgime järeldused väikesesse tabelisse.
Tabel
| Mandriline maakoor | Ookeaniline maakoor |
| Sisaldab kontinente ja maad | Hoiab ookeane ja meresid |
| Esindatud peamiselt settekivimite, graniidide, granuliitidega | Koosneb valdavalt basaldist |
| Selle paksus on kuni 75 km, tavaliselt 35-45 km | Selle paksus on tavaliselt 10 km |
| Mandri maakoore mõne osa vanus ulatub 4,4 miljardi aastani | Ookeani maakoore vanimad osad on umbes 200 miljonit aastat vanad. |
| Hõlmab umbes 40% Maa pinnast | Hõlmab umbes 60% Maa pinnast |
| Hõlmab umbes 70% maakoore mahust | Hõlmab umbes 30% maakoore mahust |
