Yer kabuğunun kökenini ve gelişimini açıklayan hipotezler
Yer kabuğu kavramı.
yerkabuğu yüzey katmanlarından oluşan bir komplekstir sağlam Toprak. Bilimsel coğrafya literatüründe yer kabuğunun kökeni ve gelişim yolları hakkında tek bir fikir yoktur.
Yerkabuğunun oluşum ve gelişme mekanizmalarını ortaya koyan çeşitli kavramlar (hipotezler) vardır; bunların en kanıtlanmışları şunlardır:
1. Sabitlik teorisi (Latince fixus'tan - hareketsiz, değişmez) kıtaların her zaman şu anda işgal ettikleri yerlerde kaldığını belirtir. Bu teori, kıtaların ve litosferin büyük bölümlerinin herhangi bir hareketini reddeder.
2. Hareketlilik teorisi (Latince mobilis - mobilden) litosfer bloklarının sürekli hareket halinde olduğunu kanıtlar. Bu kavram özellikle son yıllar Dünya Okyanusunun dibinin incelenmesinden yeni bilimsel verilerin alınmasıyla bağlantılı olarak.
3. Okyanus tabanı pahasına kıtasal büyüme kavramı, orijinal kıtaların, şimdi eski kıta platformlarını oluşturan nispeten küçük masifler şeklinde oluştuğuna inanmaktadır. Daha sonra bu masifler, okyanus tabanında orijinal kara çekirdeklerinin kenarlarına bitişik dağların oluşması nedeniyle büyüdü. Okyanus tabanının, özellikle okyanus ortası sırtların bulunduğu bölgede incelenmesi, okyanus tabanı nedeniyle kıtasal büyüme kavramının doğruluğundan şüphe duymaya neden oldu.
4. Jeosenklinal teorisi, arazi büyüklüğündeki artışın jeosenklinallerde dağların oluşmasıyla meydana geldiğini belirtmektedir. Kıtasal kabuğun gelişimindeki ana süreçlerden biri olan jeosenklinal süreç, birçok modern sürecin temelini oluşturur. bilimsel açıklamalar yer kabuğunun kökeni ve gelişimi süreci.
5. Dönme teorisi, açıklamasını, Dünya'nın şeklinin matematiksel bir kürenin yüzeyiyle çakışmaması ve eşit olmayan dönüş nedeniyle yeniden düzenlenmesi nedeniyle, dönen bir gezegendeki bölgesel şeritlerin ve meridyen sektörlerinin kaçınılmaz olarak tektonik olarak eşit olmadığı önermesine dayandırır. Dünya içi süreçlerin neden olduğu tektonik gerilimlere değişen derecelerde aktivite ile tepki verirler.
Yer kabuğunun iki ana türü vardır: okyanusal ve kıtasal. Yer kabuğunun bir geçiş türü de ayırt edilir.
Okyanus kabuğu. Modern jeolojik çağda okyanus kabuğunun kalınlığı 5 ila 10 km arasında değişmektedir. Aşağıdaki üç katmandan oluşur:
1) üst ince tabaka deniz çökeltileri (kalınlığı 1 km'den fazla olmayan);
2) orta bazalt tabakası (1,0 ila 2,5 km arası kalınlık);
3) gabronun alt tabakası (kalınlığı yaklaşık 5 km).
Kıtasal (kıtasal) kabuk. Kıtasal kabukta daha fazlası var karmaşık yapı ve okyanus kabuğundan daha kalındır. Kalınlığı ortalama 35-45 km olup, dağlık ülkelerde 70 km'ye kadar çıkmaktadır. Aynı zamanda üç katmandan oluşur ancak okyanustan önemli ölçüde farklıdır:
1) bazaltlardan oluşan alt katman (kalınlığı yaklaşık 20 km);
2) orta tabaka kıtasal kabuğun ana kalınlığını kaplar ve geleneksel olarak granit olarak adlandırılır. Esas olarak granit ve gnayslardan oluşur. Bu katman okyanusların altına uzanmaz;
3) üst katman– tortul. Ortalama kalınlığı yaklaşık 3 km'dir. Bazı bölgelerde yağış kalınlığı 10 km'ye ulaşır (örneğin Hazar ovalarında). Dünyanın bazı bölgelerinde hiç tortul tabaka bulunmaz ve yüzeye granit tabakası çıkar. Bu tür alanlara kalkanlar denir (örneğin, Ukrayna Kalkanı, Baltık Kalkanı).
Kıtalarda kayaların aşınması sonucu jeolojik bir oluşum oluşur. ayrışma kabuğu.
Granit tabakası bazalt tabakasından ayrılır Conrad yüzeyi Sismik dalgaların hızı saniyede 6,4'ten 7,6 km'ye çıkıyor.
Arasındaki sınır yerkabuğu ve manto (hem kıtalarda hem de okyanuslarda) geçer Mohorovicic yüzeyi (Moho çizgisi). Üzerindeki sismik dalgaların hızı aniden 8 km/saat'e kadar çıkıyor.
İki ana türe (okyanus ve kıta) ek olarak, karışık (geçiş) tipte alanlar da vardır.
Kıtasal sığlıklarda veya raflarda kabuk yaklaşık 25 km kalınlığındadır ve genellikle kıtasal kabuğa benzer. Ancak bir bazalt tabakası düşebilir. Doğu Asya'da ada yayları bölgesinde (Kuril Adaları, Aleut Adaları, Japon Adaları vb.), yer kabuğu geçiş tipindedir. Son olarak, okyanus ortası sırtlarının kabuğu çok karmaşıktır ve şu ana kadar çok az araştırılmıştır. Burada Moho sınırı yoktur ve manto malzemesi faylar boyunca kabuğa ve hatta yüzeyine kadar yükselir.
"Yer kabuğu" kavramını "litosfer" kavramından ayırmak gerekir. "Litosfer" kavramı "yer kabuğundan" daha geniştir. Litosferde, modern bilim sadece yer kabuğunu değil aynı zamanda astenosferin en üst mantosunu, yani yaklaşık 100 km derinliğe kadar olan kısmı da içerir.
İzostazi kavramı . Yerçekiminin dağılımı üzerine yapılan bir çalışma, yer kabuğunun tüm kısımlarının (kıtalar, dağlık ülkeler, ovalar) üst manto üzerinde dengede olduğunu gösterdi. Bu dengeli pozisyona izostazi denir (Latince isoc - çift, staz - pozisyonundan gelir). Yer kabuğunun kalınlığının yoğunluğuyla ters orantılı olması nedeniyle izostatik denge sağlanır. Ağır okyanus kabuğu, hafif kıta kabuğundan daha incedir.
İzostazi, özünde bir denge bile değil, sürekli bozulan ve yeniden sağlanan bir denge arzusudur. Örneğin Baltık Kalkanı, Pleistosen buzullaşmasının kıtasal buzunun erimesinden sonra, yüzyılda yaklaşık 1 metre yükselir. Finlandiya'nın alanı deniz yatağından dolayı sürekli artmaktadır. Hollanda'nın toprakları ise tam tersine azalıyor. Sıfır denge çizgisi şu anda 60 0 N enleminin biraz güneyinde uzanıyor. Modern St. Petersburg, Büyük Petro zamanındaki St. Petersburg'dan yaklaşık 1,5 m daha yüksektedir. Modern verilerden elde edilen veriler olarak bilimsel araştırma Büyük şehirlerin ağırlığı bile, altlarındaki bölgenin izostatik dalgalanmaları için yeterli oluyor. Sonuç olarak, büyük şehirlerin bulunduğu bölgelerde yer kabuğu oldukça hareketlidir. Genel olarak yer kabuğunun kabartması, yer kabuğunun tabanı olan Moho yüzeyinin ayna görüntüsüdür: yüksek alanlar mantodaki çöküntülere karşılık gelir, daha alçak alanlar daha fazlasına karşılık gelir yüksek seviye onun üst sınırı. Böylece Pamir Dağları'nın altında Moho yüzeyinin derinliği 65 km, Hazar ovalarında ise yaklaşık 30 km'dir.
Yer kabuğunun termal özellikleri . Toprak sıcaklığındaki günlük dalgalanmalar 1,0 - 1,5 m derinliğe kadar uzanır, karasal iklime sahip ülkelerde ılıman enlemlerdeki yıllık dalgalanmalar ise 20-30 m derinliğe kadar uzanır. Dünyanın yüzeyi Güneş'e göre kesilir, sabit toprak sıcaklığı katmanı vardır. denir izotermal katman . Dünyanın derinliklerindeki izotermal tabakanın altında sıcaklık yükselir ve buna şunlar neden olur: iç sıcaklık dünyanın bağırsakları İklimlerin oluşumunda iç ısı katılmaz, ancak tüm tektonik süreçlerin enerjik temeli olarak hizmet eder.
Her 100 m derinlikte sıcaklığın kaç derece arttığına denir. jeotermal gradyan . Aşağıya indirildiğinde sıcaklığın 1 0 C arttığı metre cinsinden mesafeye denir. jeotermal sahne . Jeotermal adımın büyüklüğü topografyaya, kayaların termal iletkenliğine, volkanik kaynakların yakınlığına, yeraltı suyu dolaşımına vb. Bağlıdır.Ortalama olarak jeotermal adım 33 m'dir Volkanik bölgelerde jeotermal adım sadece yaklaşık 5 m olabilir ve jeolojik olarak sakin bölgelerde (örneğin platformlarda) 100 m'ye ulaşabilir.
yerkabuğu- 5 km (okyanusun altında) ile 75 km (kıtaların altında) arasında genişliğe sahip, litosferin bir parçası olan Dünya'nın (jeosfer) dış katı kabuğu. Kabuğun altında bileşim ve yapı bakımından farklılık gösteren manto bulunur. fiziksel nitelikler- daha kompakttır ve esas olarak refrakter elemanlar içerir. Kabuk ve manto, sismik dalgaların keskin bir ivmesinin meydana geldiği Mohorovicic özelliği veya Moho katmanı ile bölünmüştür.
Kıtasal (kıtasal) ve okyanusal kabuğun yanı sıra geçiş türleri de vardır: kıta altı ve okyanus altı kabuk.
Kıta (anakara) kabuğu birkaç katmandan oluşur. Üst kısım tortul kayaçlardan oluşan bir tabakadır. Bu katmanın kalınlığı 10-15 km kadardır. Altında bir granit tabakası yatıyor. Onu oluşturan kayalar fiziksel özellikleri bakımından granite benzer. Bu katmanın kalınlığı 5 ila 15 km arasındadır. Granit tabakasının altında bazalt ve fiziksel özellikleri bazalta benzeyen kayalardan oluşan bazalt tabakası bulunmaktadır. Bu katmanın kalınlığı 10 km ila 35 km arasındadır. Bunun sonucunda kıtasal kabuğun toplam kalınlığı 30-70 km'ye ulaşır.
okyanus kabuğu Kıtasal kabuktan, granit tabakasının olmaması veya çok ince olması nedeniyle farklılık gösterir, bu nedenle okyanus kabuğunun kalınlığı sadece 6-15 km'dir.
Yer kabuğunun kimyasal bileşimini belirlemek için yalnızca üst kısımları mevcuttur - 15-20 km'den daha az derinliğe kadar. Yer kabuğunun toplam bileşiminin %97,2'si şunlardan oluşur: %49,13'ü oksijen, %7,45'i alüminyum, %3,25'i kalsiyum, %26'sı silikon, %4,2'si demir, %2,35'i potasyum, %2,35'i magnezyum, sodyum - %2,24.
Periyodik tablonun diğer elementleri yüzde 10'dan yüzde 10'a kadarını oluşturur.
Kaynaklar:
Dünya'nın kabuğu, yer kabuğunu ve mantonun üst kısmını içerir. Yer kabuğunun yüzeyinde büyük düzensizlikler vardır; bunların başlıcaları kıtaların çıkıntıları ve bunların çöküntüleri - devasa okyanus çöküntüleri. Kıtaların ve okyanus havzalarının varlığı ve göreceli konumu, yer kabuğunun yapısındaki farklılıklarla ilişkilidir.
kıtasal kabuk. Birkaç katmandan oluşur. Üst kısım tortul kayaçlardan oluşan bir tabakadır. Bu katmanın kalınlığı 10-15 km kadardır. Altında bir granit tabakası yatıyor. Onu oluşturan kayalar fiziksel özellikleri bakımından granite benzer. Bu katmanın kalınlığı 5 ila 15 km arasındadır. Granit tabakasının altında bazalt ve kayalardan oluşan bazalt tabakası yer alır. fiziki ozellikleri bazalt'a benzeyen. Bu katmanın kalınlığı 10 km ila 35 km arasındadır. Böylece kıta kabuğunun toplam kalınlığı 30-70 km'ye ulaşır.
okyanus kabuğu. Kıtasal kabuktan, granit tabakasının olmaması veya çok ince olması nedeniyle farklılık gösterir, dolayısıyla okyanus kabuğunun kalınlığı sadece 6-15 km'dir.
Yer kabuğunun kimyasal bileşimini belirlemek için yalnızca üst kısımları mevcuttur - 15-20 km'den fazla olmayan bir derinliğe kadar. Yer kabuğunun toplam bileşiminin %97,2'si şunlardan oluşur: %49,13'ü oksijen, %7,45'i alüminyum, %3,25'i kalsiyum, %26'sı silikon, %4,2'si demir, %2,35'i potasyum, %2,35'i magnezyum, sodyum - %2,24.
Periyodik tablonun diğer elementleri yüzde onda biri ila yüzde biri kadardır.
Çoğu bilim adamı, okyanus tipi kabuğun ilk kez gezegenimizde ortaya çıktığına inanıyor. Dünya içinde meydana gelen süreçlerin etkisi altında, yer kabuğunda kıvrımlar, yani dağlık alanlar oluşmuştur. Kabuğun kalınlığı arttı. Böylece kıtasal çıkıntılar oluştu, yani kıtasal kabuk oluşmaya başladı.
Son yıllarda, okyanus ve kıta türlerinin yer kabuğunun incelenmesiyle bağlantılı olarak, litosferik plakalar fikrine dayanan yer kabuğunun yapısına ilişkin bir teori oluşturulmuştur. Gelişimindeki teori, 20. yüzyılın başında Alman bilim adamı A. Wegener tarafından oluşturulan kıtaların kayması hipotezine dayanıyordu.
Yerkabuğunun türleri Vikipedi
Site araması:
Okyanus uçurumları bileşim açısından ilkeldir ve aslında ince bir pelajik çökelti tabakasının hakim olduğu bir kabuğun farklılaşmış üst katmanını temsil eder. Okyanus kabuğunda genellikle ilk (üst) çökelti olmak üzere üç katman ayırt edilir.
Sedimanter tabakanın dibinde genellikle demir oksitlerin hakim olduğu ince ve kararsız metalik birikintiler bulunur.
Sedimanın alt kısmı genellikle 4-4,5 km'den daha az derinliklerdeki karbonat sedimanlarından oluşur. Karbonatın daha derin geri dönüşümü ile, 400-450 ATM'nin üzerindeki basınçlarda tek zincirli organizmaların (foraminiferler ve kolitofaritler) kabuklarının mikroskobik bileşimleri nedeniyle genellikle çökelmez, hemen çözünür. deniz suyu. Bu nedenle, 4-4,5 km'den daha derin deniz havzalarında, tortul tabakanın üst kısmı esas olarak yalnızca kireçsiz çökeltilerden - koyu kırmızı kil ve silikat ısısından oluşur.
Ada yayının ve volkanik adaların yakınında, mercimekler ve iç içe geçmiş volkanik barajlar ve karasal depolama alanları genellikle tortul katmanların bir kısmındaki büyük nehirlerin deltalarının yakınında bulunur. Açık okyanuslarda, çevre bölgelerinde neredeyse hiç tortu bulunmayan orta okyanus resiflerinden itibaren tortu tabakasının kalınlığı artar.
Tortuların ortalama kalınlığı düşüktür ve A.P. Lisitsyn'e göre 0,5 km'ye yakındır, Atlantik tipi kıta kenarlarına yakın ve büyük rektal delta alanlarında 10-12 km'ye kadar çıkmaktadır. Bunun nedeni, yüzen sedimantasyon süreçleri nedeniyle karaya çıkan hemen hemen tüm karasal materyallerin pratik olarak okyanusların kıyı bölgelerine ve kıtaların kıta yamaçlarına yerleşmiş olmasıdır.
Üst kısımdaki okyanus kabuğunun diğer veya bazalt tabakası Tolly bileşiminin bazalt lavlarından oluşur (Şekil 1).
5). Sualtı lavları alışılmadık bir şekil alacak oluklu borular ve yastıklar, yani bu yastıklar lav. Aşağıda doleitik banketler, aynı bileşime sahip toleitler vardır; birincisi, tektonik bölgelerdeki bazaltik magmanın deniz tabanının yüzeyinde doldurulduğu besleme kanallarıdır.
Okyanus kabuğunun bazalt tabakası, okyanus tabanının birçok bölgesinde açığa çıkıyor, okyanus ortası resiflerinin amblemini sınırlıyor ve bıçak sırtı kusurları çeviriyor. Bu katman, okyanus tabanını keşfetmenin (madencilik, sondaj araştırma örnekleri) veya su altı insanlı araçlarının kullanılmasının geleneksel yöntemleri olarak ayrıntılı olarak tartışılmıştır. araç böylece jeologlar nesnelerin jeolojik yapısını dikkate alır ve hedeflenen taş örnekleri seçimini gerçekleştirir.
Ayrıca son yirmi yılda bazalt tabakasının yüzeyi ve üst katmanlar bir dizi derin deniz sondaj deliği tarafından keşfedildi; bunlardan biri aynı zamanda yumuşak aslan tabakasına nüfuz etti ve set kompleksinin lobüler komplekslerine girdi. Sismik verilere göre bazaltın veya okyanus kabuğunun diğer katmanının toplam kalınlığı 1,5, bazen 2 km'dir.
Şekil 5. Okyanus kabuğunun rift kuşağının yapısı:
1 - okyanus seviyesi; 2 — yağış; 3 - yumuşak bazaltik lav (katman 2a); 4—kompleks kompleks, dolerit (katman 2b); 5 - gabro; 6 - katmanlı kompleks; 7 - serpantinitler; 8 - litosferik plakaların lirozolitleri; 9 - astenosfer; 10 - izoterm 500 ° C (serpantinleşmenin başlangıcı).
Gabrotoleum ile ilgili ana dönüşüm hataları çerçevesinde sık rastlanan bulgular, okyanus kabuğunun bileşiminin bu yoğun ve kaba kayaları içerdiğini göstermektedir.
Bildiğimiz kara şeritlerindeki ofiyolit yapraklarının yapısı, eski kıtaların kenarlarındaki bu bölgelerden çıkarılan antik okyanus kabuğunun parçalarını parçalar. Dolayısıyla modern okyanus kabuğundaki höyük kompleksinin (üst ofiyolitte olduğu gibi), üçüncü katmanın (3a katmanları) okyanus kabuğunun üst kısmını oluşturan gabro özellikli ana katmanın altında olduğu sonucuna varılabilir. Sismik verilere göre deniz resiflerinin ortasındaki sırttan belli bir mesafede izler ve kabuğun alt kısmı yatıyordu.
Hidratlı peridotit ve serpantinitlerin bileşiminden sorumlu olan büyük dönüştürülebilir serpantinit kusurlarındaki birçok bulgu, ofiyolit komplekslerinin yapısına benzer şekilde, okyanus kabuğunun alt kısmının serpantinitten oluştuğunu göstermektedir.
Sismik verilere göre okyanus kabuğunun gabro-serpantinit (üçüncü) tabakasının kalınlığı 4,5-5 km'ye ulaşıyor. Okyanusun ortasındaki sırt resiflerinin altında, okyanus kabuğunun kalınlığı genellikle nehir vadisinin hemen altında 3-4, hatta 2-2,5 km'ye kadar düşer.
Okyanus kabuğunun tortul tabaka olmadan toplam kalınlığı 6,5-7 km'ye ulaşır. Aşağıda okyanus kabuğu, litosferik plakaların alt kabuk bölgelerini oluşturan üst katmanın kristal kayalarıyla kaplıdır. Okyanus ortası sırtının altında, okyanus kabuğu, sıcak kaplama malzemesinden (astenosferden) ayrılan bazaltik rehinelerin merkezlerinin doğrudan üzerinde yer alır.
Okyanus kabuğunun alanı yaklaşık 3,0610 x 18 cm2'dir (306,000,000 km2), okyanus kabuğunun (yağmur) ortalama yoğunluğu 2,9 g/cm3'e yakındır, dolayısıyla okyanus kabuğunun temizlenmiş kütlesi tahmin edilebilir (5,8) -6 ,2) , burada h1024
A.P. Lisitsyn'e göre Dünya Okyanusunun derin deniz havzalarının tortul tabakasının hacmi ve kütlesi 133 milyon km3 ve yaklaşık 0,1 × 1024 g'dır.
Yağış kıta sahanlığında yoğunlaşır ve eğim biraz daha yüksek olup yaklaşık 190 milyon km3, ağırlığa bağlı olarak (yağış dahil) yaklaşık (0,4-0,45) 1024'tür.
Okyanus kabuğunun yüzeyi olan okyanus tabanı karakteristik bir rahatlamaya sahiptir.
Abisal hendekte okyanus tabanı yaklaşık 66,5 km derinlikte bulunurken, orta okyanus sırtının amblemleri bazen dik üzümleri keserken, derin okyanus derinliklerinin ateşi 2-2,5 km azaldı.
Bazı yerlerde okyanus tabanı örneğin Dünya yüzeyine kadar uzanır. İzlanda ve Afar Eyaleti (Kuzey Etiyopya). Batı kenarı etrafındaki ada yaylarına Pasifik Okyanusu Hint Okyanusu'nun kuzeydoğusunda, Atlantik'teki Küçük Antiller ve Güney Sandviç Adaları yayının önünde ve Orta ve Orta ve Güney Sandviç Adaları'ndaki aktif kıta kenarının başlangıcından önce. Güney Amerika Okyanus kabuğu bükülerek yüzeyi 9-10 km derinliğe kadar batarak bu yapıların içine doğru ilerleyerek önlerinde ve daha uzun iki dar hendek oluşur.
Okyanus kabuğu, bazaltın altında oluşan eriyiğin sıcak katmandan (Dünya'nın astenosferik katmanları) ayrılması ve deniz tabanı yüzeyine sızması nedeniyle orta okyanus resiflerinin tektonik bölgelerinde oluşur.
Bu bölgelerde her yıl astenosferden en az 5,5-6 km3 bazaltik eriyik yükselerek deniz tabanına dökülerek kristalleşerek okyanus kabuğunun ikinci katmanının tamamını oluşturur (kabuğa yerleşen gabro katmanının hacmi de dahil). bazaltik erimeler 12 km3'e yükselir).
Orta okyanus sırtının altında sürekli gelişen bu muhteşem tektonomagmatik süreçler karada kontrol edilemez ve artan sismisiteye eşlik eder (Şekil 6).
Şekil 6. Dünya depremselliği; deprem yeri
Barazangi, Dorman, 1968
Okyanus ortası sırt resiflerinde yer alan rift bölgelerinde okyanus tabanı genişler ve yayılır.
Bu nedenle, bu tür bölgelerin tümü, hareket mekanizmalarını kesintiye uğratan baskın etkiye sahip, sık fakat çok az vurgu yapılan depremlerle işaretlenmiştir. Aksine, adaların kıvrımları ve kıtaların aktif kenarları altında, yani.
Panel batma alanlarında genellikle daha fazlası vardır. güçlü depremler Sıkıştırma ve kesme mekanizmalarının baskınlığı ile üretilir. Deprem verilerine göre okyanus kabuğunun ve litosferin çökmesi üst katmanda ve mezosferde yaklaşık 600-700 km derinliğe kadar meydana gelmektedir (Şek. 7). Aynı tomografiye göre, okyanus litosferik plakalarının çökmesi yaklaşık 1400-1500 km derinliğe ve mümkünse daha derine - dünya çekirdeğinin yüzeyine kadar izlendi.
Şekil 7. Kuril Adaları'ndaki plakanın su altı bölümünün yapısı:
1 - astenosfer; 2 - litosfer; 3 - okyanus kabukları; 4-5 - tortul-volkanojenik katmanlar; 6 — okyanus çökeltileri; izolinler A10 birimlerinde sismik aktivite gösterir (Fedotov ve diğerleri, 1969); β, Wadati-Benif morbidite yönüdür; α plastik deformasyon bölgesinin görüş alanıdır.
Okyanus tabanı için, genellikle okyanus sırtının ortasındaki sırta paralel olarak konumlanan karakteristik ve oldukça zıt manyetik bant anomalileri vardır (Şekil 1).
8). Bu anomalilerin kökeni, okyanus tabanı bazaltlarının Dünya'nın manyetik alanı tarafından soğuyarak mıknatıslanma olasılığı ile ilgilidir, dolayısıyla okyanus tabanı yüzeyine boşaltılırken bu alanın yönüne benzemektedir.
Jeomanyetik alanın uzun bir süre boyunca sürekli olarak kutupsallığını değiştirdiğini hesaba katan İngiliz bilim adamı F. Vine ve D. Matthews, 1963 yılında bireysel düzensizlikleri tanımlayan ve okyanusun ortasında farklı eğimlerin olduğunu öne süren ilk kişiler oldu. Bu anomalilerin resifleri armalarıyla simetriktir. Sonuç olarak, Kuzey Atlantik'teki okyanus kabuğunun bazı kısımlarındaki levha hareketinin temel yasalarını yeniden yapılandırmayı başardılar ve okyanus tabanının, okyanus ortası sırt hızının kenarları boyunca kabaca simetrik olarak birkaç santimetre civarında uzandığını gösterebildiler. yıl başına.
İlerleyen süreçte Dünya Okyanusu'nun her bölgesinde benzer çalışmalar yapıldı ve bu tablo her yerde doğrulandı. Ek olarak, okyanus tabanındaki manyetik anomalilerin, yaşı diğer kaynaklardan bilinen kıtasal kayaların mıknatıslanmasının jeo-kronolojisinin tersine çevrilmesiyle ayrıntılı bir şekilde karşılaştırılması, Osipovka bozukluklarının Senozoik boyunca yayılmasına katkıda bulunacaktır. Mezozoik ve daha sonra.
Bu nedenle okyanus tabanının yaşını belirlemeye yönelik yeni ve güvenilir bir paleomanyetik yöntem ortaya çıktı.
Şekil 8. Kuzey Atlantik'teki Reykjanes Sırtı'ndaki manyetik alan anormalliklerinin haritası
(Heirtzler ve diğerleri, 1966).
Pozitif anormallikler siyah renkle işaretlenmiştir; AA—sıfır yarık bölgesi anomalisi.
Bu yöntemin kullanılması, deniz tabanındaki gençliğe ilişkin daha önce ifade edilen fikirlerin doğrulanmasına yol açmıştır: paleomanyetik, yalnızca okyanuslar ve geç senozoik dönem hariç istisnasız her şeyi alır (Şekil 1).
9). Bu sonuç daha sonra okyanus tabanında birçok noktada yapılan derin deniz sondajlarıyla tamamen doğrulandı. Bu durumda, okyanus boşluklarının (Atlantik, Hint ve Arktik) genç yaşı, yaşlarının en alt kısmı olan, tabanının çok ötesindeki eski Pasifik Okyanusu dönemine denk geliyor. Aslında, Pasifik Havzası en azından geç Proterozoyik'tir (belki de daha erken) ve okyanus tabanının en eski bölgeleri 160 milyon yıldan daha az bir yaştadır; çoğu ise yalnızca Kenozoik'te, yani 1900'lerde yaratılmıştır.
67 milyon yıldan daha genç.
Şekil 9. Milyonlarca yıllık okyanus tabanının haritası
Larson, Pitman ve diğerleri, 1985
Okyanus tabanının “bisikletinin”, eski okyanus kabuğunun bölümlerinin ve üzerinde biriken çökeltilerin ada kemerlerinin altındaki bir kaplamaya sürekli daldırılmasıyla modernizasyon mekanizması, Dünya'nın okyanus barajlarının ömrü boyunca neden zamanın olmadığını açıklıyor uçurumları doldurmak için.
Aslında karasal çökeltilerden yok edilen deniz havzalarının mevcut doldurulması aşamasında 2210 x 16 g çökelti, bu kuyuların toplam hacmi yaklaşık 1.3710 x 24 cm3 olup, yaklaşık 1.2 GA ile tamamen bombardıman edilecektir. Kıtaların ve okyanus havzalarının yaklaşık 3,8 milyar yıl önce bir arada var olduğunu ve o dönemde bu çöküntülerin kayda değer bir iyileşmesinin yaşanmadığını artık rahatlıkla söyleyebiliriz. Ayrıca tüm okyanuslarda yapılan sondaj çalışmaları sonucunda, 160-190 milyon yıldan fazla süredir okyanus tabanında hiçbir çökelti bulunmadığını artık kesin olarak biliyoruz.
Ancak bu yalnızca tek bir durumda gözlemlenebilir; okyanusta etkili bir tortu giderme mekanizması olması durumunda. Bu mekanizma artık yağmur uzatma süreci olarak biliniyor ve bu çökeltilerin eridiği ve bu bölgelerde ortaya çıkan kıta kabuğuna granitoid girişi olarak yeniden istila ettiği dalma dalma bölgelerindeki ada yaylarına ve aktif kıta kenarlarına dayanıyor.
Karasal çökeltilerin taşması ve bunların malzemelerinin kıtasal kabuğa yeniden bağlanması sürecine çökelti geri dönüşümü adı verilir.
Okyanus ve kıtasal kabuk
Yer kabuğunun iki ana türü vardır: okyanusal ve kıtasal. Yer kabuğunun bir geçiş türü de ayırt edilir.
Okyanus kabuğu. Modern jeolojik çağda okyanus kabuğunun kalınlığı 5 ila 10 km arasında değişmektedir. Aşağıdaki üç katmandan oluşur:
1) deniz çökeltilerinin üst ince tabakası (kalınlığı 1 km'den fazla olmayan);
2) orta bazalt tabakası (1,0 ila 2,5 km arası kalınlık);
3) gabronun alt tabakası (kalınlığı yaklaşık 5 km).
Kıtasal (kıtasal) kabuk. Kıtasal kabuk, okyanus kabuğuna göre daha karmaşık bir yapıya ve daha kalınlığa sahiptir.
Kalınlığı ortalama 35-45 km olup, dağlık ülkelerde 70 km'ye kadar çıkmaktadır. Aynı zamanda üç katmandan oluşur ancak okyanustan önemli ölçüde farklıdır:
1) bazaltlardan oluşan alt katman (kalınlığı yaklaşık 20 km);
2) orta tabaka kıtasal kabuğun ana kalınlığını kaplar ve geleneksel olarak granit olarak adlandırılır. Esas olarak granit ve gnayslardan oluşur. Bu katman okyanusların altına uzanmaz;
3) üst katman tortuldur.
Ortalama kalınlığı yaklaşık 3 km'dir. Bazı bölgelerde yağış kalınlığı 10 km'ye ulaşır (örneğin Hazar ovalarında). Dünyanın bazı bölgelerinde hiç tortul tabaka bulunmaz ve yüzeye granit tabakası çıkar.
Bu tür alanlara kalkanlar denir (örneğin, Ukrayna Kalkanı, Baltık Kalkanı).
Kıtalarda kayaların aşınması sonucu jeolojik bir oluşum oluşur. ayrışma kabuğu.
Granit tabakası bazalt tabakasından ayrılır Conrad yüzeyi Sismik dalgaların hızı saniyede 6,4'ten 7,6 km'ye çıkıyor.
Yer kabuğu ile manto arasındaki sınır (hem kıtalarda hem de okyanuslarda) Mohorovicic yüzeyi (Moho çizgisi). Üzerindeki sismik dalgaların hızı aniden 8 km/saat'e kadar çıkıyor.
İki ana türe (okyanus ve kıta) ek olarak, karışık (geçiş) tipte alanlar da vardır.
Kıtasal sığlıklarda veya raflarda kabuk yaklaşık 25 km kalınlığındadır ve genellikle kıtasal kabuğa benzer.
Ancak bir bazalt tabakası düşebilir. Doğu Asya'da ada yayları bölgesinde (Kuril Adaları, Aleut Adaları, Japon Adaları vb.), yer kabuğu geçiş tipindedir. Son olarak, okyanus ortası sırtlarının kabuğu çok karmaşıktır ve şu ana kadar çok az araştırılmıştır.
Burada Moho sınırı yoktur ve manto malzemesi faylar boyunca kabuğa ve hatta yüzeyine kadar yükselir.
"Yer kabuğu" kavramını "litosfer" kavramından ayırmak gerekir. "Litosfer" kavramı "yer kabuğundan" daha geniştir.
Litosferde, modern bilim sadece yer kabuğunu değil aynı zamanda astenosferin en üst mantosunu, yani yaklaşık 100 km derinliğe kadar olan kısmı da içerir.
İzostazi kavramı .
Yerçekiminin dağılımı üzerine yapılan bir çalışma, yer kabuğunun tüm kısımlarının (kıtalar, dağlık ülkeler, ovalar) üst manto üzerinde dengede olduğunu gösterdi. Bu dengeli pozisyona izostazi denir (Latince isoc - çift, staz - pozisyonundan gelir). Yer kabuğunun kalınlığının yoğunluğuyla ters orantılı olması nedeniyle izostatik denge sağlanır.
Ağır okyanus kabuğu, hafif kıta kabuğundan daha incedir.
İzostazi, özünde bir denge bile değil, sürekli bozulan ve yeniden sağlanan bir denge arzusudur. Örneğin Baltık Kalkanı, Pleistosen buzullaşmasının kıtasal buzunun erimesinden sonra, yüzyılda yaklaşık 1 metre yükselir.
Finlandiya'nın alanı deniz yatağından dolayı sürekli artmaktadır. Hollanda'nın toprakları ise tam tersine azalıyor. Sıfır denge çizgisi şu anda 600 N enleminin biraz güneyinde uzanıyor. Modern St. Petersburg, Büyük Petro zamanındaki St. Petersburg'dan yaklaşık 1,5 m daha yüksektedir. Modern bilimsel araştırmalardan elde edilen verilerin gösterdiği gibi, büyük şehirlerin ağırlığı bile, altlarındaki bölgenin izostatik dalgalanmaları için yeterlidir.
Sonuç olarak, büyük şehirlerin bulunduğu bölgelerde yer kabuğu oldukça hareketlidir. Genel olarak, yer kabuğunun kabartması, yer kabuğunun tabanı olan Moho yüzeyinin ayna görüntüsüdür: yüksek alanlar mantodaki çöküntülere, alt alanlar ise üst sınırının daha yüksek bir seviyesine karşılık gelir. Böylece Pamir Dağları'nın altında Moho yüzeyinin derinliği 65 km, Hazar ovalarında ise yaklaşık 30 km'dir.
Yer kabuğunun termal özellikleri .
Toprak sıcaklığındaki günlük dalgalanmalar 1,0 - 1,5 m derinliğe kadar uzanır, karasal iklime sahip ülkelerde ılıman enlemlerdeki yıllık dalgalanmalar ise 20-30 m derinliğe kadar uzanır. Dünyanın yüzeyi Güneş'e göre kesilir, sabit toprak sıcaklığı katmanı vardır.
denir izotermal katman . Dünyanın derinliklerindeki izotermal tabakanın altında sıcaklık yükselir ve buna dünyanın bağırsaklarının iç ısısı neden olur. İç ısı, iklimlerin oluşumuna katılmaz ancak tüm tektonik süreçlerin enerji temelini oluşturur.
Her 100 m derinlikte sıcaklığın kaç derece arttığına denir. jeotermal gradyan . Aşağıya indirildiğinde sıcaklığın 10°C arttığı metre cinsinden mesafeye denir. jeotermal sahne .
Jeotermal adımın boyutu topografyaya, kayaların termal iletkenliğine, volkanik kaynakların yakınlığına, yeraltı suyunun dolaşımına vb. bağlıdır. Jeotermal adım ortalama 33 m'dir.
Volkanik bölgelerde jeotermal basamak sadece 5 m kadar olabilir, ancak jeolojik açıdan sakin bölgelerde (örneğin platformlarda) 100 m'ye ulaşabilir.
KONU 5. KITALAR VE OKYANUSLAR
Kıtalar ve dünyanın bazı bölgeleri
Niteliksel olarak farklı iki yer kabuğu türü - kıtasal ve okyanusal - iki ana gezegensel rahatlama seviyesine karşılık gelir - kıtaların yüzeyi ve okyanusların yatağı.
Kıtaların ayrılmasının yapısal-tektonik ilkesi.
Kıta ve okyanus kabuğu arasındaki temel niteliksel farkın yanı sıra kıtaların ve okyanusların altındaki üst mantonun yapısındaki bazı önemli farklılıklar, bizi kıtaları okyanuslarla görünen çevrelerine göre değil, yapısal özelliklerine göre ayırmaya zorluyor. tektonik prensip.
Yapısal-tektonik prensip, öncelikle kıtanın bir kıta sahanlığı (raf) ve bir kıta yamacı içerdiğini; ikincisi, her kıtanın tabanında bir çekirdek veya eski bir platform vardır; üçüncüsü, her kıta bloğu üst mantoda izostatik olarak dengelenmiştir.
Yapısal-tektonik prensip açısından bakıldığında, bir kıta, daha genç katlanmış yapıların bitişik olduğu eski bir platform şeklinde yapısal bir çekirdeğe sahip olan kıta kabuğunun izostatik olarak dengeli bir masifidir.
Dünya üzerinde toplam altı kıta bulunmaktadır: Avrasya, Afrika, Kuzey Amerika, Güney Amerika, Antarktika ve Avustralya.
Her kıtada bir platform bulunur ve yalnızca Avrasya'nın tabanında bunlardan altı tane vardır: Doğu Avrupa, Sibirya, Çin, Tarım (Batı Çin, Taklamakan Çölü), Arap ve Hindustan. Arap ve Hindu platformları, Avrasya'ya bitişik antik Gondwana'nın parçalarıdır. Dolayısıyla Avrasya heterojen, anormal bir kıtadır.
Kıtalar arasındaki sınırlar oldukça açıktır.
Kuzey Amerika ile Güney Amerika arasındaki sınır Panama Kanalı boyunca uzanıyor. Avrasya ile Afrika arasındaki sınır Süveyş Kanalı boyunca çizilmektedir. Bering Boğazı Avrasya'yı Kuzey Amerika'dan ayırıyor.
İki sıra kıta . Modern coğrafyada aşağıdaki iki kıta dizisi ayırt edilir:
Ekvator kıtaları dizisi (Afrika, Avustralya ve Güney Amerika).
2. Kuzey kıta serisi (Avrasya ve Kuzey Amerika).
En güneydeki ve en soğuk kıta olan Antarktika bu sıralamaların dışında kalıyor.
Kıtaların modern konumu, kıtasal litosferin gelişiminin uzun tarihini yansıtmaktadır.
Güney kıtaları (Afrika, Güney Amerika, Avustralya ve Antarktika), tek Paleozoik megakıta Gondwana'nın parçalarıdır (“parçaları”).
O zamanlar kuzey kıtaları başka bir mega kıta olan Laurasia'da birleşmişti. Paleozoik ve Mesozoyik'te Laurasia ile Gondwana arasında Tetis Okyanusu adı verilen geniş deniz havzalarından oluşan bir sistem vardı. Tetis Okyanusu, Kuzey Afrika'dan güney Avrupa, Kafkaslar, Batı Asya, Himalayalar, Çinhindi ve Endonezya'ya kadar uzanıyordu.
Neojen'de (yaklaşık 20 milyon yıl önce), bu jeosenklinalin yerinde bir Alp kıvrım kuşağı ortaya çıktı.
Onlarınkine göre büyük boyutlar süper kıta Gondwana. İzostazi yasasına göre, mantoya derinlemesine batan kalın (50 km'ye kadar) bir kabuğa sahipti. Altlarında, astenosferde konveksiyon akımları özellikle yoğundu ve mantonun yumuşamış maddesi aktif olarak hareket ediyordu.
Bu, önce kıtanın ortasında bir çıkıntı oluşmasına, ardından da aynı konveksiyon akımlarının etkisi altında yatay olarak hareket etmeye başlayan ayrı bloklara bölünmesine yol açtı. Matematiksel olarak kanıtlandığı gibi (L. Euler), bir kürenin yüzeyindeki bir konturun hareketine her zaman onun dönüşü eşlik eder. Sonuç olarak, Gondwana'nın bazı kısımları yalnızca hareket etmekle kalmadı, aynı zamanda coğrafi alanda da ortaya çıktı.
Gondwana'nın ilk parçalanması Triyas-Jura sınırında (yaklaşık 190-195 milyon yıl önce) meydana geldi.
Yıllar önce); Afro-Amerika ayrıldı. Daha sonra Jura-Kretase sınırında (yaklaşık 135-140 milyon yıl önce) Güney Amerika Afrika'dan ayrıldı. Mezozoik ve Senozoik sınırında (yaklaşık 65-70 milyon yıl önce)
yıllar önce) Hindustan bloğu Asya ile çarpıştı ve Antarktika Avustralya'dan uzaklaştı. Mevcut jeolojik çağda, neomobilistlere göre litosfer, hareket etmeye devam eden altı plaka bloğuna bölünmüştür.
Gondwana'nın parçalanması, kıtaların şeklini, jeolojik benzerliklerini ve ayrıca güney kıtalarının bitki örtüsü ve hayvan dünyasının tarihini başarılı bir şekilde açıklıyor.
Laurasia'nın bölünmesinin tarihi Gondwana kadar kapsamlı bir şekilde incelenmemiştir.
Dünyanın parçaları kavramı .
Arazinin jeolojik olarak belirlenmiş kıtalara bölünmesinin yanı sıra, insanlığın kültürel ve tarihsel gelişimi sürecinde gelişen dünya yüzeyinin dünyanın ayrı bölgelerine bölünmesi de vardır. Dünyanın toplamda altı bölgesi vardır: Avrupa, Asya, Afrika, Amerika, Avustralya ve Okyanusya, Antarktika. Avrasya'nın bir kıtasında dünyanın iki kısmı (Avrupa ve Asya) vardır ve Batı Yarımküre'nin iki kıtası (Kuzey Amerika ve Güney Amerika) dünyanın bir bölümünü oluşturur - Amerika.
Avrupa ile Asya arasındaki sınır çok keyfidir ve Ural sırtı, Ural Nehri, Hazar Denizi'nin kuzey kısmı ve Kuma-Manych çöküntüsünün havza çizgisi boyunca çizilmiştir.
Avrupa'yı Asya'dan ayıran derin fay hatları Urallar ve Kafkaslar'dan geçiyor.
Kıtaların ve okyanusların alanı. Arazi alanı modern kıyı şeridi içerisinde hesaplanır. Yüzey alanı küre yaklaşık 510,2 milyon km2'dir. Dünya'nın toplam yüzeyinin yaklaşık %70,8'ini oluşturan Dünya Okyanusu yaklaşık 361,06 milyon km2'yi kaplamaktadır. Karada yaklaşık 149,02 milyon var.
km 2, gezegenimizin yüzeyinin yaklaşık% 29,2'si.
Modern kıtaların alanı aşağıdaki değerlerle karakterize edilir:
Avrasya – 53,45 km2, Asya dahil – 43,45 milyon km2, Avrupa – 10,0 milyon km2;
Afrika - 30, 30 milyon km2;
Kuzey Amerika – 24,25 milyon km2;
Güney Amerika – 18,28 milyon km2;
Antarktika – 13,97 milyon km2;
Avustralya – 7,70 milyon
Okyanusya ile Avustralya - 8,89 km2.
Modern okyanusların bir alanı var:
Pasifik Okyanusu - 179,68 milyon km2;
Atlantik Okyanusu - 93,36 milyon km2;
Hint Okyanusu - 74,92 milyon km2;
Arktik Okyanusu – 13,10 milyon km2.
Kuzey ve güney kıtaları arasında, farklı köken ve gelişimlerine bağlı olarak, yüzey alanı ve karakter bakımından önemli farklılıklar vardır.
Kuzey ve güney kıtaları arasındaki temel coğrafi farklılıklar şunlardır:
1. Avrasya, diğer kıtalarla kıyaslanamaz büyüklüktedir ve gezegenin kara kütlesinin %30'undan fazlasını barındırır.
2.Kuzey kıtaları önemli bir raf alanına sahiptir. Sahanlık özellikle Arktik Okyanusu ve Atlantik Okyanusu'nun yanı sıra Pasifik Okyanusu'nun Sarı, Çin ve Bering Denizlerinde de önemlidir. Avustralya'nın Arafura Denizi'ndeki su altı devamı hariç, güney kıtaları neredeyse raftan yoksundur.
3. Güney kıtalarının çoğu eski platformlarda yer almaktadır.
İÇİNDE Kuzey Amerika ve Avrasya'da antik platformlar daha küçük bir yer kaplıyor Toplam alanı ve çoğu Paleozoik ve Mesozoyik orojenezinin oluşturduğu bölgelere düşüyor. Afrika'da topraklarının %96'sı platform alanlarındadır ve yalnızca %4'ü Paleozoyik ve Mesozoyik çağa ait dağlardadır. Asya'da bunların yalnızca %27'si antik platformlarda, %77'si ise çeşitli yaşlardaki dağlarda bulunmaktadır.
4. Güney kıtalarının çoğunlukla yarıklardan oluşan kıyı şeridi nispeten düzdür; Az sayıda yarımada ve anakara adası vardır.
Kuzey kıtaları olağanüstü kıvrımlı yapılarla karakterize edilir. kıyı şeridi, çoğu zaman okyanusa kadar uzanan çok sayıda ada, yarımada.
Avrupa'da adalar ve yarımadalar toplam alanın yaklaşık %39'unu, Kuzey Amerika - %25'ini, Asya - %24'ünü, Afrika - %2,1'ini, Güney Amerika - %1,1'ini ve Avustralya'da (Okyanusya hariç) - %1,1'ini oluşturmaktadır.
Önceki12345678910111213141516Sonraki
Kıtasal kabuğun farklı bölgelerdeki yapısı.
Kıtasal kabuk veya kıtasal kabuk, kıtaların tortul, granit ve bazalt katmanlarından oluşan kabuğudur.
Ortalama kalınlık 35-45 km, maksimum 75 km'ye kadardır (dağ sıralarının altında). Yapı ve bileşim bakımından farklı olan okyanus kabuğuyla tezat oluşturuyor. Kıtasal kabuk üç katmanlı bir yapıya sahiptir. Üst katman, yaygın olarak gelişmiş, ancak nadiren büyük kalınlığa sahip olan, süreksiz bir tortul kaya örtüsü ile temsil edilir. Kabuğun büyük bir kısmı, esas olarak granit ve gnayslardan oluşan, yoğunluğu düşük ve tarihi eski olan üst kabuktan oluşur.
Araştırmalar bu kayaların çoğunun çok uzun zaman önce, yaklaşık 3 milyar yıl önce oluştuğunu gösteriyor. Aşağıda metamorfik kayalardan - granülitler ve benzerlerinden oluşan alt kabuk bulunmaktadır.
5. Okyanus yapılarının türleri. Kıtaların kara yüzeyi Dünya yüzeyinin yalnızca üçte birini oluşturur. Dünya Okyanusunun kapladığı yüzey alanı 361,1 ml2'dir. km. Kıtaların su altı kenarları (şeflik platoları ve kıta eğimi), sözde yüzey alanının yaklaşık 1/5'ini oluşturur.
“Geçiş” bölgeleri (derin deniz hendekleri, ada yayları, kenar denizler) – alanın yaklaşık 1/10'u. Geriye kalan yüzey (yaklaşık 250 ml km2) okyanusun derin deniz ovaları, çöküntüler ve onları ayıran okyanus içi yükseltiler tarafından işgal edilmiştir. Okyanus tabanı sismisitenin doğası gereği keskin bir şekilde farklılık gösterir. Sismik aktivitenin yüksek olduğu alanlar ile sismik alanları birbirinden ayırmak mümkündür.
Birincisi, tüm okyanuslara yayılan okyanus ortası sırt sistemleri tarafından işgal edilen genişletilmiş bölgelerdir. Bazen bu bölgelere denir okyanus mobil kemerleri. Hareketli kuşaklar, yoğun volkanizma (toleitik bazaltlar), artan ısı akışı, uzunlamasına ve enine sırtlar, hendekler, sarplıklar ve sığ manto yüzeyi sistemleriyle keskin biçimde parçalanmış topografya ile karakterize edilir.
Sismik olarak aktif olmayan alanlar, büyük okyanus havzaları, ovalar, platolar, ayrıca su altı sırtları, sınırlı fay tipi çıkıntılar ve aktif ve sönmüş volkanların konileriyle taçlandırılmış okyanus içi kabarmaya benzer yükselmelerle ifade edilir. İkinci tipteki alanlarda, kıta tipi kabuklu (mikrokıtalar) su altı platoları ve yükselmeler vardır.
Hareketli okyanus kuşaklarının aksine, bu alanlara bazen kıtaların yapılarına benzetilerek denir. Thalassokratonlar.
6. Okyanus kabuğunun çeşitli yapılarda yapısı. Yerkabuğunun yüzeyindeki en büyük negatif yapılar olan okyanus havzaları, pozitif yapılarla (kıtalarla) karşılaştırılmasına ve birbirleriyle karşılaştırılmasına olanak tanıyan bir takım yapısal özelliklere sahiptir.
Tüm okyanus havzalarını birleştiren ve ayıran en önemli şey, yer kabuğunun içlerindeki alçak konumu ve kıtalara özgü jeofizik granit-metamorfik tabakanın bulunmamasıdır.
Hareketli kuşaklar tüm okyanus havzaları boyunca uzanır; yüksek ısı akışına ve kıtalar için tipik olmayan manto katmanının yüksek konumuna sahip okyanus ortası sırtlarından oluşan dağ sistemleri. Dünya yüzeyindeki en uzun olan okyanus ortası sırtlar sistemi, tüm okyanus havzalarına nüfuz eder ve böylece onları birbirine bağlar, içlerinde merkezi veya marjinal bir konum işgal eder.Okyanus tabanının tektonik yapılarının genellikle yakından ilişkili olması da karakteristiktir. Kıtaların yapılarına.
Her şeyden önce, bu bağlantılar ortak fayların varlığında, okyanus ortası sırtlarındaki yarık vadilerinin kıtasal yarıklara (Kaliforniya Körfezi ve Aden Körfezi) geçişlerinde, büyük batık kıta bloklarının varlığında ifade edilir. Okyanuslardaki kabukların yanı sıra kıtalardaki granit içermeyen kabuklu çöküntüler, geçişlerde kıtaların raf ve okyanus tabanındaki alanlarını hapseder. Okyanus havzalarının iç yapısı da farklıdır. Modern yayılma bölgesinin konumuna bağlı olarak, Atlantik Okyanusu hendeğini Orta Atlantik Sırtı'nın orta konumu ile sözde okyanusların bulunduğu diğer tüm okyanuslarla karşılaştırabiliriz.
medyan sırt kenarlardan birine kaydırılır. Hint Okyanusu havzasının iç yapısı karmaşıktır. Batı kısmında Atlantik Okyanusu'nun yapısına benzer, doğu kısmında ise Pasifik Okyanusu'nun batı bölgesine daha yakındır. Pasifik Okyanusu'nun batı bölgesinin yapısı Hint Okyanusu'nun doğu kısmıyla karşılaştırıldığında, bazı benzerlikler fark edilir: taban derinlikleri, kabuğun yaşı (Hint Okyanusu'nun Cocos ve Batı Avustralya havzaları, Batı Pasifik havzası).
Her iki okyanusta da bu kısımlar kıtadan ve kenar denizlerin çöküntülerinden derin deniz hendekleri ve ada yayları sistemleriyle ayrılır.Okyanusların aktif kenarları ile kıtaların genç kıvrımlı yapıları arasındaki bağlantı Orta Okyanusta gözlenir. Atlantik Okyanusu'nun Karayip Denizi'nden derin deniz hendeği ve ada yayı ile ayrıldığı Amerika.
Okyanus havzalarını kıta masiflerinden ayıran derin deniz hendeklerinin kıtasal kabuk yapılarıyla yakın bağlantısı, Arakan öncesi ön derine geçen Sunda derin deniz hendeğinin kuzeydeki devamı örneğinde görülebilir. .
Kıtaların (okyanusların) kenarlarının yapıları ve kabuk türleri. 
8. Kıta blokları ve okyanus havzalarının sınır türleri. Kıta kütleleri ve okyanus havzaları iki tür sınıra sahip olabilir: pasif (Atlantik) ve aktif (Pasifik). İlk tür Atlantik, Hint ve Arktik okyanuslarının çoğuna dağılmıştır. Bu tip, kademeli faylar, çıkıntılar ve nispeten düz bir kıtasal taban sistemi ile değişken dikliğe sahip bir kıta eğimi yoluyla, kıta masiflerinin okyanus tabanının abisal düzlükleri bölgesi ile kapanmasının meydana gelmesi ile karakterize edilir.
Kıta etekleri bölgesinde derin oluk sistemleri bilinmektedir, ancak bunlar kalın gevşek çökelti katmanları ile yumuşatılmıştır. İkinci tür marjlar, Pasifik Okyanusu'nun kenarı boyunca, Hint Okyanusu'nun kuzeydoğu kenarı boyunca ve Orta Amerika'ya bitişik Atlantik Okyanusu'nun kenarı boyunca ifade edilir. Bu bölgelerde, kıtasal masifler ile okyanus tabanının abisal düzlükleri arasında, derin deniz hendekleri, ada yayları ve marjinal denizlerin çöküntüleri ile değişen genişlikte bir bölge vardır.
Litosferik plakalar ve sınırlarının türleri Jeofizikçiler, yer kabuğunu ve üst mantoyu içeren litosferi inceleyerek, onun kendi homojensizliklerini içerdiği sonucuna vardılar. Her şeyden önce, litosferin bu heterojenlikleri, yüksek ısı akışına, yüksek depremselliğe ve tüm kalınlığını geçen aktif modern volkanizmaya sahip şerit bölgelerinin varlığıyla ifade edilir. Bu tür şerit bölgeleri arasında yer alan alanlara litosferik plakalar denir ve bölgelerin kendisi de litosferik plakaların sınırları olarak kabul edilir.
Bu durumda, bir tür sınır, çekme gerilmeleri (plaka ıraksamasının sınırları), başka bir tür - sıkıştırma gerilmeleri (plakaların yakınsama sınırları) ve üçüncüsü - kesme sırasında ortaya çıkan çekme ve sıkıştırma ile karakterize edilir.
Birinci tip sınırlar, yüzeyde yarık bölgelerine karşılık gelen farklı (yapıcı) sınırlardır.
İkinci tür sınırlar dalma-batma (okyanus blokları kıtasal blokların altına itildiğinde), obdüksiyon (okyanus blokları kıtasal blokların üzerine itildiğinde) ve çarpışmadır (kıtasal bloklar hareket ettiğinde). Yüzeyde derin deniz hendekleri, kenar çukurları ve genellikle ofiyolitlerle (kenarlar) birlikte büyük bindirme bölgeleri ile ifade edilirler.
Üçüncü tür sınırlara (kesme) dönüşüm sınırları denir. Aynı zamanda sıklıkla aralıklı rift havza zincirleri de eşlik eder. Birkaç büyük ve küçük litosferik plaka ayırt edilir. Büyük plakalar Avrasya, Afrika, Hint-Avustralya, Güney Amerika, Kuzey Amerika, Pasifik ve Antarktika'yı içerir.
Küçük tabaklar Karayipler, Scotia, Filipin, Cocos, Nazca, Arap vb.'yi içerir.
10. Riftleşme, yayılma, dalma, batma, çarpışma. Riftleşme, yer kabuğundaki kıtaların ve okyanusların, küresel ölçekte şerit şeklindeki yatay uzanım bölgelerinin ortaya çıkması ve gelişmesi sürecidir.
Üst kırılgan kısmında, büyük doğrusal grabenler, genleşme boşlukları ve ilgili yapısal formlar şeklinde ifade edilen yarıkların oluşumu ve bunların genellikle riftleşmeye eşlik eden çökeltiler ve (veya) volkanik patlama ürünleri ile doldurulması ile kendini gösterir.
Kabuğun daha alt, daha ısıtılmış kısmında, riftleşme sırasındaki kırılgan deformasyonların yerini plastik gerilme alır, bu da incelmesine ("boyun" oluşumu) ve özellikle yoğun ve uzun süreli gerilme ile kabuğun sürekliliğinin tamamen kopmasına neden olur. önceden var olan kabuğun (kıtasal veya okyanusal) ve yeni okyanus tipi kabuğun "aralığının" oluşması.
Yayılma olarak adlandırılan ikinci süreç, modern okyanuslarda geç Mezozoik ve Senozoik'te güçlü bir şekilde ilerlemiş ve daha küçük (?) ölçekte, daha eski hareketli kuşakların bazı bölgelerinde periyodik olarak kendini göstermiştir.
Yitim, okyanus kabuğunun litosferik plakalarının ve manto kayalarının diğer plakaların kenarları altındaki hareketidir (Levha Tektoniği kavramlarına göre).
Buna derin odaklı deprem bölgelerinin ortaya çıkışı ve aktif volkanik ada yaylarının oluşumu eşlik ediyor.
Obdüksiyon, okyanus litosferinin parçalarından oluşan tektonik plakaların kıta kenarına itilmesidir.
Sonuç olarak ofiyolit kompleksi oluşur ve bazı faktörler okyanus kabuğunun mantoya normal emilimini bozduğunda obdüksiyon meydana gelir. Örtülme mekanizmalarından biri, okyanus ortası sırtının dalma bölgesine girdiğinde okyanus kabuğunun kıta kenarına doğru yükselmesidir. Örtülme nispeten nadir bir olgudur ve Dünya tarihinde yalnızca periyodik olarak meydana gelmiştir.
Bazı araştırmacılar, zamanımızda bu sürecin Güney Amerika'nın güneybatı kıyısında gerçekleştiğine inanıyor.
Kıta çarpışması, her zaman kabuğun kırılmasına ve dağ sıralarının oluşumuna yol açan kıtasal plakaların çarpışmasıdır. Çarpışmaya bir örnek, Tetis Okyanusu'nun kapanması ve Avrasya'daki Hindustan ve Afrika plakasıyla çarpışma sonucu oluşan Alp-Himalaya dağ kuşağıdır. Sonuç olarak kabuğun kalınlığı önemli ölçüde artar, Himalayaların altında 70 km'ye ulaşır.
Bu dengesiz bir yapıdır; kenarları yüzey ve tektonik erozyon nedeniyle yoğun şekilde tahrip edilmiştir. Keskin bir şekilde artan kalınlığa sahip kabukta, metamorfize olmuş tortul ve magmatik kayalardan granitler eritilir.
Yer kabuğunun yapısı ve çeşitleri
Moho sınırının üzerinde oluşan her türlü kaya yer kabuğunun yapısında yer alır. Yer kabuğundaki farklı kaya türlerinin oranı, yerin topoğrafyasına ve yapısına bağlı olarak değişmektedir. Dünyanın kabartmasında kıtalar ve okyanuslar ayırt edilir - birinci (gezegensel) düzenin yapıları, jeolojik yapı ve gelişimin doğası bakımından birbirinden önemli ölçüde farklıdır.
Kıtada ikinci dereceden yapılar ayırt edilir - ovalar ve dağ yapıları; okyanuslarda - su altı kıta kenarları, yataklar, derin deniz hendekleri ve okyanus ortası sırtları. Dünya yüzeyinin kabartmasına iki seviye hakimdir: kıtasal ovalar ve platolar (yükseklikleri 1000 m'den az, kara yüzeyinin% 70'inden fazlasını kaplar) ve Dünya Okyanus yatağının 4 m derinlikte bulunan düz, nispeten düz alanları -Su seviyesinin 6 km altında.
Başlangıçta yer kabuğunun iki ana türü ayırt edildi: kıtasal ve okyanusal, sonra iki tane daha tahsis edildi - kıta altı ve okyanus altı, kıta-okyanus geçiş bölgelerinin karakteristiği ve marjinal ve iç denizler.
KITASAL KABUKüç katmandan oluşur.
Birinci- üst kısım, platformlar içinde 0 ila 5 (10) km kalınlığa sahip tortul kayaçlarla temsil edilir, dağ yapılarının tektonik çukurlarında 15-20 km'ye kadar. Saniye- granit-gnays veya granit-metamorfik %50'si granitlerden, %40'ı gnayslardan ve diğer metamorfoza uğramış kayalardan oluşur. Ovalarda kalınlık 15-20 km, dağ yapılarında ise 20-25 km kadardır. Üçüncü- granülit-mafik (mafik ana kayadır, granülit, yüksek (granülit) metamorfizma derecesine sahip gnays benzeri dokuya sahip metamorfik bir kayadır).
Kalınlığı platformlarda 10-20 km, dağ yapılarında ise 25-35 km'ye kadar çıkmaktadır. Platformlar içindeki kıtasal kabuğun kalınlığı 35-40 km, genç dağ yapılarında 55-70 km, Himalayalar ve And Dağları'nın altında maksimum 70-75 km'dir. Granit-metamorfik ve granülit-mafik katmanlar arasındaki sınıra Conrad bölümü denir. Derin sismik sondaj verileri, Conrad yüzeyinin yalnızca belirli yerlerde kaydedildiğini gösterdi.
N.I. Pavlenkova ve diğer uzmanların araştırması, Kola süper derin kuyusundan elde edilen sondaj verileri, kıta kabuğunun yukarıda sunulandan daha karmaşık bir yapıya sahip olduğunu ve farklı yazarlar tarafından elde edilen verilerin yorumunun belirsiz olduğunu gösterdi.
Okyanus kabuğu. Modern verilere göre okyanus kabuğu üç katmanlı bir yapıya sahiptir. Kalınlığı 5 ila 12 km, ortalama 6-7 km'dir.
Granit-gnays tabakasının olmaması nedeniyle kıtasal kabuktan farklıdır. Birinci Kalınlığı birkaç yüz metreden 1 km'ye kadar değişen gevşek deniz çökeltilerinin (üst) tabakası. Saniye Aşağıda bulunan, karbonat ve silisli kayaların ara katmanlarına sahip bazaltlardan oluşur.
Kalınlığı 1 ila 3 km arasındadır. Üçüncü, daha düşük, henüz delinmedi. Tarama verilerine göre gabro gibi bazik magmatik kayaçlardan ve kısmen ultrabazik kayaçlardan (piroksenitler) oluşmaktadır. Kalınlığı 3,5 ila 5 km arasındadır.
OKYANUS ALTI YER KABUK TİPİ marjinal ve iç denizlerin derin deniz havzalarıyla sınırlıdır (Hazar, Kara, Akdeniz, Okhotsk, Japon vb. güney havzası).
Yapısı okyanusunkine yakındır, ancak tortul tabakanın daha kalın olması bakımından farklılık gösterir - 4-10 km, bazı yerlerde 15-20 km'ye kadar. Kabuğun benzer bir yapısı, Hazar ovalarının orta kısmı olan karadaki bazı derin çöküntülerin karakteristiğidir.
YER KABUKUNUN KITASI TİPİ ada yaylarının (Aleutian, Kuril, vb.) karakteristiği ve granit-gnays tabakasının kıta yamacında sıkıştığı Atlantik tipi pasif kenarlar.
Yapısı ana karaya yakındır, ancak daha az kalındır - 20-30 km.
Dünyanın mantosu ve çekirdeğindeki maddenin bileşimi ve durumu
Katman için bileşime ilişkin dolaylı, az çok güvenilir veriler mevcuttur İÇİNDE(Gutenberg katmanı).
Bunlar: 1) magmatik müdahaleci ultrabazik kayaların (peridotitler) yüzeye çıkması, 2) elmas taşıyan boruları dolduran kayaların bileşimi, burada garnet içeren peridotitlerle birlikte eklojitler, yüksek oranda metamorfoza uğramış kayalar benzer gabroya benzer bir bileşime sahip, ancak yoğunluğu 3,35-4,2 g/cm3 olan bu gaz yalnızca yüksek basınç altında oluşabiliyor. Müdahaleci cisimlerin incelenmesine göre ve deneysel çalışma katman olduğu varsayılmaktadır İÇİNDE esas olarak garnetli peridotitler gibi ultramafik kayalardan oluşur.
Bu cins 1962 yılında A.E. Ringwood tarafından isimlendirilmiştir. pirolit.
Katmandaki maddenin durumu İÇİNDE
Katmanda İÇİNDE sismik yöntem kullanılarak, daha az yoğun, görünüşte yumuşamış kayalardan oluşan bir katmana denir. astenosfer(Yunan
“asthenos” - zayıf) veya dalga kılavuzu. İçinde sismik dalgaların, özellikle enine dalgaların hızı azalır. Astenosferdeki maddenin durumu, üst ve alt katmanlara göre daha az viskoz, daha plastiktir. Üst mantonun yer kabuğuyla birlikte katı suprastenosferik tabakasına denir. litosfer(Yunanca “lithos” - taş).
Litosferik plakaların yatay hareketleri bu katmanla ilişkilidir. Kıtalar ve okyanuslar altındaki astenosferin derinliği değişiklik gösterir. Son yıllarda yapılan araştırmalar, astenosferin kıtalar ve okyanuslar altındaki dağılımına ilişkin eskisinden daha karmaşık bir tablo ortaya koydu.
Okyanus ortası sırtlarının yarıklarının altında astenosferik katman bazı yerlerde yüzeyden 2-3 km derinlikte bulunur. Kalkanlar (Baltık, Ukrayna vb.) İçinde astenosfer sismik yöntemlerle 200-250 km derinliğe kadar tespit edilmedi. Bazı araştırmacılar astenosferik tabakanın astenolens şeklinde süreksiz olduğuna inanmaktadır. Yine de platform kalkanlarının altında astenosferin varlığına dair dolaylı kanıtlar var.
Baltık ve Kanada kalkanlarının güçlü Kuvaterner buzullarına maruz kaldığı biliniyor. Buzun ağırlığı altında kalkanlar sarktı (şimdiki Antarktika ve Grönland gibi). Buzulların erimesi ve yükün kaldırılmasından sonra, nispeten kısa bir süre içinde kalkanlarda hızlı bir yükselme meydana geldi - bozulan dengenin dengelenmesi.
Burada izostasi olgusu ortaya çıkıyor (Yunanca "izos" - eşit, "statis" - durum) - yer kabuğu ve manto kütlelerinin denge durumu.
V.E. Khain'e göre, kalkanların altındaki astenosfer 200-250 km'den daha derinde bulunuyor ve viskozitesi artıyor, bu nedenle mevcut yöntemlerle tespit edilmesi daha zor.
Astenosferin dikey heterojenliğine ilişkin veriler elde edildi. Astenosfer tabanının derinliği belirsiz bir şekilde tahmin edilmektedir. Bazı araştırmacılar 300-400 km derinliğe indiğini, bazıları ise C katmanının bir kısmını kapladığını düşünüyor. Litosfer ve üst mantonun içsel aktivitesi dikkate alındığında, kavram tektonosfer. Tektonosfer, yer kabuğunu ve 700 km derinliğe kadar (en derin deprem odaklarının kaydedildiği yer) üst mantoyu içerir.
Katmanlardaki maddenin bileşimi ve durumu C ve D
Derinlik arttıkça sıcaklık ve basınç artar ve madde daha yoğun değişikliklere dönüşür.
400 (500) km'den fazla derinliklerde olivin ve diğer mineraller şu yapıyı kazanır: spineller yoğunluğu olivin'e göre %11 artar. 700-1000 km derinlikte daha da fazla sıkışma meydana gelir ve spinel yapısı daha yoğun bir değişiklik kazanır - perovskit. Mineral fazlarında sıralı bir değişiklik vardır:
pirolit 400(420) km derinliğe kadar,
spinel 670-700 km derinliğe kadar,
perovskit 2900 km derinliğe kadar.
Katmanların bileşimi ve durumu hakkında başka bir görüş daha var İLE Ve D.
Demir-magnezyum silikatların yoğun şekilde paketlenmiş oksitlere ayrıştığı varsayılmaktadır.
Dünyanın çekirdeği
Sorun karmaşık ve tartışmalıdır. P dalgalarında D katmanının tabanında 13,6 km/s'den dış çekirdekte 8-8,1 km/s'ye keskin bir düşüş oldu ve S dalgaları tamamen söndü. Dış çekirdek sıvıdır ve bir katının kesme dayanımına sahip değildir. İç çekirdek sağlam görünüyor. Modern verilere göre çekirdek yoğunluğu demir-nikel alaşımından %10 daha düşüktür.
Pek çok araştırmacı, Dünya'nın çekirdeğinin nikel ve kükürt ile karıştırılmış demirden ve muhtemelen silikon veya oksijenden oluştuğuna inanıyor.
Dünyanın fiziksel özellikleri
Yoğunluk
Dünyanın ortalama yoğunluğu 5,52 g/cm3'tür.
Kayaların ortalama yoğunluğu 2,8 g/cm3'tür (Palmer'a göre 2,65). Moho sınırının altında yoğunluk 3,3-3,4 g/cm3, 2900 km derinlikte - 5,6-5,7 g/cm3, çekirdeğin üst sınırında 9,7-10,0 g/cm3, Dünyanın merkezinde - 12,5 -13 g/cm3.
Kıtasal litosferin yoğunluğu 3-3,1 g/cm3'tür. Astenosferin yoğunluğu 3,22 g/cm3'tür. Okyanus litosferinin yoğunluğu 3,3 g/cm3'tür.
Dünyanın termal rejimi
Dünyanın ısısının iki kaynağı vardır: 1.
Güneş'ten alınan, 2. Dünya'nın iç kısmından yüzeyine gerçekleştirilen. Güneşin ısınması 28-30 m'yi geçmeyecek, bazı yerlerde birkaç metre derinliğe kadar uzanır.
Yüzeyden belli bir derinlikte sabit kemer sıcaklığın belirli bir alanın ortalama yıllık sıcaklığına eşit olduğu sıcaklık. (Moskova -20 m - +4.20, Paris - 28 m - +11.830). Sabit sıcaklık bölgesinin altında, derin ısı akışıyla bağlantılı olarak derinlikle birlikte sıcaklıkta kademeli bir artış vardır. Birim uzunluk başına sıcaklığın derinlikle birlikte santigrat derece artışına denir. jeotermal gradyan sıcaklığın 10 derece arttığı metre cinsinden derinlik aralığına denir jeotermal sahne. Jeotermal gradyan ve basamak dünyanın farklı yerlerinde farklıdır.
B. Gutenberg'e göre dalgalanmaların sınırları 25 kattan fazla farklılık gösteriyor. Bu, yer kabuğunun farklı endojen aktivitesini, kayaların farklı termal iletkenliğini gösterir. En büyük jeotermal eğim, Oregon eyaletinde (ABD) 1 km'de 1500'e eşit, en küçüğü ise Güney Afrika'da 1 km'de 60'tır.
Jeotermal eğimin ortalama değerinin uzun süredir 1 km başına 300 olduğu ve buna karşılık gelen jeotermal adımın 33 m olduğu varsayılmıştır.
V.N.'ye göre. Zharkov'a göre, Dünya yüzeyinin yakınında jeotermal eğimin 1 km'de 200 olduğu tahmin ediliyor.
Her iki değeri de hesaba katarsak 100 km derinlikte sıcaklık 30.000 veya 20.000 C olur. Bu gerçek verilerle örtüşmemektedir. Bu derinliklerdeki magma odalarından akan lavın maksimum sıcaklığı 1200-12500 C'dir. Bu tür termometreyi dikkate alan bazı yazarlar, 100 km derinlikte sıcaklığın 1300-15000'i aşmadığına inanmaktadır. Devamı yüksek sıcaklıklar manto kayaları tamamen eriyecek ve S dalgaları bunların içinden geçemeyecektir.
Dolayısıyla ortalama jeotermal gradyan 20-30 km derinliğe kadar takip edilebilir, daha derinlerde azalması gerekir. Ancak derinlikle sıcaklıktaki değişim eşitsizdir. Örneğin: Kola kuyusu. Jeotermal eğimi 1 km'de 100 olarak hesapladık. Böyle bir eğim 3 km derinliğe kadar, 7 km - 1200 C derinlikte, 10 km - 1800 C'de, 12 km - 2200 C'de idi. Temel için sıcaklık hakkında az çok güvenilir veriler elde edildi. katman İÇİNDE — 1600 + 500 C.
Katmanın altındaki sıcaklık değişimiyle ilgili soru İÇİNDE Çözülmedi.
Dünyanın çekirdeğindeki sıcaklığın 4000-50000 C aralığında olduğu varsayılmaktadır.
Dünyanın yerçekimi alanı
Yerçekimi veya yerçekimi kuvveti her zaman jeoidin yüzeyine diktir.
Kıtalarda ve okyanus alanlarında yer çekiminin dağılımı hiçbir enlemde aynı değildir. Yerçekiminin mutlak değerinin gravimetrik ölçümleri, gravimetrik anormalliklerin (yerçekiminin artan veya azalan alanları) tanımlanmasını mümkün kılar.
Yerçekiminin artması maddenin daha yoğun olduğunu, azalması ise daha az yoğun kütlelerin oluştuğunu gösterir. Yerçekimine bağlı ivmenin büyüklüğü değişir. Yüzeyde ortalama 982 cm/s2 (ekvatorda 978 cm/s2, kutupta 983 cm/s2), derinlikle birlikte önce artar, sonra hızla azalır. Dış çekirdek sınırında 1037 cm/s2, çekirdekte azalıyor, F katmanında 452 cm/s2'ye, 6000 km derinlikte ise 126 cm/s2'ye, merkezde ise sıfıra ulaşıyor.
Manyetizma
Dünya, çevresinde bir kuvvet alanı bulunan dev bir mıknatıstır.
Jeomanyetik alan çift kutupludur; Dünyanın manyetik kutupları coğrafi kutuplarla çakışmaz. Manyetik eksen ile dönme ekseni arasındaki açı yaklaşık 11,50'dir.
Manyetik sapma ve manyetik eğim arasında bir ayrım yapılır. Manyetik sapma, manyetik pusula iğnesinin coğrafi meridyenden sapma açısı ile belirlenir. Çekilme Batılı veya Doğulu olabilir. Ölçüm değerine doğu eğimi eklenir, batı eğimi çıkarılır. Harita üzerinde aynı eğime sahip noktaları birleştiren çizgilere zogonami (Yunanca.
“izos” - eşit ve “gonia” - açı). Manyetik eğim, manyetik iğne ile yatay düzlem arasındaki açı olarak tanımlanır. Yatay bir eksende asılı duran manyetik bir iğne, Dünya'nın manyetik kutupları tarafından çekilir ve bu nedenle ufka paralel olarak yerleştirilmez, onunla daha büyük veya daha küçük bir açı oluşturur. Kuzey yarımkürede okun kuzey ucu aşağı doğru hareket eder, güney yarımkürede ise tam tersi. Manyetik iğnenin maksimum eğim açısı (900) manyetik kutupta olacak, coğrafi ekvatora yakın alanda sıfır değerine ulaşacaktır.
Haritadaki aynı eğime sahip noktaları birleştiren çizgilere izoklinler (Yunanca "kama" - I eğim) denir. Manyetik iğnenin sıfır eğim çizgisine manyetik ekvator denir.
Manyetik ekvator coğrafi ekvatorla çakışmaz.
Manyetik alan, manyetik ekvatordan (31,8 A/m) manyetik kutuplara (55,7 A/m) doğru artan bir gerilim ile karakterize edilir. Dünyanın sabit manyetik alanının kökeni eylemle ilişkilidir. Kompleks sistem Dünyanın dönüşü sırasında ortaya çıkan ve sıvı dış çekirdekte türbülanslı konveksiyona (harekete) eşlik eden elektrik akımları.
Dünyanın manyetik alanı, magmanın katılaşması veya tortul kayalarda birikmesi sırasında, o sırada var olan Dünya'nın manyetik alanının yönünü alan kayalardaki (manyetit, hematit ve diğerleri) ferromanyetik minerallerin yönelimini etkiler. Kayaların kalıcı mıknatıslanması üzerine yapılan çalışmalar, Dünya'nın manyetik alanının jeolojik tarih boyunca defalarca değiştiğini göstermiştir: kuzey kutbu güneye, güney kutbu da kuzeye dönüşmüştür;
n e r si (ciro) meydana geldi. Manyetik ters çevirme ölçeği, kaya katmanlarını alt bölümlere ayırmak ve karşılaştırmak ve okyanus tabanının yaşını belirlemek için kullanılır.
Önceki12345678910111213Sonraki
Okyanus kabuğu, bileşimi bakımından ilkeldir ve özünde, mantonun farklılaşmış üst katmanını temsil eder ve üzerinde ince bir pelajik çökelti tabakası bulunur. Okyanus kabuğu genellikle üç katmana ayrılır; bunlardan ilki (üst) tortuldur.
Sedimanter tabakanın tabanında genellikle demir oksitlerin baskın olduğu, doğrultu boyunca tutarlı olmayan ince metal içeren çökeltiler bulunur. Sedimanter tabakanın alt kısmı genellikle 4-4,5 km'den daha az derinliklerde çökelmiş karbonat çökeltilerinden oluşur. Büyük derinliklerde, karbonat çökeltileri kural olarak birikmez, çünkü onları oluşturan tek hücreli organizmaların mikroskobik kabukları (foraminiferler ve kokolitofaritler) 400-450 atm'nin üzerindeki basınçlarda deniz suyunda kolayca çözülür. Bu nedenle, 4-4,5 km'den daha derin okyanus çöküntülerinde, tortul tabakanın üst kısmı esas olarak yalnızca karbonatsız çökeltilerden - kırmızı derin deniz killerinden ve silisli siltlerden oluşur. Ada yaylarının ve volkanik adaların yakınında, tortul tabakaların bölümünde sıklıkla volkanik birikinti mercekleri ve katmanları bulunur ve büyük nehirlerin deltalarının yakınında karasal çökeltiler de bulunur. Açık okyanuslarda çökelti tabakasının kalınlığı, neredeyse hiç yağışın olmadığı okyanus ortası sırtların tepelerinden çevre kısımlarına doğru artar. Tortuların ortalama kalınlığı küçüktür ve A.P. Lisitsyn'e göre 0,5 km'ye yakındır, ancak Atlantik tipi kıta kenarlarına yakın ve büyük nehir deltalarının olduğu bölgelerde 10-12 km'ye çıkar. Bunun nedeni, çığ çökeltme süreçleri sayesinde karadan taşınan neredeyse tüm karasal malzemenin okyanusların kıyı bölgelerinde ve kıtaların kıta yamaçlarında birikmesidir.
Üst kısımdaki okyanus kabuğunun ikinci veya bazaltik tabakası, toleitik bileşimli bazaltik lavlardan oluşur (Şekil 5). Su altında patlayan bu lavlar süslü şekiller oluklu borular ve yastıklar, bu yüzden yastık lavları olarak adlandırılıyorlar. Aşağıda, rift bölgelerindeki bazaltik magmanın okyanus tabanının yüzeyine aktığı eski besleme kanalları olan, aynı toleitik bileşime sahip dolerit daykları bulunmaktadır. Okyanus kabuğunun bazaltik tabakası, okyanus ortası sırtların tepelerine ve onları çevreleyen dönüşüm faylarına bitişik olarak okyanus tabanında birçok yerde açığa çıkar. Bu katman, hem okyanus tabanını incelemek için geleneksel yöntemlerle (tarama, toprak tüpleriyle numune alma, fotoğraflama) hem de jeologların incelenen nesnelerin jeolojik yapısını gözlemlemesine ve gerçekleştirmesine olanak tanıyan su altı insanlı araçların yardımıyla ayrıntılı olarak incelenmiştir. kayalardan hedefli örnekleme. Buna ek olarak, son 20 yılda, bazalt tabakasının yüzeyine ve üst katmanlarına çok sayıda derin deniz sondaj deliği delinmiştir; bunlardan biri yastık lav tabakasına bile nüfuz ederek dayk kompleksinin doleritlerine girmiştir. Sismik verilere göre bazaltın veya okyanus kabuğunun ikinci katmanının toplam kalınlığı 1,5, bazen 2 km'ye ulaşır.
Şekil 5. Rift bölgesinin ve okyanus kabuğunun yapısı:
1 - okyanus seviyesi; 2 — yağış; 3—yastık bazaltik lavlar (katman 2a); 4— dayk kompleksi, doleritler (katman 2b); 5 - gabro; 6 - katmanlı kompleks; 7 - serpantinitler; 8-litosferik levhaların lerzolitleri; 9 - astenosfer; 10—izoterm 500 °C (serpantinleşmenin başlangıcı).
Büyük dönüşüm fayları içindeki gabro toleyitik kalıntıların sık rastlanan bulguları, okyanus kabuğunun da bu yoğun ve iri kristalli kayaları içerdiğini göstermektedir. Bilindiği gibi, Dünya'nın kıvrımlı kuşaklarındaki ofiyolit örtülerinin yapısı, bu kuşaklarda kıtaların eski kenarlarına itilen eski okyanus kabuğunun parçalarıdır. Bu nedenle, modern okyanus kabuğundaki (aynı zamanda ofiyolit naplarındaki) dayk kompleksinin altında, okyanus kabuğunun üçüncü katmanının (katman 3a) üst kısmını oluşturan bir gabro katmanının altında olduğu sonucuna varabiliriz. Okyanus ortası sırtlarının tepelerinden belli bir mesafede, sismik verilere bakılırsa, bu kabuk katmanının alt kısmı da izlenebilmektedir. Bileşim olarak hidratlı peridotitlere ve yapı olarak serpantinitlere benzer ofiyolit komplekslerine karşılık gelen serpantinitlerin büyük dönüşüm faylarındaki çok sayıda bulgu, okyanus kabuğunun alt kısmının da serpantinitlerden oluştuğunu göstermektedir. Sismik verilere göre okyanus kabuğunun gabro-serpantinit (üçüncü) tabakasının kalınlığı 4,5-5 km'ye ulaşıyor. Okyanus ortası sırtların tepeleri altında, okyanus kabuğunun kalınlığı genellikle yarık vadilerinin hemen altında 3-4 ve hatta 2-2,5 km'ye kadar azalır.
Böylece okyanus kabuğunun tortul tabaka hariç toplam kalınlığı 6,5-7 km'ye ulaşır. Aşağıda, okyanus kabuğunun altında, litosferik plakaların alt kabuk bölümlerini oluşturan üst mantonun kristal kayaları bulunur. Okyanus ortası sırtlarının doruklarının altında, okyanus kabuğu, sıcak mantodan (astenosferden) salınan bazaltik eriyik ceplerinin hemen üzerinde yer alır.
Okyanus kabuğunun alanı yaklaşık olarak 3,0610 × 18 cm2'ye (306 milyon km2) eşittir, okyanus kabuğunun ortalama yoğunluğu (yağış olmadan) 2,9 g/cm3'e yakındır, dolayısıyla kütlesi konsolide okyanus kabuğunun (5.8 -6.2)x10 24 g olduğu tahmin edilebilir A.P. Lisitsyn'e göre, dünya okyanusunun derin deniz havzalarındaki tortul tabakanın hacmi ve kütlesi sırasıyla 133 milyon km3 ve yaklaşık 0,1 × 10 24 g Raflarda ve kıta yamaçlarında yoğunlaşan tortunun hacmi, biraz daha büyük - yaklaşık 190 milyon km3, kütle açısından (tortuların sıkışması dikkate alınarak) yaklaşık (0,4-0,45) 10 24 g.
Okyanus kabuğunun yüzeyi olan okyanus tabanı karakteristik bir topoğrafyaya sahiptir. Abisal havzalarda okyanus tabanı yaklaşık 66,5 km derinlikte bulunurken, bazen dik geçitler ve yarık vadileriyle bölünen okyanus ortası sırtların sırtlarında okyanus derinlikleri 2-2,5 km'ye düşer. Bazı yerlerde okyanus tabanı, örneğin adada Dünya yüzeyine ulaşır. İzlanda ve Afar eyaletinde (Kuzey Etiyopya). Pasifik Okyanusu'nun batı çevresini çevreleyen ada yaylarının önünde, Hint Okyanusu'nun kuzeydoğusunda, Atlantik'teki Küçük Antiller ve Güney Sandviç Adaları yayının önünde ve Orta ve Güney'deki aktif kıta kenarının önünde. Güney Amerika'da okyanus kabuğu bükülerek yüzeyi 9-10 km'ye varan derinliklere dalıyor, bu yapıların altından daha da ilerleyerek önlerinde dar ve uzun derin deniz hendekleri oluşturuyor.
Okyanus kabuğu, bazaltik eriyiklerin altlarında meydana gelen sıcak mantodan (Dünyanın astenosferik katmanından) ayrılması ve okyanus tabanının yüzeyine dökülmesi nedeniyle okyanus ortası sırtların yarık bölgelerinde oluşur. Bu bölgelerde her yıl astenosferden en az 5,5-6 km3 bazaltik eriyik yükselir, okyanus tabanına dökülür ve kristalleşerek okyanus kabuğunun ikinci katmanının tamamını oluşturur (gabro katmanı, hacmi dikkate alınarak) kabuğa giren bazaltik eriyikler 12 km3'e çıkar. Okyanus ortası sırtların tepeleri altında sürekli gelişen bu devasa tektonomagmatik süreçlerin karada eşi benzeri yoktur ve buna artan sismisite de eşlik etmektedir (Şekil 6).
Şekil 6. Dünyanın depremselliği; deprem yerleşimi
Barazangi, Dorman, 1968
Okyanus ortası sırtların sırtlarında yer alan yarık bölgelerinde okyanus tabanının gerilmesi ve yayılması meydana gelir. Bu nedenle, bu tür bölgelerin tümü, kırılma yer değiştirme mekanizmalarının baskın olduğu, sık fakat sığ odaklı depremlerle işaretlenmiştir.
Bunun tersine, ada yayları ve aktif kıta kenarları altında, yani. Plaka alt bindirme bölgelerinde genellikle basınç ve kesme mekanizmalarının baskın olduğu daha güçlü depremler meydana gelir. Sismik verilere göre, okyanus kabuğunun ve litosferin çökmesi üst manto ve mezosferde yaklaşık 600-700 km derinliğe kadar izlenebilmektedir (Şekil 7). Tomografi verilerine göre, okyanus litosferik plakalarının çökmesi yaklaşık 1400-1500 km derinliğe ve muhtemelen daha derinlere, dünyanın çekirdeğinin yüzeyine kadar takip edildi.
Şekil 7. Kuril Adaları bölgesindeki levha alt bindirme bölgesinin yapısı:
1 - astenosfer; 2 - litosfer; 3 - okyanus kabuğu; 4-5—tortul-volkanojenik tabakalar; 6 — okyanus çökeltileri; izolinler A 10 birimlerinde sismik aktivite gösterir (Fedotov ve diğerleri, 1969); β, Wadati-Benief bölgesinin geliş açısıdır; α plastik deformasyon bölgesinin geliş açısıdır.
Okyanus tabanı, genellikle okyanus ortası sırtların tepelerine paralel konumlanan karakteristik ve oldukça zıt bantlı manyetik anomalilerle karakterize edilir (Şekil 8). Bu anormalliklerin kökeni, okyanus tabanındaki bazaltların soğurken Dünya'nın manyetik alanı tarafından mıknatıslanma yeteneği ile ilişkilidir, böylece okyanus tabanının yüzeyine döküldüğü anda bu alanın yönünü hatırlar. . Jeomanyetik alanın zaman içinde kutupsallığının tekrar tekrar değiştiği göz önüne alındığında, İngiliz bilim adamları F. Vine ve D. Matthews, 1963'te bireysel anomalilerin tarihini belirleyen ilk kişiler oldular ve okyanus ortası sırtların farklı yamaçlarında bu anomalilerin olduğunu gösterdiler. anomalilerin sırtlarına göre yaklaşık olarak simetrik olduğu ortaya çıkar. Sonuç olarak, Kuzey Atlantik'teki okyanus kabuğunun bireysel alanlarındaki plaka hareketlerinin temel modellerini yeniden yapılandırmayı başardılar ve okyanus tabanının, okyanus ortası sırtlarının tepelerinden yaklaşık olarak simetrik olarak uzaklaştığını gösterdiler. yılda birkaç santimetre civarında. Daha sonra Dünya Okyanusunun her bölgesinde benzer çalışmalar yapıldı ve her yerde bu model doğrulandı. Dahası, okyanus tabanındaki manyetik anormalliklerin, yaşı diğer verilerden bilinen kıtasal kayaların mıknatıslanma ters çevrilmesinin jeokronolojisi ile ayrıntılı bir şekilde karşılaştırılması, anomalilerin tarihlendirilmesinin tüm Senozoyik'e kadar genişletilmesini ve daha sonra geç Mezozoik. Sonuç olarak, okyanus tabanının yaşını belirlemek için yeni ve güvenilir bir paleomanyetik yöntem oluşturuldu.
Şekil 8. Kuzey Atlantik'teki denizaltı Reykjanes Sırtı bölgesindeki manyetik alan anormalliklerinin haritası
(Heirtzler ve diğerleri, 1966). Pozitif anormallikler siyah renkle gösterilir; AA—yarık bölgesinde sıfır anomali.
Bu yöntemin kullanılması, okyanus tabanının karşılaştırmalı gençliği hakkında daha önce ifade edilen fikirlerin doğrulanmasına yol açtı: istisnasız tüm okyanusların paleomanyetik yaşının yalnızca Senozoik ve Geç Mesozoyik olduğu ortaya çıktı (Şekil 9). Daha sonra bu sonuç, okyanus tabanında birçok noktada yapılan derin deniz sondajları ile zekice doğrulandı.
Genç okyanusların (Atlantik, Hint ve Arktik) havzalarının yaşının diplerinin yaşıyla örtüştüğü, eski Pasifik Okyanusu'nun yaşının ise dibinin yaşını önemli ölçüde aştığı ortaya çıktı. Aslında, Pasifik Okyanusu havzası en azından Proterozoik'in sonlarından (belki daha önce) beri var olmuştur ve bu okyanusun tabanının en eski bölümlerinin yaşı 160 milyon yılı geçmezken, çoğu yalnızca Senozoik'te oluşmuştur. yani 67 milyon yıldan daha genç.
Şekil 9. Okyanus tabanının milyonlarca yıllık yaşının haritası
Larson, Pitman ve diğerleri, 1985'ten
Okyanus tabanının eski bölümlerinin ve üzerinde biriken çökeltilerin ada yayları altındaki mantoya sürekli daldırılmasıyla okyanus tabanının yenilenmesine yönelik "taşıyıcı" mekanizması, Dünya'nın yaşamı boyunca okyanus havzalarının neden asla çözülecek vakti olmadığını açıklıyor. çökeltilerle doludur. Gerçekten de, okyanus havzalarının karadan taşınan karasal çökeltilerle (2.210 x 16 g/yıl) şu anki doluluk oranıyla, bu havzaların yaklaşık 1.3710 x 24 cm3'e eşit olan tüm hacmi, yaklaşık 1.2 milyar yılda tamamen dolacaktır. Artık kıtaların ve okyanus havzalarının yaklaşık 3,8 milyar yıldır bir arada var olduğunu ve bu süre zarfında çöküntülerinde önemli bir dolmanın meydana gelmediğini büyük bir güvenle söyleyebiliriz. Üstelik tüm okyanuslarda yapılan sondajlar sonucunda okyanus tabanında 160-190 milyon yıldan daha eski bir çökelti bulunmadığını artık kesin olarak biliyoruz. Ancak bu yalnızca tek bir durumda gözlemlenebilir - eğer okyanuslardaki tortuları uzaklaştırmak için etkili bir mekanizma varsa. Bu mekanizma, artık bilindiği gibi, levha dalma bölgelerindeki sedimanterlerin ada yayları ve aktif kıta kenarlarının altına çekilmesi, burada bu sedimanların eritilmesi ve bu bölgelerde oluşan kıtasal kabuklara granitoid sokulumlar şeklinde yeniden bağlanması sürecidir. Karasal çökeltilerin eritilmesi ve bunların malzemelerinin kıtasal kabuğa yeniden bağlanması sürecine çökelti geri dönüşümü adı verilir.
Yer kabuğu kavramı.
yerkabuğu
3) üst katman tortuldur. Ortalama kalınlığı yaklaşık 3 km'dir. Bazı bölgelerde yağış kalınlığı 10 km'ye ulaşır (örneğin Hazar ovalarında). Dünyanın bazı bölgelerinde hiç tortul tabaka bulunmaz ve yüzeye granit tabakası çıkar.
Bu tür alanlara kalkanlar denir (örneğin, Ukrayna Kalkanı, Baltık Kalkanı).
ayrışma kabuğu.
Conrad yüzeyi
Kıtasal sığlıklarda veya raflarda kabuk yaklaşık 25 km kalınlığındadır ve genellikle kıtasal kabuğa benzer. Ancak bir bazalt tabakası düşebilir. Doğu Asya'da ada yayları bölgesinde (Kuril Adaları, Aleut Adaları, Japon Adaları vb.), yer kabuğu geçiş tipindedir. Son olarak, okyanus ortası sırtlarının kabuğu çok karmaşıktır ve şu ana kadar çok az araştırılmıştır.
Burada Moho sınırı yoktur ve manto malzemesi faylar boyunca kabuğa ve hatta yüzeyine kadar yükselir.
İzostazi kavramı
izotermal katman
jeotermal gradyan jeotermal sahne
Ayrıca okuyun:
Dünya'nın kabuğu, yer kabuğunu ve mantonun üst kısmını içerir.
Yer kabuğunun yüzeyinde büyük düzensizlikler vardır; bunların başlıcaları kıtaların çıkıntıları ve bunların çöküntüleri - devasa okyanus çöküntüleri. Kıtaların ve okyanus havzalarının varlığı ve göreceli konumu, yer kabuğunun yapısındaki farklılıklarla ilişkilidir.
kıtasal kabuk. Birkaç katmandan oluşur. Üst kısım tortul kayaçlardan oluşan bir tabakadır. Bu katmanın kalınlığı 10-15 km kadardır. Altında bir granit tabakası yatıyor. Onu oluşturan kayalar fiziksel özellikleri bakımından granite benzer. Bu katmanın kalınlığı 5 ila 15 km arasındadır. Granit tabakasının altında bazalt ve fiziksel özellikleri bazalta benzeyen kayalardan oluşan bazalt tabakası bulunmaktadır. Bu katmanın kalınlığı 10 km ila 35 km arasındadır. Böylece kıta kabuğunun toplam kalınlığı 30-70 km'ye ulaşır.
okyanus kabuğu. Kıtasal kabuktan, granit tabakasının olmaması veya çok ince olması nedeniyle farklılık gösterir, dolayısıyla okyanus kabuğunun kalınlığı sadece 6-15 km'dir.
Yer kabuğunun kimyasal bileşimini belirlemek için yalnızca üst kısımları mevcuttur - 15-20 km'den fazla olmayan bir derinliğe kadar. Yer kabuğunun toplam bileşiminin %97,2'si şunlardan oluşur: %49,13'ü oksijen, %7,45'i alüminyum, %3,25'i kalsiyum, %26'sı silikon, %4,2'si demir, %2,35'i potasyum, %2,35'i magnezyum, sodyum - %2,24.
Periyodik tablonun diğer elementleri yüzde onda biri ila yüzde biri kadardır.
Çoğu bilim adamı, okyanus tipi kabuğun ilk kez gezegenimizde ortaya çıktığına inanıyor.
Dünya içinde meydana gelen süreçlerin etkisi altında, yer kabuğunda kıvrımlar, yani dağlık alanlar oluşmuştur. Kabuğun kalınlığı arttı. Böylece kıtasal çıkıntılar oluştu, yani kıtasal kabuk oluşmaya başladı.
Son yıllarda, okyanus ve kıta türlerinin yer kabuğunun incelenmesiyle bağlantılı olarak, litosferik plakalar fikrine dayanan yer kabuğunun yapısına ilişkin bir teori oluşturulmuştur. Gelişimindeki teori, 20. yüzyılın başında Alman bilim adamı A. Wegener tarafından oluşturulan kıtaların kayması hipotezine dayanıyordu.
Yerkabuğunun türleri Vikipedi
Site araması:
Yer kabuğunun kökenini ve gelişimini açıklayan hipotezler
Yer kabuğu kavramı.
yerkabuğu Dünyanın katı gövdesinin yüzey katmanlarının bir kompleksidir. Bilimsel coğrafya literatüründe yer kabuğunun kökeni ve gelişim yolları hakkında tek bir fikir yoktur.
Yerkabuğunun oluşum ve gelişme mekanizmalarını ortaya koyan çeşitli kavramlar (hipotezler) vardır; bunların en kanıtlanmışları şunlardır:
1. Sabitlik teorisi (Latince fixus'tan - hareketsiz, değişmez) kıtaların her zaman şu anda işgal ettikleri yerlerde kaldığını belirtir. Bu teori, kıtaların ve litosferin büyük bölümlerinin herhangi bir hareketini reddeder.
2. Hareketlilik teorisi (Latince mobilis - mobilden) litosfer bloklarının sürekli hareket halinde olduğunu kanıtlar. Bu kavram, özellikle son yıllarda Dünya Okyanusu'nun dibinin incelenmesinden yeni bilimsel verilerin elde edilmesiyle bağlantılı olarak sağlam bir şekilde yerleşmiştir.
3. Okyanus tabanı pahasına kıtasal büyüme kavramı, orijinal kıtaların, şimdi eski kıta platformlarını oluşturan nispeten küçük masifler şeklinde oluştuğuna inanmaktadır. Daha sonra bu masifler, okyanus tabanında orijinal kara çekirdeklerinin kenarlarına bitişik dağların oluşması nedeniyle büyüdü. Okyanus tabanının, özellikle okyanus ortası sırtların bulunduğu bölgede incelenmesi, okyanus tabanı nedeniyle kıtasal büyüme kavramının doğruluğundan şüphe duymaya neden oldu.
4. Jeosenklinal teorisi, arazi büyüklüğündeki artışın jeosenklinallerde dağların oluşmasıyla meydana geldiğini belirtmektedir. Yer kabuğunun gelişimindeki ana süreçlerden biri olan jeosenklinal süreç, yer kabuğunun kökeni ve gelişimi sürecine ilişkin birçok modern bilimsel açıklamanın temelini oluşturur.
5. Dönme teorisi, açıklamasını, Dünya'nın şeklinin matematiksel bir kürenin yüzeyiyle çakışmaması ve eşit olmayan dönüş nedeniyle yeniden düzenlenmesi nedeniyle, dönen bir gezegendeki bölgesel şeritlerin ve meridyen sektörlerinin kaçınılmaz olarak tektonik olarak eşit olmadığı önermesine dayandırır. Dünya içi süreçlerin neden olduğu tektonik gerilimlere değişen derecelerde aktivite ile tepki verirler.
Yer kabuğunun iki ana türü vardır: okyanusal ve kıtasal. Yer kabuğunun bir geçiş türü de ayırt edilir.
Okyanus kabuğu. Modern jeolojik çağda okyanus kabuğunun kalınlığı 5 ila 10 km arasında değişmektedir. Aşağıdaki üç katmandan oluşur:
1) deniz çökeltilerinin üst ince tabakası (kalınlığı 1 km'den fazla olmayan);
2) orta bazalt tabakası (1,0 ila 2,5 km arası kalınlık);
3) gabronun alt tabakası (kalınlığı yaklaşık 5 km).
Kıtasal (kıtasal) kabuk. Kıtasal kabuk, okyanus kabuğuna göre daha karmaşık bir yapıya ve daha kalınlığa sahiptir. Kalınlığı ortalama 35-45 km olup, dağlık ülkelerde 70 km'ye kadar çıkmaktadır. Aynı zamanda üç katmandan oluşur ancak okyanustan önemli ölçüde farklıdır:
1) bazaltlardan oluşan alt katman (kalınlığı yaklaşık 20 km);
2) orta tabaka kıtasal kabuğun ana kalınlığını kaplar ve geleneksel olarak granit olarak adlandırılır. Esas olarak granit ve gnayslardan oluşur. Bu katman okyanusların altına uzanmaz;
3) üst katman tortuldur. Ortalama kalınlığı yaklaşık 3 km'dir.
Bazı bölgelerde yağış kalınlığı 10 km'ye ulaşır (örneğin Hazar ovalarında). Dünyanın bazı bölgelerinde hiç tortul tabaka bulunmaz ve yüzeye granit tabakası çıkar. Bu tür alanlara kalkanlar denir (örneğin, Ukrayna Kalkanı, Baltık Kalkanı).
Kıtalarda kayaların aşınması sonucu jeolojik bir oluşum oluşur. ayrışma kabuğu.
Granit tabakası bazalt tabakasından ayrılır Conrad yüzeyi Sismik dalgaların hızı saniyede 6,4'ten 7,6 km'ye çıkıyor.
Yer kabuğu ile manto arasındaki sınır (hem kıtalarda hem de okyanuslarda) Mohorovicic yüzeyi (Moho çizgisi). Üzerindeki sismik dalgaların hızı aniden 8 km/saat'e kadar çıkıyor.
İki ana türe (okyanus ve kıta) ek olarak, karışık (geçiş) tipte alanlar da vardır.
Kıtasal sığlıklarda veya raflarda kabuk yaklaşık 25 km kalınlığındadır ve genellikle kıtasal kabuğa benzer. Ancak bir bazalt tabakası düşebilir. Doğu Asya'da ada yayları bölgesinde (Kuril Adaları, Aleut Adaları, Japon Adaları vb.), yer kabuğu geçiş tipindedir. Son olarak, okyanus ortası sırtlarının kabuğu çok karmaşıktır ve şu ana kadar çok az araştırılmıştır. Burada Moho sınırı yoktur ve manto malzemesi faylar boyunca kabuğa ve hatta yüzeyine kadar yükselir.
"Yer kabuğu" kavramını "litosfer" kavramından ayırmak gerekir. "Litosfer" kavramı "yer kabuğundan" daha geniştir. Litosferde, modern bilim sadece yer kabuğunu değil aynı zamanda astenosferin en üst mantosunu, yani yaklaşık 100 km derinliğe kadar olan kısmı da içerir.
İzostazi kavramı . Yerçekiminin dağılımı üzerine yapılan bir çalışma, yer kabuğunun tüm kısımlarının (kıtalar, dağlık ülkeler, ovalar) üst manto üzerinde dengede olduğunu gösterdi. Bu dengeli pozisyona izostazi denir (Latince isoc - çift, staz - pozisyonundan gelir). Yer kabuğunun kalınlığının yoğunluğuyla ters orantılı olması nedeniyle izostatik denge sağlanır. Ağır okyanus kabuğu, hafif kıta kabuğundan daha incedir.
İzostazi, özünde bir denge bile değil, sürekli bozulan ve yeniden sağlanan bir denge arzusudur. Örneğin Baltık Kalkanı, Pleistosen buzullaşmasının kıtasal buzunun erimesinden sonra, yüzyılda yaklaşık 1 metre yükselir. Finlandiya'nın alanı deniz yatağından dolayı sürekli artmaktadır. Hollanda'nın toprakları ise tam tersine azalıyor. Sıfır denge çizgisi şu anda 60 0 N enleminin biraz güneyinde uzanıyor. Modern St. Petersburg, Büyük Petro zamanındaki St. Petersburg'dan yaklaşık 1,5 m daha yüksektedir. Modern bilimsel araştırmalardan elde edilen verilerin gösterdiği gibi, büyük şehirlerin ağırlığı bile, altlarındaki bölgenin izostatik dalgalanmaları için yeterlidir. Sonuç olarak, büyük şehirlerin bulunduğu bölgelerde yer kabuğu oldukça hareketlidir. Genel olarak, yer kabuğunun kabartması, yer kabuğunun tabanı olan Moho yüzeyinin ayna görüntüsüdür: yüksek alanlar mantodaki çöküntülere, alt alanlar ise üst sınırının daha yüksek bir seviyesine karşılık gelir. Böylece Pamir Dağları'nın altında Moho yüzeyinin derinliği 65 km, Hazar ovalarında ise yaklaşık 30 km'dir.
Yer kabuğunun termal özellikleri . Toprak sıcaklığındaki günlük dalgalanmalar 1,0 - 1,5 m derinliğe kadar uzanır, karasal iklime sahip ülkelerde ılıman enlemlerdeki yıllık dalgalanmalar ise 20-30 m derinliğe kadar uzanır. Dünyanın yüzeyi Güneş'e göre kesilir, sabit toprak sıcaklığı katmanı vardır. denir izotermal katman . Dünyanın derinliklerindeki izotermal tabakanın altında sıcaklık yükselir ve buna dünyanın bağırsaklarının iç ısısı neden olur. İç ısı, iklimlerin oluşumuna katılmaz ancak tüm tektonik süreçlerin enerji temelini oluşturur.
Her 100 m derinlikte sıcaklığın kaç derece arttığına denir. jeotermal gradyan . Aşağıya indirildiğinde sıcaklığın 1 0 C arttığı metre cinsinden mesafeye denir. jeotermal sahne . Jeotermal adımın büyüklüğü topografyaya, kayaların termal iletkenliğine, volkanik kaynakların yakınlığına, yeraltı suyu dolaşımına vb. Bağlıdır.Ortalama olarak jeotermal adım 33 m'dir Volkanik bölgelerde jeotermal adım sadece yaklaşık 5 m olabilir ve jeolojik olarak sakin bölgelerde (örneğin platformlarda) 100 m'ye ulaşabilir.
⇐ Önceki234567891011Sonraki ⇒
Araştırmacılar, Dünya'nın yapısında 2 tür yer kabuğunu - kıtasal ve okyanusal - birbirinden ayırıyor.
Kıtasal kabuk nedir?
kıtasal kabuk Kıtasal olarak da adlandırılan kıta, yapısında 3 farklı katmanın bulunmasıyla karakterize edilir. Üstteki tortul kayaçlar, ikincisi granit veya gnayslar, üçüncüsü ise bazalt, granülitler ve diğer metamorfik kayaçlardan oluşur.
kıtasal kabuk
Kıtasal kabuğun kalınlığı yaklaşık 35-45 km'dir, bazen 75 km'ye ulaşır (genellikle dağlık bölgelerde). Söz konusu kabuk türü Dünya yüzeyinin yaklaşık %40'ını kaplamaktadır. Hacim bakımından yer kabuğunun yaklaşık %70'ine karşılık gelir.
Kıtasal kabuğun yaşı 4,4 milyar yıla ulaşıyor.
Okyanus kabuğu nedir?
Ana mineral oluşturan okyanus kabuğu, - bazalt. Ancak bunun yanında yapısı şunları içerir:
- tortul kayaçlar;
- katmanlı saldırılar
Hakim bilimsel anlayışa göre, okyanus kabuğu tektonik süreçler nedeniyle sürekli olarak oluşuyor. Anakaraya göre çok daha genç olup, en eski bölümlerinin yaşı yaklaşık 200 milyon yıldır.
okyanus kabuğu Okyanus kabuğunun kalınlığı, spesifik ölçüm alanına bağlı olarak yaklaşık 5-10 km'dir. Zamanla neredeyse değişmeden kaldığı not edilebilir. Bilim adamlarının ortak yaklaşımı, okyanus kabuğunun okyanus litosferine ait olduğunun düşünülmesi gerektiğidir. Buna karşılık kalınlığı büyük ölçüde yaşa bağlıdır.
Karşılaştırmak
Kıtasal kabuk ile okyanus kabuğu arasındaki temel fark elbette konumlarıdır. Birincisi kıtaları, karaları, ikincisini ise okyanusları ve denizleri içerir.
Kıtasal kabuk esas olarak tortul kayaçlar, granitler ve granülitler ile temsil edilir. Okyanus - esas olarak bazalt.
Kıtasal kabuk çok daha kalın ve daha yaşlıdır. Dünya yüzeyini kaplayan alan açısından okyanustan daha aşağıdır, ancak tüm yer kabuğunda kapladığı hacim açısından üstündür.
Bazı durumlarda okyanus kabuğunun, örtülme sürecinde kıtasal kabuğun üzerinde katmanlanma yeteneğine sahip olduğu belirtilebilir.
Kıtasal ve okyanusal kabuk arasındaki farkın ne olduğunu belirledikten sonra sonuçları küçük bir tabloya kaydedeceğiz.
Masa
| kıtasal kabuk | okyanus kabuğu |
| Kıtaları ve karaları içerir | Okyanuslara ve denizlere ev sahipliği yapar |
| Esas olarak tortul kayaçlar, granitler, granülitler ile temsil edilir | Ağırlıklı olarak bazalttan oluşur |
| Kalınlığı 75 km'ye kadar, genellikle 35-45 km'dir. | Genellikle 10 km'lik bir kalınlığa sahiptir |
| Kıtasal kabuğun bazı bölümlerinin yaşı 4,4 milyar yıla ulaşıyor | Okyanus kabuğunun en eski bölümleri yaklaşık 200 milyon yaşındadır. |
| Dünya yüzeyinin yaklaşık %40'ını kaplar | Dünya yüzeyinin yaklaşık %60'ını kaplar |
| Yerkabuğunun hacminin yaklaşık %70'ini kaplar | Yerkabuğunun hacminin yaklaşık %30'unu kaplar |
