загрузка...
загрузка...
На головну

Внутрішні геосфери Землі

  1. Аренда землі. Чистий економічна рента
  2. Біосфера як оболонка Землі
  3. Залежно від сфери прояву класової суті держави розрізняють функції внутрішні і зовнішні.
  4. Взаємодія Землі і Космосу
  5. Види ренти. Орендна плата і ціна землі
  6. Вплив тиску на ентропію. Гіпотеза Капустинського про стан речовини в глибинних зонах Землі
  7. Вплив кривизни землі і рефракції на вимірюваний перевищення

ядро радіусом близько 4000 км, становить 16% обсягу Земної кулі і 31% його маси. Воно, мабуть, ще тривалий час буде доступно для вивчення лише дистанційними методами дослідження. Кордон ядро ??- мантія проводиться на глибині 2700-2900 км (межа Гуттенберга) (рис. 94). Наявність магнітного поля Землі дозволяє припустити, що ядро ??складається з намагніченого речовини, можливо никелистого заліза. Зовнішня його оболонка - зовнішнє ядро - Потужністю близько 2800 км, практично не пропускає поперечних сейсмічних хвиль, що дає підставу вважати її рідкої (розплавленої). Нижня межа зовнішнього ядра проводиться на глибині близько 5146 км. Факт підвищення температури речовини Землі з глибиною загальновідомий, але питання про порівняльну величиною факторів, що викликають це явище (радіоактивний розпад, бомбардування метеоритами і інші), залишається дискусійним. Однією з ймовірних причин підвищення температури з глибиною є теплота тертя, обумовлена ??розшарування зовнішнього рідкого ядра, різні шари якого, можливо, обертаються з різною швидкістю відмінною від швидкості обертання Землі. Крім того сушествует думку про виділення тепла при гравітаційної диференціації речовини. Передбачається, що поки товщина зовнішнього ядра буде досить велика, надходження глибинного тепла до поверхні Землі триватиме, поступово зменшуючись з плином часу. З раннього архею до теперішнього часу (протягом 3,5 млрд. Років) тепловий потік зменшився не менше ніж в 3 рази. Істотне зниження теплового потоку ядра, можливо, відбулося на рубежі раннього і середнього протерозою (близько 1,6 млрд. Років тому), коли Земля вступила в фазу континентально-океанічного розвитку.

внутрішнє ядро ( «Ядерце») радіусом близько 1200 км є твердим, так як щільність його 11 т / м3 (Рис. 94). Навіть при тому величезному тиску, яке присутнє в ядрі, таку щільність може мати тільки метал. Встановлено анізотропія ядерця: в різних напрямках швидкість поширення в ньому сейсмічних хвиль виявляється кілька різною. Виходячи з цього, ядерце розглядається як гігантський кристал. В ході геологічного розвитку Землі хімічний склад і мінеральна структура ядра, мабуть, істотно змінювалися, але поки будь-якими даними на цей рахунок наука не має в своєму розпорядженні.

мантія (Потужність до 2900 км) складається, в основному, з силікатів, тобто за хімічним складом близька до земній корі і літосфері (рис. 94,). Перехід від мантії до твердої оболонці Землі носить поступовий характер. На думку більшості дослідників на кордоні мантії з твердою оболонкою виділяється пластичний шар - так звана астеносфера. Верхня мантія складена переважно перидотитами, ультраосновнимі породами, що складаються з олівіну, піроксену і іноді граната. При температурі 1400-1500 ° С, олівін залишається твердим, а піроксени і гранати плавляться. При цьому утворюється частковий розплав, що має склад базальту. Таке часткове плавлення обумовлює пластичне стан астеносфери. Наявність у верхній мантії такого шару пояснило і підтвердило мобілистських концепцію про рух літосферних плит, які як по мастилі переміщаються по пластичному речовині астеносфери. Причиною цього руху багато в чому є конвекційні руху в мантії (рис. 93, 1), а також різна в'язкість речовини під океанами і під континентами.

Мал. 94. Внутрішні геосфери Землі

У питанні про астеносфері залишається багато неясного. Можливо, вона має не суцільний, а переривчастий характер.

Нижня частина верхньої мантії характеризується більшою швидкістю проходження сейсмічних хвиль, що вказують на велику щільність речовини з глибиною. До недавнього часу мантія поділялась на верхню і нижню потужністю, відповідно, близько 640 і 2200 км. У верхній мантії виділялися нижня і верхня частини, межа між якими проводилась на рівні 400-410 км. В

Останніми роками виділена середня мантія, обмежена глибинами 840 і 1700 км. Етоподразделеніе характеризується специфічним мінеральним складом, що підтверджує правомірність його виділення. Крім того, в низах нижньої мантії поблизу її кордону з ядром виділяється шар змінної потужності, названий шар D ''.

На відміну від ядра речовина мантії виходить на земну поверхню, утворюючи зони інтенсивного вулканізму, зазвичай приурочені до зон спрединга і субдукції. Однак деяка кількість вулканів знаходиться в центральній частині літосферних плит, далеко від їх кордонів. Характерним прикладом є ланцюг вулканічних Гавайських островів завдовжки близько 6000 км, можливо, трасуюча глибинний розлом, що досягає нижньої межі нижньої мантії (шару D ''). Вулкани Гавайських островів, а також островів Різдва, Реюньйон, Ісландії розглядаються як «гарячі точки», які викидають високотемпературну лаву, пов'язану з речовиною нижньої мантії. Деякі «гарячі точки» пов'язані з виходами плюмов, «пропалюють» тверду оболонку земної кулі. Зараз вважається, що за складом нижня мантія представлена ??мінералами, що містять O, Si, Mg, Fe, і в значно менших кількостях - Ca, Al, Na, K. Лабораторні дослідження мінералів при високому тиску показали, що іон Fe2+ в таких умовах значно зменшився в обсязі, що призвело до зміни всіх властивостей містить його мінералу. Очевидно, що зміни речовини в умовах гігантських тисків і температур зачіпає його структуру, а не хімічний склад. Це видно на прикладі графіту, який в певних умовах переходить в алмаз.

В ході геологічного розвитку Землі склад мантії істотно змінився на архейско-протерозойської кордоні за рахунок збільшення в її складі сіаліческой складової і, ймовірно, неодноразово змінювався в подальшому.

літосфера- Тверда оболочкаЗемлі (земна кора і частина верхньої мантії) складена гірськими породами. За латералі в складі твердої оболонки виділяються три області: континенти, океанічні западини і прибуткова зона - геосинкліналь, починаюча розвиток в океанічній западині, а закінчує - в межах континенту. Процес утворення твердої оболонки відбувається наступним чином. У зоні спрединга (рис. 93, 2) в результаті підняття речовини мантії утворюється «базальтовий» шар земної кори океанічного типу (рис. 93, 3). Верхня його частина складена базальтами (потужність 1-3 км), нижче залягають інтрузивні породи основного і ультраосновних складу. Під час руху плит літосфери до околиць океанічної западини на ній накопичується осадовий шар, збагачений калієм і натрієм. У зоні субдукції океанічна плита літосфери занурюється під континентальну, на якій в результаті акреції (соскабливания), метаморфізму і часткового розплавлення морських опадів утворюється гранітний шар (рис. 93, 4). Кожен підрозділ твердої оболонки характеризується специфічним комплексом гірських порід - «набором» геологічних формацій. Їх вивчення є предметом формаційного аналізу.
4.2.2. Земна кора океанічного типу

Найбільш достовірні дані отримані по формаціям земної кориокеаніческого типу, що складають океанічні западини. Істотний внесок в їх вивчення внесли американські вчені, які здійснювали протягом кількох десятиліть підводне буріння в океанічних западинах. Багатоступінчастий процес формування океанічних западин можна уявити, звівши докупи його стадії, що відбуваються в різних областях земної кулі. На першому етапі (стадії) розвитку океанічної западини під впливом глибинного массоенергообмена в літосфері виникала зона напруг, в якій формувалися грабенообразниє структури. Їх прикладами можуть служити Рейнський грабен, що розділяє Вогези і Шварцвальд, западина Телецкого озера в Гірському Алтаї, Ферганська долина в Тянь-Шані. Найбільшим з сучасних грабенов є западина озера Байкал. Якщо напруга в зоні зберігалося, то формувалася ланцюг грабенов. Прикладом є система Великих Африканських озер в Південно-Східній Африці. На наступному етапі грабени з'єднувалися, утворюючи вузьку глибоку западину із земною корою океанічного типу. В даний час прикладом такої западини є Червоне море, що відділяє Аравійський півострів від Африканського континенту. При подальшому розширенні грабена Червоного моря утворюється спорудження типу Мозамбікського протоки, що відокремлює від Африки о. Мадагаскар, а потім - океанічна западина.

За латералі області поширення океанічної кори підрозділяються на океанічні платформи, територіально більш-менш збігаються з ложем Світового океану, серединно-океанічні хребти і зони Трансформаційний розломів. океанічні платформи (Ріс.93) за характером рельєфу діляться на улоговини і підводні асейсмічнимі хребти. В улоговинах глибина океанів становить 3-6 км, іноді досягаючи 7 км. В Атлантичному океані виділяється 7 улоговин, в Індійському - 5, в Тихому - 9, в Північному Льодовитому - 4. Рельєф днища улоговин визначається потужністю осадового шару, мінливої ??в широких межах, в залежності від припливу теригенно матеріалу на одиницю площі океанічної западини. У Тихоокеанської западині, де він порівняно невеликий, розвинений крупнохолмістий і горбистий підводний рельєф за рахунок вулканічних будівель заввишки до декількох сотень метрів. Найбільші вулканічні споруди, що досягають поверхні океану або навіть підносяться над нею у вигляді островів, отримали назву підводних гір. У Індоокеанском западині велика потужність осадового шару спостерігається поблизу гирла великих річок типу Гангу, де формуються потужні конуса виносу. В силу цього значного поширення має рівнинний рельєф океанічного дна. Океанічні платформи Атлантичного океану, що характеризується ще більшим припливом теригенно матеріалу, мають рівнинний рельєф (хвилясті і плоскі рівнини). Найбільша потужність осадового шару спостерігається в Північному Льодовитому океані. асейсмічнимі хребти (Не плутати зі серединно-океанічними хребтами) висотою 1-2 км характеризуються лінійними обрисами. Вершини хребтів, що піднімаються над поверхнею океану, утворюють острови (рис. 93, 8).

Осадовий шар океанічних платформ докладно описаний в розділі «фаціальні аналізу». Він складний горизонтально залягають неметаморфізованних опадами: илами і червоною глибоководної глиною. Внаслідок руху літосферних плит від зони спрединга до зони субдукції в осадовому шарі немає порід древнє середньої юри (віком близько 150 млн. Років). «Базальтовий» шар океанічних платформ підрозділяється на власне базальтовий і габро-перідотітового, мабуть, близький по хіміко-мінералогічного складу підстильної його мантії. Корисні копалини осадового шару океанічних платформ є залізомарганцевих конкреції, що відкладаються на глибинах близько 4000 м.

Серединно-океанічні хребти - головна на Землі область спрединга (рис. 93, 2) - утворюють гігантську гірську систему, простягає через все океанічні западини і займає близько 1/6 їх сумарної площі. Довжина гірської системи - близько 60 тис. Км, ширина - від 500 до 2000 км, перевищення над абиссальной рівниною - 3-4 км. У поперечному перерізі серединно-океанічного

хребта (рис. 95) виділяється чотири зони: дві флангових, гребневая і осьова. флангові зони шириною в сотні кілометрів характеризуються нізкогорним рельєфом, обумовленим малою потужністю осадового шару. У міру віддалення від осьової зони серединно-океанічного хребта, потужність опадів збільшується, і низькогірний рельєф поступово переходить в рельєф горбистій рівнини. Гребньова зона, Розбита трансформними розломами на вузькі (1-10 км завширшки) блоки, підноситься над фланговими зонами на 1,5-2 км. осьова зона в типовому вигляді являє собою рифт - вузьку (25-30 км) U-подібну крутосклонному депресію (грабен) глибиною 5-7 км. Вона характеризується потужними виливами базальтової лави, підвищеним тепловим потоком з глибин Землі, високою сейсмічністю, наявністю

Мал. 95. Серединно-Атлантичний

хребет

гідротермальних джерел. На деяких ділянках серединно-океанічних хребтів осьова зона виражена не рифтом, а підняттям,

утворився за рахунок лави. Описане вище будова характерна для серединно-океанічних хребтів Атлантичного, Північного Льодовитого і, почасти, Індійського океанів. У Тихому океані і на півдні Індійського океану зони спрединга виражені в рельєфі НЕ хребтами, а пологосклоннимі височинами шириною до 1000 км - серединно-океанічними підняттями (Південно і Східно-Тихоокеанське).

Трансформаційний розломи, субперпендікулярно перетинають серединно-океанічні хребти, зміщують в горизонтальному напрямку їх осьові Рифт на десятки і сотні кілометрів (рис. 95).

Застигла лава осьової зони серединно-океанічних хребтів розглядається деякими дослідниками як особлива геологічна формація. Її древнім аналогом, можливо, є офіоліти - Комплекс магматичних порід основного і ультраосновних складу, нерідко Підстилаюча серпентинітами. Наявність офиолитов в межах континентів розглядається як доказ перетворення земної кори океанічного типу в континентальну. Осадовий шар в зонах Трансформаційний розломів і серединно-океанічних хребтів має дуже обмежене поширення і часто відсутня. «Базальтовий» шар характеризується зменшеною потужністю базальтів, в силу чого його габро-перідотітового складова підходить близько до поверхні дна. Тут спостерігаються підвищені значення сили тяжіння і посилений тепловий потік з надр Землі. Деякі автори виділяють особливий - георіфтогенальний - Тип земної кори, характерний для серединно-океанічних хребтів і зон Трансформаційний розломів.

 



Попередня   16   17   18   19   20   21   22   23   24   25   26   27   28   29   30   31   Наступна

аммоноидеи | Б - відбиток на пісковику окремих ниток | Полюють на аммонитов | Дріопітек (P3). | ЗАГАЛЬНІ ПОЛОЖЕННЯ | стратиграфія | фаціальний аналіз | Фації нормальноморскіх басейнів | Перехідні фації. | континентальні фації |

загрузка...
© um.co.ua - учбові матеріали та реферати