Температурний режим земної кори
Температура земної кори визначається внутрішнім теплом планети. Лише порівняно тонкий приповерхневий шар (у помірних широтах — до глибини 20 м від поверхні) прогрівається Сонцем і відчуває сезонні коливання температури. Пересічно температура у товщі кори зростає на 3°С при зануренні на кожні 100 м, досягаючи на межі з мантією 500-1000°С (цю межу часто називають за іменем її першовідкривача — югославського сейсмолога А.Мохоровичича, або скорочено — «поверхня Мохо»).
З глибиною зростає і тиск у земній корі, сягаючи у її нижніх шарах 10000 атмосфер.
Середня густина речовини в корі становить 2,74 г/см3 (граніт), зростаючи у базальтовому горизонті до 3,5 г/см3.
За сучасними уявленнями, кора виплавлялася з речовини мантії у процесі її тривалої фізико-хімічної та гравітаційної диференціації. При цьому формувалися базальтовий та гранітний горизонти, а осадовий шар утворився дещо пізніше, як наслідок руйнування більш древніх відкладів.
Вся історія земної кори являє собою безперервний процес формування і розвитку найрізноманітніших піднять і прогинів. У рухомих (так званих геосинклінальних) зонах прогини і підняття мають видовжену форму (іноді на сотні і тисячі кілометрів), де швидкість вертикальних переміщень вимірюється сантиметрами на рік, а загальна їх амплітуда сягає кількох кілометрів. Такі підняття і прогини зумовлюють контрастне почленування земної поверхні на крупні форми рельєфу — гори, западини тощо. В той же час у більш стабільних ділянках кори (платформах) зони піднять та прогинів охоплюють великі площі, мають здебільшого округлу або неправильну форму у плані, а швидкість вертикальних переміщень не перевищує міліметрів (або й частки міліметра) на рік, утворюючи тут області з незначними контрастами поверхні. Більш детально на характеристиці перебудовчих процесів, які зароджуються у мантії Землі і називаються тектонічними, ми зупинимося у спеціальному розділі.
г. Мантія Землі
Мантією називають проміжну (між земною корою і ядром) оболонку, що простягається до глибини 2900 км і відрізняється від кори головним чином за фізичними параметрами. Складена переважно з оксидів Si, Mg, Fe.
Густина речовини зростає з глибиною від 3,6 до 5,5 г/см3; тиск на межі з ядром перевищує 1,3 млн. атм., а температура збільшується від 1000-1200°С у верхніх шарах до 3800-4700°С поблизу нижньої границі. Наведені цифри, звичайно, досить наближені, оскільки одержані вони не прямими спостереженнями, а за допомогою комплексу побічних методів (геофізичних тощо). ^ 3 точки зору морфогенезу (рельєфотворення) особливу цікавість становить верхня мантія (до глибини 300-400 км від поверхні Землі), де на глибинах 100-350 км розміщується зона відносного пом’якшення і рухомості порід — астеносфера. Тут температури зростають більш інтенсивно, ніж густина, в зв’язку з чим достатньо навіть незначного зменшення тиску, щоб речовина астеносфери розплавилася, утворюючи високотемпературну тістоподібну масу — магму (від грецьк. -«місиво»). При плавленні зменшується густина речовини, отже, зростає її об’єм, і магма вривається (вивергається) в земну кору, застигаючи в ній (інтрузивний магматизм), або й повністю прориває товщу кори і виливається на її поверхню (ефузивний магматизм або вулканізм). Частина верхньої мантії, розташована над астеносферою, разом із земною корою утворюють єдиний генетичний комплекс, відомий під назвою літосфера (з грецьк. — «кам’яна оболонка»).
З верхньою мантією Землі, крім магматизму, пов’язані також землетруси, тектонічні зрушення у земній корі та на її поверхні. Саме зважаючи на важливість процесів, що протікають у верхніх шарах мантії, з 1960 р. здійснюється міжнародний дослідницькій проект «Верхня мантія Землі», розрахований на кілька десятиріч. Активну участь у реалізації цього проекту беруть і фахівці України, хоч в останні роки через відому економічну скруту в державі реалізація спеціальних робіт за його програмою тимчасово призупинена.
Серед процесів у більш глибоких шарах мантії (нижня мантія), які мають геоморфологічне значення, відзначимо диференціацію речовини (важкі елементи опускаються до центру Землі, формуючи її ядро, а більш легкі витискуються до поверхні). Ці конвекційні потоки речовини виступають як головний рушійний механізм у розвитку планети. Так, замикаючись у верхній мантії, згадані переміщення призводять до утворення горизонтальних астеносферних течій. Не дивлячись на незначну швидкість (сантиметри на рік), ці течії зумовлюють розкол літосфери на окремі брили і спричинюють їх переміщення у просторі, відоме під назвою дрейф материків.
Перейти на страницу: 1 2 3
Інші цікаві матеріали
Демографічна ситуація в Донецькій області за період 1991-2010 рр.
Стан
і розвиток суспільства визначається в значній мірі кількістю і складом його
населення, його трудовим і, у тому числі, творчими можливостями.
Демографія
— це наука про закони відтворення населення в їх суспільно- …
Дослідження яружно-балочного рельєфу Кривбасу як одного з елементів знань про природу рідного краю на заняттях географічного гуртка
Однією з базових складових частин географічної освіти є
знання про найближче географічне оточення – природу рідного краю. Найбільш
ефективному і поглибленому засвоєнню краєзнавчого матеріалу сприяє активне
самостійне до …
Ґрунти Українських Карпат
Ґрунт — це особливе природно-історичне тіло, складна
поліфункціональна чотирифазна структурна система у поверхневій частині кори
вивітрювання гірських порід, яка є комплексною функцією гірської породи,
організмів, кліма …
Источник
Матеріал з Вікіпедії — вільної енциклопедії.
У Вікіпедії є статті про інші значення цього терміна: Кора.
Земна́ кора́ — зовнішній шар земної кулі, одна зі структурних оболонок планети, як ядро, мантія. Земна кора є твердим утворенням товщиною 5—40 км, що становить 0,1—0,5 % радіуса Землі. Від мантії Землі відокремлена поверхнею Мохоровичича. Фактично земна кора ніби плаває на поверхні магми, і тому на планеті спостерігаються її деформації та рухи. В основі сучасних уявлень про структуру лежать геофізичні дані про швидкість поширення пружних (переважно поперечних) хвиль.
Типи земної кори[ред. | ред. код]
Схематичний профіль перехідної зони «континент-океан»
Земна кора відрізняється під материками та океанами за складом та потужністю. Розрізняють материкову та океанічну земну кору, що різняться за складом, будовою, потужністю й іншими характеристиками. У залежності від густини порід, що її складають, у корі виділяють три шари: «базальтовий», «гранітний» та осадовий.
Потужність континентальної кори в залежності від тектонічних умов становить від 25-45 км (на платформах) до 60-80 км (в областях гороутворення). У континентальній корі розрізняють осадовий (до 20-25 км), «гранітний» або «гранітно-метаморфічний» (в середньому 15 км, густина порід 2,6-2,7 т/м³) і «базальтовий» (20-35 км, густина порід 2,7-3,0 т/м³) шари. Назви «гранітного» і «базальтового» шарів умовні і історично пов’язані з виділенням межі Конрада, яка їх розділяє. Обидва ці шари іноді об’єднують в поняття консолідованої кори.
Основна відмінності океанічної кори від континентальної — відсутність «гранітного» шару, істотно менша потужність (2-10 км), більш молодий вік (юра, крейда, кайнозой), велика латеральна однорідність. Океанічна кора складається з трьох шарів. Перший шар, або осадовий, має потужність до 1-2 км. Другий шар — вулканічний, або акустичний підмурівок, має в середньому потужність 1-2 км (за іншими даними, 1,2-1,8 км). Детальні дослідження дозволили розділити його на три горизонти (2А, 2В і 2С). Третій шар океанічної кори — «базальтовий» потужністю 4-8 км (інші дані — від 2 до 5 км).
Вік[ред. | ред. код]
Материкова земна кора є послідовним нашаруванням осадових гірських порід різного віку. Нижні горизонти таких нашарувань є найстаршими. Часто вони можуть бути метаморфізованими, тобто такими, які пройшли певну термічну обробку в земних надрах. Вік гірських порід визначають застосовуючи спеціальні методи. Цим займається наука геохронологія. Великою кількістю радіологічних досліджень доведено, що вік найстарших гірських порід земної кори за торієм-232 є не більшим ніж 3,5 мільярда років. Тому прийнято вважати, що вік найстарших гірських порід земної кори не перевищує 3,5 млрд років — а вік нашої планети — приблизно 5 млрд. років.
Протягом перших 2 млрд років, можливо, сформувалося від 50 % до 70-80 % всієї сучасної континентальної кори, в наступні 2 млрд років — щонайбільше 40 %, і лише близько 10 % — за останні 500 млн років, тобто у фанерозої. Переломний момент в розвитку земної кори мав місце у пізньому докембрії, коли в умовах існування великих плит вже зрілої континентальної кори стали можливі великомасштабні горизонтальні переміщення, що супроводжувалися субдукцією та обдукцією новоутвореної літосфери. З цього часу утворення і розвиток земної кори відбувається в геодинамічній обстановці, зумовленій механізмом тектоніки плит.
Рухи[ред. | ред. код]
Земна кора, як і гідросфера, є рухомою системою. Глибинними розломами земна кора розділена на блоки. В результаті взаємодії двох сил — тяжіння Землі до Місяця і відцентрової внаслідок обертання Місяця навколо Землі, виникають добові вертикальні рухи земної кори а також припливи і відпливи води в океанах і морях. Подібно такі рухи відбуваються за рахунок обертання Землі разом з Місяцем довкола Сонця. Встановлено, що такі плавні рухи земної кори відбуваються двічі протягом доби і досягають амплітуди декількох десятків сантиметрів. Напрямки цих рухів не є постійними, вони періодично змінюються. У масштабі мільйонів років вони викликали затоплення морем величезних територій і навпаки — виникнення та ріст гірських масивів. Унаслідок такого піднімання земної кори ростуть молоді гори, наприклад структури альпійської гірської системи, до якої належать і Крим, і Карпати. Геофізичними дослідженнями встановлено, що зараз поверхня Карпат піднімається зі швидкістю 0,1 — 10 мм за рік.
Коливальні рухи земної кори[ред. | ред. код]
Повільні плавні безперервні вертикальні переміщення мас гірських порід; одна з форм тектонічних рухів. Причину їх вбачають у глибинних процесах, що відбуваються в мантії Землі, деякі вчені — у космогенних процесах. Коливальні рухи земної кори впливають на зміни рівня Світового океану, що є однією з причин трансгресій та регресій моря, на склад, шаруватість і потужність осадів, на інтенсивність процесів денудації тощо.
Радіальні рухи земної кори[ред. | ред. код]
Рухи земної кори, паралельні радіусу Землі. Протікають повільно або швидко, при землетрусах — стрибкоподібно. Нерідко називаються коливальними рухами земної кори.
Основні тектонічні елементи земної кори[ред. | ред. код]
Найбільш древні і тектонічно малорухливі обширні області материків — древні платформи (кратони), утворені фундаментом з метаморфічних порід докембрійської, в основі архейської і ранньопротерозойської доби, які виступають на поверхню в межах щитів, і платформних чохлів. Євразія поділяється на такі платформи: Східноєвропейська, Сибірська, Китайсько-Корейська, Південнокитайська, Індостанська, Аравійська. На других материках — по одній платформі більш великих розмірів. Інший основний тип тектонічних областей материків і перехідних зон — широкі і досить протяжні рухомі пояси, що виникли 1,6-1 млрд років тому і які протягом пізнього протерозою і фанерозою пройшли складну історію тектонічного розвитку.
Головні типи сучасних тектонічних областей ложа океанів — їх рухомі зони — так звані серединно-океанічні рифтові пояси і розташовані між ними і околицями материків більш стабільні області — океанічні плити.
| Глибина[3] км | Шари | Щільність г/см³ | |
|---|---|---|---|
| 0-60 | Літосфера | — | |
| 0-35(75) | Земна кора | 2,2-2,9 | |
| 35-60 | … Верхня мантія Землі | 3,4-4,4 | |
| 35-2890 | Мантія | 3,4-5,6 | |
| 70—150(400) | … Астеносфера | — | |
| 2890-5100 | Зовнішнє ядро | 9,9-12,2 | |
| 5100-6378 | Внутрішнє ядро | 12,8-13,1 |
Хімічний склад[ред. | ред. код]
Більшість (99,79 %) маси кори припадає усього на 9 елементів, масові частки яких представлені в наступній таблиці[4]:
Оскільки кисень і кремній є найбільш поширеними елементами, їх сполуки — силікати, є основними породооутворюючими породами земної кори.
Див. також[ред. | ред. код]
- Континентальна земна кора
- Океанічна земна кора
- Перехідні зони «континент-океан»
Примітки[ред. | ред. код]
Джерела[ред. | ред. код]
- Дослідження гравітаційного поля, топографії океану та рухів земної кори в регіоні Антарктики: монографія / О. М. Марченко, К. Р. Третяк, А. Я. Кульчицький та ін. ; за заг. ред. О. М. Марченка, К. Р. Третяка ; М-во освіти і науки, молоді та спорту України, Нац. ун-т «Львів. політехніка». — Л. : Вид-во Львів. політехніки, 2012. — 308 c. : іл., 6 окр. арк. іл. — Бібліогр.: с. 294—304 (221 назва). — ISBN 978-617-607-206-5
- Мала гірнича енциклопедія : у 3 т. / за ред. В. С. Білецького. — : Східний видавничий дім, 2004—2013.
- Третяк П. Р. Лісівнича історія. Навчальний посібник. — Львів, 2002.
Источник
3. Положення, хімічний склад, термічний режим земної кори
Верхня тверда геосфера йменується земною корою. Це поняття пов’язане з ім’ям югославського геофізика А.Мохоровичича, що встановив, що у верхній товщі Землі сейсмічні хвилі поширюються повільніше, ніж на більших глибинах. Згодом цей верхній шар був названий земною корою, а границя, що відокремлює земну кору від мантії Землі, — границею Мохоровичича, або, скорочено, — Мохів. Потужність земної кори мінлива. Під водами океанів вона не перевищує 10-12 км, а на континентах становить 40-60 км, (що становить не більше 1% земного радіуса), рідко збільшуючись у гірських районах до 75 км. Середня потужність кори приймається рівної 33 км, середня маса — 3(10 25 р.
По геологічним і геохімічним даним до глибини 16 км підрахований усереднений хімічний склад порід земної кори. Ці дані постійно уточнюються й на сьогодні виглядають у такий спосіб: кисень — 47%, кремній — 27,5, алюміній — 8,6, залізо — 5, кальцій, натрій, магній і калій — 10,5, на всі інші елементи доводиться близько 1,5%, у тому числі на титан — 0,6%, вуглець — 0,1, мідь — 0,01, свинець — 0,0016, золото — 0,0000005%. Очевидно, що перші вісім елементів становлять майже 99% земної кори й тільки 1% падає на інші (більше сотні!) елементи таблиці Д.И. Менделєєва. Питання про сполуку більше глибоких зон Землі залишається спірним. Щільність порід, що складають земну кору, із глибиною зростає. Середня щільність порід у верхніх обріях кори 2,6-2,7 г/см3, прискорення сили ваги на її поверхні 982 див/з2. Знаючи розподіл щільності й прискорення сили ваги, можна розрахувати тиск для будь-якої крапки радіуса Землі. На глибині 50 км, тобто приблизно в підошви земної кори, тиск становить 13000 атм.
Температурний режим у межах земної кори досить своєрідний. На деяку глибину в надра проникає теплова енергія Сонця. Добові коливання температури спостерігаються на глибинах від декількох сантиметрів до 1-2 м. Річні коливання в помірних широтах досягають глибини 20-30 м. На цих глибинах залягає шар порід з постійною температурою — ізотермічний обрій. Його температура дорівнює середній річній температурі повітря в даному регіоні. У полярних і екваторіальних широтах, де амплітуда коливання річних температур мала, ізотермічний обрій залягає близько до земної поверхні. Верхній шар земної кори, у якому температура міняється по сезонах року, називається активним. У Москві, наприклад, активний шар досягає глибини 20 м.
Нижче ізотермічного обрію температура підвищується. Підвищення температури із глибиною нижче ізотермічного обрію обумовлено внутрішнім теплом Землі. У середньому збільшення температури на 1(Зі здійснюється при загубленні в земну кору на 33 м. Ця величина називається геотермічним щаблем.
Разом з верхнім твердим шаром мантії земна кора поєднується поняттям літосфера, сукупність же кори й верхньої мантії прийнято йменувати тектоносферою.
4. Земна кора й геологічне літочислення
При вивченні історії розвитку земної кори важливо знати час утворення гірських порід і мінералів, хронологічну послідовність геологічних подій.
Джерелом інформації про розвиток Землі в часі, насамперед є осадові гірські породи, які в переважній більшості сформувалися у водному середовищі й тому залягають шарами.
Ніж глибше від земної поверхні лежить шар, тим раніше він утворився й, отже, є більше древнім стосовно будь-якого шару, що розташований ближче до поверхні і є більше молодим. На цьому простому міркуванні ґрунтується поняття відносного віку, що лягло в основу відносної геохронології.
Відносний вік порід легко встановлюється у випадку горизонтального залягання шарів. Наприклад, у береговому обриві зверху долілиць легко різняться шари піску, глини й вапняку. Найбільш древньою породою тут буде вапняк, потім утворився шар глини й наймолодшим є шар піску. Якщо поблизу в іншому оголенні виявляється та ж послідовність порід (знизу нагору: вапняк, глина, пісок), ми можемо припустити, що однойменні шари одновікові.
Однак зіставлення порід по сполуці ефективно тільки для вв’язування порід на невеликих відстанях. Багато порід, різні за віком, мають подібна сполука, і навпроти, одновікові, але породи, що утворилися в різних умовах, будуть відрізнятися по сполуці. Тому найбільш достовірне визначення відносного віку по залишкам рослинних і тваринних організмів — скам’янілостям, що збереглися в породах. Відкладення одного віку, якщо вони сформувалися в подібних умовах, містять подібні або однакові скам’янілості. Це дозволяє зіставляти одновікові товщі, якщо вони мають різну сполуку й розташовані в різних регіонах Землі.
Самі тривалі тимчасові інтервали у відносній геохронології — зони; зони діляться на ери, ери — на періоди, періоди — на епохи, епохи — на століття й т.д. За відрізок часу, рівний зоні, нагромадилася товща осадових порід, що відповідає зоно темі, за еру – ера темі, за період — системі, за епоху — відділу, за століття — ярусу й т.д. На відміну від відносної абсолютна геохронологія покликана виміряти геологічний час в астрономічних одиницях — роках. Існують дві групи методів визначення абсолютного віку: сезонно-кліматичні й радіологічні. Сезонно-кліматичні методи застосовні до порід, що мають сезонну шаруватість, і зводиться до підрахунку сезонних шарів. Радіологічні (ізотопні) методи ґрунтуються на визначенні віку мінералів по розпаду радіоактивних ізотопів, які в малих кількостях входять у кристалічну решітку багатьох мінералів. Тому що процес розпаду здійснюється з постійною швидкістю, результати визначень є незалежними від тих або інших умов середовища. Найбільше часто для абсолютних датувань використовують 235U, 40K, 87Rb, 147Sm, 14C. Крім того, додатковим методом геохронологічного розчленовування порід є вивчення палеомагнетизму, на основі чого складена палеомагнітна шкала часу. Ізотопні й палеомагнітні методи особливо важливі для визначення віку магматичних і метаморфічних порід.
Раздел: География
Количество знаков с пробелами: 20254
Количество таблиц: 1
Количество изображений: 0
… Земли по характеру изменения скоростей распространения упругих волн позволило К. Буллену (1956), а затем Б. Гутенбергу (1963) построить реальную модель внутреннего строения планеты (см. рис. III.2). Ниже приведена таблица основных границ и скоростей распространения волн внутри Земли, а также фактора Q, характеризующего затухание волн внутри сферических оболочек. Таблица III.1 Положение границ, …
… Венера – планета с самыми жесткими условиями (среди планет данной группы). Многие называют Марс «колыбелью великой древней цивилизации», другие – просто еще одной «мертвой» планетой Солнечной системы. Марс находится на минимальном расстоянии от Земли во время противостояний, происходящих с интервалами в 779,94 земных суток. Однако раз в 15-17 лет происходит так называемое великое противостояние …
… Внеатмосферные наблюдения Луны и планет, звёзд и туманностей, межпланетной и межзвёздной среды очень обогатили наши знания о природе и физических свойствах этих объектов. Отличительные особенности планет земной группы от планет-гигантов. Сравнительная таблица основных показателей планет земной группы и планет-гигантов: Показатель. Группа планет. …
… 14 1982 Підтвердження того, що сірка — основний елемент в складі хмарного шара Венера — 13, 14 1982 Радіолокаційна зйомка поверхні і побудова карт північної півкулі планети Венера — 15, 16 1984 Дослідження характеристик аерозолю Вега — 1, 2 1985 Програма
«Магеллан» Хоч наші знання про атмосферу Венери і крупномасштабної характеристики її поверхні, отримані внаслі …
Источник
