Kontinentálna kôra sa zložením aj štruktúrou výrazne líši od oceánskej. Jeho hrúbka sa pohybuje od 20-25 km pod ostrovnými oblúkmi a oblasťami s prechodným typom kôry až po 80 km pod mladými zloženými pásmi Zeme, napríklad pod Andami alebo alpsko-himalájskym pásom. V priemere je hrúbka kontinentálnej kôry pod starovekými platformami približne 40 km a jej hmotnosť vrátane subkontinentálnej kôry dosahuje 2,2510 × 25 g. Reliéf kontinentálnej kôry je veľmi zložitý. Rozlišuje však rozsiahle pláne vyplnené sedimentmi, ktoré sa zvyčajne nachádzajú nad proterozoickými platformami, výbežky najstarších (archejských) štítov a mladšie horské systémy. Reliéf kontinentálnej kôry sa vyznačuje aj maximálnymi výškovými rozdielmi, dosahujúcimi 16-17 km od úpätí kontinentálnych svahov v hlbokomorských priekopách až po najvyššie vrcholy hôr.

Štruktúra kontinentálnej kôry je veľmi heterogénna, ale rovnako ako v oceánskej kôre sa v jej hrúbke, najmä na starovekých platformách, niekedy rozlišujú tri vrstvy: horná sedimentárna a dve spodné vrstvy zložené z kryštalických hornín. Pod mladými pohyblivými pásmi je štruktúra kôry zložitejšia, hoci jej všeobecná disekcia sa blíži dvojvrstvovej.

Sedimentárna vrstva na kontinentoch bola celkom podrobne študovaná pomocou metód geofyzikálneho prieskumu a priamych vrtov. Štruktúra povrchu spevnenej kôry v miestach, kde bola na starovekých štítoch odkrytá, bola skúmaná jednak priamymi geologickými a geofyzikálnymi metódami, jednak na kontinentálnych plošinách pokrytých sedimentmi, najmä metódami geofyzikálneho výskumu. Zistilo sa teda, že rýchlosti seizmických vĺn vo vrstvách zemskej kôry stúpajú zhora nadol z 2-3 na 4,5-5,5 km/s v nižších sedimentárnych vrstvách; do 6-6,5 km/s v hornej vrstve kryštalických hornín a do 6,6-7,0 km/s v spodnej vrstve kôry. Takmer všade je kontinentálna kôra, podobne ako tá oceánska, podložená vysokorýchlostnými horninami hranice Mokhoroviča s rýchlosťami seizmických vĺn od 8,0 do 8,2 km/s, ale to sú už vlastnosti subkôrovej litosféry zloženej z hornín plášťa.

Hrúbka hornej sedimentárnej vrstvy kontinentálnej kôry sa mení v širokom rozmedzí - od nuly na starých štítoch po 10-12 a dokonca 15 km na pasívnych okrajoch kontinentov a v okrajových žľaboch platforiem. Priemerná hrúbka sedimentov na stabilných proterozoických platformách sa zvyčajne blíži k 2-3 km. V sedimentoch na takýchto plošinách prevládajú ílovité sedimenty a uhličitany z plytkých morských panví. V predhlbinách a na pasívnych okrajoch kontinentov atlantického typu začínajú sedimentárne úseky spravidla hrubou klastickou fáciou, ktorú proti prúdu vystriedajú piesčito-hlinité usadeniny a karbonáty pobrežných fácií. Na báze, ako aj v najvrchnejších častiach úsekov sedimentárnych vrstiev okrajových žľabov sa niekedy nachádzajú chemogénne sedimenty - evapority, ktoré vyznačujú podmienky sedimentácie v úzkych polouzavretých morských panvách so suchou klímou. Takéto povodia zvyčajne vznikajú iba v počiatočnom alebo konečnom štádiu vývoja morských povodí a oceánov, ak sa, samozrejme, tieto oceány a panvy v čase svojho vzniku alebo uzavretia nachádzali v suchých klimatických zónach. Príkladmi ukladania takýchto útvarov v počiatočných štádiách formovania oceánskych panví sú evapority na báze sedimentárnych úsekov afrických šelfových zón v Atlantickom oceáne a soľné ložiská Červeného mora. Príkladmi ukladania soľných útvarov obmedzených na uzatváracie panvy sú evapority reno-hercýnskej zóny v Nemecku a permské sekvencie s obsahom soli a sadry v okrajovej predhlbni Cis-Ural na východe Ruskej platformy.

Vrchnú časť úseku spevnenej kontinentálnej kôry predstavujú spravidla staré, prevažne prekambrické horniny granitovo-rulového zloženia alebo striedanie granitoidov s pásmi zelenkastých hornín základného zloženia. Niekedy sa táto časť úseku tvrdej kôry nazýva „žulová“ vrstva, čím sa zdôrazňuje prevaha hornín granitoidnej série v nej a podriadenosť bazaltoidov. Horniny „žulové“ vrstvy sú zvyčajne premenené procesmi regionálnej metamorfózy až po amfibolitovú fáciu vrátane. Horná časť tejto vrstvy je vždy denudačným povrchom, pozdĺž ktorého kedysi dochádzalo k erózii tektonických štruktúr a vyvrelinových útvarov dávnych zvrásnených (horských) pásov Zeme. Nadložné sedimenty na podložiach kontinentálnej kôry sa preto vyskytujú vždy so štruktúrnou nekonformitou a spravidla s veľkým časovým posunom veku.

V hlbších častiach zemskej kôry (približne v hĺbkach okolo 15-20 km) je často vysledovaná rozptýlená a nestabilná hranica, pozdĺž ktorej sa rýchlosť šírenia pozdĺžnych vĺn zvyšuje asi o 0,5 km/s. Toto je takzvaná Konradova hranica, ktorá načrtáva zhora spodnú vrstvu kontinentálnej kôry, niekedy podmienečne nazývanú „čadič“, hoci stále máme veľmi málo konkrétnych údajov o jej zložení. S najväčšou pravdepodobnosťou sú spodné časti kontinentálnej kôry tvorené horninami stredného a základného zloženia, metamorfovanými na amfibolit alebo až granulitovú fáciu (pri teplotách nad 600 °C a tlaku nad 3–4 kbar). Je možné, že na základni tých blokov kontinentálnej kôry, ktoré sa kedysi vytvorili v dôsledku kolízií ostrovných oblúkov, môžu byť fragmenty starovekej oceánskej kôry, vrátane nielen základných, ale aj hadovitých ultrabázických hornín.

Heterogenita kontinentálnej kôry je obzvlášť dobre viditeľná aj pri obyčajnom pohľade na geologickú mapu kontinentov. Samostatné a úzko prepojené bloky kôry, heterogénne v zložení a štruktúre, sú geologické štruktúry rôzneho veku - pozostatky starovekých zložených pásov Zeme, ktoré sa postupne pripájajú počas rastu kontinentálnych más. Niekedy sú takéto štruktúry naopak stopami bývalých rozdelení starých kontinentov (napríklad aulacogenes). Takéto bloky sú zvyčajne vo vzájomnom kontakte pozdĺž zón stehov, ktoré sa často nazývajú, nie veľmi úspešne, hlboké chyby.

Štúdie hlbokej štruktúry kontinentálnej kôry uskutočnené v poslednom desaťročí seizmickou metódou odrazených vĺn s akumuláciou signálu (projekt COCORT) ukázali, že zóny stehov oddeľujúce zložené pásy rôzneho veku sú spravidla obrovským ťahom. chyby. Náporné plochy, ktoré sú v horných častiach kôry strmé, sa s hĺbkou rýchlo vyrovnávajú. Horizontálne sú takéto ťahové štruktúry často vysledované na mnoho desiatok až stoviek kilometrov, pričom v hĺbke sa niekedy približujú k samotnej základni kontinentálnej kôry, označujúc staré a teraz mŕtve zóny podsunu litosférickej dosky alebo súvisiace sekundárne ťahy.

Svojho času som čítal veľa kníh od Wellsa, Doyla, Verna a každý z týchto autorov má dielo popisujúce podmorský život. Spravidla uvádza črty života na dne oceánu alebo prenikania cez zemskú kôru. Preto som chcel prísť na to, ako sa pevnina líši od morského dna.

Kontinentálna kôra sa líši od oceánskej

Hlavným rozdielom medzi nimi bude samozrejme ich umiestnenie: prvý nesie celú pevninu a kontinenty a druhý - moria, oceány a skutočne všetky vodné útvary. Ale líšia sa aj inými spôsobmi:

• prvý pozostáva z granulitov, druhý - z čadiča;
• kontinentálna kôra je hrubšia ako oceánska;
• pozemná kôra je v oblasti horšia ako oceánska, ale vyhráva v celkovom objeme;
• oceánska kôra je pohyblivejšia a dokáže sa vrstviť na kontinentálnu.

Proces opísaný v poslednom odseku sa nazýva obdukcia a znamená vrstvenie tektonických dosiek na seba.

Hlavné charakteristiky kontinentálnej kôry

Takáto kôra sa tiež nazýva kontinentálna a pozostáva z 3 vrstiev.

1. Vrchná sedimentárna – tvoria ju horniny rovnakého mena, rôzneho pôvodu, veku, polohy. Jeho hrúbka zvyčajne dosahuje 25 km.
2. Stredne granitovo-metaforické – vytvorené z kyslých hornín, zložením podobné žule. Hrúbka vrstvy sa pohybuje od 15 do 30 km (jej najväčšiu hrúbku zaznamenávame pod najvyššími horami).
3. Spodný bazalt – tvorený metamorfovanými horninami. Jeho hrúbka dosahuje 10-30 km.

Je pozoruhodné, že tretia vrstva sa podmienečne nazýva „čadič“: seizmické vlny ňou prechádzajú rovnakou rýchlosťou, akou by prešli čadičom.

Parametre oceánskej kôry

Niektorí vedci rozlišujú iba 2 hlavné, ale podľa môjho názoru je lepšie prijať trojúrovňovú interpretáciu štruktúry tejto kôry.

1. Vrchnú vrstvu predstavujú sedimentárne horniny, ktoré môžu dosahovať hrúbku 15 km.
2. Strednú vrstvu tvoria vankúšové lávy, jej hrúbka nepresahuje 20 km.
3. Tretiu vrstvu tvoria bázické vyvreliny, jej hrúbka je 4–7 km.

Posledná vrstva sa vďaka kryštalickej štruktúre horniny nazýva aj „gabro“.

Zemská kôra je viacvrstvový útvar. Jeho vrchnú časť – sedimentárny obal, alebo prvú vrstvu – tvoria usadené horniny a sedimenty, ktoré nie sú zhutnené do stavu hornín. Nižšie, na kontinentoch aj v oceánoch, leží kryštalický základ. V jeho štruktúre spočívajú hlavné rozdiely medzi kontinentálnymi a oceánskymi typmi zemskej kôry. Na kontinentoch sa v zložení suterénu rozlišujú dve hrubé vrstvy - "žula" a čadič. Pod priepastným dnom oceánov nie je žiadna „žulová“ vrstva. Bazaltová základňa oceánu však nie je v reze v žiadnom prípade homogénna, je rozdelená na druhú a tretiu vrstvu.

Pred ultrahlbokým a hlbokomorským vrtom sa štruktúra zemskej kôry posudzovala najmä z geofyzikálnych údajov, konkrétne z rýchlostí pozdĺžnych a priečnych seizmických vĺn. V závislosti od zloženia a hustoty hornín, ktoré tvoria určité vrstvy zemskej kôry, sa výrazne menia rýchlosti prechodu seizmických vĺn. Vo vrchných horizontoch, kde prevládajú slabo zhutnené sedimentárne útvary, sú relatívne malé, kým v kryštalických horninách so zvyšovaním hustoty prudko pribúdajú.

Po prvom meraní rýchlostí šírenia seizmických vĺn v horninách oceánskeho dna v roku 1949 sa ukázalo, že rýchlostné úseky kôry kontinentov a oceánov sú veľmi odlišné. V malej hĺbke od dna, v suteréne pod priepasťou, tieto rýchlosti dosahovali hodnoty, ktoré boli zaznamenané na kontinentoch v najhlbších vrstvách zemskej kôry. Dôvod tejto nezrovnalosti bol čoskoro jasný. Faktom je, že kôra oceánov sa ukázala byť úžasne tenká. Ak je na kontinentoch hrúbka zemskej kôry v priemere 35 km a v horských vrásových systémoch dokonca 60 a 70 km, potom v oceáne nepresahuje 5–10, zriedka 15 km a v niektorých oblastiach plášť. sa nachádza takmer úplne dole.

Štandardná rýchlostná časť kontinentálnej kôry zahŕňa hornú sedimentárnu vrstvu s rýchlosťou P-vlny 1–4 km/s, strednú „žulu“ vrstvu 5,5–6,2 km/s a spodnú čadičovú vrstvu, 6,1–7,4 km /s. Predpokladá sa, že nižšie leží takzvaná peridotitová vrstva, ktorá je už súčasťou astenosféry s rýchlosťami 7,8–8,2 km/s. Názvy vrstiev sú podmienené, pretože nikto ešte nevidel skutočné súvislé úseky kontinentálnej kôry, hoci superhlboká studňa Kola už prenikla 12 km hlboko do Baltského štítu.

V priepastných panvách oceánu sa pod tenkým sedimentárnym plášťom (0,5–1,5 km), kde rýchlosti seizmických vĺn nepresahujú 2,5 km/s, nachádza druhá vrstva oceánskej kôry. Podľa amerického geofyzika J. Worzela a ďalších vedcov sa vyznačuje prekvapivo podobnými hodnotami rýchlosti - 4,93–5,23 km/s, v priemere 5,12 km/sa priemerná hrúbka pod morským dnom je 1,68 km ( v r. Atlantik - 2,28, v Pacifiku - 1,26 km). V okrajových častiach priepasti, bližšie k okrajom kontinentu, sa však hrúbky druhej vrstvy pomerne prudko zväčšujú. Pod touto vrstvou sa vyníma tretia vrstva zemskej kôry s nemenej rovnomernými rýchlosťami šírenia pozdĺžnych seizmických vĺn, rovných 6,7 km/s. Jeho hrúbka sa pohybuje od 4,5 do 5,5 km.

V posledných rokoch sa ukázalo, že rýchlostné úseky oceánskej kôry sa vyznačujú väčším rozptylom hodnôt, než sa pôvodne predpokladalo, čo je zjavne spojené s hlbokými heterogenitami, ktoré v ňom existujú (Pushcharovsky, 1987).

Ako vidíme, rýchlosti šírenia pozdĺžnych seizmických vĺn v hornej (prvej a druhej) vrstve kontinentálnej a oceánskej kôry sú výrazne odlišné.

Pokiaľ ide o sedimentárny obal, je to spôsobené prevahou starých druhohorných, paleozoických a prekambrických formácií v jeho zložení na kontinentoch, ktoré v útrobách prešli pomerne zložitými premenami. Dno oceánu, ako je uvedené vyššie, je relatívne mladé a sedimenty prekrývajúce bazalty v suteréne sú slabo zhutnené. Je to spôsobené pôsobením množstva faktorov, ktoré podmieňujú účinok nedostatočnej konsolidácie, ktorá je známa ako paradox hlbokomorskej diagenézy.

Je ťažšie vysvetliť rozdiel v rýchlostiach seizmických vĺn, keď sa šíria cez druhú („žulu“) vrstvu kontinentálnej a druhú (čadičovú) vrstvu oceánskej kôry. Napodiv, v čadičovej vrstve oceánu sa tieto rýchlosti ukázali byť nižšie (4,82–5,23 km/s) ako v „žulovej“ vrstve (5,5–6,2 km/s). Ide o to, že rýchlosti pozdĺžnych seizmických vĺn v kryštalických horninách s hustotou 2,9 g/cm 3 sa približujú k 5,5 km/s. Z toho vyplýva, že ak je „žulová“ vrstva na kontinentoch skutočne zložená z kryštalických hornín, medzi ktorými prevládajú metamorfované útvary nižších štádií premeny (podľa údajov ultrahlbokých vrtov na polostrove Kola), potom zloženie druhej vrstvy oceánskej kôry by okrem bazaltov malo zahŕňať formácie s hustotou menšou ako hustota kryštalických hornín (2–2,55 g / cm 3).

Pri 37. plavbe vrtného plavidla „Glomar Challenger“ boli skutočne odkryté skaly oceánskeho suterénu. Vrták prenikol do niekoľkých čadičových plátov, medzi ktorými sa nachádzali horizonty karbonátových pelagických sedimentov. V jednej z vrtov bola navŕtaná 80-metrová vrstva bazaltov s vápencovými medzivrstvami, v druhej 300-metrová séria hornín vulkanogénno-sedimentárneho pôvodu. Vŕtanie prvej z týchto vrtov bolo zastavené v ultramafických horninách – gabrách a ultramafických horninách, ktoré už pravdepodobne patria do tretej vrstvy oceánskej kôry.

Hlbokomorské vrty a štúdium riftových zón z podmorských plavidiel s posádkou (UAV) umožnili vo všeobecnosti objasniť štruktúru oceánskej kôry. Pravda, nemožno s istotou tvrdiť, že poznáme jeho úplný a súvislý úsek, neskreslený následnými superponovanými procesmi. V súčasnosti je horná, sedimentárna vrstva, čiastočne alebo úplne odkrytá na takmer 1000 bodoch dna, najpodrobnejšie študovaná vrtákmi Glomar Challenger a Joydes Resolution. Oveľa menej preskúmaná je druhá vrstva oceánskej kôry, ktorá bola do určitej hĺbky preniknutá oveľa menším počtom vrtov (niekoľko desiatok). Dnes je však zrejmé, že túto vrstvu tvorili najmä lávové pokryvy bazaltov, medzi ktorými sú uzavreté rôzne sedimentárne útvary malej hrúbky. Čadiče patria k odrodám tholeiitu, ktoré vznikli v podmienkach pod vodou. Sú to vankúšové lávy, často zložené z dutých lávových rúr a vankúšov. Sedimenty nachádzajúce sa medzi bazaltmi v centrálnych častiach oceánu pozostávajú zo zvyškov najmenších planktonických organizmov s uhličitanovou alebo kremičitou funkciou.

Nakoniec, tretia vrstva oceánskej kôry je identifikovaná s takzvaným pásom hrádze - sériou malých vyvrelých telies (intrúzií), ktoré sú navzájom tesne spojené. Zloženie týchto intrúzií je základné až ultrazákladné. Ide o gabro a hyperbazit, ktoré nevznikli počas výlevu magmy na povrch dna, ako bazalty druhej vrstvy, ale v hĺbke samotnej kôry. Inými slovami, hovoríme o magmatických taveninách, ktoré stuhli v blízkosti magmatickej komory bez toho, aby sa dostali na povrch dna. Ich „ťažšie“ ultramafické zloženie naznačuje zvyškový charakter týchto magmatických tavenín. Ak si pripomenieme, že hrúbka tretej vrstvy je zvyčajne 3-krát väčšia ako hrúbka druhej vrstvy oceánskej kôry, potom sa jej definícia ako bazaltickej môže zdať ako veľké zveličenie.

Podobne sa ukázalo, že „žulová“ vrstva kontinentálnej kôry, ako sa ukázalo pri vŕtaní superhlbokého vrtu Kola, nebola vôbec žula, aspoň vo svojej hornej polovici. Ako už bolo spomenuté vyššie, v úseku, ktorý tu prechádzal, dominovali metamorfované horniny nižšieho a stredného stupňa premeny. Z väčšej časti sú to staré sedimentárne horniny modifikované pri vysokých teplotách a tlakoch, ktoré existujú v útrobách Zeme. V tomto smere nastala paradoxná situácia, ktorá spočíva v tom, že dnes vieme viac o oceánskej kôre ako o kontinentálnej. A to aj napriek tomu, že prvý sa intenzívne študuje už dve desaťročia, zatiaľ čo druhý je predmetom výskumu minimálne jeden a pol storočia.

Obe odrody zemskej kôry nie sú antagonistami. V okrajových častiach mladých oceánov, Atlantiku a Indiáne, je hranica medzi kontinentálnou a oceánskou kôrou trochu „rozmazaná“ v dôsledku postupného stenčovania prvého z nich v prechodovej oblasti z kontinentu do oceánu. Celkovo je táto hranica tektonicky pokojná, t.j. neprejavuje sa ani ako silné seizmické otrasy, ktoré sa tu vyskytujú mimoriadne zriedkavo, ani ako sopečné erupcie.

Tento stav však neplatí všade. V Pacifiku je hranica medzi kontinentálnou a oceánskou kôrou možno jednou z najdramatickejších deliacich čiar na našej planéte. Čo sú teda tieto dve odrody antipódov zemskej kôry alebo nie? Zdá sa, že ich za také môžeme oprávnene považovať. Napriek existencii množstva hypotéz naznačujúcich oceánizáciu kontinentálnej kôry alebo naopak premenu oceánskeho substrátu na kontinentálny v dôsledku množstva minerálnych premien bazaltov, v skutočnosti neexistujú dôkazy priamy prechod jedného typu kôry na iný. Ako bude ukázané nižšie, kontinentálna kôra vzniká v špecifických tektonických podmienkach v aktívnych prechodových zónach medzi pevninou a oceánom a hlavne v dôsledku premeny iného typu zemskej kôry, nazývanej suboceánska. Oceánsky substrát mizne v Benioffových zónach, alebo je vytláčaný ako pasta z tuby na okraj kontinentu, alebo sa mení na tektonickú melanž (rozdrvené prízemné horniny) v oblastiach „kolabujúcich“ oceánov. O tom však viac neskôr.

Hypotézy vysvetľujúce vznik a vývoj zemskej kôry

Pojem zemská kôra.

zemská kôra je komplex povrchových vrstiev pevného telesa Zeme. Vo vedeckej geografickej literatúre neexistuje jediná predstava o pôvode a vývoji zemskej kôry.

Existuje niekoľko konceptov (hypotéz), ktoré odhaľujú mechanizmy vzniku a vývoja zemskej kôry, z ktorých najoprávnenejšie sú tieto:

1. Teória fixizmu (z lat. fixus - nehybný, nemenný) tvrdí, že kontinenty vždy zostali na miestach, ktoré momentálne zaberajú. Táto teória popiera akýkoľvek pohyb kontinentov a veľkých častí litosféry.

2. Teória mobilizmu (z lat. mobilis - mobilný) dokazuje, že bloky litosféry sú v neustálom pohybe. Tento koncept sa v posledných rokoch vytvoril najmä v súvislosti s prijímaním nových vedeckých údajov pri štúdiu dna Svetového oceánu.

3. Koncept rastu kontinentov na úkor oceánskeho dna predpokladá, že pôvodné kontinenty vznikli vo forme relatívne malých masívov, ktoré dnes tvoria staroveké kontinentálne platformy. Následne tieto masívy rástli v dôsledku vytvárania hôr na dne oceánu susediacich s okrajmi pôvodných suchozemských jadier. Štúdium oceánskeho dna, najmä v zóne stredooceánskych chrbtov, dalo dôvod pochybovať o správnosti koncepcie rastu kontinentov v dôsledku oceánskeho dna.

4. Teória geosynklinál uvádza, že zväčšenie veľkosti pevniny nastáva vytváraním pohorí v geosynklinále. Geosynklinálny proces, ako jeden z hlavných vo vývoji zemskej kôry kontinentov, je základom mnohých moderných vedeckých vysvetlení procesu vzniku a vývoja zemskej kôry.

5. Rotačná teória zakladá svoje vysvetlenie na tvrdení, že keďže obrazec Zeme sa nezhoduje s povrchom matematického sféroidu a je prestavaný v dôsledku nerovnomernej rotácie, zonálne pásy a poludníkové sektory na rotujúcej planéte sú nevyhnutne tektonicky nerovnaké. Rôznym stupňom aktivity reagujú na tektonické napätia spôsobené vnútrozemskými procesmi.

Existujú dva hlavné typy zemskej kôry: oceánska a kontinentálna. Existuje aj prechodný typ zemskej kôry.

Oceánska kôra. Hrúbka oceánskej kôry v modernej geologickej epoche sa pohybuje od 5 do 10 km. Pozostáva z nasledujúcich troch vrstiev:

1) horná tenká vrstva morských sedimentov (hrúbka nie je väčšia ako 1 km);

2) stredná čadičová vrstva (hrúbka od 1,0 do 2,5 km);

3) spodná vrstva gabra (asi 5 km hrubá).

Kontinentálna (kontinentálna) kôra. Kontinentálna kôra má zložitejšiu štruktúru a väčšiu hrúbku ako oceánska kôra. Jeho priemerná hrúbka je 35-45 km av horských krajinách sa zvyšuje na 70 km. Skladá sa tiež z troch vrstiev, ale výrazne sa líši od oceánu:

1) spodná vrstva zložená z bazaltov (hrubá asi 20 km);

2) stredná vrstva zaberá hlavnú hrúbku kontinentálnej kôry a podmienečne sa nazýva žula. Tvoria ho prevažne žuly a ruly. Táto vrstva sa nerozprestiera pod oceánmi;

3) horná vrstva je sedimentárna. Jeho priemerná hrúbka je asi 3 km. V niektorých oblastiach dosahuje hrúbka zrážok 10 km (napríklad v Kaspickej nížine). V niektorých oblastiach Zeme sedimentárna vrstva úplne chýba a na povrch prichádza vrstva žuly. Takéto oblasti sa nazývajú štíty (napr. Ukrajinský štít, Baltický štít).

Na kontinentoch v dôsledku zvetrávania hornín vzniká geologický útvar, tzv zvetrávacie kôry.

Žulová vrstva je oddelená od čadiča Povrch Conrad , pri ktorej sa rýchlosť seizmických vĺn zvyšuje zo 6,4 na 7,6 km/sec.

Hranica medzi zemskou kôrou a plášťom (na kontinentoch aj v oceánoch) prebieha pozdĺž Mohorovičový povrch (línia Moho). Rýchlosť seizmických vĺn na ňom vyskočí až na 8 km/h.

Okrem dvoch hlavných typov – oceánskeho a kontinentálneho – existujú aj oblasti zmiešaného (prechodného) typu.

Na kontinentálnych plytčinách alebo šelfoch má kôra hrúbku asi 25 km a vo všeobecnosti je podobná kontinentálnej kôre. Môže v ňom však vypadnúť vrstva čadiča. Vo východnej Ázii, v oblasti ostrovných oblúkov (Kurilské ostrovy, Aleutské ostrovy, Japonské ostrovy a ďalšie), je zemská kôra prechodného typu. Napokon, zemská kôra stredooceánskych chrbtov je veľmi zložitá a stále málo prebádaná. Nie je tu žiadna Moho hranica a materiál plášťa stúpa pozdĺž zlomov do kôry a dokonca aj na jej povrch.

Pojem „zemská kôra“ by sa mal odlíšiť od pojmu „litosféra“. Pojem „litosféra“ je širší ako „zemská kôra“. V litosfére moderná veda zahŕňa nielen zemskú kôru, ale aj najvrchnejší plášť do astenosféry, teda do hĺbky asi 100 km.

Koncept izostázy . Štúdium rozloženia gravitácie ukázalo, že na vrchnom plášti sú vyvážené všetky časti zemskej kôry – kontinenty, horské krajiny, roviny. Táto rovnovážna poloha sa nazýva izostáza (z lat. isoc – párny, stáza – poloha). Izostatická rovnováha je dosiahnutá vďaka tomu, že hrúbka zemskej kôry je nepriamo úmerná jej hustote. Ťažká oceánska kôra je tenšia ako ľahšia kontinentálna kôra.

Izostáza v podstate nie je ani rovnováha, ale snaha o rovnováhu, neustále narúšaná a znovu obnovovaná. Takže napríklad Baltský štít po roztopení kontinentálneho ľadu pleistocénneho zaľadnenia stúpne asi o 1 meter za storočie. Plocha Fínska sa vďaka morskému dnu neustále zväčšuje. Územie Holandska sa naopak zmenšuje. Čiara nulového zostatku v súčasnosti prebieha trochu južne od 60 0 N.L. Moderný Petrohrad je asi o 1,5 m vyšší ako Petrohrad za čias Petra Veľkého. Ako ukazujú údaje moderného vedeckého výskumu, na izostatické kolísanie územia pod nimi stačí aj ťažkosť veľkých miest. V dôsledku toho je zemská kôra v oblastiach veľkých miest veľmi pohyblivá. Celkovo je reliéf zemskej kôry zrkadlovým obrazom povrchu Moho, podrážky zemskej kôry: vyvýšené oblasti zodpovedajú priehlbinám v plášti a nižšie oblasti zodpovedajú vyššej úrovni jeho hornej hranice. Takže pod Pamírom je hĺbka povrchu Moho 65 km a v Kaspickej nížine - asi 30 km.

Tepelné vlastnosti zemskej kôry . Denné výkyvy teploty pôdy siahajú do hĺbky 1,0–1,5 m a ročné výkyvy v miernych zemepisných šírkach v krajinách s kontinentálnym podnebím do hĺbky 20–30 m vrstva konštantnej teploty pôdy. To sa nazýva izotermická vrstva . Pod izotermickou vrstvou hlboko do Zeme teplota stúpa, a to je už spôsobené vnútorným teplom zemského vnútra. Vnútorné teplo sa nezúčastňuje na tvorbe klímy, ale slúži ako energetický základ pre všetky tektonické procesy.

Počet stupňov, o ktoré sa teplota zvyšuje na každých 100 m hĺbky, sa nazýva geotermálny gradient . Vzdialenosť v metroch, o ktorú sa po znížení zvýši teplota o 1 0 C, sa nazýva tzv geotermálny stupeň . Hodnota geotermálneho kroku závisí od reliéfu, tepelnej vodivosti hornín, blízkosti vulkanických ohnísk, cirkulácie podzemnej vody a pod.. V priemere je geotermálny krok 33 m.Vo vulkanických oblastiach môže byť geotermálny krok len asi 5 m a v geologicky pokojných oblastiach (napríklad na plošinách) môže dosiahnuť 100 m.

Kontinentálna kôra alebo kontinentálna kôra - zemská kôra kontinentov, ktorá pozostáva zo sedimentárnych, žulových a čadičových vrstiev. Priemerná hrúbka je 35-45 km, maximálna hrúbka je až 75 km (pod horskými masívmi). Je protikladom k oceánskej kôre, ktorá je odlišná v štruktúre a zložení. Kontinentálna kôra má trojvrstvovú štruktúru. Horná vrstva je reprezentovaná nesúvislým pokryvom sedimentárnych hornín, ktorý je široko vyvinutý, ale zriedkavo má veľkú hrúbku. Väčšinu kôry tvorí vrchná kôra, vrstva zložená prevažne zo granitov a rúl nízkej hustoty a dávnej histórie. Štúdie ukazujú, že väčšina týchto hornín vznikla veľmi dávno, asi pred 3 miliardami rokov. Nižšie je spodná kôra, pozostávajúca z metamorfovaných hornín – granulitov a pod.

5. Typy oceánskych štruktúr. Zemský povrch kontinentov tvorí len jednu tretinu povrchu Zeme. Plocha, ktorú zaberá svetový oceán, je 361,1 ml štvorcových. km. Podmorské okraje kontinentov (šelfové plošiny a kontinentálny svah) tvoria asi 1/5 jeho plochy, tzv. „prechodné“ zóny (hlboké priekopy, ostrovné oblúky, okrajové moria) – asi 1/10 rozlohy. Zvyšok povrchu (asi 250 ml km štvorcových) zaberajú oceánske hlbokomorské nížiny, priehlbiny a medzioceánske vyvýšeniny, ktoré ich oddeľujú. Dno oceánu sa výrazne líši v charaktere seizmicity. Je možné rozlíšiť oblasti s vysokou seizmickou aktivitou a aseizmické oblasti. Prvými sú rozšírené zóny obsadené systémami stredooceánskych chrbtov, ktoré sa tiahnu cez všetky oceány. Tieto oblasti sa niekedy nazývajú oceánske mobilné pásy. Pohyblivé pásy sa vyznačujú intenzívnym vulkanizmom (tholeitické bazalty), zvýšeným tepelným tokom, ostro členitým reliéfom so sústavami pozdĺžnych a priečnych chrbtov, priekop, ríms a plytkého povrchu plášťa. Seizmicky neaktívne oblasti sú v reliéfe vyjadrené veľkými oceánskymi panvami, rovinami, náhornými plošinami, ako aj podmorskými hrebeňmi ohraničenými zlomovými rímsami a vnútrooceánskymi vyvýšeninami, ktoré sú zakončené kužeľmi aktívnych a vyhasnutých sopiek. V rámci regiónov druhého typu sa nachádzajú podmorské plošiny a vyvýšeniny s kôrou kontinentálneho typu (mikrokontinenty). Na rozdiel od mobilných oceánskych pásov sa tieto oblasti, analogicky so štruktúrami kontinentov, niekedy nazývajú thalassocratons.

6. Štruktúra oceánskej kôry v štruktúrach rôznych typov. Oceánske prehĺbeniny ako najväčšie negatívne štruktúry na povrchu zemskej kôry majú množstvo štruktúrnych znakov, ktoré ich umožňujú postaviť proti pozitívnym štruktúram (kontinentom) a navzájom ich porovnávať.

Hlavná vec, ktorá spája a odlišuje všetky oceánske depresie, je nízka poloha povrchu zemskej kôry v nich a absencia geofyzikálnej granitovo-metamorfnej vrstvy charakteristickej pre kontinenty. Pohyblivé pásy sa tiahnu všetkými oceánskymi depresiami – horskými sústavami stredooceánskych chrbtov s vysokým tepelným tokom, vyvýšenou polohou príkrovovej vrstvy, ktorá nie je typická pre kontinenty. Systém stredooceánskych chrbtov, najdlhších na povrchu Zeme, preniká a spája tak všetky oceánske depresie, pričom v nich zaujíma centrálnu alebo okrajovú polohu.Je tiež charakteristické, že tektonické štruktúry oceánskeho dna spolu často úzko súvisia na štruktúry kontinentov. V prvom rade sú tieto súvislosti vyjadrené v prítomnosti spoločných zlomov, v prechodoch riftových údolí stredooceánskych chrbtov do kontinentálnych riftov (Kalifornský záliv a Aden), v prítomnosti veľkých ponorených blokov kontinentálnej kôry v oceánoch. , ako aj depresie s bezgranitovou kôrou na kontinentoch, v prechodoch zachytávajúce polia kontinentov k šelfu a dnu oceánov. Vnútorná štruktúra oceánskych depresií je tiež odlišná. Podľa polohy zóny moderného šírenia je možné depresiu Atlantického oceánu so strednou polohou Stredoatlantického hrebeňa postaviť proti všetkým ostatným oceánom, v ktorých sa nachádza tzv. stredový hrebeň je posunutý k jednému z okrajov. Vnútorná štruktúra depresie Indického oceánu je zložitá. V západnej časti pripomína štruktúrou Atlantický oceán, vo východnej časti je bližšie k západnej oblasti Tichého oceánu. Pri porovnaní štruktúry západnej oblasti Tichého oceánu s východnou časťou Indického oceánu je možné upozorniť na ich určité podobnosti: hĺbka dna, vek kôry (kokosové a západoaustrálske panvy Indického oceánu , západná panva Tichého oceánu). V oboch oceánoch sú tieto časti oddelené od kontinentu a panvy okrajových morí systémami hlbokomorských priekop a ostrovných oblúkov.Súvislosť medzi aktívnymi okrajmi oceánov a mladými zvrásnenými štruktúrami kontinentov je pozorovaná v Strednej Amerike, kde Atlantický oceán je oddelený od Karibského mora hlbokomorskou priekopou a ostrovným oblúkom. Úzky vzťah medzi hlbokomorskými priekopami oddeľujúcimi oceánske panvy od kontinentálnych masívov so štruktúrami kontinentálnej kôry možno vysledovať na príklade severného rozšírenia Sundskej hlbokomorskej priekopy, ktorá prechádza do predarakanskej predhlbiny. .

7. Štruktúry okrajov kontinentov (oceánov) a typy kôry.

8. Typy hraníc kontinentálnych blokov a oceánskych depresií. Kontinentálne masívy a oceánske depresie môžu mať dva typy hraníc – pasívne (Atlantik) a aktívne (Pacifik). Prvý typ je distribuovaný pozdĺž orámovania väčšiny Atlantického, Indického a Severného ľadového oceánu. Tento typ sa vyznačuje tým, že cez kontinentálny svah jednej alebo druhej strmosti so systémom stupňovitých normálnych zlomov, ríms a relatívne miernym kontinentálnym úpätím sa kontinentálne masívy spájajú s oblasťou priepastných plání dna oceánu. V pásme kontinentálneho úpätia sú známe sústavy hlbokých žľabov, ktoré sú však vyhladené hrubými vrstvami nespevnených sedimentov. Druhý typ okrajov je vyjadrený pozdĺž rámovania Tichého oceánu, pozdĺž severovýchodného okraja Indického oceánu a na okraji Atlantického oceánu susediaceho so Strednou Amerikou. V týchto oblastiach medzi kontinentálnymi masívmi a priepastnými rovinami oceánskeho dna sa nachádza zóna rôznej šírky s hlbokomorskými priekopami, ostrovnými oblúkmi a panvami okrajových morí.

9. Litosférické dosky a typy ich hraníc.Štúdiom litosféry, ktorá zahŕňa zemskú kôru a vrchný plášť, geofyzici dospeli k záveru, že obsahuje svoje vlastné heterogenity. V prvom rade sú tieto nehomogenity litosféry vyjadrené prítomnosťou pásových zón, ktoré ju pretínajú v celej hrúbke s vysokým tepelným tokom, vysokou seizmicitou a aktívnym moderným vulkanizmom. Oblasti nachádzajúce sa medzi týmito pásovými zónami sa nazývajú litosférické dosky a samotné zóny sa považujú za hranice litosférických dosiek. Súčasne je jeden typ hraníc charakterizovaný ťahovými napätiami (hranice divergencie dosiek), iný typ je charakterizovaný tlakovými napätiami (hranice zbiehania dosiek) a tretí typ je charakterizovaný ťahmi a stlačeniami, ktoré vznikajú počas nožnice. Prvým typom hraníc sú divergentné (konštruktívne) hranice, ktoré na povrchu zodpovedajú riftovým zónam. Druhým typom hraníc sú subdukčné (keď sú oceánske bloky posunuté pod kontinentálne), obduktívne (keď sú oceánske bloky nasunuté na kontinentálne) a kolízne (keď sú kontinentálne bloky posunuté). Na povrchu sú vyjadrené hlbokovodnými priekopami, predhlbinami a zónami veľkých ťahov, často s ofiolitmi (sutúrami). Tretí typ hraníc (šmyk) sa nazýva transformačné hranice. Často je tiež sprevádzaná nesúvislými reťazcami riftových depresií. Existuje niekoľko veľkých a malých litosférických dosiek. Medzi veľké platne patrí euroázijská, africká, indoaustrálska, juhoamerická, severoamerická, tichomorská a antarktická. Medzi malé taniere patrí Karibik, Škótsko, Filipíny, Kokosy, Nazca, Arabské atď.

10. Trhanie, šírenie, subdukcia, obdukcia, kolízia. Rifting je proces vzniku a vývoja v zemskej kôre kontinentov a oceánov pásovitých zón horizontálneho roztiahnutia v globálnom meradle. Vo svojej hornej krehkej časti sa prejavuje tvorbou riftov vyjadrených vo forme veľkých lineárnych drapákov, kĺzavých dutín a príbuzných štruktúrnych foriem a ich vypĺňaním sedimentmi a (alebo) produktmi sopečných erupcií, zvyčajne sprevádzajúcich rifting. V spodnej, viac vyhrievanej časti kôry sú krehké deformácie pri rifte nahradené plastickým napätím, čo vedie k jej stenčovaniu (tvorbe „krku“) a pri obzvlášť intenzívnom a dlhotrvajúcom naťahovaní k úplnému pretrhnutiu kôry. kontinuita už existujúcej kôry (kontinentálnej alebo oceánskej) a vznik „medzer“ novej kôry oceánskeho typu. Posledný proces nazývaný šírenie mohutne prebiehal v neskorých druhohorách a kenozoiku v rámci moderných oceánov av menšom (?) meradle sa periodicky prejavoval v niektorých zónach starších mobilných pásov.

Subdukcia - subdukcia litosférických platní oceánskej kôry a plášťových hornín pod okraje iných platní (podľa koncepcií platňovej tektoniky). Sprevádzaný vznikom zón hlboko zaostrených zemetrasení a tvorbou aktívnych sopečných ostrovných oblúkov.

Obdukcia - nasunutie tektonických platní zložených z úlomkov oceánskej litosféry na kontinentálny okraj. V dôsledku toho sa vytvára ofiolitový komplex.Obdukcia nastáva, keď akékoľvek faktory narušia normálnu absorpciu oceánskej kôry do plášťa. Jedným z mechanizmov obdukcie je zdvihnutie oceánskej kôry na kontinentálny okraj, keď sa dostane do subdukčnej zóny stredooceánskeho hrebeňa.Obdukcia je pomerne zriedkavý jav a v histórii Zeme sa vyskytoval len periodicky. Niektorí vedci sa domnievajú, že v našej dobe tento proces prebieha na juhozápadnom pobreží Južnej Ameriky.

Kontinentálna kolízia je kolízia kontinentálnych dosiek, ktorá vždy vedie k rozpadu kôry a vzniku horských pásiem. Príkladom zrážky je alpsko-himalájsky horský pás, ktorý vznikol v dôsledku uzavretia oceánu Tethys a zrážky s euroázijskou doskou Hindustanu a Afriky. V dôsledku toho sa hrúbka kôry výrazne zvyšuje, pod Himalájami je to 70 km. Ide o nestabilnú stavbu, jej boky sú intenzívne deštruované povrchovou a tektonickou eróziou. V kôre s prudko zväčšenou hrúbkou sú žuly vytavené z metamorfovaných sedimentárnych a vyvrelých hornín.