Строение земной коры и планетарные формы рельефа реферат

Обновлено: 30.06.2024

Знания о внутреннем строении Земли пока очень поверхностны, так как получены на основании косвенных доказательств. Прямые свидетельства относятся только к поверхностной пленке планеты, чаще всего не превышающей полутора десятков километров. В целом же о внутреннем строении нашей планеты мы знаем меньше, чем о ближнем космосе, исследуемом с помощью спутников и космических кораблей.

Вместе с тем изучение внутреннего строения Земли жизненно важно. С ним связаны образование и размещение многих видов полезных ископаемых, рельефа земной поверхности, возникновение вулканов и землетрясений. Знания о внутреннем строении Земли необходимы и для составления геологических и географических прогнозов.

1. Методы изучения внутреннего строения Земли

При исследовании внутреннего строения нашей планеты чаще всего проводят визуальные наблюдения естественных и искусственных обнажений горных пород, бурение скважин и сейсмическую разведку.

Обнажение горных пород – это выход пород на земную поверхность в оврагах, долинах рек, карьерах, шахтных выработках, на склонах гор. Породы в обнажении обычно скрыты тонким слоем осыпи, поэтому прежде всего его очищают от лишнего материала. При изучении обнажения обращают внимание на то, какими породами оно сложено, каковы состав и мощность этих пород, порядок их залегания (рис. 17). Обнажение тщательно описывают, зарисовывают или фотографируют. Из каждого пласта берут пробы для дальнейшего изучения в лаборатории. Лабораторный анализ проб необходим для того, чтобы определить химический состав пород, их происхождение и возраст.

Рис. 17. Схема обнажения горизонтально залегающих горных пород, прорезанных вулканической жилой

Бурение скважин позволяет глубже проникнуть в толщу Земли. При бурении извлекают образцы пород – керн. А затем на основании изучения керна определяют состав, строение, залегание пород и строят чертеж пробуренной толщи – геологический разрез местности. Сопоставление многих разрезов дает возможность установить, как залегают породы, и составить геологическую карту территории.

При изучении внутреннего строения Земли особенно велико значение глубоких и сверхглубоких скважин. Самая глубокая скважина находится на Кольском полуострове, где бур достиг отметки более 12 км.

Недостаток и наблюдения обнажений и буровых работ состоят в том, что они позволяют изучить только тонкую пленку земной поверхности. Так, глубина даже Кольской сверхглубокой скважины составляет менее 0,25 % радиуса Земли.

В основе этого метода лежит представление о том, что сейсмические волны (от греческого сейсмос – волна, колебание) в средах разной плотности распространяются с неодинаковой скоростью: чем плотнее среда, тем больше скорость. На границе двух сред часть волн отражается и подобно кругам на воде идет обратно, а другая – распространяется дальше.

Искусственно возбуждая волны на поверхности Земли путем взрывов, сейсмологи фиксируют время, за которое отраженные волны вернулись назад. Для этих целей применяется прибор-самописец – сейсмограф.

Различают два вида сейсмических волн – продольные и поперечные. Продольные распространяются во всех средах – твердых, жидких и газообразных, а поперечные – только в твердой среде.

2. Внутреннее строение Земли

Если бы Земля была однородным телом, то сейсмические волны распространялись бы с одинаковой скоростью, прямолинейно и не отражались.

Резкое изменение скорости сейсмических волн на глубинах 60 и 2900 км позволило сделать вывод о скачкообразном увеличении плотности вещества Земли и выделить три ее части – литосферу, мантию и ядро.

Рис. 18. Внутреннее строение Земли

Литосфера. Литосфера (от греческого литос – камень и сфера – шар) – верхняя, каменная оболочка твердой Земли, имеющая сферическую форму. Глубина литосферы достигает более 80 км, в нее включают и верхнюю мантию (с. 60) – астеносферу, служащую субстратом, на котором расположена основная часть литосферы. Вещество астеносферы находится в пластическом (переходном между твердыми телами и жидкостью) состоянии. В результате основание литосферы как бы плавает в субстрате верхней мантии.

Положение земной коры между мантией и внешними оболочками – атмосферой, гидросферой и биосферой – обусловливает воздействие на нее внешних и внутренних сил Земли.

Строение земной коры неоднородно (рис. 19). Верхний слой, мощность которого колеблется от 0 до 20 км, сложен осадочными породами – песком, глиной, известняками и др. Это подтверждают данные, полученные при изучении обнажений и керна буровых скважин, а также результаты сейсмических исследований: породы эти рыхлые, скорость прохождения сейсмических волн невелика.

Рис. 19. Строение земной коры

Ниже, под материками, расположен гранитный слой, сложенный породами, плотность которых соответствует плотности гранита. Скорость прохождения сейсмических волн в этом слое, как и в гранитах, составляет 5,5–6 км/с.

Под океанами гранитный слой отсутствует, а на материках в некоторых местах он выходит на дневную поверхность.

Еще ниже расположен слой, в котором сейсмические волны распространяются со скоростью 6,5 км/с. Эта скорость характерна для базальтов, поэтому, несмотря на то что слой сложен разными породами, его называют базальтовым.

Основными формами планетарного рельефа являются материки и впадины океанов. Их образование связано с внутренними силами Земли, сформировавшими материковый и океанический тип земной коры.

Как отмечалось, кора материкового типа характеризуется большей мощностью – в среднем 35 км , а местами до 70 км . Она состоит из трех слоев:

Осадочный слой: от 0 до 20 км ;
Гранитный слой: от 15 до 30 км (под горами);
Базальтовый слой: от 15 до 20 км .

Кора океанического типа резко отличается от материковой. Ее мощность колеблется от 5 до 10 км . Под осадочными породами мощностью от 100 м до нескольких километров, залегает слой, состоящий из базальтовых и уплотненных осадочных пород, переходящий в базальтовый слой мощностью 4- 7 км . Здесь, как видно, нет гранитного слоя.

Особое строение земная кора имеет на границах материков с океанами, то есть в современных подвижных поясах, где отмечаются сложные переходы одного типа коры в другой, а также интенсивный вулканизм и высокая сейсмичность.

Своеобразными чертами характеризуется земная кора под срединно-океаническими хребтами. Она выделяется в рифтовый тип земной коры.

Итак, материковому типу земной коры соответствуют материки, которые образуют основные массивы суши. Некоторые площади материков затоплены водами океанов. Это подводные окраины материков. Границами материков является самая нижняя часть подводной окраины материков, где выклинивается гранитный слой, и кора материкового типа сменяется океанической.

В расположении материков на Земле отмечаются следующие закономерности:

Суммарная площадь их в 2,5 раза меньше площади Мирового океана. При этом вес горных пород, слагающих материки, также в 2,5 раза больше удельного веса океанических вод.
Материки, обычно своими антиподами имеют Океаны. Исключение составляет Ю. Америка.
Северное и Западное полушария отличаются меньшей водностью, чем Южное и Восточное.
Отмечаются: парность материков (исключая Антарктиду), а также изгиб всех материков к востоку и сдвиг также к востоку южного материка в каждой паре.
Прослеживается совпадение конфигурации береговых линий материков. Например, восточного берега Ю. Америки и западного – Африки.

Вначале эта гипотеза была отвергнута большинством ученых. Однако позднее появились убедительные факты в ее пользу:

Намагничивание одновозрастных пород;
Точные геодезические измерения, говорящие о перемещении материков.

Сейчас установлено, что литосфера расчленена на несколько огромных плит толщиной 100- 150 км . При этом одни плиты полностью океанические, а другие – смешанные, то есть включают в себя земную кору двух типов. Эти плиты медленно перемещаются по пластичной астеносфере вместе с материками и океанами.

Среди малых плит и микроплит: X – Хуан-де-Фука; Ко – Кокос; К – Карибская; А – Аравийская; Кт – Китайская; И – Индокитайская; О – Охотская; Ф – Филиппинская.

1 – дивергентные границы (оси спрединга);

2 – конвергентные границы (зоны субдукции, реже – зоны коллизии);

3 – трансформные разломы и прочие границы;

Литосферные плиты Земли (по Дж. Минстеру, Т. Джордану (1978), с дополнениями В. Е. Хаина и М. Г. Ломизе).

Гигантские разломы, разделяющие плиты, обычно возникают на дне океанов, где земная кора более тонкая. По разломам поднимается горячая магма и, застывая, наращивает края плит, образуя срединно-океанические хребты.

Рифтовые зоны: Срединно-Атлантическая (СА), Американо-Антарктическая (Ам-А), Африкано-Антарктическая (Аф-А), Юго-Западная Индоокеанская (ЮЗИ), Аравийско-Индийская (А-И), Восточно-Африканская (ВА), Красноморская (Кр), Юго-Восточная Индоокеанская (ЮВИ), Австрало-Антарктическая (Ав-А), Южно-Тихоокеанская (ЮТ), Восточно-Тихоокеанская (ВТ), Западно-Чилийская (ЗЧ), Галапагосская (Г), Калифорнийская (Кл), Рио-Гранде – Бассейнов и Хребтов (БХ), Горда – Хуан-де-Фука (ХФ), Нансена – Гаккеля (НГ), Момская (М), Байкальская (Б), Рейнская (Р).

Зоны субдукции: 1 –Тонга – Кермадек; 2 – Новогебридская; 3 – Соломон; 4 – Новобританская; 5 – Зондская; 6 – Манильская; 7 – Филиппинская; 8 – Рюкю; 9 – Марианская; 10 – Идзу-Бонинская; 11 – Японская; 12 – Курило-Камчатская; 13 – Алеутская;

14 – Каскадных гор;

16 – Малых Антил; 17 – Андская;

18 – Южных Антил (Скотия);

19 – Эоловая (Калабрийская);

20 – Эгейская (Критская); 21 – Мекран.

а – океанские рифты (зоны спрединга) и трансформные разломы;

б – континентальные рифты; в – зоны субдукции: островодужные и окраинно-материковые (двойная линия); г – зоны коллизии; д – пассивные континентальные окраины;

е – трансформные континентальные окраины (в том числе пассивные);

ж – векторы относительных движений литосферных плит.

Глобальная система современных континентальных и океанских рифтов, главные зоны субдукции и коллизии, пассивные (внутриплитные) континентальные окраины (по Дж. Минстеру, Т. Джордану (1978) и К. Чейзу (1978), с дополнениями В. Е. Хаина и М. Г. Ломизе).

Плиты раздвигаются, отходя друг от друга со скоростью от 1 до 12 см/год. При этом каждая плита с одной стороны нарастает, а с другой ее край медленно погружается под соседнюю плиту. Земная кора здесь плавится и изменяет свой физический и химический состав.

Там, где край плиты уходит вниз, образуются глубоководные желоба. Край соседней плиты при этом поднимается – и там возникают горы. Это геосинклинальный пояс, отличающийся большим вулканизмом и сейсмичностью.

Изменения планетарного рельефа Земли связаны с уменьшением скорости ее вращения в результате тормозящего воздействия Луны. Напряжения, возникающие в теле Земли при уменьшении скорости вращения, вызывают деформацию земной коры и перемещение плит литосферы.

Горы, сложенные более легкими породами, имеют более мощную кору. Под океанами находится тонкая земная кора, покрытая водой. Мантия здесь подступает близко к поверхности, что возмещает недостаток массы.

Разрушение гор нарушает равновесие. При этом мантия поднимается, а под участком земной поверхности, получившим дополнительную нагрузку – она опускается. Таков механизм восстановления равновесия.

Таким образом, процессы, нарушающие и восстанавливающие равновесие между материками и океанами, протекают одновременно.

1. Методы изучения внутреннего строения Земли

Рис. 17. Схема обнажения горизонтально залегающих горных пород, прорезанных вулканической жилой

2. Внутреннее строение Земли

Рис. 18. Внутреннее строение Земли

Рис. 19. Строение земной коры

Выше были рассмотрены некоторые формы мега-, макро- и мезорельефа, образование которых обусловлено деятельностью эндогенных процессов (см. гл. 5, 6, 7). Самые крупные формы рельефа-планетарные — также обязаны своим происхождением внутренним силам Земли, лежащим в основе образования различных типов земной коры.

Данные геофизики, и в частности глубинного сейсмического зондирования, свидетельствуют о том, что земная кора под материками и океаническими впадинами имеет неодинаковое строение, поэтому различают материковый и океанический типы земной коры

Сверху залегает осадочный слой, образованный из осадочных пород различного состава, возраста, генезиса и степени дислоцированности. Мощность его изменяется от нуля до 15 км. Ниже залегает гранитный слой, состоящий главным образом из кислых пород, близких по составу к граниту. Наибольшая мощность гранитного слоя отмечается под молодыми высокими горами, где она достигает 50 км. В пределах равнинных участков материков мощность гранитного слоя падает до 10 км.

Под гранитным слоем залегает базальтовый слои, получивший свое название также условно: сейсмические волны проходят через него с такими же скоростями, с которыми в экспериментальных условиях они проходят через базальты и близкие к ним породы. Истинный состав базальтового слоя в пределах материков до сих пор остается неизвестным. Мощность его в пределах горных стран достигает 15 км, а в пределах выравненных участков материков — 25—30 км.

Особое строение земная кора имеет в областях перехода от материков к океанам—в современных геосинклинальных поясах, где она отличается пестротой и сложностью строения. На примере западной окраины Тихого океана можно видеть, что окраинные геосинклинальные области обычно состоят из трех основных элементов — котловин глубоководных морей, островных дуг и глубоководных желобов. Пространства, соответствующие глубоководным впадинам морей (Карибского, Японского и др.), имеют кору, по своему строению напоминающую океаническую. Здесь отсутствует гранитный слой, однако мощность коры значительно больше за счет увеличения мощности осадочного слоя. Крупные массивы суши, граничащие с такими морями (например, Японские острова), сложены корой, близкой по строению к материковой. Характерной особенностью переходных областей являются также сложное взаимосочетание и резкие переходы одного типа коры в другой, интенсивный вулканизм и высокая сейсмичность. Такой тип строения земной коры можно назвать геосинклинальным.

Своеобразными чертами характеризуется земная кора под срединно-океаническими хребтами. Она выделяется в особый, так называемый рифтогенный тип земной коры. Детали строения коры этого типа еще не совсем ясны. Ее важнейшая особенность — залегание под осадочным или промежуточным слоями пород, в которых упругие волны распространяются со скоростями, равными 7,3— 7,8 км/с, т. е. намного большими, чем в базальтовом слое, но меньшими, чем в мантии. Возможно, что здесь происходит смешение вещества коры и мантии. Это предположение в 1974 г. получило дополнительное подтверждение в результатах глубоководного бурения, проведенного южнее Азорских островов на Срединно-Атлантическом хребте.

Каждому из перечисленных выше типов земной коры соответствуют наиболее крупные, планетарные формы рельефа (рис. 19, 20).

Материковому типу земной коры соответствуют материки. Они образуют основные массивы суши. На значительной площади материки могут быть затоплены водами океанов. Затопленные части материков получили название подводной окраины материков. В геофизическом и геоморфологическом смысле границами материков следует считать самую нижнюю границу подводной окраины материков, где выклинивается гранитный слой и кора материкового типа сменяется океанической.

Океаническому типу земной коры соответствует ложе океана.

Сложно построенная кора геосинклинального типа находит отражение в рельефе геосинклинальных поясов или зон перехода от материков к океанам. Ниже для краткости мы будем именовать их переходными зонами.

Рифтогенный тип земной коры соответствует в рельефе планетарной системе срединно-океанических хребтов.

Каждая планетарная форма рельефа характеризуется своеобразием присущих ей форм мега- и макрорельефа, в подавляющем большинстве случаев также обусловленным различиями в строении или структуре земной коры.

Переходя к описанию мегарельефа названных крупнейших планетарных форм рельефа Земли, следует подчеркнуть, что при приведенном выше выделении планетарных морфоструктур береговая линия теряет свое значение как важнейшая физико-географическая граница, отделяющая сушу от морского дна. Однако роль ее безусловно велика, так как условия рельефообразования на морском Дне и на суше существенно различны.

Следует также отметить, что на материках, являющихся весьма сложными образованиями, наряду с древними и молодыми платформами широко распространены совсем молодые морфоструктуры, обязанные своим происхождением альпийским горообразовательным движениям и еще не утратившие полностью черты, свойственные геосинклинальным областям. Однако эти морфоструктуры характеризуются уже сформировавшейся материковой земной корой.

В связи с указанными обстоятельствами дальнейшее описание форм мегарельефа суши дается по возможности отдельно от мегарельефа морского дна. Соответственно, обзор мегарельефа материков включает в себя общую характеристику равнин и гор суши, в том числе и молодые эпигеосинклинальные горные сооружения. При обзоре переходных зон основное внимание уделяется морским (океаническим) элементам этой мегаморфоструктуры.

Читайте также: