Mandrid moodustati omal ajal maakoore massiividest, mis ühel või teisel määral ulatuvad maismaa kujul veepinnast kõrgemale. Need maakoore plokid on nende osi poolitanud, liigutanud ja purustanud rohkem kui miljon aastat, et ilmuda sellisel kujul, nagu me praegu tunneme.

Täna käsitleme maakoore suurimat ja väikseimat paksust ning selle struktuuri iseärasusi.

Natuke meie planeedist

Meie planeedi tekke alguses tegutsesid siin mitmed vulkaanid, toimusid pidevad kokkupõrked komeetidega. Alles pärast pommitamise peatumist külmus planeedi kuum pind.
See tähendab, et teadlased on kindlad, et algselt oli meie planeet viljatu kõrb ilma vee ja taimestikuta. Kust nii palju vett tuli, on siiani mõistatus. Kuid mitte nii kaua aega tagasi avastati maa all suured veevarud, võib-olla said just need meie ookeanide aluseks.

Paraku on kõik hüpoteesid meie planeedi päritolu ja selle koostise kohta pigem oletused kui faktid. A. Wegeneri ütluste kohaselt oli Maa algselt kaetud õhukese graniidikihiga, mis paleosoikumi ajastul muudeti Pangaaks mandriosaks. Mesosoikumi ajastul hakkas Pangea osadeks jagunema, moodustunud mandrid purjetasid järk-järgult üksteisest eemale. Wegener väidab, et Vaikne ookean on esmase ookeani jäänuk, samas kui Atlandi ookeani ja India ookeani peetakse sekundaarseteks.

Maakoor

Maakoore koostis on praktiliselt sarnane meie päikesesüsteemi planeetide - Veenus, Marss jne - koostisega. Lõppude lõpuks olid samad ained kõigi päikesesüsteemi planeetide aluseks. Ja hiljuti on teadlased kindlad, et Maa kokkupõrge teise planeediga, nimega Thea, põhjustas kahe taevakeha ühinemise ja purunenud fragmendist tekkis Kuu. See seletab, miks Kuu mineraalne koostis sarnaneb meie planeedi omaga. Allpool käsitleme maakoore struktuuri - selle kihtide kaarti maismaal ja ookeanis.

Maakoor moodustab vaid 1% Maa massist. See koosneb peamiselt ränist, rauast, alumiiniumist, hapnikust, vesinikust, magneesiumist, kaltsiumist ja naatriumist ning 78 muust elemendist. Eeldatakse, et võrreldes vahevöö ja tuumaga on maakoor õhuke ja habras kest, mis koosneb peamiselt kergetest ainetest. Rasked ained laskuvad geoloogide sõnul planeedi keskmesse ja kõige raskemad on koondunud tuuma.

Maakoore ehitus ja selle kihtide kaart on toodud alloleval joonisel.

mandriline maakoor

Maakoorel on 3 kihti, millest igaüks katab eelmist ebaühtlaste kihtidega. Suurem osa selle pinnast on mandri- ja ookeanitasandikud. Mandreid ümbritseb ka riiul, mis pärast järsku kurvi läheb üle mandrinõlvasse (mandri veealuse piiri ala).
Maa mandrikoor jaguneb kihtideks:

1. Sette.
2. Graniit.
3. Basalt.

Settekiht on kaetud sette-, moonde- ja tardkivimitega. Mandri maakoore paksus on väikseim protsent.

Mandrilise maakoore tüübid

Settekivimid on akumulatsioonid, mis sisaldavad savi, karbonaati, vulkanogeenseid kivimeid ja muid tahkeid aineid. See on omamoodi sete, mis tekkis erinevate Maal varem eksisteerinud looduslike tingimuste tulemusena. See võimaldab teadlastel teha järeldusi meie planeedi ajaloo kohta.

Graniidikiht koosneb tard- ja moondekivimitest, mis on oma omadustelt sarnased graniidiga. See tähendab, et mitte ainult graniit ei moodusta maapõue teist kihti, vaid need ained on selle koostiselt väga sarnased ja neil on ligikaudu sama tugevus. Selle pikisuunaliste lainete kiirus ulatub 5,5-6,5 km/s. See koosneb graniitidest, kiltidest, gneissidest jne.

Basaldikiht koosneb ainetest, mis on koostiselt sarnased basaltidega. See on graniidikihiga võrreldes tihedam. Basaldikihi all voolab viskoosne tahkete ainete mantel. Tavapäraselt eraldab vahevöö maakoorest nn Mohorovitši piiri, mis tegelikult eraldab erineva keemilise koostisega kihte. Seda iseloomustab seismiliste lainete kiiruse järsk tõus.
See tähendab, et suhteliselt õhuke maakoore kiht on habras barjäär, mis eraldab meid kuumast mantlist. Mantli enda paksus on keskmiselt 3000 km. Koos vahevööga liiguvad ka tektoonilised plaadid, mis litosfääri osana moodustavad osa maakoorest.

Allpool käsitleme mandri maakoore paksust. See on kuni 35 km.

Mandri maakoore paksus

Maakoore paksus varieerub 30–70 km. Ja kui tasandike all on selle kiht vaid 30–40 km, siis mägisüsteemide all ulatub see 70 km-ni. Himaalaja all ulatub kihi paksus 75 km-ni.

Mandri maakoore paksus on 5–80 km ja sõltub otseselt selle vanusest. Seega on külmade iidsete platvormide (Ida-Euroopa, Siberi, Lääne-Siberi) paksus üsna suur - 40-45 km.

Lisaks on igal kihil oma paksus ja paksus, mis võivad mandri erinevates piirkondades erineda.

Mandri maakoore paksus on:

1. Settekiht - 10-15 km.

2. Graniidikiht - 5-15 km.

3. Basaldikiht - 10-35 km.

Maakoore temperatuur

Temperatuur tõuseb, kui sisenete sellesse sügavamale. Arvatakse, et südamiku temperatuur on kuni 5000 C, kuid need arvud jäävad tingimuslikuks, kuna selle tüüp ja koostis pole teadlastele ikka veel selged. Maakoore sügavamale sisenedes tõuseb selle temperatuur iga 100 m järel, kuid selle näitajad varieeruvad sõltuvalt elementide koostisest ja sügavusest. Ookeanilise maakoore temperatuur on kõrgem.

ookeaniline maakoor

Algselt kattis Maa teadlaste sõnul täpselt ookeanilise maakoorekihiga, mille paksus ja koostis erineb mõnevõrra mandrikihist. arvatavasti tekkis vahevöö ülemisest diferentseeritud kihist ehk on koostiselt sellele väga lähedane. Ookeani tüüpi maakoore paksus on 5 korda väiksem kui mandri tüüpi maakoore paksus. Samal ajal erineb selle koostis merede ja ookeanide sügavates ja madalates piirkondades üksteisest ebaoluliselt.

Mandri maakoore kihid

Ookeani maakoore paksus on:

1. Ookeani veekiht, mille paksus on 4 km.

2. Lahtiste setete kiht. Paksus on 0,7 km.

3. Karbonaatsete ja ränikivimitega basaltidest koosnev kiht. Keskmine võimsus on 1,7 km. See ei paista teravalt välja ja seda iseloomustab settekihi tihenemine. Seda selle struktuuri versiooni nimetatakse subokeaaniliseks.

4. Basaldikiht, mis ei erine mandri maakoorest. Ookeanilise maakoore paksus selles kihis on 4,2 km.

Ookeanilise maakoore basaltne kiht subduktsioonivööndites (vöönd, kus üks maakoore kiht neelab teise) muutub eklogiitideks. Nende tihedus on nii suur, et nad vajuvad sügavale maakooresse enam kui 600 km sügavusele ja vajuvad seejärel vahevöö alumisse ossa.

Arvestades, et maakoore väikseim paksus on ookeanide all ja on vaid 5-10 km, on teadlased juba pikka aega õhutanud ideed alustada maakoore puurimist ookeanide sügavusel, mis võimaldaks uurida maakoore sisemist. Maa struktuurist täpsemalt. Ookeanilise maakoore kiht on aga väga tugev ja ookeani sügavuses tehtavad uuringud muudavad selle ülesande veelgi keerulisemaks.

Järeldus

Maakoor on ehk ainus kiht, mida inimkond on põhjalikult uurinud. Kuid see, mis selle all on, teeb geoloogidele endiselt muret. Jääb vaid loota, et ühel päeval uuritakse ka meie Maa uurimata sügavusi.

Maa päritolu. Nagu te juba teate. Maa on väike kosmiline keha, osa päikesesüsteemist. Kuidas meie planeet sündis? Isegi iidse maailma teadlased püüdsid sellele küsimusele vastata. On palju erinevaid hüpoteese. Nendega tutvud gümnaasiumis astronoomiat õppides.

Kaasaegsetest vaadetest Maa tekke kohta on levinuim hüpotees O. Yu. Schmidt Maa tekke kohta külmast gaasi-tolmupilvest. Selle ümber Päikese tiirleva pilve osakesed põrkasid kokku, "kleepusid kokku", moodustades lumepallina kasvanud hüübeid.

Hüpoteesid on ka planeetide tekkeks kosmiliste katastroofide – tähtede aine lagunemise tagajärjel tekkivate võimsate plahvatuste – tagajärjel. Teadlased otsivad jätkuvalt uusi viise Maa päritolu probleemi lahendamiseks.

Mandrilise ja ookeanilise maakoore struktuur. Maakoor on litosfääri kõrgeim osa. See on nagu õhuke "loor", mille alla on peidetud rahutu maa sisikond. Võrreldes teiste geosfääridega tundub maakoor olevat õhuke kile, millesse on mähitud maakera. Maakoore paksus moodustab keskmiselt vaid 0,6% maa raadiuse pikkusest.

Meie planeedi välimuse määravad mandrite eendid ja veega täidetud ookeanide lohud. Et vastata küsimusele, kuidas need tekkisid, tuleb teada maakoore ehituse erinevusi. Neid erinevusi näete joonisel 8.

1. Millised on kolm kihti, millest maakoor koosneb?
2. Kui paks on maakoor mandritel? Ookeanide all?
3. Tõstke esile kaks tunnust, mis eristavad mandrilist maakoort ookeanist.

Kuidas seletada erinevusi maakoore ehituses? Enamik teadlasi usub, et meie planeedil tekkis esmakordselt ookeanilist tüüpi maakoor. Maa sees toimuvate protsesside mõjul tekkisid selle pinnale voldid ehk mägised alad. Maakoore paksus suurenes, tekkisid mandrite servad. Mandrite ja ookeanibasseinide edasise arengu kohta on mitmeid hüpoteese. Mõned teadlased väidavad, et mandrid on liikumatud, samas kui teised, vastupidi, räägivad nende pidevast liikumisest.

Viimastel aastatel on loodud maakoore ehituse teooria, mis põhineb litosfääriplaatide kontseptsioonil ja 20. sajandi alguses loodud mandrite triivi hüpoteesil. Saksa teadlane A. Wegener. Küsimusele mandreid liigutavate jõudude päritolu kohta ta toona aga vastust ei leidnud.

Riis. 8. Maakoore ehitus mandritel ja ookeanide all

Litosfääri plaadid. Litosfääri plaatide teooria kohaselt ei ole maakoor koos osaga ülemisest vahevööst planeedi monoliitne kest. Seda lõhub keeruline sügavate pragude võrgustik, mis ulatuvad suurtesse sügavustesse ja ulatuvad vahevööni. Need hiiglaslikud praod jagavad litosfääri mitmeks väga suureks plokiks (plaadiks), mille paksus on 60–100 km. Laamide vahelised piirid kulgevad piki ookeani keskahelikke – hiiglaslikke paistetusi planeedi kehal või mööda süvamere kaevikuid – ookeanipõhja kurusid. Selliseid pragusid on ja maal. Need läbivad mägede vööndeid, nagu Alysh-Himaalaja, Uural jne. Need mägede vööd on nagu "õmblused paranenud vanade haavade kohas planeedi kehal". Maal on ka "värsked haavad" - kuulsad Ida-Aafrika vead.

Seal on seitse tohutut plaati ja kümneid väiksemaid plaate. Enamik plaate sisaldab nii kontinentaalset kui ka ookeanilist maakoort (joonis 9).

Riis. 9. Litosfääri plaadid

Plaadid asetsevad mantli suhteliselt pehmel plastilisel kihil, mida mööda nad libisevad. Plaatide liikumist põhjustavad jõud tekivad aine liikumisel ülemises vahevöös (joon. 10). Selle aine võimsad tõusvad voolud lõhuvad maakoore, moodustades sellesse sügavad rikked. Neid rikkeid leidub maismaal, kuid enamik neist on ookeanide põhjas asuvates keskmistes ookeaniharjades, kus maakoor on õhem. Siin tõuseb sulamaterjal Maa sisikonnast ja surub plaadid lahku, ehitades maakoore üles. Rikete servad eemalduvad üksteisest.

Riis. 10. Litosfääri plaatide kavandatav liikumine: 1. Atlandi ookean. 2. Ookeani keskhari. 3. Plaatide mantlisse kastmine. 4. Ookeani kraav. 5. Andid. 6. Aine tõus vahevööst

Plaadid liiguvad aeglaselt veealuste seljandike joonelt kaevikute joontele kiirusega 1–6 cm aastas. See fakt tehti kindlaks maa tehissatelliitidelt tehtud piltide võrdlemise tulemusena. Naaberplaadid lähenevad, lahknevad või libisevad üksteise suhtes (vt joonis 10). Nad hõljuvad ülemise vahevöö pinnal nagu jäätükid veepinnal.

Kui plaadid, millest ühel on ookeaniline ja teisel mandriline maakoor, lähenevad üksteisele, siis merega kaetud laam paindub justkui mandri alla (vt joonis 10). Sel juhul tekivad süvamerekraavid, saarekaared ja mäeahelikud, näiteks Kuriili kraav. Jaapani saared, Andid. Kui mandrilisele maakoorele lähenevad kaks plaati, siis nende servad koos kõigi neile kogunenud settekivimitega purustatakse voltideks. Nii tekkis Himaalaja näiteks Euraasia ja Indo-Austraalia laamade piirile.

Riis. 11. Mandrite piirjoonte muutmine erinevatel aegadel

Litosfääri plaatide teooria kohaselt oli Maal kunagi üks kontinent, mida ümbritses ookean. Aja jooksul tekkisid sellel sügavad rikked ja tekkis kaks kontinenti - lõunapoolkeral Gondwana ja põhjapoolkeral - Laurasia (joon. 11). Hiljem purustasid need mandrid ka uute rikete tõttu. Moodustati kaasaegsed mandrid ja uued ookeanid - Atlandi ookean ja India. Kaasaegsete mandrite põhjas asuvad maakoore vanimad suhteliselt stabiilsed ja tasandatud osad - platvormid, see tähendab Maa kauges geoloogilises minevikus moodustunud plaadid. Kui plaadid kokku põrkasid, kerkisid mäestruktuurid. Mõnel mandril on säilinud jäljed mitme plaadi kokkupõrkest. Nende pindala suurenes järk-järgult. Nii moodustati näiteks Euraasia.

Litosfääri plaatide õpetus võimaldab vaadata Maa tulevikku. Eeldatakse, et umbes 50 miljoni aasta pärast Atlandi ookean ja India ookean laienevad, Vaikse ookeani suurus väheneb. Aafrika liigub põhja poole. Austraalia ületab ekvaatori ja puutub kokku Euraasiaga. See on aga vaid prognoos, mis vajab täpsustamist.

Teadlased jõudsid järeldusele, et maakoore rebenemise ja venimise kohtades keskmistes seljandites moodustub uus ookeaniline maakoor, mis levib järk-järgult mõlemas suunas selle põhjustanud sügavast murrangust. Ookeani põhjas on see nagu hiiglaslik konveier. See transpordib noori litosfääriplaatide plokke nende päritolukohast ookeanide mandriservadele. Liikumiskiirus on väike, tee pikk. Seetõttu jõuavad need plokid rannikule 15–20 miljoni aastaga. Pärast seda rada läbides laskub plaat süvaveekraavi ja sukeldub mandri alla "sukeldudes" vahevöösse, millest see moodustus keskmiste mäeharjade keskosas. Nii sulgub iga litosfääriplaadi eluring.

Maakoore ehituse kaart. Muistsed platvormid, kurrutatud mägised alad, ookeani keskharjade asend, murrangualad maismaal ja ookeanipõhjal, mandritel kristalsete kivimite servad on näidatud teemakaardil "Maakoore struktuur".

Maa seismilised vööd. Litosfääri plaatide vahelisi piirpiirkondi nimetatakse seismilisteks vöönditeks. Need on planeedi kõige rahutumad liikuvad piirkonnad. Siin on koondunud enamik aktiivseid vulkaane, toimub vähemalt 95% kõigist maavärinatest. Seismilised alad ulatusid tuhandeid kilomeetreid ja langevad kokku sügavate rikete piirkondadega maismaal, ookeanis - ookeani keskahelike ja süvamere kaevikutega. Maal on üle 800 aktiivse vulkaani, mis paiskavad planeedi pinnale palju laavat, gaase ja veeauru.

Litosfääri ehituse ja arenguloo tundmine on oluline maavarade leiukohtade otsimisel, litosfääris toimuvate protsessidega seotud looduskatastroofide prognooside tegemisel. Eeldatakse näiteks, et just plaatide piiridel tekivad maagimineraalid, mille tekkimist seostatakse tardkivimite tungimisega maapõue.

1. Milline on litosfääri struktuur? Millised nähtused toimuvad selle plaatide piiridel?
2. Kuidas seismilised vööd Maal paiknevad? Rääkige meile raadio- ja telesõnumitest teadaolevatest maavärinatest ja vulkaanipursetest. ajalehed. Selgitage nende nähtuste põhjuseid.
3. Kuidas peaks töötama maakoore ehituse kaardiga?
4. Kas vastab tõele, et mandri maakoore jaotus langeb kokku maismaa pindalaga? 5. Kuhu võiks teie arvates kauges tulevikus Maa peale tekkida uusi ookeane? Uued mandrid?

Plaan

1. Maakoor (mandriline, ookeaniline, üleminekuperiood).

2. Maakoore põhikomponendid on keemilised elemendid, mineraalid, kivimid, geoloogilised kehad.

3. Tardkivimite klassifitseerimise alused.

Maakoor (mandriline, ookeaniline, üleminekuperiood)

Maakoore paksuses eristatakse seismiliste süvasondeeringute andmete põhjal mitmeid kihte, mida iseloomustavad elastsete võngete läbimise erinevad kiirused. Nendest kihtidest peetakse kolme põhiliseks. Neist ülemist tuntakse settekivina, keskmine on graniit-metamorfne ja alumine basalt (joon.).

Riis. . Maakoore ja ülemise vahevöö struktuuri skeem, sealhulgas tahke litosfäär

ja plastiline astenosfäär

Settekiht See koosneb peamiselt kõige pehmematest, lahtistest ja tihedamatest (lahtise tsementeerumise tõttu) kivimitest. Settekivimid paiknevad tavaliselt kihtidena. Settekihi paksus Maa pinnal on väga muutlik ja varieerub mõnest meetrist 10-15 km-ni. On piirkondi, kus settekiht puudub täielikult.

Graniit-metamorfne kiht See koosneb peamiselt tard- ja moondekivimitest, mis on rikkad alumiiniumi ja räni poolest. Nimetatakse kohti, kus settekiht puudub ja graniidikiht tuleb pinnale kristallkilbid(Kola, Anabar, Aldan jne). Graniidikihi paksus on 20-40 km, kohati see kiht puudub (Vaikse ookeani põhjas). Seismiliste lainete kiiruse uuringu kohaselt muutub kivimite tihedus alumisel piiril 6,5 km/s-lt 7,0 km/sek-ni dramaatiliselt. Seda graniidikihi piiri, mis eraldab graniidikihi basaldikihist, nimetatakse Conradi piirid.

Basaldi kiht paistab silma maakoore aluses, esineb kõikjal, selle paksus varieerub 5–30 km. Aine tihedus basaldikihis on 3,32 g/cm 3, see erineb koostiselt graniitidest ja seda iseloomustab tunduvalt väiksem ränidioksiidi sisaldus. Kihi alumisel piiril toimub pikilainete läbimise kiiruse järsk muutus, mis viitab kivimite omaduste järsule muutumisele. Seda piiri peetakse maakoore alumiseks piiriks ja seda nimetatakse Mohorovichi piiriks, nagu eespool käsitletud.

Maakera eri paigus on maakoor heterogeenne nii koostiselt kui ka paksuselt. Maakoore tüübid - mandri- või mandri-, ookeani- ja üleminekuperioodil. Ookeaniline maakoor hõivab umbes 60% ja mandriline maakoor umbes 40% maapinnast, mis erineb ookeanide ja maismaa pindalade jaotusest (vastavalt 71% ja 29%). See on tingitud asjaolust, et vaadeldavate maakooretüüpide vaheline piir kulgeb mööda mandrijalam. Madalad mered, nagu näiteks Venemaa Läänemere ja Arktika mered, kuuluvad Maailmaookeani ainult geograafiliselt. Ookeanide piirkonnas eristuvad nad ookeani tüüp, mida iseloomustab õhuke settekiht, mille all on basaldikiht. Pealegi on ookeaniline maakoor palju noorem kui mandriline maakoor - esimese vanus ei ületa 180–200 miljonit aastat. Mandri all olev maakoor sisaldab kõiki 3 kihti, on suure paksusega (40-50 km) ja nn. mandriosa. Siirdekoor vastab mandrite veealusele piirile. Vastupidiselt mandrile väheneb siin graniidikiht järsult ja kaob ookeani ning siis väheneb ka basaldikihi paksus.

Sette-, graniit-metamorfsed ja basaltkihid moodustavad koos kesta, mis sai nime sial – sõnadest räni ja alumiinium. Tavaliselt arvatakse, et siaalkestas on otstarbekas tuvastada maapõue mõiste. Samuti on kindlaks tehtud, et läbi geoloogilise ajaloo neelab maakoor hapnikku ja praeguseks moodustab see sellest 91% mahust.

Maakoore põhikomponendid on keemilised elemendid, mineraalid, kivimid, geoloogilised kehad

Maa aine koosneb keemilistest elementidest. Kivikoore sees moodustavad keemilised elemendid mineraale, mineraalid kivimeid ja kivimid omakorda geoloogilisi kehasid. Meie teadmised Maa keemiast või muidu geokeemiast vähenevad katastroofiliselt koos sügavusega. Sügavamal kui 15 km asenduvad meie teadmised järk-järgult hüpoteesidega.

Ameerika keemik F.W. Clark koos G.S. Washington, alustanud eelmise sajandi alguses erinevate kivimite (5159 proovi) analüüsi, avaldas andmed umbes kümne levinuima elemendi keskmise sisalduse kohta maakoores. Frank Clark lähtus seisukohast, et 16 km sügavune tahke maakoor koosneb 95% ulatuses tardkivimitest ja 5% ulatuses tardkivimite mõjul tekkinud settekivimitest. Seetõttu kasutas F. Clark arvutamiseks 6000 erinevate kivimite analüüsi, võttes nende aritmeetilise keskmise. Seejärel täiendati neid andmeid teiste elementide sisu keskmiste andmetega. Selgus, et levinumad maakoore elemendid on (massiprotsentides): O - 47,2; Si - 27,6; Al - 8,8; Fe - 5,1; Ca - 3,6; Na, 2,64; Mg - 2,1; K - 1,4; H - 0,15, mis on kokku 99,79%. Neid elemente (v.a vesinik), aga ka süsinikku, fosforit, kloori, fluori ja mõnda muud nimetatakse kivimit moodustavateks või petrogeenseteks.

Seejärel täpsustasid erinevad autorid neid arve korduvalt (tabel).

Mandrite maakoore koostise erinevate hinnangute võrdlus,

koore tüüp	Ülemine mandriline maakoor	mandriline maakoor
Oksida autor	Clark, 1924	Goldschmidt, 1938	Vinogradov, 1962	Ronov jt, 1990	Ronov jt, 1990
SiO2	60,3	60,5	63,4	65,3	55,9
TiO2	1,0	0,7	0,7	0,55	0,85
Al2O3	15,6	15,7	15,3	15,3	16,5
Fe2O3	3,2	3,1	2,5	1,8	1,0
FeO	3,8	3,8	3,7	3,7	7,4
MNO	0,1	0,1	0,1	0,1	0,15
MgO	3,5	3,5	3,1	2,9	5,0
CaO	5,2	5,2	4,6	4,2	8,8
Na2O	3,8	3,9	3,4	3,1	2,8
K2O	3,2	3,2	3,0	2,9	1,4
P2O5	0,3	0,3	0,2	0,15	0,2
Summa	100,0	100,0	100,0	100,0	100,0

Maakoore keemiliste elementide keskmised massifraktsioonid nimetati akadeemik A. E. Fersmani ettepanekul. klaarid. Viimased andmed Maa sfääride keemilise koostise kohta on kokku võetud järgmisel skeemil (joonis).

Kogu maakoore ja vahevöö aine koosneb mineraalidest, mis on vormi, struktuuri, koostise, arvukuse ja omaduste poolest mitmekesised. Praegu on eraldatud üle 4000 mineraali. Täpset arvu on võimatu anda, sest igal aastal täieneb mineraaliliikide arv 50-70 nimetusega mineraaliliikidega. Näiteks endise NSV Liidu territooriumilt on avastatud umbes 550 mineraali (A.E. Fersmani muuseumis on talletatud 320 liiki), neist üle 90% 20. sajandil.

Maapõue mineraalne koostis on järgmine (maht%): päevakivid - 43,1; pürokseenid - 16,5; oliviin - 6,4; amfiboolid - 5,1; vilgukivi - 3,1; savi mineraalid - 3,0; ortosilikaadid - 1,3; kloritid, serpentiinid - 0,4; kvarts - 11,5; kristobaliit - 0,02; tridüümiit - 0,01; karbonaadid - 2,5; maagi mineraalid - 1,5; fosfaadid - 1,4; sulfaadid - 0,05; raudhüdroksiidid - 0,18; teised - 0,06; orgaaniline aine - 0,04; kloriidid - 0,04.

Need arvud on muidugi väga suhtelised. Üldiselt on maakoore mineraalne koostis kõige mitmekesisem ja rikkalikum, võrreldes sügavamate geosfääride ja meteoriitide koostisega, Kuu ainega ja teiste maapealsete planeetide väliskestadega. Nii leiti Kuul 85 mineraali ja 175 meteoriitidest.

Looduslikke mineraalseid agregaate, mis moodustavad iseseisvad geoloogilised kehad maakoores, nimetatakse kivimiteks. Mõiste "geoloogiline keha" on mitmemõõtmeline mõiste, mis hõlmab mahtusid mineraalkristallist kontinentideni. Iga kivim moodustab maakoores kolmemõõtmelise keha (kiht, lääts, massiiv, kate ...), mida iseloomustab teatud materjali koostis ja spetsiifiline sisemine struktuur.

Mõiste "kivi" tõi vene geoloogiakirjandusse 18. sajandi lõpus Vassili Mihhailovitš Severgin. Maakoore uurimine on näidanud, et see koosneb erinevatest kivimitest, mida saab päritolu järgi jagada 3 rühma: tard- ehk tardkivimid, sette- ja moondekivimid.

Enne iga kivimirühma eraldi kirjeldamist on vaja peatuda nende ajaloolistel suhetel.

On üldtunnustatud seisukoht, et algne maakera oli sulakeha. Sellest esmasest sulamist ehk magmast tekkis jahtumisel tahke maakoor, alguses koosnes see täielikult tardkivimitest, mida tuleks pidada ajalooliselt kõige iidseimaks kivimirühmaks.

Alles Maa arengu hilisemas faasis võisid tekkida teistsuguse päritoluga kivimid. See sai võimalikuks pärast kõigi selle väliskestade tekkimist: atmosfäär, hüdrosfäär, biosfäär. Nende mõju all olevad esmased tardkivimid ja päikeseenergia hävisid, hävinud materjal liigutati vee ja tuule toimel, sorteeriti ja tsementeeriti uuesti. Nii tekkisid settekivimid, mis on sekundaarsed tardkivimitele, mille tõttu need tekkisid.

Nii tard- kui ka settekivimid olid moondekivimite tekke materjaliks. Erinevate geoloogiliste protsesside tulemusena alandati suuri maakoore alasid ning nendesse piirkondadesse kogunesid settekivimid. Nende vajumiste käigus langevad järjestuse alumised osad üha sügavamale kõrgete temperatuuride ja rõhkude piirkonda, magmast erinevate aurude ja gaaside läbitungimise ning kuuma vee ringluse piirkonda. lahendusi, uute keemiliste elementide viimist kivimitesse. Selle tulemuseks on metamorfism.

Nende tõugude jaotus ei ole sama. Hinnanguliselt koosneb litosfäär 95% tard- ja moondekivimitest ning vaid 5% on settekivimid. Pealtnäha on jaotus mõnevõrra erinev. Settekivimid katavad 75% maapinnast ja ainult 25% on tard- ja moondekivimid.

Praegu nõustub valdav enamus geolooge, geokeemikuid, geofüüsikuid ja planetaarteadlasi, et Maal on tavapäraselt sfääriline struktuur, millel on hägused eraldumise (või ülemineku) piirid, ja sfäärid on tavapäraselt mosaiikplokid. Peamisteks sfäärideks on maakoor, kolmekihiline vahevöö ja kahekihiline Maa tuum.

Maakoor

Maakoor moodustab tahke maa pealmise kesta. Selle paksus ulatub 0-st mõnes ookeani keskaheliku ja ookeanimurde osas kuni 70–75 km-ni Andide, Himaalaja ja Tiibeti mäestruktuuride all. Maakoorel on külgne heterogeensus , st. maakoore koostis ja struktuur on ookeanide ja mandrite all erinev. Sellest lähtuvalt eristatakse kahte peamist maakoore tüüpi - ookeanilist ja mandrilist ning üht tüüpi vahepealset maakoort.

● ookeaniline maakoor hõivab umbes 56% Maa pinnast. Selle paksus ei ületa tavaliselt 5-6 km ja on maksimaalne mandrite jalamil. Selle struktuuris on kolm kihti.

Esimene kiht mida esindavad settekivimid. Need on peamiselt savised, räni- ja karbonaatsed süvamere pelaagilised setted, mille lahustumisel kaovad karbonaadid teatud sügavusest. Mandrile lähemale ilmub maismaalt (mandrilt) eemaldatud detriitmaterjali segu. Sademete paksus ulatub nullist levivööndites kuni 10-15 km-ni mandri jalamil (periookeanilistes lohkudes).

Teine kiht ookeaniline maakoor tipus(2A) koosneb basaltidest, millel on haruldased ja õhukesed pelaagiliste setete kihid. Basaldid on sageli padjakujulised (padjalaavad), kuid leidub ka massiivseid basalte. Alumises osas teisest kihist (2B) sisaldavad basaltid paralleelsed doleriiditammid. Teise kihi kogupaksus on ca 1,5-2 km. Ookeanilise maakoore esimese ja teise kihi ehitust on hästi uuritud allveesõidukite, süvendus- ja puurimise abil.

kolmas kiht ookeaniline maakoor koosneb põhi- ja ülialuselise koostisega täiskristallilistest tardkivimitest. Ülemises osas arenevad gabro tüüpi kivimid ja alumine osa koosneb "ribakompleksist", mis koosneb vahelduvatest gabro- ja ultramafilistest kivimitest. 3. kihi paksus on ca 5 km. Seda uuriti süvendustööde ja allveesõidukite vaatluste põhjal.

Ookeani maakoore vanus ei ületa 180 miljonit aastat.

Mandrite kurrutatud vööndeid uurides ilmnesid neis ookeanilistega sarnaste kivimikoosluste killud. Hr Shteiman tegi 20. sajandi alguses ettepaneku neile helistada ofioliidi kompleksid(või ofioliitid) ja pidada kivimite "kolmikut", mis koosneb serpentiniseerunud ultramafilistest kivimitest, gabrodest, basaltidest ja radiolariitidest, kui ookeanilise maakoore säilmetest. Sellele saadi kinnitus alles XX sajandi 60ndatel pärast seda, kui A.V. avaldas selleteemalise artikli. Peive.

● mandriline maakoor jaotunud mitte ainult mandritel, vaid ka mandri servade šelfitsoonides ja ookeanibasseinides asuvates mikromandrites. Selle kogupindala moodustab umbes 41% Maa pinnast. Keskmine paksus on 35-40 km. Mandrite kilpidel ja platvormidel varieerub see 25–65 km ja mägirajatiste all ulatub 70–75 km-ni.

Mandrilisel maakoorel on kolmekihiline struktuur:

Esimene kiht- setteline, mida tavaliselt nimetatakse settekatteks. Selle paksus ulatub nullist kilpidel, keldritõustel ja volditud konstruktsioonide aksiaalsetes tsoonides kuni 10–20 km platvormiplaatide eksogonaalsetes süvendites, eesmistes süvendites ja mägedevahelistes lohkudes. Koosneb peamiselt mandri- või madalamerelistest settekivimitest, harvem batüaalsest (süvavee lohkudes) päritolust. Selles settekihis on võimalikud tardkivimite katted ja jõud, mis moodustavad püünisvälju (püünismoodustised). Settekatte kivimite vanusevahemik on kainosoikumist kuni 1,7 miljardi aastani. Pikilainete kiirus on 2,0-5,0 km/s.

Teine kiht Mandriline maakoor ehk koondunud maakoore ülemine kiht tuleb päevapinnale platvormide kilpidel, massiividel või äärikutel ning volditud konstruktsioonide aksiaalsetes osades. See avastati Baltikumi (Fennoskandia) kilbil enam kui 12 km sügavuselt Koola ülisügavkaevu poolt ja madalamalt Rootsis, Vene plaadilt Saatly Uurali puuraugust, plaadilt USA-s, a. India ja Lõuna-Aafrika kaevandused. See koosneb kristallilistest kiltidest, gneissidest, amfiboliitidest, graniitidest ja graniitgneissidest ning seda nimetatakse graniitgneissiks või graniit-metamorfne kiht. Selle maakoorekihi paksus ulatub platvormidel 15-20 km ja mägirajatiste korral 25-30 km-ni. Pikilainete kiirus on 5,5-6,5 km/s.

kolmas kiht või isoleeriti konsolideeritud maakoore alumine kiht kui granuliit-mafiline kiht. Varem eeldati, et teise ja kolmanda kihi vahel on selge seismiline piir, mis sai nime selle avastaja järgi. Konradi piir (K) . Hiljem hakati seismiliste uuringute käigus eristama isegi kuni 2-3 piiri TO . Lisaks ei kinnitanud Kola SG-3 puurimisandmed kivimi koostise erinevust Konradi piiri ületamisel. Seetõttu eristab praegu enamik geolooge ja geofüüsikuid ülemise ja alumise maakoore vahel nende erinevate reoloogiliste omaduste järgi: ülemine maakoor on jäigem ja rabedam, alumine aga plastilisem. Plahvatustorudest pärit ksenoliitide koostise põhjal võib aga oletada, et "granuliit-mafiline" kiht sisaldab felsilisi ja aluselisi granuliite ning mafilisi kivimeid. Paljudel seismilistel profiilidel iseloomustab alumist maakoort arvukate peegeldusalade olemasolu, mida võib ilmselt pidada ka tardkivimite kihiliste sissetungide esinemiseks (miski, mis sarnaneb püünisväljadega). Pikilainete kiirus maakoore alumises osas on 6,4-7,7 km/s.

● Üleminekukoor on omamoodi maakoor kahe äärmusliku maakoore tüübi (ookeaniline ja mandriline) vahel ja võib olla kahte tüüpi - subokeaaniline ja subkontinentaalne. Subokeaaniline maakoor See on arenenud piki mandri nõlvadel ja jalamil ning tõenäoliselt on see mitte väga sügavate ja laiade ääre- ja sisemere basseinide põhja all. Selle paksus ei ületa 15-20 km. See on täis tammide ja põhiliste tardkivimite jõududega. Subokeaaniline maakoor paljandus Mehhiko lahe sissepääsu juures asuva puurauku kaudu ja paljastas Punase mere rannikul. subkontinentaalne maakoor See tekib siis, kui ookeaniline maakoor ensimaatilistes vulkaanilistes kaartes muutub mandriliseks, kuid ei ole veel saavutanud "küpsust". Sellel on väiksem (alla 25 km) paksus ja madalam tihendusaste. Pikilainete kiirus üleminekutüüpi maakoores ei ületa 5,0-5,5 km/s.

● Mohorovichic pinna ja mantli koostis. Piir maakoore ja vahevöö vahel on üsna selgelt määratletud pikisuunaliste lainete kiiruste järsu hüppega 7,5-7,7 kuni 7,9-8,2 km/s ning seda tuntakse nime järgi Mohorovichi pinnana (Moho või M). Horvaatia geofüüsikust , kes selle välja tõi .

Ookeanides vastab see piirile 3. kihi vöödilise kompleksi ja serpentiniseerunud mafiliste-ultramafiliste kivimite vahel. Mandritel asub see 25-65 km sügavusel ja kuni 75 km sügavusel volditud aladel. Mitmetes konstruktsioonides eristatakse kuni kolme Moho pinda, mille vaheline kaugus võib ulatuda mitme kilomeetrini.

Laavast pärit ksenoliitide ja plahvatustorudest kimberliitide uurimise tulemuste põhjal eeldatakse, et mandrite all mandrite all ülemises vahevöös leidub lisaks peridotiitidele ka eklogiite (vahevöösse sattunud ookeanilise maakoore säilmetena subduktsiooni ajal?).

Ülemine osa vahevööst on "tühjenenud" ("kurnatud") vahevöö. See on kahanenud ränidioksiidi, leeliste, uraani, tooriumi, haruldaste muldmetallide ja muude ebaühtlaste elementide poolest, kuna sellest sulavad maakoore basaltsed kivimid. See katab peaaegu kogu oma litosfääri osa. Sügavamal asendub see "tühjendamata" mantliga. Mantli keskmine esmane koostis on lähedane spinell-lhersoliidile või hüpoteetilisele peridotiidi ja basaldi segule vahekorras 3:1, millele andis nime A.E. Ringwood püroliit.

Golitsiini kiht või keskmine mantel(mesosfäär) - üleminekutsoon ülemise ja alumise vahevöö vahel. See ulatub 410 km sügavuselt, kus pikilainete kiirused järsult tõusevad, kuni 670 km sügavusele. Kiiruste suurenemine on seletatav vahevöö aine tiheduse suurenemisega umbes 10% võrra, mis tuleneb mineraalsete liikide üleminekust teistele tihedama tihendiga liikidele: näiteks oliviin vatsleyiidiks ja seejärel vatsleyiit spinelliga ringwoodiidiks. struktuur; pürokseenist granaadiks.

alumine mantel algab umbes 670 km sügavuselt ja ulatub kihiga 2900 km sügavusele D baasis (2650-2900 km), s.o Maa tuumani. Eksperimentaalsete andmete põhjal eeldatakse, et see peaks koosnema peamiselt perovskiidist (MgSiO 3) ja magnesiovoustiidist (Fe,Mg)O, mis on madalama vahevöö aine edasiste muutuste produktid koos Fe/Mg suhte üldise suurenemisega. .

Viimaste seismiliste tomograafiliste andmete kohaselt ilmnes vahevöö märkimisväärne ebahomogeensus, aga ka suurema hulga seismiliste piiride olemasolu (globaalsed tasemed - 410, 520, 670, 900, 1700, 2200 km ja vahepealsed tasemed - 100 , 300, 1000, 2000 km), tingituna mantlite mineraalide muundumiste piiridest (Pavlenkova, 2002; Puštšarovski, 1999, 2001, 2005; jt).

D.Yu sõnul. Pushcharovsky (2005) esitab mantli struktuuri traditsioonilise mudeli järgi mõnevõrra erinevalt ülaltoodud andmetest (Khain ja Lomize, 1995):

Ülemine mantel koosneb kahest osast: ülemine osa kuni 410 km, alumine osa 410-850 km. I jagu eristatakse ülemist ja keskmist mantlit - 850-900 km.

Keskmine mantel: 900-1700 km. II lõik - 1700-2200 km.

alumine mantel: 2200-2900 km.

● Maa tuum seismoloogia järgi koosneb see välisest vedelast osast (2900-5146 km) ja sisemisest tahkest osast (5146-6371 km). Südamiku koostist aktsepteerivad enamus rauana koos nikli, väävli või hapniku või räni seguga. Konvektsioon välissüdamikus tekitab Maa peamise magnetvälja. Eeldatakse, et südamiku ja alumise vahevöö piiril ploomid , mis seejärel tõusevad üles energiavoo või suure energiaga aine kujul, moodustades maakoores või selle pinnal tardkivimeid.

sulemantel – umbes 100 km läbimõõduga tahkefaasilise vahevöö materjali kitsas tõusev voog, mis pärineb kuumast madala tihedusega piirkihist, mis asub kas seismilise piiri kohal 660 km sügavusel või südamiku ja vahevöö piiri lähedal kl. sügavus 2900 km (A.W. Hofmann, 1997). Vastavalt A.F. Grachev (2000), vahevöö voog on plaadisisese magmaatilise aktiivsuse ilming, mida põhjustavad vahevöö alumises osas toimuvad protsessid, mille allikas võib asuda vahevöö alumises osas mis tahes sügavusel kuni südamiku ja vahevöö piirini (kiht "D"). . (Erinevalt kuum koht, kus plaadisisese magmaatilise aktiivsuse avaldumine on tingitud vahevöö ülaosas toimuvatest protsessidest.) Mantli ploomid on iseloomulikud lahknevatele geodünaamilistele režiimidele. J. Morgani (1971) järgi tekivad mandrite alt ploomiprotsessid riftingu (riftingu) algstaadiumis. Mantelsamba avaldumist seostatakse suurte kuppeltõugete moodustumisega (läbimõõduga kuni 2000 km), mille käigus tekivad intensiivsed komatiittrendiga Fe-Ti-tüüpi basaltid, mis on mõõdukalt rikastatud kerge REE-ga, koos happeliste diferentsiaatidega. , mis ei moodusta rohkem kui 5% laava kogumahust. Isotoopide suhted 3 He/ 4 He(10 -6)>20; 143nd/ 144nd – 0,5126-0/5128; 87 Sr/ 86 Sr - 0,7042-0,7052. Arheani rohekivivööde paksude (3-5 km kuni 15-18 km) laavajadade ja hilisemate riftogeensete struktuuride teket seostatakse vahevöö vooga.

Läänemere kilbi kirdeosas ja eriti Koola poolsaarel oletatakse, et mantli ploomid põhjustasid hilis-arhei toleiit-basalt ja komatiit vulkaaniliste rohekivivööde kivimite, hilisarhea leelisgraniidi ja anortosiitmagmatismi moodustumise. varajase proterosoikumi kihiliste intrusioonide ja paleosoikumi leelis-ultraaluseliste intrusioonide kohta (M itrofanov, 2003).

sulgtektoonika – laamtektoonikaga seotud vahevöö joatektoonika. See suhe väljendub selles, et allutatud külm litosfäär sukeldub ülemise ja alumise vahevöö piirile (670 km), akumuleerub sinna, surudes osaliselt alla ja seejärel tungib 300–400 miljoni aasta pärast alumisse vahevöösse, jõudes selle piirini. piir südamikuga (2900 km). See põhjustab muutuse välissüdamiku konvektsiooni olemuses ja selle vastasmõjus sisesüdamikuga (piir nende vahel on umbes 4200 km sügavusel) ning ülaltpoolt tuleva materjali sissevoolu kompenseerimiseks moodustumist. tõusvatest superploomidest tuuma/mantli piiril. Viimased tõusevad litosfääri põhja, kogedes osaliselt viivitust vahevöö alumise ja ülemise piiril, ning tektonosfääris jagunevad väiksemateks voogudeks, millega on seotud plaadisisene magmatism. Ilmselgelt stimuleerivad nad ka konvektsiooni astenosfääris, mis vastutab litosfääri plaatide liikumise eest. Erinevalt laam- ja ploomitektoonikast nimetavad Jaapani autorid tuumas toimuvaid protsesse kasvutektoonikaks, mis tähendab sisemise, puhta raud-nikli tuuma kasvamist välissüdamiku arvelt, mida täiendab maakoor-mantli silikaat. materjalist.

Mandri-litosfääri lõhenemisele eelneb vahevöötiste tekkimine, mis viib suurte platoobasaltide provintside tekkeni. Edasine areng võib järgida täielikku evolutsioonilist järjestust, sealhulgas mandrilõhede kolmekordsete ristmike teket, järgnevat hõrenemist, mandri maakoore purunemist ja leviku algust. Siiski ei saa ühe ploomi areng kaasa tuua mandrilise maakoore rebenemist. Rebend tekib siis, kui mandril moodustub sulestiku süsteem ja seejärel kulgeb lõhenemisprotsess vastavalt põhimõttele, et pragu levib ühest ploomist teise.

Litosfäär ja astenosfäär

Litosfäär koosneb maakoorest ja osast ülemisest vahevööst. See kontseptsioon on puhtalt reoloogiline, erinevalt koorikust ja vahevööst. See on jäigem ja rabedam kui nõrgenenud ja plastilisem alusmantli kest, mis on tuvastatud kui astenosfäär. Litosfääri paksus on 3-4 km ookeani keskaheliku aksiaalsetes osades kuni 80-100 km ookeanide äärealadel ja 150-200 km või rohkem (kuni 400 km?) kilpide all. iidsed platvormid. Sügavad piirid (150–200 km või rohkem) litosfääri ja astenosfääri vahel määratakse suurte raskustega või ei tuvastata neid üldse, mis on tõenäoliselt tingitud kõrgest isostaatilisest tasakaalust ning litosfääri ja astenosfääri vahelise kontrasti vähenemisest piiril. tsoon kõrge geotermilise gradiendi, sulamahu vähenemise tõttu astenosfääris jne.

tektonosfäär

Tektooniliste liikumiste ja deformatsioonide allikad ei asu mitte litosfääris endas, vaid Maa sügavamates tasandites. Need hõlmavad kogu mantlit kuni piirkihini koos vedela südamikuga. Tulenevalt asjaolust, et liikumiste allikad avalduvad ka vahetult litosfääri all olevas ülemise vahevöö plastilisemas kihis - astenosfäär, litosfäär ja astenosfäär liidetakse sageli üheks mõisteks - tektonosfäär tektooniliste protsesside avaldumispiirkondadena. Geoloogilises mõttes (vastavalt ainelisele koostisele) jaguneb tektonosfäär umbes 400 km sügavuseks maakooreks ja ülemiseks vahevööks ning reoloogilises mõttes litosfääriks ja astenosfääriks. Nende jaotuste vahelised piirid reeglina ei lange kokku ja tavaliselt hõlmab litosfäär lisaks maakoorele ka mingit osa ülemisest vahevööst.

Kihti C ei saa pidada homogeenseks. Selles toimub kas keemilise koostise muutus või faasisiire (või mõlemad).

Mis puudutab B-kihti, mis asub otse maapõue all, siis suure tõenäosusega toimub ka siin mingi heterogeensus ja see koosneb sellistest kivimitest nagu duniit, peridotiidid, eklogiidid.

Zagrebist (Jugoslaavia) 40 km kaugusel toimunud maavärinat uurides märkas A. Mohorovichic 1910. aastal, et esimese allikast enam kui 200 km kaugusel siseneb seismogrammi erinevat tüüpi pikisuunaline laine kui lähemalt. . Ta selgitas seda asjaoluga, et Maal on umbes 50 km sügavusel piir, mille juures kiirus järsku suureneb. Seda uurimistööd jätkas tema poeg S. Mohorović pärast Conradi, kes 1925. aastal avastas idapoolsetes Alpides maavärina laineid uurides järjekordse pikilainete faasi P*. Vastav nihkelaine faas S* tuvastati hiljem. P* ja S* faasid näitavad vähemalt ühe piiri, "Konradi piiri" olemasolu settejärjestuse põhja ja Mohorovići piiri vahel.

Maavärinate ja tehisplahvatuste tekitatud ja maakoores levivaid laineid on viimastel aastatel intensiivselt uuritud. Kasutati nii murdunud kui ka peegeldunud lainete meetodeid. Läbiviidud uuringute tulemused on järgmised. Erinevate teadlaste tehtud mõõtmiste kohaselt osutusid pikisuunaliste V p ja põiksuunaliste V S kiiruste väärtused võrdseks: graniidis - V p = 4,0 ÷ 5,7, V s = 2,1 ÷ 3,4, basaldis - V p = 5,4 ÷ 6,4, V s ≈ 3,2, V

gabro - V p = 6,4 ÷ 6,7, V s ≈ 3,5, duniidis - V p = 7,4, V s = 3,8 ja eklogiidis - V p = 8,0, V s = 4,3

km/s.

Lisaks saadi erinevates piirkondades viiteid erineva kiiruse ja piiridega lainete olemasolule graniidikihis. Teisest küljest ei viita miski graniidikihi olemasolule ookeanipõhja all väljaspool riiulid. Paljudel mandrialadel on graniidikihi aluseks Konradi piir.

Praegu on märke täiendavatest selgelt määratletud piiridest Konradi ja Mohorovichi pindade vahel; mitme mandri piirkonna puhul on näidatud isegi kihid, mille pikisuunalised lainekiirused on 6,5–7 ja 7–7,5 km/s. On oletatud, et "dioriidi" kiht võib eksisteerida (V p = 6,1

km/s) ja "gabbro" kiht (V p = 7 km/s).

Paljudes ookeanipiirkondades on Moho piiri sügavus ookeanipõhja all alla 10 km. Enamikul mandritel suureneb selle sügavus rannikust kaugenedes ja kõrgete mägede all võib ulatuda üle 50 km. Need mägede "juured" avastati esmakordselt gravitatsiooniandmete põhjal.

Enamasti annavad Moho piirist allapoole jäävate kiiruste määramised samad arvud: pikilainete puhul 8,1 - 8,2 km/s ja põiklainete puhul umbes 4,7 km/s.

Maakoor [Sorokhtin, Ušakov, 2002, lk. 39-52]

Maakoor on Maa jäiga kesta ülemine kiht – selle litosfäär ja erineb ehituselt ja keemiliselt koostiselt litosfääri maapõuealustest osadest. Maakoort eraldab selle all olevast litosfääri vahevööst Mohorovitši piir, millel seismiliste lainete levimiskiirused hüppavad kuni 8,0 - 8,2 km/s.

Maakoore pind moodustub ebaühtlast maastikku tekitavate tektooniliste liikumiste mitmesuunaliste mõjude, selle reljeefi denudeerumise tõttu seda moodustavate kivimite hävimise ja ilmastikumõjude tõttu ning settimisprotsesside tõttu. Selle tulemusena pidevalt esile kerkiv ja samal ajal

maakoore siluv pind osutub üsna keeruliseks. Reljeefi maksimaalne kontrastsus on täheldatav ainult Maa suurima kaasaegse tektoonilise aktiivsusega kohtades, näiteks Lõuna-Ameerika mandri aktiivsel serval, kus Peruano-Tšiili süvaveekraavi ja reljeefi erinevused Andide tipud ulatuvad 16-17 km kõrgusele. Märkimisväärseid kõrguskontraste (kuni 7-8 km) ja reljeefi suurt lahkamist täheldatakse tänapäevastes mandri põrkevööndites, näiteks Alpide-Himaalaja murdevööndis.

ookeaniline maakoor

Ookeaniline maakoor on oma koostiselt primitiivne ja esindab sisuliselt vahevöö ülemist diferentseeritud kihti, mida ülevalt katab õhuke pelaagiliste setete kiht. Tavaliselt eristatakse ookeanilises maakoores kolme kihti, millest esimene (ülemine) on setteline.

Settekihi alumine osa koosneb tavaliselt alla 4-4,5 km sügavusel ladestunud karbonaatsetetest. Sügavusel üle 4-4,5 km koosneb settekihi ülemine osa peamiselt mittekarbonaatsetest setetest - punastest süvamere savidest ja ränikividest. Ülemises osas paikneva ookeanilise maakoore teine ​​ehk basaltne kiht koosneb toleiiitsetest basaltsetest laavadest. Ookeani maakoore basaldikihi kogupaksus ulatub seismiliste andmete kohaselt 1,5, mõnikord 2 km-ni. Seismiliste andmete kohaselt ulatub ookeanilise maakoore gabro-serpentiidi (kolmanda) kihi paksus 4,5-5 km-ni. Ookeanilise maakoore paksust vähendavad tavaliselt ookeani keskaheliku seljandikud 3-4 ja isegi 2-2,5 km-ni otse lõheorgude all.

Ookeanilise maakoore kogupaksus ilma settekihita ulatub seega 6,5-7 km-ni. Altpoolt katavad ookeanilise maakoore ülemise vahevöö kristalsed kivimid, mis moodustavad litosfääri plaatide maapõuealused osad. Ookeani keskharjade all paikneb ookeaniline maakoor otse kuumast mantlimaterjalist (astenosfäärist) vabanenud basaldisulamite kambrite kohal.

Ookeani maakoore pindala on ligikaudu 306 miljonit km 2, ookeanilise maakoore keskmine tihedus (ilma sademeteta) on ligi 2,9 g / cm 3, seetõttu võib ookeanilise maakoore massi hinnata järgmiselt. (5,8-6,2) 1024 g. Maailma ookeani süvaveebasseinide settekihi maht ja mass vastavalt A.P. Lisitsyn on vastavalt 133 miljonit km 3 ja umbes 0,1 1024 g. Sademete hulk, mis on koondunud šelfidele ja mandrinõlvadele, on mõnevõrra suurem - umbes 190 miljonit km 3, mis massiliselt (arvestades setete tihenemist) on ligikaudu

(0,4-0,45) 1024 g.

Ookeaniline maakoor moodustub ookeani keskahelike riftivööndites nende all tekkivast kuumast vahevööst (Maa astenosfäärikihist) basaltsulamite eraldumise ja ookeanipõhja pinnale valgumise tõttu. Igal aastal tõuseb see nendes tsoonides astenosfäärist, valgub välja ookeanipõhja ja kristalliseerib vähemalt 5,5–6 km 3 basaltsulameid, mis moodustavad kogu ookeanilise maakoore teise kihi (arvestades gabrokihti, maakoore sisestatud sulandite maht suureneb 12 km 3)-ni. Need suurejoonelised tektonomagmaatilised protsessid, mis arenevad pidevalt ookeani keskaheliku harjade all, on maismaal võrratud ja nendega kaasneb suurenenud seismilisus.

Ookeani keskharjade harjadel asuvates lõhepiirkondades on ookeanipõhi venitatud ja tõugatud. Seetõttu on kõiki selliseid tsoone iseloomustavad sagedased, kuid madala fookusega maavärinad, kus domineerivad katkendlikud nihkemehhanismid. Seevastu saarekaarede ja aktiivsete mandriservade all, s.o. plaatide allatõuke tsoonides esinevad tavaliselt tugevamad maavärinad surve- ja nihkemehhanismide domineerimisel. Seismiliste andmete kohaselt

ookeanilise maakoore ja litosfääri vajumist on võimalik jälgida vahevöö ülaosas ja mesosfääris umbes 600–700 km sügavusel. Tomograafia andmetel on ookeaniliste litosfääriplaatide vajumist jälgitud umbes 1400-1500 km sügavusel ja võib-olla ka sügavamal - kuni maa tuuma pinnani.

Ookeanipõhjal on iseloomulikud ja küllaltki kontrastsed vöödilised magnetanomaaliad, mis paiknevad tavaliselt paralleelselt ookeani keskahelikuga (joon. 7.8). Nende kõrvalekallete päritolu seostatakse ookeanipõhja basaltide võimega magnetiseerida jahtumise ajal Maa magnetvälja poolt, jättes seeläbi meelde selle välja suuna nende ookeanipõhja pinnale väljavalamise ajal.

Ookeanipõhja uuenemise "konveier" mehhanism koos ookeanilise maakoore vanemate lõikude ja sellele kogunenud setete pideva vajumisega saarekaarte all vahevöösse selgitab, miks Maa eluajal ei jõudnud ookeanilohud katta. setted. Tõepoolest, praeguse ookeanide lohkude tagasitäitumise kiiruse maismaalt kantud terrigeensete setetega 2,2 1016 g/aastas täituks nende süvendite kogumaht, ligikaudu 1,37 1024 cm 3 , täielikult ligikaudu 1,2 miljardi aastaga. . Nüüd võib suure kindlusega väita, et mandrid ja ookeanibasseinid on koos eksisteerinud umbes 3,8 miljardit aastat ning selle aja jooksul pole nende lohkudes olulist tagasitäitumist toimunud. Pealegi, pärast kõigis ookeanides puurimist teame nüüd kindlalt, et ookeani põhjas pole setteid, mis on vanemad kui 160–190 miljonit aastat. Kuid seda saab täheldada ainult ühel juhul - kui on olemas tõhus mehhanism setete eemaldamiseks ookeanidest. See mehhanism, nagu praegu teada, on setete vedamine saarekaarede ja aktiivsete mandriservade alla plaatide liikumise tsoonides.

mandriline maakoor

Mandriline maakoor erineb nii koostiselt kui ka struktuurilt järsult ookeanilisest. Selle paksus varieerub 20–25 km-st saarekaarede ja üleminekutüüpi maakoorega alade all kuni 80 km-ni Maa noorte kurrutatud vööde all, näiteks Andide või Alpide-Himaalaja vöö all. Keskmiselt on iidsete platvormide all mandrilise maakoore paksus ligikaudu 40 km ja selle mass koos mandrialuse maakoorega ulatub 2,25 1025 g-ni. Mandri maakoore reljeefi iseloomustavad ka maksimaalsed kõrguste erinevused, mis ulatuvad süvaveekraavides mandrinõlvade jalamilt kõrgeimate mäetippudeni 16-17 km kaugusele.

Mandri maakoore struktuur on väga heterogeenne, kuid nagu ookeanilises maakoores, eristatakse selle paksuses, eriti iidsetel platvormidel, mõnikord kolme kihti: ülemist settekihti ja kahte alumist kristallilistest kivimitest koosnevat kihti. Noorte liikuvate vööde all on maakoore struktuur keerulisem, kuigi selle üldine dissektsioon läheneb kahele kihile.

Mandri maakoore ülemise settekihi paksus on väga erinev - nullist iidsetel kilpidel kuni 10-12 ja isegi 15 km-ni mandrite passiivsetel äärealadel ja platvormide äärealadel. Stabiilsetel proterosoikumidel on setete keskmine paksus tavaliselt 2-3 km lähedal. Selliste platvormide setetes domineerivad madalate merebasseinide saviladestused ja karbonaadid.

Kontinentaalse maakoore lõigu ülemist osa esindavad tavaliselt iidsed, peamiselt eelkambriumi kivimid. Mõnikord nimetatakse seda kõva maakoore osa osa "graniitseks" kihiks, rõhutades sellega graniidiseeria kivimite ülekaalu selles ja basaltoidide alluvust.

Maakoore sügavamates osades (umbes 15-20 km sügavusel) jälgitakse sageli hajutatud ja ebastabiilset piiri, mida mööda pikisuunaliste lainete levimiskiirus suureneb umbes 0,5 km/s. See nn