Чем разница между кругом и окружностью. Чем отличается круг от окружности? Формула длины окружности и площади круга: сравнение
Оболочка Земли включает земную кору и верхнюю часть мантии. Поверхность земной коры имеет большие неровности, главные из которых - выступы материков и их понижения - огромные океанические впадины. Существование и взаимное расположение материков и океанических впадин связано с различиями в строении земной коры.
Материковая земная кора . Она состоит из нескольких слоев. Верхний - слой осадочных горных пород. Мощность этого слоя до 10-15 км. Под ним залегает гранитный слой. Горные породы, которые его слагают, по своим физическим свойствам сходны с гранитом. Толщина этого слоя от 5 до 15 км. Под гранитным слоем располагается базальтовый слой, состоящий из базальта и горных пород, физические свойства которых напоминают базальт. Толщина этого слоя от 10 км до 35 км. Таким образом, общая толщина материковой земной коры достигает 30-70 км.
Океаническая земная кора . Она отличается от материковой коры тем, что не имеет гранитного слоя или он очень тонок, поэтому толщина океанической земной коры всего лишь 6-15 км.
Для определения химического состава земной коры доступны только ее верхние части - до глубины не более 15-20 км. 97,2% от всего состава земной коры приходится на: кислород - 49,13%, алюминий - 7,45%, кальций - 3,25%, кремний - 26%, железо - 4,2%, калий - 2,35%, магний - 2,35%, натрий - 2,24%.
На другие элементы таблицы Менделеева приходится от десятых до сотых долей процента.
Большинство ученых полагают, что сначала на нашей планете появилась кора океанического типа. Под влиянием процессов, происходивших внутри Земли, в земной коре образовались складки, то есть горные участки. Толщина коры увеличивалась. Так образовались выступы материков, то есть начала формироваться материковая земная кора.
В последние годы в связи с исследованиями земной коры океанического и материкового типа создана теория строения земной коры, которая основана на представлении о литосферных плитах. Теория в своем развитии опиралась на гипотезу дрейфа материков, созданную в начале XX века немецким ученым А.Вегенером.
Виды земной коры википедия
Поиск по сайту:
Океанские ущелья примитивны в композиции и на самом деле представляют собой верхний дифференцированный слой пальто, в котором преобладает тонкий слой пелагических осадков. В океанической коре обычно выделяются три слоя, из которых первый (верхний) осадок.
На дне осадочного слоя они часто представляют собой тонкие и неустойчивые металлические осадки с преобладанием оксидов железа.
Нижняя часть осадка обычно состоит из карбонатных отложений на глубинах менее 4-4,5 км. При более глубокой рециркуляции карбоната он обычно не осаждается из-за их микроскопического состава оболочек одноцепочечных организмов (фораминифер и коколитофарид) при давлениях выше 400-450 АТМ, немедленно растворенных в морской воде. По этой причине в морских бассейнах на глубинах более 4-4,5 км к верхней части осадочного слоя в основном состоят только некальчатые осадки — темно-красные глины и силикатный тепло.
Рядом с островной дугой и вулканическими островами часто встречаются чечевица и переплетение вулканических дамб и терригенного свалка вблизи дельты крупных рек в части осадочных слоев. В открытых океанах толщина слоя осадка возрастает от рифов центрального океана, где почти нет осадков на их периферийных участках.
Средняя толщина осадков низкая и, по данным А. П. Лисицына, она близка к 0,5 км, вблизи континентальных краев атлантического типа и в районах большой ректальной дельты, увеличивающейся до 10-12 км. Это связано с тем, что практически все терригенные материалы, которые приземляются из-за плавающих процессов седиментации, практически внедряются в прибрежных районах океанов и континентальных склонах континентов.
Другой, или базальтовый, слой океанической коры в верхней части состоит из базальтовых лав толлейской композиции (рис.
5). Под водой лава будет необычной формой гофрированных труб и подушек, поэтому эти подушки — лавы. Ниже расположены долеитовые наберецы, толеиты того же состава, первые представляют собой каналы подачи, для которых базальтовая магма в тектонических районах заполняется на поверхности морского дна.
Базальтовый слой океанической коры обнажается во многих районах дна океана, граничащих с гербом в середине океана рифов и превращая дефекты ножом. Этот слой был подробно рассмотрен в качестве обычных методов исследования дна океана в (горнодобывающей промышленности, бурение проб съемки) или с помощью подводного пилотируемого транспортного средства, чтобы геологи учитывать геологическое строение объектов и выполнять целенаправленный отбор каменных образцов.
Кроме того, за последние двадцать лет поверхность базальтового слоя и его верхних слоев была открыта рядом глубоководных буровых скважин, один из которых также прошел через слой мягких львов и вошел в дольковые комплексы дайкового комплекса. Общая толщина базальтового или другого слоя океанической коры составляет 1,5, иногда 2 км, согласно сейсмическим данным.
Рисунок 5.
Структура рифтового пояса океанической коры:
1 — уровень океана; 2 — осадки; 3 — мягкая базальтовая лава (слой 2а); 4 — комплексный комплекс, долерит (слой 2b); 5 — габбро; 6 — слоистый комплекс; 7 — серпентиниты; 8 — лиросолиты литосферных плит; 9 — астеносфера; 10 — изотерма 500 ° C (начало серпентинизации).
Частые находки в рамках основных ошибок трансформации участия габбротолея показывают, что в состав океанической коры входят эти плотные и грубые породы.
Структура офиолитовых листьев в полосах земли, как мы знаем, фрагментирует древнюю океаническую кору, снесенную в этих районах на краю бывших континентов. Поэтому можно сделать вывод, что насыпной комплекс в современной океанической коре (как и в верхнем офиолите) ниже основного слоя свойств габро, составляющего верхнюю часть океанической коры третьего слоя (3а слоев). На определенном расстоянии от хребта в середине морских рифов, согласно сейсмическим данным, лежали следы и нижняя часть коры.
Многие находки в крупных конвертируемых серпентинитовых дефектах, ответственных за состав гидратированного перидотита и серпентинитов, аналогичные структуре офиолитовых комплексов, свидетельствуют о том, что нижняя часть океанической коры состоит из серпентинита.
Согласно сейсмическим данным, толщина габбро-серпентинитового (третьего) слоя океанической коры достигает 4,5-5 км. Под хребтовыми рифами в середине океана толщина океанической коры обычно уменьшается до 3-4 и даже до 2-2,5 км чуть ниже долины реки.
Полная толщина океанической коры без осадочного слоя, достигающая 6,5-7 км. Снизу океаническая кора покрыта кристаллическими породами верхнего слоя, которые образуют подкоровые области литосферных плит. Под хребтом среднего океанского хребта океаническая кора лежит непосредственно над центрами базальтовых заложников, отделенных от материала горячего пальто (из астеносферы).
Площадь океанической коры составляет приблизительно 3,0610 х 18 см2 (306 000 000 км 2), средняя плотность океанической коры (дождя) близка к 2,9 г / см3, следовательно, очищенная масса океанической коры может быть оценена (5,8-6,2) , где h1024
Объем и масса осадочного слоя глубоководных бассейнов Мирового океана, по словам А. П. Лисицына, составляют 133 млн. Км3 и около 0,1 × 1024 г.
Количество осадков сосредоточено на континентальном шельфе, а наклон немного выше — около 190 миллионов км3, примерно (0,4-0,45) 1024 в зависимости от веса (включая осадки)
Характерный рельеф имеет дно океана, которое является поверхностью океанической коры.
В абиссальной впадине дно океана находится на глубине около 66,5 км, в то время как гербы среднего океанического хребта, иногда вырезающего крутой виноград, лихорадка глубин глубин океана уменьшалась на 2-2,5 км.
В некоторых местах дно океана распространяется, например, на поверхность Земли. Исландия и провинция Афар (Северная Эфиопия). До островных дуг вокруг западного края Тихого океана, к северо-востоку от Индийского океана, в передней части дуги Малых Антильских островов и Южные Сандвичевы острова в Атлантике, и до начала активной континентальной окраины в Центральной и Южной Америке, океаническая кора изгибается и ее поверхность раковина на глубину 9 -10 км, чтобы идти дальше в эти структуры и формироваться перед ними и две более длинные узкие канавы.
Океаническая кора образуется в тектонических районах центральных океанических рифов из-за разделения, возникающего под базальтом расплава из горячего слоя (астеносферных слоев Земли) и просачивания на поверхности морского дна.
Ежегодно в этих областях поднимается из astenosfera, выливали на морском дне, и кристаллизуют, по крайней мере 5.5-6 км3 базальтовых расплавов, образуя весь второй слой океанической коры (в том числе объем габбро слоя, имплантированного в кору базальтовых расплавов возрастает до 12 км3).
Эти великолепные тектономагматические процессы, которые постоянно развиваются под хребтом хребта среднего океана, неконтролируемы на суше и сопровождаются повышенной сейсмичностью (рис. 6).
Рисунок 6.
Земная сейсмичность; местоположение землетрясения
Barazangi, Dorman, 1968
В рифтовых районах, расположенных на рифах среднего океанского хребта, океанский пол расширяется и распространяется.
Поэтому все такие зоны отмечены частыми, но землетрясениями с небольшим акцентом, с преобладающим эффектом прерывания механизмов движения. Напротив, под изгибами островов и активными краями континентов, т.е.
В областях субдукции панелей, как правило, более сильные землетрясения порождаются преобладанием механизмов сжатия и сдвига. Согласно данным землетрясения, погружение океанической коры и литосферы происходит в верхнем слое и мезосфере на глубину около 600-700 км (рис. 7). Согласно той же томографии, погружение океанических литосферных пластин прослеживалось на глубину около 1400-1500 км и, если возможно, глубже — к поверхности земного ядра.
Рисунок 7.
Структура подводного участка плиты на Курильских островах:
1 — астеносфера; 2 — литосфера; 3 — океанические корки; 4-5 — осадочно-вулканогенные слои; 6 — океанические осадки; изолинии показывают сейсмическую активность в единицах A10 (Федотов и др., 1969); β является аспектом заболеваемости Вадати-Бенифа; α — поле зрения области пластической деформации.
Для дна океана существуют характерные и достаточно контрастные магнитные аномалии полосы, которые обычно расположены параллельно гребню в середине океанского хребта (рис.
8). Происхождение этих аномалий связано с возможностью намагничивания базальтов дна океана путем охлаждения магнитным полем Земли, тем самым напоминая направление этого поля во время их выгрузки на поверхность дна океана.
Принимая во внимание, что геомагнитное поле в течение длительного периода времени неоднократно меняло свою полярность, английский ученый Ф. Вайн и Д. Мэтьюз в 1963 году впервые удалось до сих пор отдельные неровности, и предполагает, что различные наклоны в середине океана рифами об этих аномалий симметричные с их гербами. В результате, они были в состоянии восстановить основные законы движения плит в некоторых частях океанической коры в Северной Атлантике и, чтобы показать, что дно океана простираться примерно симметрично по бокам гребней скорости хребта в середине океана порядка нескольких сантиметров в год.
В будущем подобные исследования проводились во всех районах Мирового океана, и повсеместно эта картина была подтверждена. Кроме того, детальное сравнение магнитных аномалий на дне океана с разворота гео-хронология намагниченности материковых пород, возраст которых был известен из других источников, будет способствовать распространению Осиповке нарушений на протяжении кайнозоя, мезозоя, а затем поздно.
Поэтому появился новый и надежный палеомагнитный метод определения возраста дна океана.
Рисунок 8.
Карта аномалий магнитного поля в хребте Рейкьянес в Северной Атлантике
(Heirtzler et al., 1966).
Положительные аномалии отмечены черным цветом; AA — нулевая аномалия зоны рифта.
Использование этого метода привело к подтверждению ранее высказанных идей относительно молодости на морском дне: палеомагнитный получает все без исключения то, что только океаны и поздний кенозоик (рис.
9). Позднее этот вывод был полностью подтвержден глубоководным бурением во многих точках дна океана. В этом случае молодой возраст полости океанов (Атлантический, Индийский и Арктический) совпадает с дном их возраста, эпохи древнего Тихого океана, далеко за пределами его дна. Действительно, Тихоокеанский бассейн, по крайней мере поздний протерозой (возможно, даже раньше) и возраст самых старых районов дна океана составляет менее 160 миллионов лет, тогда как большинство было создано только в кенозое, т.е.
моложе 67 миллионов лет.
Рисунок 9.
Карта дна океана в миллионы лет
Ларсон, Питман и др., 1985
Механизм модернизации «велосипеда» дна океана при постоянном погружении секций старой коры океана и накопленных осадков на нем в пальто под островными арками объясняет, почему в течение жизни океанических дамб Земли и не успел заполнить пропасти.
Фактически, на нынешнем этапе заполнения морских бассейнов, разрушенных из наземных осадков 2210 х 16 г осадка, общий объем этих скважин составляет приблизительно 1,3710 х 24 см 3, он будет полностью бомбардирован приблизительно 1,2 ГА. Теперь мы можем с уверенностью сказать, что континенты и океанические бассейны сосуществуют около 3,8 миллиарда лет назад, и в то время не было значительного восстановления их депрессий. Кроме того, после операций бурения во всех океанах, мы теперь точно знаем, что на дне океана нет осадков более 160-190 миллионов лет.
Однако это можно наблюдать только в одном случае — в случае эффективного механизма удаления осадков в океане. Этот механизм теперь известен как процесс растяжения дождя, основанный на островных луках и активных континентальных окраинах в областях субдукции, где эти отложения расплавляются и повторно приключаются в виде гранитоидного вторжения в появляющиеся в этих зонах континентальной коры.
Такой процесс переполнения терригенных осадков и повторное прикрепление их материала к континентальной коре называют рециркуляцией осадков.
Океанская и материковая земная кора
Существует два основных типа земной коры: океанская и материковая. Выделяется также переходный тип земной коры.
Океанская земная кора. Мощность океанской земной коры в современную геологическую эпоху колеблется от 5 до 10 км. Она состоит из следующих трех слоев:
1) верхний тонкий слой морских осадков (мощность не более 1 км);
2) средний базальтовый слой (мощность от 1,0 до 2,5 км);
3) нижний слой габбро (мощность около 5 км).
Материковая (континентальная) земная кора. Материковая земная кора имеет более сложное строение и большую мощность, чем океанская земная кора.
Ее мощность в среднем составляет 35-45 км, а в горных странах увеличивается до 70 км. Она состоит также их трех слоев, но существенно отличается от океанской:
1) нижний слой, сложенный базальтами (мощность около 20 км);
2) средний слой занимает основную толщу материковой коры и условно называется гранитным. Он сложен в основном гранитами и гнейсами. Под океаны этот слой не распространяется;
3) верхний слой – осадочный.
Его мощность в среднем составляет около 3 км. В некоторых районах мощность осадков достигает 10 км (например, в Прикаспийской низменности). В отдельных районах Земли осадочный слой отсутствует вообще и на поверхность выходят гранитный слой.
Такие районы называются щитами (например, Украинский щит, Балтийский щит).
На материках в результате выветривания горных пород образуется геологическая формация, получившая название коры выветривания.
Гранитный слой от базальтового отделен поверхностью Конрада , на которой скорость сейсмических волн возрастает от 6,4 до 7,6 км/ сек.
Граница между земной корой и мантией (как на материках, так и на океанах) проходит по поверхности Мохоровичича (линия Мохо). Скорость сейсмических волн на ней скачкообразно увеличивается до 8 км/ час.
Кроме двух основных типов – океанского и материкового – есть также участки смешанного (переходного) типа.
На материковых отмелях или шельфах кора имеет мощность около 25 км и в целом сходна с материковой корой.
Однако в ней может выпадать слой базальта. В Восточной Азии в области островных дуг (Курильские острова, Алеутские острова, Японские острова и др.) земная кора переходного типа. Наконец, весьма сложна и пока мало изучена земная кора срединных океанических хребтов.
Здесь нет границы Мохо, и вещество мантии по разломам поднимается в кору и даже на ее поверхность.
Понятие «земная кора» следует отличать от понятия «литосфера». Понятие «литосфера» является более широким, чем «земная кора».
В литосферу современная наука включает не только земную кору, но и самую верхнюю мантию до астеносферы, то есть до глубины примерно около 100 км.
Понятие об изостазии .
Изучение распределения силы тяжести показало, что все части земной коры – материки, горные страны, равнины – уравновешены на верхней мантии. Это уравновешенное их положение называется изостазией (от лат. isoc — ровный, stasis – положение). Изостатическое равновесие достигается благодаря тому, что мощность земной коры обратно пропорциональна ее плотности.
Тяжелая океаническая кора тоньше более легкой материковой.
Изостазия – в сущности это даже и не равновесие, а стремление к равновесию, непрерывно нарушаемое и вновь восстанавливаемое. Так, например, Балтийский щит после стаивания материковых льдов плейстоценового оледенения поднимается примерно на 1 метр в столетие.
Площадь Финляндии все время увеличивается за счет морского дна. Территория Нидерландов, наоборот, понижается. Нулевая линия равновесия проходит в настоящее время несколько южнее 600 с.ш. Современный Санкт-Петербург находится примерно на 1,5 м выше, чем Санкт-Петербург времен Петра Первого. Как показывают данные современных научных исследований, даже тяжесть больших городов оказывается достаточной для изостатического колебания территории под ними.
Следовательно, земная кора в зонах больших городов весьма подвижна. В целом же рельеф земной коры является зеркальным отражением поверхности Мохо, подошвы земной коры: возвышенным участкам соответствуют углубления в мантию, пониженным – более высокий уровень ее верхней границы. Так, под Памиром глубина поверхности Мохо составляет 65 км, а в Прикаспийской низменности – около 30 км.
Термические свойства земной коры .
Суточные колебания температуры почвогрунтов распространяются на глубину 1,0 – 1,5 м, а годовые в умеренных широтах в странах с континентальным климатом до глубины 20-30 м. На той глубине, где прекращается влияние годовых колебаний температуры вследствие нагревания земной поверхности Солнцем, находится слой постоянной температуры грунта.
Он называется изотермическим слоем . Ниже изотермического слоя в глубь Земли температура повышается, и это вызывается уже внутренней теплотой земных недр. В формировании климатов внутреннее тепло не участвует, но оно служит энергетической основой всех тектонических процессов.
Число градусов, на которое увеличивается температура на каждые 100 м глубины называется геотермическим градиентом . Расстояние в метрах, при опускании на которое температура возрастает на 10С называется геотермической ступенью .
Величина геотермической ступени зависит от рельефа, теплопроводности горных пород, близости вулканических очагов, циркуляции подземных вод и др. В среднем геотермическая ступень равна 33 м.
В вулканических областях геотермическая ступень может быть равной всего около 5 м, а в геологически спокойных областях (например, на платформах) она может достигать 100 м.
ТЕМА 5. МАТЕРИКИ И ОКЕАНЫ
Материки и части света
Двум качественно различным типам земной коры – материковому и океаническому – соответствуют два основных уровня планетарного рельефа – поверхности материков и ложе океанов.
Структурно-тектонический принцип выделения материков.
Принципиально качественное различие материковой и океанической коры, а также некоторые существенные отличия в строении верхней мантии под материками и океанами обязывают выделять континенты не по видимому окружению их океанами, а по структурно-тектоническому принципу.
Структурно-тектонический принцип утверждает, что, во-первых, материк включает в себя материковую отмель (шельф) и материковый склон; во-вторых, в основе каждого материка находится ядро или древняя платформа; в-третьих, каждая материковая глыба изостатически уравновешена в верхней мантии.
С точки зрения структурно-тектонического принципа, материком называется изостатически уравновешенный массив континентальной земной коры, имеющий структурное ядро в виде древней платформы, к которому примыкают более молодые складчатые структуры.
Всего на Земле имеется шесть материков: Евразия, Африка, Северная Америка, Южная Америка, Антарктида и Австралия.
В составе каждого материка лежит одна какая-либо платформа и только в основе Евразии их шесть: Восточноевропейская, Сибирская, Китайская, Таримская (Западный Китай, пустыня Такла-Макан), Аравийская и Индостанская. Аравийская и индостанская платформы представляют собой части древней Гондваны, примкнувшие к Евразии. Таким образом, Евразия – гетерогенный аномальный материк.
Границы между материками вполне очевидны.
Граница между Северной Америкой и Южной Америкой проходит по Панамскому каналу. Граница между Евразией и Африкой проводится по Суэцкому каналу. Берингов пролив отделяет Евразию от Северной Америки.
Два ряда материков . В современной географии выделяется следующие два ряда материков:
Экваториальный ряд материков (Африка, Австралия и Южная Америка).
2. Северный ряд материков (Евразия и Северная Америка).
Вне этих рядов остается Антарктида – самый южный и холодный континент.
Современное расположение материков отражает длительную историю развития материковой литосферы.
Южные материки (Африка, Южная Америка, Австралия и Антарктида) представляют собой части («осколки») единого в палеозое мегаконтинента Гондваны.
Северные материки в то время были объединены в другой мегаконтинент – Лавразию. Между Лавразией и Гондваной в палеозое и мезозое находилась система обширных морских бассейнов, получившая название океана Тетис. Океан Тетис протягивался от Северной Африки, через южную Европу, Кавказ, Переднюю Азию, Гималаи в Индокитай и Индонезию.
В неогене (около 20 млн. лет назад) на месте этой геосинклинали возник альпийский складчатый пояс.
Соответственно своим большим размерам суперконтинет Гондвана. По закону изостазии, имел мощную (до 50 км) земную кору, которая глубоко погружалась в мантию. Под ними в астеносфере особенно интенсивными боли конвекционные токи, размягченное вещество мантии двигалось активно.
Это привело сначала к образованию вздутия в средине континента, а затем к расколу его на отдельные глыбы, которые под действием тех же конвекционных токов стали горизонтально перемещаться. Как доказано математически (Л.Эйлер), перемещение контура на поверхности сферы всегда сопровождается его поворотом. Следовательно, части Гондваны не только перемещались, но и разворачивались в географическом пространстве.
Первый раскол Гондваны произошел на границе триаса и юры (около 190-195 млн.
лет назад); отделилась Афро-Америка. Затем на границе юры и мела (около 135-140 млн. лет назад) Южная Америка отделилась от Африки. На границе мезозоя и кайнозоя (около 65-70 млн.
лет назад) Индостанская глыба столкнулась с Азией и Антарктида отошла от Австралии. В настоящую геологическую эпоху литосфера, по мнению неомобилистов, разбита на шесть плит0блоков, которые продолжают двигаться.
Распадом Гондваны удачно объясняется форма материков, их геологическое сходство, а также история растительного покрова и животного мира южных материков.
История раскола Лавразии так тщательно, как Гондваны, не изучена.
Понятие о частях света .
Кроме геологически обусловленного деления суши на континенты, существует также сложившиеся в процессе культурно-исторического развития человечества деление земной поверхности на отдельные части света. Всего насчитывается шесть частей света: Европа, Азия, Африка, Америка, Австралия с Океанией, Антарктида. На одном материке Евразии располагается две части света (Европа и Азия), а два материка западного полушария (Северная Америка и Южная Америка) образуют одну часть света – Америку.
Граница между Европой и Азией весьма условна и проводится по водораздельной линии Уральского хребта, реке Урал, северной части Каспийского моря и Кума-Манычской впадине.
По Уралу и Кавказу проходят линии глубинных разломов, отделяющих Европу от Азии.
Площадь материков и океанов. Площадь суши высчитывается в пределах современной береговой линии. Площадь поверхности земного шара составляет примерно 510, 2 млн. км 2. Около 361, 06 млн. км 2 занимает Мировой океан, что составляет примерно 70,8 % общей поверхности Земли. На сушу приходится примерно 149, 02 млн.
км 2 , что составляет около 29, 2 % поверхности нашей планеты.
Площадь современных материков характеризуется следующими величинами:
Евразия – 53, 45 км2, в том числе Азия – 43, 45 млн. км2, Европа – 10, 0 млн. км2;
Африка – 30, 30 млн. км 2;
Северная Америка – 24, 25 млн. км2;
Южная Америка – 18, 28 млн. км2;
Антарктида – 13, 97 млн. км2;
Австралия – 7, 70 млн.
Австралия с Океанией – 8, 89 км2.
Современные океаны имеют площадь :
Тихий океан – 179, 68 млн. км 2;
Атлантический океан – 93, 36 млн. км 2;
Индийский океан – 74, 92 млн. км 2;
Северный Ледовитый океан – 13, 10 млн. км2.
Между северными и южными материками в соответствии с различным их происхождением и развитием имеется значительная разница в площади и характере поверхности.
Основные географические различия между северными и южными материками сводятся к следующему:
1.Несравнима по величине с другими материками Евразия, которая сосредоточивает более 30 % суши планеты.
2.У северных материков значителен по площади шельф. Особенно значителен шельф в Северном Ледовитом океане и Атлантическом океанах, а также в Желтом, Китайском и Беринговом морях Тихого океана. Южные материки, за исключением подводного продолжения Австралии в Арафурском море, почти лишены шельфа.
3.Большая часть южных материков приходится на древние платформы.
В Северной Америке и Евразии древние платформы занимают меньшую часть общей площади, а большая часть приходится на территории, образованные палеозойским и мезозойским горообразованием. В Африке 96 % ее территории приходится на платформенные участки и только 4 % на горы палеозойского и мезозойского возраста. В Азии только 27 % приходится на древние платформы и 77 % на горы различного возраста.
4.Береговая линия южных материков, образованная большей частью трещинами раскола, относительно прямолинейна; полуостровов и материковых островов мало.
Для северных же материков характерна исключительно извилистая береговая линия, обилие островов, полуостровов, часто далеко идущих в океан.
Из общей площади на острова и полуострова приходится в Европе около 39 %, Северной Америке – 25 %, Азии – 24 %, Африке – 2,1 %, южной Америке – 1,1 % и Австралии (без Океании) – 1,1 %.
Предыдущая12345678910111213141516Следующая
Строение материковой коры на разных площадях.
Континентальная кора или материковая земная кора — земная кора материков, которая состоит из осадочного, гранитного и базальтового пластов.
Средняя толщина 35-45 км, максимальная — до 75 км (под горными массивами). Противопоставляется океанической коре, которая отлична по строению и составу. Континентальная кора имеет трёхслойное строение. Верхний слой представлен прерывистым покровом осадочных пород, который развит широко, но редко имеет большую мощность. Большая часть коры сложена верхней корой - слоем, состоящим главным образом из гранитов и гнейсов, обладающим низкой плотностью и древней историей.
Исследования показывают, что большая часть этих пород образовались очень давно, около 3 миллиардов лет назад. Ниже находится нижняя кора, состоящая из метаморфических пород - гранулитов и им подобных.
5. Типы структур океанов. Поверхность суши материков составляет только одну третью часть поверхности Земли. Площадь поверхности, занятая Мировым океаном, составляет 361,1 мл кв. км. На подводные окраины континентов (шельфовые плато и континентальный склон) приходится около 1/5 площади его поверхности, на т.н.
“переходные” зоны (глубоководные желоба, островные дуги, окраинные моря) – около 1/10 площади. Остальная поверхность (около 250 мл кв. км.) занята океаническими глубоководными равнинами, впадинами и разделяющими их внутриокеаническими поднятиями. Океаническое дно резко отличается по характеру сейсмичности. Можно выделить области с высокой сейсмической активности и области асейсмичные.
Первые представляют собой протяженные зоны, занятые системами срединно-океанических хребтов, протягивающиеся через все океаны. Иногда эти зоны называют океаническими подвижными поясами . Подвижные пояса характерны интенсивным вулканизмом (толеитовые базальты), повышенным тепловым потоком, резко расчлененным рельефом с системами продольных и поперечных гряд, желобов, уступов, неглубоким залеганием поверхности мантии.
Сейсмически мало активные области выражены в рельефе крупными океанскими котловинами, равнинами, плато, а также подводными хребтами, ограниченными уступами сбросового типа и внутриокеаническими валообразными поднятиями, увенчанными конусами действующих и потухших вулканов. Внутри областей второго типа присутствуют подводные плато и поднятия с корой материкового типа (микроконтиненты).
В отличие от подвижных океанских поясов, эти области, по аналогии со структурами континентов, иногда называют талассократонами .
6. Строение океанической коры в структурах разного типа. Океанические впадины как крупнейшие отрицательные структуры поверхности земной коры имеют целый ряд особенностей строения, позволяющих противопостять их положительным структурам (континентам) и сравнивать между собой.
Главное, что объединяет и отличает все океанические впадины, это низкое положение поверхности земной коры в их пределах и отсутствие геофизического гранит-метаморфического слоя, характерного для континентов.
Через все океанические впадины протягиваются подвижные пояса — горные системы срединно-океанических хребтов с высоким тепловым потоком, приподнятым положением мантийного слоя, что не типично для континентов. Система срединно-океанических хребтов, самая протяженная на поверхности Земли, пронизывает и соединяет тем самым все океанические впадины, занимая в них центральное или краевое положение.Характерно также, что тектонические структуры океанического дна нередко тесно связаны со структурами континентов.
Прежде всего, эти связи выражаются в наличии общих разломов, в переходах рифтовых долин срединно-океанических хребтов в континентальные рифты (Калифорнийский и Аденский заливы), в наличии крупных погруженных блоков континентальной коры в океанах, а также впадин с безгранитной корой на континентах, в переходах трапповых полей континентов на шельф и ложе океана. Внутренняя структура океанических впадин также различна. По положению зоны современного спрединга можно противопоставить впадину Атлантического океана с медианным положением Срединно-Атлантического хребта всем остальным океанам, в которых т.н.
срединный хребет смещен к одному из краев. Сложна внутренняя структура впадины Индийского океана. В западной части она напоминает структуру Атлантического океана, в восточной — более близка к западной области Тихого океана. Сравнивая строение западной области Тихого океана с восточной частью Индийского, обращает внимание их определенное сходство: глубины дна, возраст коры (Кокосовая и Западно-Австралийская котловины Индийского океана, Западная котловина Тихого океана).
В обоих океанах эти части отделены от континента и впадин окраинных морей системами глубоководных желобов и островных дуг.. Связь активных окраин океанов с молодыми складчатыми структурами материков наблюдается в Центральной Америке, где Атлантический океан отделен от Карибского моря глубоководным желобом и островной дугой.
Тесная связь глубоководных желобов, отделяющих впадины океанов от континентальных массивов со структурами материковой земной коры, прослеживается на примере северного продолжения Зондского глубоководного желоба, переходящего в Предараканский краевой прогиб.
Структуры окраин континентов(океанов) и типы коры.
8. Типы границ материковых блоков и океанических впадин. Континентальные массивы и океанические впадины могут иметь два типа границ – пассивные (атлантические) и активные (тихоокеанские). Первый тип распространен по обрамлению большей части Атлантического, Индийского, Северно-Ледовитого океанов. Для этого типа характерно, что через континентальный склон той или иной крутизны с системой ступенчатых сбросов, уступов и относительно пологого континентального подножья происходит смыкание материковых массивов с областью абиссальных равнин дна океанов.
В зоне континентального подножья известны системы глубоких прогибов, но они сглажены мощными толщами рыхлых осадков. Второй тип окраин выражен по обрамлению Тихого океана, по северо-восточной окраине Индийского океана и на окраине Атлантического океана, примыкающей к Центральной Америке. В этих областях между материковыми массивами и абиссальными равнинами дна океана расположена той или иной ширины зона с глубоководными желобами, островными дугами, впадинами окраинных морей.
Литосферные плиты и типы их границ.Изучая литосферу, включающую земную кору и верхнюю мантию, специалисты-геофизики пришли к выводу о наличии в ней своих неоднородностей. Прежде всего, эти неоднородности литосферы выражены наличием пересекающих ее на всю толщину полосовых зон с высоким тепловым потоком, высокой сейсмичностью, активным современным вулканизмом. Площади, расположенные между такими полосовыми зонами получили название литосферных плит, а сами зоны рассматриваются в качестве границ литосферных плит.
При этом одному типу границ свойственны напряжения растяжения (границы расхождения плит), другому типу – напряжения сжатия (границы схождения плит), третьему – растяжения и сжатия, возникающие при сдвигах.
Первый тип границ – это дивергентные (конструктивные) границы, которые на поверхности соответствуют рифтовым зонам.
Второй тип границ – субдукционные (при подвиге океанических блоков под континентальные), обдукционные (при надвиге океанических блоков на континентальные), коллизионные (при сдвижении континентальных блоков). На поверхности они выражены глубоководными желобами, краевыми прогибами, зонами крупных надвигов нередко с офиолитами (сутурами).
Третий тип границ (сдвиговый) получил наименование трансформных границ. Он также нередко сопровождается прерывистыми цепочками рифтовых впадин. Выделяется несколько крупных и мелких литосферных плит. К крупным плитам относятся Евразийская, Африканская, Индо-Австралийская, Южно-Американская, Северо-Американская, Тихоокеанская, Антарктическая.
К мелким плитам относят Карибскую, моря Скоша, Филиппинскую, Кокос, Наска, Аравийскую и др.
10. Рифтогенез, спрединг, субдукция, обдукция, коллизия. Рифтогенез - процесс возникновения и развития в земной коре континентов и океанов полосовидных в плане зон горизонтального растяжения глобального масштаба.
В её верхней хрупкой части он проявляется в формировании рифтов выраженных в виде крупных линейных грабенов, раздвиговых полостей и родственных им структурных форм, и заполнении их осадками и (или) продуктами вулканических извержений, обычно сопутствующих рифтогенезу.
В нижней, более нагретой части коры хрупкие деформации при рифтогенезе сменяются пластичным растяжением, приводящим к её утонению (образованию "шейки"), а при особенно интенсивном и длительном растяжении - и полному разрыву сплошности ранее существовавшей коры (континентальной или океанической) и формированию в образовавшемся "зиянии" новой коры океанического типа.
Последний процесс, называется спредингом, мощно протекал в позднем мезозое и кайнозое в пределах современных океанов, а в меньшем (?) масштабе периодически проявлялся в некоторых зонах более древних подвижных поясов.
Субдукция - поддвигание литосферных плит океанической коры и пород мантии под края других плит (согласно представлениям Тектоники плит).
Сопровождается возникновением зон глубокофокусных землетрясений и формированием активных вулканических островных дуг.
Обдукция - надвигание тектонических пластин, сложенных фрагментами океанической литосферы на континентальную окраину.
В результате формируется офиолитовый комплекс.Обдукция происходит, когда какие-либо факторы нарушают нормальное поглощение океанической коры в мантию. Один из механизмов обдукции заключается в задирании океанической коры на континентальную окраину при попадании в зону субдукции срединно-океанического хребта.Обдукция относительно редкое явление и происходила в земной истории лишь периодически.
Некоторые исследователи считают, что в наше время этот процесс происходит на юго-западном побережье Южной Америки.
Коллизия континентов - это столкновение континентальных плит, которое всегда приводит к смятию коры и образованию горных цепей. Примером коллизии является Альпийско-Гималайский горный пояс, образовавшийся в результате закрытия океана Тетис и столкновения с Евразийской плитой Индостана и Африки. В результате мощность коры значительно увеличивается, под Гималаями она составляет 70 км.
Это неустойчивая структура, её стороны интенсивно разрушается поверхностной и тектонической эрозией. В коре с резко увеличенной мощностью идет выплавка гранитов из метаморфизованных осадочных и магматических пород.
Строение и типы земной коры
В строении земной коры принимают участие все типы горных пород, залегающих выше границы Мохо. Соотношение различных типов горных пород в земной коре изменяется в зависимости от рельефа и структуры Земли. В рельефе Земли выделяются к о н т и н е н т ы и о к е а н ы — структуры первого (планетарного) порядка, существенно отличающиеся друг от друга геологическим строением и характером развития.
В пределах континента выделяют структуры второго порядка — равнины и горные сооружения; в океанах — подводные окраины материков, ложе, глубоководные желоба и срединно-океанические хребты. В рельефе поверхности Земли преобладают два уровня: континентальные равнины и плато (высоты менее 1000 м, занимают более 70% поверхности суши) и плоские относительно выровненные пространства ложа Мирового океана, располагающиеся на глубинах 4-6 км ниже уровня воды.
Вначале выделяли два главных типа земной коры — континентальный и океанический, затем были выделены еще два — субконтинентальный, и субокеанический , характерных для переходных зон континент-океан и впадин окраинных и внутренних морей.
К о н т и н е н т а л ь н а я к о р а состоит из трех слоев.
Первый — верхний, представлен осадочными горными породами мощностью от 0 до 5(10) км в пределах платформ, до 15-20 км в тектонических прогибах горных сооружений. Второй — гранито-гнейсовый или гранито-метаморфический на 50% сложен гранитами, на 40% — гнейсами и другими метаморфизованными породами. Мощность на равнинах 15-20 км, в горных сооружениях до 20-25 км. Третий — гранулито-базитовый (базит — основная порода, гранулит — метаморфическая порода гнейсовидной текстуры высокой (гранулитовой) степени метаморфизма).
Мощность 10-20 км в пределах платформ и до 25-35 км в горных сооружениях. Мощность континентальной коры в пределах платформ 35-40 км, в молодых горных сооружениях 55-70 км, максимум под Гималаями и Андами 70-75 км. Граница между гранито-метаморфическим и гранулито-базитовым слоями называется разделом Конрада. Данные глубинного сейсмозондирования показали, что поверхность Конрада фиксируется лишь в отдельных местах.
Исследования Н. И. Павленковой и др. специалистов, данные бурения Кольской сверхглубокой скважины показали, что континентальная земная кора имеет более сложное строение, чем представленное выше, и неоднозначную интерпретацию полученных данных разными авторами.
О к е а н с к а я к о р а. По современным данным океанская кора имеет трехслойное строение. Мощность ее от 5 до 12 км, в среднем 6-7 км.
Отличается от континентальной коры отсутствием гранито-гнейсового слоя. Первый (верхний) слой рыхлых морских осадков мощностью от первых сотен метров до 1 км. Второй , располагающийся ниже, сложен базальтами с прослоями карбонатных и кремнистых пород.
Мощность от 1 до 3 км. Третий , нижний, еще бурением не вскрыт. По данным драгирования сложен основными магматическими породами типа габбро и частично ультраосновными породами (пироксенитами). Мощность от 3,5 до 5 км.
С у б о к е а н с к и й т и п з е м н о й к о р ы приурочен к глубоководным котловинам окраинных и внутренних морей (южная котловина Каспия, Черное, Средиземное, Охотское, Японское и др.).
По строению близок к океанскому, но отличается большей мощностью осадочного слоя — 4-10 км, местами до 15-20 км. Подобное строение коры характерно для некоторых глубоких впадин на суше — центральная часть Прикаспийской низменности.
С у б к о н т и н е н т а л ь н ы й т и п з е м н о й к о р ы характерен для островных дуг (Алеутской, Курильской и др.) и пассивных окраин атлантического типа, где гранито-гнейсовый слой выклинивается в пределах континентального склона.
По строению близок к материковому, но отличается меньшей мощностью — 20-30 км.
Состав и состояние вещества мантии и ядра Земли
Косвенные, более или менее достоверные данные о составе имеются для слоя В (слой Гутенберга).
Это: 1) выход на поверхность магматических интрузивных ультраосновных горных пород (перидотитов), 2) состав пород, заполняющих алмазоносные трубки, в которых наряду с перидотитами, содержащими гранаты, встречаются эклогиты, высокометаморфизованные породы, близкие по составу к габбро, но с плотностью 3,35-4,2 г/см3, последние могли образоваться только при большом давлении. По данным изучения интрузивных тел и экспериментальном исследовании принимается, что слой В состоит главным образом из ультраосновных пород типа перидотитов с гранатами.
Такую породу А.Е.Рингвуд в 1962 году назвал пиролитом .
Состояние вещества в слое В
В слое В сейсмическим методом установлен слой менее плотных, как бы размягченных пород, называемый астеносферой (греч.
“астенос” — слабый) или волноводом. В нем скорость сейсмических волн, особенно поперечных, понижается. Состояние вещества в астеносфере менее вязкое, более пластичное по отношению к выше — и нижерасположенным слоям. Твердый надастеносферный слой верхней мантии вместе с земной корой называется литосферой (греч. “литос” — камень).
С этим слоем связывают горизонтальные движения литосферных плит. Глубина залегания астеносферы под континентами и океанами разная. Исследования последних десятилетий показали более сложную картину распространения астеносферы под континентами и океанами, чем прежде.
Под рифтами срединно-океанских хребтов астеносферный слой местами находится на глубине 2-3 км от поверхности. В пределах щитов (Балтийский, Украинский и др.) астеносфера не обнаружена сейсмическими методом до глубины 200-250 км. Некоторые исследователи считают, что астеносферный слой прерывистый, в виде астенолинз. Тем не менее есть косвенные данные о наличии астеносферы под щитами платформ.
Известно, что Балтийский и Канадский щиты подвергались мощным четвертичным оледенениям. Под весом льда щиты прогибались (как Антарктида и Гренландия сейчас). После таяния ледников и снятия нагрузки за относительно небольшой интервал времени произошел быстрый подъем щитов — выравнивание нарушенного равновесия.
Здесь проявляется явление изостазии (греч. “изос” — равный, “статис” — состояние) — состояние равновесия масс земной коры и мантии.
По данным В.Е.Хаина, астеносфера под щитами залегает глубже 200-250 км и вязкость ее увеличивается, поэтому ее труднее обнаружить существующими методами.
Получены данные о вертикальной неоднородности астеносферы. Глубина расположения подошвы астеносферы оценивается неоднозначно. Одни исследователи считают, что она опускается до глубин 300-400 км, другие, что захватывает часть слоя С. Учитывая эндогенную активность литосферы и верхней мантии, введено понятие тектоносферы . Тектоносфера включает земную кору и верхнюю мантию до глубин 700 км (где зафиксированы наиболее глубокие очаги землетрясений).
Состав и состояние вещества в слоях С и Д
С глубиной растет температура и давление, вещество переходит в более плотные модификации.
На глубинах более 400(500) км оливин и другие минералы приобретают структуру шпинелей , плотность которых возрастает на 11% по отношению к оливиновым. На глубине 700-1000 км происходит еще большее уплотнение и структура шпинели приобретает более плотную модификацию — перовскитовую . Происходит последовательная смена минеральных фаз:
пиролитовая до глубины 400(420) км,
шпинелевая до глубины 670-700 км,
перовскитовая до глубины 2900 км.
Есть и другое мнение относительно состава и состояния слоев С и Д .
Предполагается распад железисто-магнезиальных силикатов на окислы, обладающих плотнейшей упаковкой.
Ядро Земли
Вопрос сложный и дискуссионный. Резкое падение Р-волн с 13,6 км/с в основании слоя Д до 8-8,1 км/с во внешнем ядре, а S-волны гасятся совсем. Внешнее ядро жидкое, оно не обладает прочностью на сдвиг, в отличие от твердого тела. Внутреннее ядро, по-видимому, твердое. По современным данным плотность ядра на 10% ниже, чем у железоникилевого сплава.
Многие исследователи считают, что ядро Земли состоит из железа с примесью никеля и серы и возможно кремния или кислорода.
Физические характеристики Земли
Плотность
Плотность Земли в среднем равна 5,52 г/см3.
Средняя плотность пород 2,8г/см3 (2,65 по Палмеру). Ниже границы Мохо плотность 3,3-3,4 г/см3, на глубине 2900 км — 5,6-5,7 г/см3 , на верхней границе ядра 9,7-10,0 г/см3 , в центре Земли — 12,5-13 г/см3.
Плотность континентальной литосферы 3-3,1 г/см3. Плотность астеносферы 3,22 г/см3. Плотность океанической литосферы 3,3 г/см3.
Тепловой режим Земли
Различают два источника тепла Земли: 1.
полученное от Солнца, 2. выносимое из недр к поверхности Земли. Прогревание Солнцем распространяется на глубину не более 28-30 м, а местами первые метры.
На некоторой глубине от поверхности располагается пояс постоянной температуры, в котором температура равна среднегодовой температуре данной местности. (Москва -20 м — +4,20, Париж — 28 м — +11,830). Ниже пояса постоянной температурынаблюдается постепенное увеличение температуры с глубиной, связанное с глубинным тепловым потоком. Нарастание температуры с глубиной в градусах Цельсия на единицу длины называется геотермическим градиентом , а интервал глубины в метрах, на котором температура повышается на 10, называется геотермической ступенью. Геотермический градиент и ступень в разных местах земного шара различны.
По данным Б. Гутенберга, пределы колебаний отличаются более чем в 25 раз. Это свидетельствует о различной эндогенной активности земной коры, о различной теплопроводности горных пород. Наибольший геотермический градиент отмечен в штате Орегон (США), равен 1500 на 1 км, наименьший — 60 на 1 км в Ю.Африке.
Среднее значение геотермического градиента издавна принималось равным 300 на 1 км и соответствующая ему геотермическая ступень — 33 м.
По данным В.Н. Жаркова, близ поверхности Земли геотермический градиент оценивается в 200 на 1 км.
Если учесть оба значения, то на глубине 100 км температура 30000 или 20000 С. Это не соответствует фактическим данным. Лава, изливающаяся из магматических очагов с этих глубин, имеет максимальную температуру 1200-12500 С. Ряд авторов, учитывая этот своеобразный термометр, считают, что на глубине 100 км температура не превышает 1300-15000. При более высоких температурах породы мантии были бы полностью расплавлены и S-волны через них бы не прошли.
Поэтому средний геотермический градиент прослеживается до глубины 20-30 км, а глубже он должен уменьшаться. Но изменение температуры с глубиной неравномерное. Например: Кольская скважина. Рассчитывали на геотермический градиент 100 на 1 км. Такой градиент был до глубины 3 км, на глубине 7 км — 1200 С, на 10 км — 1800 С, на 12 км — 2200 С. Более или менее достоверные данные о температуре получены для основания слоя В — 1600 + 500 С.
Вопрос об изменении температуры ниже слоя В не решен.
Предполагают, что температура в ядре Земли в пределах 4000-50000 С.
Гравитационное поле Земли
Гравитация, или сила тяжести, всегда перпендикулярна к поверхности геоида.
Распределение силы тяжести на континентах и в областях океанов неодинаково на любой широте. Гравиметрические измерения абсолютной величины силы тяжести позволяют выявить гравиметрические аномалии — области увеличения или уменьшения силы тяжести.
Увеличение силы тяжести свидетельствует о более плотном веществе, уменьшение — на залегание менее плотных масс. Величина ускорения силы тяжести различна. На поверхности в среднем 982 см/с2 (на экваторе 978 см/с2 , на полюсе 983 см/с2), с глубиной сначала увеличивается, затем быстро падает. У границы с внешним ядром 1037 см/с2 , в ядре уменьшается, в слое F доходит до 452 см/с2, на глубине 6000 км — 126 см/с2 , в центре до нуля.
Магнетизм
Земля — гигантский магнит с силовым полем вокруг.
Геомагнитное поле дипольное, магнитные полюсы Земли не совпадают с географическими. Угол между магнитной осью и осью вращения составляет около 11,50 .
Различают магнитное склонение и магнитное наклонение. М а г н и т н о е с к л о н е н и е определяется углом отклонения магнитной стрелки компаса от географического меридиана. Склонение может быть западным и восточным. Восточное склонение прибавляется к величине произведенного замера, западное вычитается. Линии, соединяющие на карте точки с одинаковым склонением, называются и з о г о н а м и (греч.
“изос” — равный и “гониа” — угол). М а г н и т н о е н а к л о н е н и е определяется как угол между магнитной стрелкой и горизонтальной плоскостью. Магнитная стрелка, подвешенная на горизонтальной оси, притягивается магнитными полюсами Земли, потому не устанавливается параллельно горизонту, образуя с ним больший или меньший угол. В северном полушарии северный конец стрелки опускается вниз, а в южном — наоборот. Максимальный угол наклонения магнитной стрелки (900) будет на магнитном полюсе, нулевое значение он достигает в области, близкой к географическому экватору.
Линии, соединяющие на карте точки с одинаковым наклонением, называется и з о к л и н а м и (греч. “клино” — наклоняю). Линия нулевого значения наклонения магнитной стрелки называется м а г н и т н ы м э к в а т о р о м.
Магнитный экватор не совпадает с географическим.
Магнитное поле характеризуется н а п р я ж е н н о с т ь ю, которая увеличивается от магнитного экватора (31,8 А/м) к магнитным полюсам (55,7 А/м). Происхождение постоянного магнитного поля Земли связывают с действием сложной системы электрических токов, возникающих при вращении Земли и сопровождающих турбулентную конвекцию (перемещение) в жидком внешнем ядре.
Магнитное поле Земли влияет на ориентировку в горных породах ферромагнитных минералов (магнетит, гематит и другие), которые в процессе застывания магмы или накопления в осадочных породах, принимают ориентировку существующего в то время магнитного поля Земли. Исследования остаточной намагниченности горных пород показали, что магнитное поле Земли неоднократно менялось в геологической истории: северный полюс становился южным, а южный — северным, т.е.
происходили и н в е р с и и (переворачивание). Шкалу магнитных инверсий используют для расчленения и сопоставления толщ горных пород и определения возраста ложа океана.
Предыдущая12345678910111213Следующая
Куда девается океаническая кора
Процесс исчезновения океана заключается не просто в осушении и воздымании океанского дна. Прежде всего уменьшается пространство, занимаемое океаном. На него давят сходящиеся континентальные глыбы, позади которых происходит зарождение и раскрытие молодых океанических впадин. Под нажимом соседних литосферных плит площадь старого океана начинает сокращаться, как шагреневая кожа. Куда же девается при этом древняя океаническая кора?
Исследование районов, некогда входивших в состав мезозойского Тетиса или составлявших его окраины, позволяет говорить о трех возможных вариантах трансформации коры океана. Наиболее универсальный и в то же время загадочный – это погружение в мантию вдоль зоны Беньофа, в процессе которого кора расплавляется и теряет свою индивидуальность. Этот компенсационный механизм в настоящее время работает в пределах активных континентальных окраин и островных вулканических дуг.
В современную эпоху уничтожается в основном кора самого древнего, Тихого океана, хотя в районах дуги моря Скоша, Малой Антильской дуги, а также Зондской и Никобарской дуг уничтожаются блоки коры Атлантического и Индийского океанов. Таким образом, речь идет о перманентном процессе, а не о механизме, который включался бы только на этапе замыкания и исчезновения океана.
Свидетельством поглощения океанической коры в зоне субдукции, происходившего многие миллионы лет назад, являются цепочки гранитоидных плутонов. Они образуются на месте вулканов, некогда поднимавшихся над зоной Беньофа. Так, на тихоокеанской окраине Южной Америки в составе Береговой Кордильеры находятся огромные по протяженности гранитные батолиты, самый крупный из них – Андийский. Установив положение и возраст подобных батолитов, отмечающих древнюю окраину океана, мы можем с уверенностью говорить о существовании здесь зоны Беньофа, в которой происходило поглощение океанической коры.
Другим свидетельством этого может служить обилие вулканических продуктов в осадочных толщах, сформировавшихся в период активной деятельности вулканов, в системе краевой дуги – островной или на континентальном субстрате. Однако все это лишь косвенные следы существования древнего океанского дна. Прямым доказательством могут считаться лишь реликты самой океанической коры – породы офиолитовой ассоциации, т. е. толеитовые базальты, гипербазиты, дайковый комплекс, отложения глубоководного генезиса.
Известно, что многие современные активные окраины осложнены асейсмичными хребтами, в составе которых находятся породы, содранные с погружающейся в зону Беньофа океанской плиты. Этот аккреционный комплекс нередко сохраняется при закрытии древнего океана, хотя в процессе воздымания и эрозии значительная часть этих образований может быть размыта. Правда, геологи еще не всегда способны идентифицировать породы аккреционного комплекса в разрезах древних пород. А ведь в аккреционном комплексе встречаются и фрагменты нижних слоев океанической коры. Так, на островах Калифорнийского бордерленда обнаружены крупные пластины гипербазитов и базальтов, измененных до различных ступеней метаморфизма. Подобные включения известны и на тихоокеанской окраине Камчатки. Здесь они создают бескорневые комплексы, обнажающиеся в районах камчатских мысов. Как правило, офиолиты, находящиеся в составе аккреционных поднятий, особенно древних, сильно деформированы. Многие породы могут быть изменены практически до неузнаваемости. Нередко они присутствуют лишь в виде меланжа – мелкого крошева из разнокалиберных обломков. Первичные структурные и текстурные признаки в них с трудом поддаются распознаванию.
Другой механизм перемещения океанической коры получил название обдукции. Обдуцированные пластины офиолитов мы находим преимущественно на пассивных окраинах материков. В отличие от субдукции, заключающейся в погружении океанической коры под континентальную, при обдукции фрагменты ложа океана помещаются на окраину континента. Наиболее известным примером обдукционного комплекса является Оманский офиолит – мощный комплекс глубоководных отложений, надвинутых на мелководные образования типично шельфового облика. Подобные чужеродные по отношению ко всему окружающему толщи определяются как аллохтоны. В состав Оманского аллохтона входят преимущественно турбидиты и радиоляриевые кремнистые отложения мезозойского возраста. Турбидиты имеют в основном карбонатный состав и образованы скелетными остатками организмов, обитавших на шельфе. Впрочем, в турбидитных разрезах встречаются и кварцевые песчаники. Все это – отложения континентального подножия, типичные для подводных конусов выноса.
В аллохтонной толще Хавасина выделяются турбидиты, отложенные вблизи и на удалении от континентального склона. Контакты между ними тектонические, т. е. они находятся в различных надвиговых пластинах и когда‑то располагались на значительном расстоянии друг от друга. Дистальные турбидиты, накапливавшиеся на удалении от древнего континентального склона, переслаиваются с красными радиоляриевыми кремнями или аргиллитами. Это образования, типичные для глубоководных областей океана.
В западных отрогах Оманских гор комплексы турбидитов и кремней перекрыты серией окремнелых известняков и красных кремней с горизонтами подушечных лав, а на востоке Омана – красными и зелеными радиоляриевыми кремнями и кремнистыми аргиллитами. Все это – образования древней абиссали, входившие в состав верхних слоев океанической коры. Их возраст меняется в широких пределах – от позднетриасового до раннемелового, т. е. соответствует предполагаемому возрасту океанского дна Тетис. Важным компонентом Оманского офиолита являются экзотические блоки мелководных пород, в основном триасовых рифовых известняков. Считается, что это обрушенные участки шельфовой карбонатной платформы, перемещенные к основанию древнего континентального склона.
Таким образом, породы Оманского офиолита, несомненно, представляют собой реликты первого и второго слоев океанической коры Тетис, надвинувшейся на край Афро‑Аравийского континентального блока. Время обдукции определено достаточно четко – маастрихтский век. Предполагают, что обдукция фрагментов ложа океана Тетис была вызвана столкновением Оманского выступа этого блока с островной вулканической дугой, которая находилась на северной, активной окраине океана. Этому предположению, однако, противоречит состав пород в аллохтонном комплексе Оманских гор. Как можно было убедиться, в них отсутствуют вулканогенные образования, а также полевошпатовые граувакки, столь характерные для современных вулканических дуг. Напротив, немногочисленные песчаники в турбидитах представлены кварцевыми разностями, которые типичны для пассивных окраин континентов.
Аллохтоны, подобные Оманскому, встречаются по северному обрамлению Афро‑Аравийской глыбы. Это Рифский массив на северной окраине Марокко и массив Троодос на Кипре. Подобные же обдукционные комплексы описаны на островах Куба, Новая Каледония, Ньюфаундленд и в других районах. Обдукция океанической коры на пассивную континентальную окраину или островной архипелаг обусловлена мощнейшими сжатиями в полосе схождения противолежащих континентальных окраин или островных дуг. Почему в данном случае происходит выдавливание океанической коры на Континент, а не ее поглощение в зоне субдукции? Ответ на этот вопрос пока не ясен.
Можно предположить, что поглощение океанической коры в зоне Беньофа протекает лишь при наличии перед фронтом активной континентальной окраины (или островной дуги) спредингового хребта, где продолжается воспроизводство коры океана. Другими словами, для субдукции необходимо встречное движение: с одной стороны, коры океана, выдвигающейся в спрединговом конвейере, с другой – континента, находящегося на краю более молодой литосферной плиты. Встречное движение приводит к появлению гигантской структуры скола: более пластичная и менее мощная пластина (океаническая) погружается под более массивную и жесткую (континентальную).
Если же в океане отсутствует срединно‑океанический рифт, иначе говоря, останавливается спрединговый конвейер, то сжатия на границе континентального и океанического блоков способствуют взламыванию хрупкой коры океана и ее выдавливанию в виде нескольких чешуй на континентальную окраину или островную дугу. Таким образом, обдукция имеет место лишь на этапе исчезновения, захлопывания древнего океана, когда он уже, по существу, «мертв», так как воспроизводство океанической коры в нем прекратилось.
Если эти рассуждения правильны, то в восточном рукаве океана Тетис в период схождения Афро‑Аравийского и Евразийского континентальных блоков уже прекратился спрединг океанского дна. Однако за обдукцией Оманского офиолита последовало вскоре новое раскрытие океана и, видимо, снова возник рифт, где начала формироваться молодая океаническая кора. Этот рифт, вероятно, существовал до последних дней океана Тетис, кора которого погружалась и расплавлялась в субдукционных зонах Загроса, Малого Кавказа и других районов между Евразией и Африкой.
Реликты древнего дна океана могут сохраниться и в виде так называемых мантийных окон. Под ними понимаются участки, целиком сложенные офиолитами. И хотя они находятся в аллохтонном залегании, т. е. были сорваны со своего первоначального места, тем не менее образуют единый блок. По существу, в этих окнах на поверхность выступают породы мантии, некогда прикрытые тонкой пленкой океанической коры. Речь идет о дислоцированном и смятом дне океанических впадин, зажатом между реликтами вулканических островных дуг и древним краем континента.
Мантийные окна, таким образом, характерны для сложнопостроенных зон перехода от материка к океану и обычно являются рудиментами исчезнувших окраинных морей. Участки подобного строения были описаны С. М. Тильманом на северо‑востоке СССР. По‑видимому, это наименее измененные блоки коры океанического типа, которые мы находим на континенте после исчезновения окраинных котловинных морей. Подобные же «окна» обнаруживаются и на месте древних океанов в тех зонах, где по каким‑либо причинам напряжения, вызванные всеобщим сжатием, на ряде участков оказались рассеянными. Поэтому коровые и подкоровые массы вещества, слагавшие дно океана, не были выдавлены и перемяты, а лишь сорваны со своих мантийных корней.
Становится очевидным, что, несмотря на хрупкость и неустойчивость во времени океанической коры, ее фрагменты удается обнаружить в пределах древних континентальных окраин, ныне впаянных в материковые мегаблоки. Следами существования океана являются реликты его древнего ложа, а также парагенезы пород, выделяемые в качестве геологических формаций. Среди них лучше сохраняются осадочные формации древних окраин континентов. Изучая их, можно узнать об этапах развития океанов, давно исчезнувших с лица Земли.
На уроках геометрии в школе все мы изучали свойства различных фигур и линий. Каждая из них имеет свои особенности, а порой некоторые из них взаимосвязаны друг с другом. Взять для примера хотя бы круг и окружность – между ними есть определенная связующая линия. Только вот какая? Давайте вместе разберемся в этом вопросе.
Окружность
представляет собой бесчисленное множество точек, которые находятся на одинаковом расстоянии от одной единственной, называемой центром окружности. Соединенные между собой точки формируют кривую линию, которая и будет окружностью. Все точки, которые находятся на другом расстоянии от центра окружности, не будут находиться на этой линии, поэтому не будут входить в окружность. Соответственно, окружность – это геометрическая фигура, которая представляет собой определенную линию, а все, что находится внутри нее либо снаружи, к окружности не относится. По этой причине имеется четкое понятие, что окружность делит всю плоскость на две части – внутреннюю, ограниченную линией окружности, и внешнюю, безграничную, поскольку плоскость в общем понимании не имеет границ.
Круг
является геометрической фигурой, граница которой состоит из бесчисленного множества точек, равноудаленных от центра круга. Все внутреннее пространство, а также центр круга принадлежат ему, таким образом, можно говорить о том, что круг представляет собой некую площадь пространства, ограниченную множеством точек. А поскольку эти точки равноудалены от центра, то границей круга будет окружность. Все внешнее пространство кругу не принадлежит, зато он охватывает всю ту часть плоскости, которая очерчена при помощи окружности.
Различия между кругом и окружностью не столь велики, поскольку эти фигуры представляют собой неисчисляемое количество точек плоскости, находящихся от одной центральной точки на одинаковом расстоянии. Но важным отличительным признаком является тот факт, что внутреннее пространство не принадлежит окружности, но обязательно является составной частью круга. Иными словами, круг представляет собой не только окружность, которая является его границей, но также и то бесконечное число точек, находящихся внутри этой окружности.
ImGist определил, что разница между кругом и окружностью заключается в следующем:
Окружность является лишь частью круга, его границей, в то время как круг является более обширной и полноценной фигурой;
Окружность – это кривая линия, состоящая из бесчисленного множества точек, равноудаленных от центра, а круг представляет собой не только сумму этих точек окружности, но также и все те точки, которые расположены внутри этой самой окружности.
Разбираемся в том что такое окружность и круг. Формула площади круга и длины окружности.
Мы каждый день встречаем множество предметов, по форме которые образовывают круг или напротив окружность. Иногда возникает вопрос, что такое окружность и чем она отличается от круга. Конечно же, мы все проходили уроки геометрии, но иногда не помешает освежить знания весьма простыми объяснениями.
Что такое длина окружности и площадь круга: определение
Итак, окружность является замкнутой кривой линией, которая ограничивает или же напротив, образует круг. Обязательное условие окружности — у нее есть центр и все точки равноудалены от него. Проще говоря, окружность это гимнастический обруч (или как его часто называют хула-хуп) на плоской поверхности.
Длина окружности это общая длина той самой кривой, которая образует окружность. Как известно вне зависимости от размеров окружности соотношение ее диаметра и длины равно числу π = 3,141592653589793238462643.
Из этого следует, что π=L/D, где L — длина окружности, а D — диаметр окружности.
Если Вам известен диаметр, то длину можно найти по простой формуле: L= π* D
В случае если известен радиус: L=2 πR
Мы разобрались, что такое окружность и можем перейти к определению круга.
Круг — это геометрическая фигура, которая окружена окружностью. Или же, круг это фигура, рубеж которой состоит из большого количества точек равноудаленных от центра фигуры. Вся площадь, которая находится внутри окружности, включая ее центр, называется кругом.
Стоит заметить, что у окружности и круга, который находится в ней значения радиуса и диаметра одинаковые. А диаметр в свою очередь в два раза больше чем радиус.
Круг имеет площадь на плоскости, которую можно узнать при помощи простой формулы:
Где S — площадь круга, а R — радиус данного круга.
Чем круг отличается от окружности: объяснение
Основное отличие между кругом и окружностью — это то, что круг — геометрическая фигура, а окружность — замкнутая кривая. Также обратите внимание на отличия между окружностью и кругом:
- Окружность это замкнутая линия, а круг — площадь внутри этой окружности;
- Окружность это кривая линия на плоскости, а круг — пространство, сомкнутое в кольцо окружностью;
- Сходство между окружностью и кругом: радиус и диаметр;
- У круга и окружности единый центр;
- В случае если заштриховывается пространство внутри окружности, оно превращается в круг;
- У окружности есть длина, но ее нет у круга, и наоборот, у круга есть площадь, которой нет у окружности.
Круг и окружность: примеры, фото
Для наглядности предлагаем рассмотреть фото, на котором слева изображен круг, а справа окружность.
Формула длины окружности и площади круга: сравнение
Формула длины окружности L=2 πR
Формула площади круга S= πR²
Обратите внимание, что в обеих формулах присутствует радиус и число π. Данные формулы рекомендуется выучить наизусть, так как они простейшие и обязательно пригодятся в повседневной жизни и на работе.
Площадь круга по длине окружности: формула
S=π(L/2π)=L²/4π, где S — площадь круга, L — длина окружности.
Видео: Что такое круг, окружность и радиус
Окружность - это огромное количество точек на плоскости, равноудаленных от некой точки этой же плоскости, именуемой центром окружности. Окружность представляет собой замкнутую кривую, лежащую от центра на фиксированном расстоянии, нарываемом радиусом окружности.
Круг - это огромное количество точек плоскости, удаленных от некой точки этой же плоскости, именуемой центром круга, на расстояние, не превышающеей определенной величины, именуемой радиусом круга. Круг представляет собой сплошную фигуру, включающую окружность и все точки, лежащие в ней.
Следовательно, круг - это участок плоскости, а окружность - черта этого участка. Потому есть возможность говорить о площади круга и длине окружности, однако неправильно говорить о длине круга и площади окружности.
Так как точки окружности удалены от центра на расстояние, не превышающее радиуса, то они все принадлежат кругу. Другими словами, окружность принадлежит кругу, который она ограничивает. В особых случаях может рассматриваться круг в отсутствие границы - огромное количество точек круга, не принадлежащих его границе (окружности).
Окружность разделяет плоскость на две части - лежащую снутри и лежащую снаружи. Попрасть из одной части в другую нереально в отсутствие скрещения окружности. Площаль внутренней части конечна, площадь наружной части нескончаема.
Центр окружности не принадлежит окружности (кроме вырожденного варианта окружности нулевого радиуса). Центр круга всегда принадлежит кругу, т.к. находится снутри ограничивающей его окружности.
