Земная кора – верхняя оболочка твёрдой Земли. Её мощность меньше, чем мощности других оболочек планеты: она варьируется в широких пределах в зависимости от своего состава от 3-4 км под океанами и достигая 75-80 км на континентах. Нижняя граница земной коры совпадает с сейсмической границей Мохоровичича.

На сегодняшний день выделяется три типа земной коры: океаническая, переходная и континентальная.

Континентальная кора

ВЫ строении континентальной коры выделяют две части: верхнюю - осадочную – и нижнюю, сложенную магматическими и метаморфическими породами. Нижняя часть условно делится на так называемые гранитный и базальтовый слои. Граница между ними носит имя Конрада, прослеживается не повсеместно и не везде чётко. Из-за этой неопределённости геофизики на конгрессе в Париже ещё в 1965г решили не учитывать это понятие и не употреблять этот термин, однако он всё ещё продолжает встречаться в геологической литературе. Скорость распространения сейсмических волн в осадочном слое 3-5 км/с, в гранитном – 5,5-6,5 км/с, в базальтовом 6,6-7,2 км/с.

Океаническая кора

Мощность океанической коры варьируется от 3 до 15 км и занимает 54% площади земной коры и 17% её объёма.

Наши представления о составе и строении океанической коры в большинстве случаев базируется на изученных комплексах офиолитов, которые представляют собой фрагменты океанической коры, тектонически выведенные на поверхность континентальной коры.

Ещё одним источником информации о составе океанической коры является глубоководное бурение.

О составе нижней коры можно так же судить по ксенолитам, вынесенным на поверхность магмам молодых вулканов.

Океаническим типом земной коры сложены океанические хребты, океаническое дно, вулканические острова и задуговые бассейны.

В строении океанической коры выделяют два слоя: осадочный и базальтовый. Верхний слой, сложенный морскими осадками, характеризуется мощностью до 1 км. Строение базальтового слоя неоднородно. В его составе выделяются следующие составляющие: потоки подушечной базальтовой лавы, комплекс параллельных даек, слой габбро, ультраосновные породы нижней коры и мантии, такие как гарцбургиты, лерцолиты и дуниты.

Переходная кора

Переходный тип коры слагает океаническое плато, островные дуги, континентальные окраины и бассейны внутренних морей. Мощность коры составляет от 15 до 30 км.

Переходная кора бывает субокеанической и субконтинентальной.

Химический состав земной коры

Наиболее достоверные сведения о химическом составе земной коры относятся к её верхней части, доступной для непосредственного изучения.

Этим занимается сравнительно молодая наука – геохимия. Её становление как самостоятельной науки относят к концу 19 – началу 20 века и связывают с именами Кларка, Вернадского, Гольдшмидта и Ферсмана.

По данным современной геохимии, в земной коре установлено 93 химических элемента.

Распределены химические элементы в земной коре крайне неравномерно. Первые серьёзные исследования, касающиеся распространённости химических элементов, принадлежат американскому еохимику Кларку.

Данные Кларка, опубликованные впервые в 1889г, впоследствии уточнялись многими отечественными и зарубежными исследователями.

В знак особой заслуги Кларка перед геохимией, средние содержания химических элементов в земной коре называют кларками и выражают в весовых, атомных или объёмных процентах.

Тепловое поле Земли

Связано с тепловой энергией горных пород и его можно оценивать по температуре пород.

Источники тепла Земли:

1. Гравитационная дифференциация на ранних этапах развития земли

2. Радиоактивный распад в верхних оболочках Земли

3. Химические реакции в недрах Земли

4. Трение оболочек Земли в результате приливных и отливных явлений со стороны Луны.

5. Бомбардировка поверхности Земли кометами при падении которых разогреваются верхние оболочки земли.

Пояс постоянных температур – глубина от поверхности Земли, на которой не сказываются сезонные колебания температур.

Геотермический градиент – это изменение температуры с углублением от поверхности Земли на единицу длины. Средняя геотермическая ступень по земному шару составляет 3 градуса на 100м.

Геотермическая ступень – глубина, на которую нужно опуститься вниз, чтобы температура изменилась на 1 градус. Средняя геотермическая ступень составляет 33 метра.

Магнитное поле

Магнитное поле Земли связано с наличием в её недрах жидкого железо-никелевого ядра. Природа земного магнетизма – электромагнитная. В жидком внешнем ядре планеты при перемешивании вещества (конвекции) возникает система токовых петель (как витки электрических катушек), вращение Земли вызывает отставание в скорости вращения жидкого ядра по сравнению с твёрдым, что генерирует магнитное поле.

Если гравитационным полем обладают все планеты Солнечной системы, то магнитное поле имеется не у всех планет (Венера).

Магнитное поле действует на магнитные тела, в частности на магнитную стрелку компаса, которая располагается по силовым линиям магнитного поля.

Магнитный полюс не совпадает с географическим. поэтому магнитный меридиан тоже не совпадает с географическим.

Магнитное склонение (D) – угол между направлениями на географический и магнитный полюса. Величина этого угла меняется в разных районах. Склонение может быть восточным и западным.

Магнитное наклонение – угол наклона магнитной стрелки относительно горизонтальной поверхности. На полюсе угол равен 90, на экваторе 0.

Магнитные аномалии – отклонения измеренного магнитного поля от расчётного.

Региональные аномалии связаны крупными неоднородностями в строении ядра.

Локальные аномалии связаны с наличием пород, содержащих большое количество магнетита.

Магнитосфера – объём околоземного пространства в пределах которго магнитное поле выше межпланетного. Магнитное поле убывает пропорционально кубу расстояния до Земли.

Со стороны Солнца магнитное поле прослеживается на 10 земных радиусов, с противоположной стороны оно убывает медленно и точная граница на зафиксирована.

Магнитопауза – переходная зона от магнитосферы к межпланетному магнитному полю.

Практическое значение магнитного поля в геологии

Глубина изучения Земли магнитными методами измеряется от метров до сотен метров и реже первых километров, в то время как глубина гравиметрических методов составляет километры, реже десятки километров.

Изучение магнитного поля проводится для:

- поисков месторождений полезных ископаемых

-изучения геологического строения на глубину

- палеомагнитных реконструкций и определения направлений перемещения литосферных плит.

Магнитные породы намагничиваются под воздействием поля Земли параллельно ему и сохраняют эту намагниченность.

Остаточная намагниченность древних горных пород указывает на иную ориентировку древних магнитных полей и инверсию магнитных полюсов.

9. Гравитационное поле

Гравитационным полем обладают все тела, имеющие массу покоя. Оно выражается в том, что материальные тела притягиваются друг к другу с сило: F=y(M*m)/R^2, где y – гравитационная постоянная, M – масса Земли, m – масса пробного тела, R – расстояние до центра масс.

В силу различия в полярном и экваториальном радиусах Земли сила тяжести на полюсе будет больше, чем на экваторе. Полярный радиус меньше, чем экваториальный.

Отклонение измеренного значения гравитационного поля от расчётного получило название гравитационной аномалии.

Гравитационные аномалии бывают региональные и локальные.

Виды гравитационных аномалий

Региональные гравитационные аномалии связаны с крупными плотностями неоднородностями в строении Земли: горные области имеют недостаток величины силы тяжести, океаническое дно – избыток.

Локальные гравитационные аномалии связаны с наличием отдельных слоёв или небольших геологических тел с большой или малой плотностью горных пород.

Изостазия

Для объяснения региональных гравитационных аномалий была предложена гипотеза изостазии (равновесия).

Английский астроном Эри (1855 г.) предположил, что земная кора состоит из блоков, имеющих одинаковою плотность, но разную глубину распространения. Блоки плавают в вязком подкорковом веществе и в соответствии с законом Архимеда должны погружаться на разную глубину.

По мнению Пратта, нижняя граница блоков находится на одинаковой глубине. Равновесие достигается за счёт различия в плотности пород: породы материков менее плотные, чем под океанами.

Современная гипотеза включает различия в плотности и глубине распространения материковых и океанических блоков.