地球の内部構造。 地球の内部構造 大陸地殻

地球の地殻の種類: 海洋、大陸

地球の地殻 (マントルの上にある地球の固体の殻) は 2 種類の地殻で構成され、大陸型と海洋型の 2 種類の構造があります。 地球のリソスフェアを地殻と上部マントルに分けることは非常に慣習的であり、海洋リソスフェアと大陸リソスフェアという用語がよく使用されます。

地球の大陸地殻

堆積物層、花崗岩層、玄武岩層からなる地球の大陸地殻（大陸地殻、大陸地殻）。 大陸地殻の平均厚さは 35 ～ 45 km、最大厚さは 75 km (山脈の下) に達します。

大陸地殻「アメリカ型」の構造は多少異なります。 火成岩、堆積岩、変成岩の層が含まれています。

大陸地殻には「シアル」という別名があるからだ。 花崗岩やその他の岩石にはシリコンとアルミニウムが含まれているため、シリコンとアルミニウム、つまり SiAl という用語の由来となっています。

大陸地殻の平均密度は 2.6 ～ 2.7 g/cm3 です。

片麻岩は、斜長石、石英、カリ長石などから構成される（通常は緩い層状構造の）変成岩です。

花崗岩は「石英、斜長石、カリ長石、雲母からなる酸性火成岩です」（記事「花崗岩」、ページ下部のリンク）。 花崗岩は長石と石英で構成されています。 花崗岩は太陽系の他の天体では見つかっていません。

地球の海洋地殻

知られている限り、海洋底の地殻には花崗岩の層は発見されておらず、地殻の堆積層は玄武岩層のすぐ上にあります。 海洋タイプの地殻は「シマ」とも呼ばれ、岩石はシアル、MgSi と同様に、ケイ素とマグネシウムが大半を占めます。

海洋地殻の厚さ（厚さ）は10キロメートル未満、通常は3〜7キロメートルです。 海底地殻の平均密度は約 3.3 g/cm3 です。

海洋は中央海嶺で形成され、沈み込み帯で吸収されると考えられています（理由はあまり明らかではありません） - 中央海嶺の成長線から大陸への一種の輸送体として。

8. 鉱物および鉱物集合体の構造。 ミネラルの遺伝的な種類。 ボーエン反応シリーズ。 多型性と同型性。 鉱物の寄生。 鉱物の仮像
鉱物は、地殻の深部または表面で起こる自然過程の結果として形成される、1 つの元素または元素の規則的な組み合わせからなる天然物質です。 各鉱物は特定の構造を持ち、独自の物理的および化学的特性を持っています。
リアクションシリーズ (ボーエン)
- マグマからの鉱物の結晶化の順序。ボーエンによって経験的に確立された、2 つの一連の反応の形:
1. 不連続な一連のフェム鉱物: カンラン石 -> 斜方晶石 -> 単斜晶輝石 -> 角閃石 -> 黒雲母;
2. 一連の塩酸鉱物: 塩基性斜長石 -> 中間斜長石 -> 酸性斜長石 -> カリ長石。 2 つの系列の鉱物の同時結晶化は共晶の形成とともに発生します。この場合、析出の順序は溶融物の組成に依存します。 ボーエンによって提案された鉱物の結晶化の一連の反応は、溶融物の組成、温度、圧力などによって中断される可能性があります。 条件。

9. 鉱物の物理的性質。 鉱物の化学組成
色。 ほとんどの鉱物は、さまざまな不純物によって色が変化します。
特性色。 これは粉末中の鉱物の色です。 実際のところ、ピースと粉末のすべての鉱物が同じ色をしているわけではありません。 粉末を得るには、磁器板の素焼きの表面に鉱物をこすり付けるだけで十分です。 線の色は磁器の板の硬度よりも低い鉱物によってのみ与えられます。
透明性。透明度に応じて、鉱物は次のグループに分類されます（透明な層状石膏、白雲母、岩塩）。これらのグループを通して、物体がはっきりと見えます。 オブジェクトの輪郭だけが見える半透明。 半透明は光を透過し、物体の輪郭が区別できません。 光を通さない不透明。
輝く。金属光沢と非金属光沢があります。
へき開。 劈開とは、鉱物が特定の方向に分裂し、それによって滑らかまたは鏡のように滑らかな光沢のある劈開面を形成する能力を指します。 へき開にはいくつかのタイプがあります。非常に完璧、完璧、平均的、または透明で不完全です。
キンク- これは、鉱物が破壊されたときに形成されるタイプの表面です。 1) 均一 - 完全な劈開を持つ鉱物 (方解石、岩塩) で発生することがほとんどです。 2) 不均一 - 光沢のある接着領域 (アパタイト) のない不均一な表面を特徴とします。 3）破片 - 繊維状鉱物（繊維状石膏、角閃石）の特徴。 4）粒状 - 粒状構造を持つ鉱物（カンラン石）に固有。 5）コンコイド - 酸化ケイ素鉱物（石英、カルセドニー、オパール）の非常に特徴的なもの。 6）フック付き（マラカイト、自然銅）。 7) 土っぽい（カオリン、リン酸塩）。
硬度。 硬度とは、鉱物が別の鉱物や物体の衝突に対して持つ抵抗を指します。 これは最も一定しているため、最も重要な兆候です。
密度。現場の条件では、鉱物は密度に応じて 3 つのグループに分類されます: 軽質 (2.5 まで)、中程度 (2.5 ～ 4.0)、重質 (4 以上)。 軽量なものには、石膏、黒鉛、オパール、岩塩が含まれます。 真ん中のもの - 石英、コランダム、褐鉄鉱、方解石、マグネサイト。 重いものまで - 黄鉄鉱、黄銅鉱、マグネサイト、金、銀。 最も一般的なのは、中比重の鉱物のグループです。
味。
光学特性が0。 方解石の一種であるアイスランドスパーは複屈折があり、ラブラドライトは劈開面に青色の色合いを持っています。
鉱物の分類の基本は、 鉱物の化学組成。これに基づいて、次の種類の鉱物が区別されます。 ケイ酸塩 - 酸化物 - 水酸化物（水酸化物） - 炭酸塩 - 硫酸塩 - 硫化物 - リン酸塩 - ハロゲン化物 - 天然元素 - 有機化合物

10. ミネラルの最も重要な診断特徴
鉱物の最も重要な特徴は、その結晶構造と化学組成です。 鉱物の他のすべての特性はそれらに由来するか、それらと相互に関連しています。 診断の兆候となり、それらを判断できるミネラルの主な特性は次のとおりです。
-結晶の外観そして面の形状は主に結晶格子の構造によって決まります。
-硬度。 モーススケールに従って決定
-輝く- 鉱物に入射する光束の一部の反射によって引き起こされる光の効果。 鉱物の反射率によって異なります。
-へき開- 特定の結晶学的方向に沿って分裂する鉱物の能力。
-キンク- 新鮮な非劈開チップ上の鉱物表面の特異性。
-色- いくつかの鉱物（緑のマラカイト、青のラピスラズリ、赤の辰砂）を明確に特徴付ける兆候ですが、他の多くの鉱物では非常に欺瞞的であり、その色は発色元素の不純物の存在に応じて広範囲に変化する可能性がありますまたは結晶構造の特定の欠陥 (蛍石、石英、トルマリン)。
-ストロークの色- 微粉末中の鉱物の色。通常、磁器スポンジケーキの粗い表面を引っ掻くことによって決定されます。
磁性- 従来の磁石を使用して検出される、主に二価の鉄の含有量に依存します。
変色する- 酸化により一部の鉱物の風化した表面に形成される薄い色付きまたは多色の膜。
脆弱性- 機械的分割中に明らかにされる鉱物粒子 (結晶) の強度。 脆弱性は硬さと関連付けられたり、混同されたりすることがありますが、それは真実ではありません。 他の非常に硬い鉱物は簡単に割れます。 壊れやすい（ダイヤモンドのように）
鉱物のこれらの特性は、現場で簡単に決定できます。

11. 岩石形成鉱物および鉱石形成鉱物
造岩鉱物- これらは、化学組成と物理的性質が互いに異なる岩石の構成部分です。
岩石形成鉱物には次のようなものがあります。
-もっぱら火成、堆積または変成起源を持つ特徴的な定型鉱物。
-さまざまな地質学的プロセス中に形成され、あらゆる起源の岩石に見られる鉱物。
岩石に含まれる鉱物は、造岩鉱物と微鉱石に分けられます。 最初の約 40 ～ 50 種類の鉱物は、岩石の形成に関与し、その特性を決定します。 微量のものは不純物の形でのみ存在します。 造岩物質には一次物質と二次物質が区別されます。
一次のものは岩石の形成中に生じ、二次のものは後に一次鉱物の変性生成物として生じました。
鉱物には、岩石の技術的特性に大きな影響を与える多くの特徴的な特性があり、その中でも硬度、へき開、破壊、光沢、色、密度は特に強調されるべきです。 これらの特性は、結晶格子内の結合の構造と強度に依存します。
鉱石鉱物とは、金属を含む鉱物のことです。 天然の状態で元素の形で存在する金属はほんのわずかです。 主に金、プラチナ、シルバーです。 しかし、金属の大部分は、他の化学元素と組み合わせて鉱物中に存在します。 これは硫化物で観察されます: 方鉛鉱 - 鉛、亜鉛、水銀、黄鉄鉱銅の鉱石
- 酸化物: ヘマタイト、マグネタイト、パイロルサイト、カシテライト、ルチル、クロマイト。これらは金属製造の重要な原料です。
- 炭酸塩: 菱鉄鉱 (鉄スパー) FeCO 3 - 鉄の鉱石。
多くの鉱石は、異なる金属を含む 2 つ以上の鉱物が含まれているため、本質的に複雑です。 したがって、銅鉱石には、いくらかの銀と金、およびかなりの量の鉄が含まれていることがよくあります。
ミネラルは人間の経済活動において非常に重要な役割を果たしています。 多くの鉱物は、宝石のように加工されたときだけでなく、自然な形でも素晴らしい美的魅力を持っています。 収集可能な素材。
多くの鉱物は鉱石の原料として価値があります。 鉱物のこの品質はその化学組成にあります。なぜなら、鉱物の構造を溶解または破壊することによって鉱物からどの元素を抽出できるかを決定するのは化学組成だからです。 たとえば、黄銅鉱、方鉛鉱、閃亜鉛鉱（硫化銅、硫化鉛、硫化亜鉛）、錫石（酸化スズ）、その他多くの鉱物がそのような価値を持っています。

12. 岩石の遺伝的種類、その質感、構造、材料組成
遺伝的分類によれば、岩石は 1) 火成岩 (マグマ)、2) 堆積岩、3) 変成岩の 3 つの大きなグループに分類されます。
1) 火成岩地球の深部から上昇し、冷えるにつれて固まった溶けたマグマから形成されます。 深層岩石は巨大で緻密で、密接に絡み合った多かれ少なかれ大きな結晶で構成されています。 高密度、高い圧縮強度、耐凍害性、低い吸水性、高い熱伝導率を備えています。 深い岩石は粒状の結晶構造をしており、花崗岩とも呼ばれます
- 圧力がかからず、マグマが急速に冷えることによって地表に形成された噴出岩。 ほとんどの場合、噴出された岩石は、主要な隠微結晶塊に埋め込まれた個々の整った結晶で構成されています。 この構造は斑岩と呼ばれます。 噴出した岩石が固化して厚い層になった場合、その構造は深層岩石と同様でした。 層が比較的薄い場合、冷却が急速に起こり、その塊はガラス状になることが判明し、圧力が低下するにつれてマグマからのガスの活発な放出により、噴出した溶岩の上層は多孔質になりました。 砕屑岩は、火山噴火の際に噴出された砕けた溶岩（軽石、火山灰）が急速に冷却される際に形成されます。
2)堆積岩堆積岩は、主に水などのあらゆる環境からの物質の沈殿中に形成され、その形成と組成の性質に基づいて、化学岩、有機岩、機械岩の 3 つのグループに分類されます。
-化学堆積物は、水溶液から鉱物物質が沈殿し、その後圧縮およびセメンテーションが行われる間に形成される岩石です（石膏、硬石膏、石灰質凝灰岩など）。
-有機岩石は、いくつかの藻類や動物の死骸が堆積し、その後、それらが圧縮されセメンテーションされた結果として形成されました（ほとんどの石灰岩、チョーク、珪藻土など）。
-機械的堆積物は、岩石の物理的および化学的破壊中に遊離した生成物の堆積または蓄積の結果として形成されます。 それらの一部はさらに粘土質、鉄化合物、炭酸塩、その他の炭素セメントで固められ、固まった堆積岩、つまり礫岩、角礫岩を形成しました。
3)変態（種差別）溶融岩石は、高温高圧の影響、さらには化学的影響による火成岩または堆積岩の多かれ少なかれ深い変態の結果として形成されました。
このような条件下では、鉱物の再結晶が溶融せずに起こる可能性があります。 結果として生じる岩石は通常、元の堆積岩よりも密度が高くなります。 変成作用の過程で、岩石の構造が変化しました。 ほとんどの場合、変成岩は片岩構造をしています。

13. 火成岩、化学的および鉱物による分類。 教育条件に応じた構成。 侵入的、静脈的、滲出的な類似物の概念。 構造と質感
火成岩の形成は、マグマの起源と地球の構造という最も複雑な問題と密接に関係しています。
教育条件にもよりますが
-深部 - これらは、マグマが地殻のさまざまな深さで固まるときに形成される岩石です。
・噴火岩は、火山活動によりマグマが深部から噴出し、地表で固まってできたものです。
化学分類の基礎岩石中のシリカ (SiO 2) の割合です。 1.超酸性、2. 酸性、3.中塩基性、4.塩基性、5.超塩基性岩。
押し付けがましい。岩石はホロクリスタルで、結晶がはっきりと見えます。 それらは、バソリス、ラコリス、ストック、敷居、その他の貫入体を構成します。
熱狂的。密な斑岩、またはほぼ密な斑岩。 それらは溶岩流だけでなく、亜火山の貫入でも構成されています。
静脈。斑状または微結晶質。 静脈、敷居、貫入の周縁部、小さな貫入を構成します
構造- 岩石の物理的および機械的特性を決定する重要な特徴。 最も耐久性があるのは均一な粒状の岩石ですが、同じ鉱物組成であっても粗粒の斑状構造を持つ岩石は、機械的ストレス下と急激な温度変動の両方でより早く破壊されます（実用的な四面体を参照）
テクスチャすべての貫入岩は、ホロクリスタル構造、塊状または斑状の組織を持ち、浸出岩は主にガラス質、斑紋状、隠微結晶構造、塊状、スコリア、扁桃体状の組織を持ちます。
遺伝的分類によれば、岩石は火成岩、堆積岩、変成岩の 3 つの大きなグループに分類されます。

14. 堆積岩、その起源と物質組成による分類。 堆積岩の構造と質感
堆積岩風化生成物の再堆積やさまざまな岩石の破壊、水からの化学的および機械的沈殿、植物の活動などの条件下で形成されます。
原産地による分類:
1) 砕屑岩 - 母岩と鉱物の主に物理的風化とその後の物質の移動および他の領域への堆積の生成物。
2) コロイド堆積岩 - 物質がコロイド状態 (コロイド溶液) に移行する、主に化学的分解の結果。
3) 化学原性岩石 - 水溶液、主に真の溶液、つまり海、海洋、湖、その他の流域の水から化学的手段によって落下する堆積物。 さまざまな理由によって引き起こされる化学反応または溶液の過飽和の結果として。
4) 微生物の関与による化学反応中に形成される岩石、および化学的起源と生物起源という 2 つの起源を持つ可能性のある岩石を含む生化学的岩石。
5) 生物の関与によって形成された有機岩。
構成・構成による分類（練習ノート）.
テクスチャ: -layered - 岩石は組成、色、密度が不均一な層で構成されており、それらの層の間には多かれ少なかれ明確に定義された境界があります。
- 多孔質 - 二次鉱物で満たされていない、大きな巣穴、洞窟が豊富にある岩石

15. 変成岩：鉱物組成、構造、質感。 変成相
変成岩- 異なる起源の岩石の変化の結果、新しい物理化学的状況に応じて一次構造、組織、鉱物組成が変化します。 変成作用の主な要因は、内生熱、均一な圧力、気体や流体の化学作用です。 変成因子の強度が徐々に増加することにより、初生の堆積岩または火成岩からそれに沿って形成される変成岩へのすべての移行を観察することが可能になります。
構造: 変成岩はホロクリスタル構造を持っています。 結晶粒のサイズは、変成温度が上昇するにつれて大きくなる傾向があります。
組織: - 片岩組織。角柱状または層状の鉱物粒子が相互に平行に配置されることによって引き起こされます。
- 片麻岩、または片麻岩に似た組織で、異なる鉱物組成の縞模様が交互に現れるのが特徴です。
- 明るい鉱物と色のついた鉱物の粒子で構成される交互の縞模様の場合、そのテクスチャは縞模様と呼ばれます。 外見上、これらの組織は堆積岩の層に似ていますが、その起源は堆積物の蓄積プロセスではなく、配向圧力の条件下での鉱物粒子の再結晶化と再配向に関連しています。 すべての変成岩は緻密な組織を持っています。同様の組成、構造、組織を持つ変成岩は、火成岩と堆積岩の両方の変質によって形成されることがあります。 フェイシーズ変成作用 - 鉱物間の変成反応に関与する変成作用の主要因（温度、岩石静圧、流体中の揮発性成分の分圧）に関して特定の形成条件を満たす、さまざまな組成の変成岩の集合体。 .
主な岩石の名前による相の種類:
1. 緑色片岩と緑片岩（低温、中圧、高圧）。 2. 緑簾石角閃岩および角閃岩（中温、中高圧）。 3. グラニュライトおよびエクロジャイト（高温高圧）。 4. サニディナイトと輝石のホルンフェルス (超高温、超低圧)。

17. 外因性プロセス。 風化。 外因性（外部） 地球の表面または地殻の浅い深さで発生するプロセスです。 これらのプロセスは、たとえば、水の流れ、氷河、風などによって実行されます。 これらのプロセスの活動には、岩石の破壊とその蓄積（蓄積）という 2 つの最も重要なタイプの作業が含まれます。 実行される仕事の性質は、一方では地質学的作用物質の移動速度と質量によって決まり、他方では岩石の細孔の性質によって決まります。 したがって、地質物質の速度と質量が大きくなるほど、岩石の破壊と破片の輸送がより活発になります。 速度が低下すると、蓄積プロセスが始まり、最初に最大の粒子が表面に沈降し、次に徐々に小さな粒子が表面に沈降します。 外因性プロセスの主なエネルギー源は太陽放射と重力です。 地球表面の太陽放射は帯状かつ不均一に分布し、その到着は一年の季節によって異なり、外部プロセスの活動は同じパターンの影響を受けます。 外力の働きは地球の表面にそのような変化をもたらし、それは内部プロセスによって作成された形態を変えることを目的としています。 最終的に、そのような変化は岩石の再分布と起伏の平準化につながります。 つまり、内部の力によって生じた陸地突起が破壊されて低くなり、そこから取り除かれた岩石の破片が海中に蓄積して深さが減少します。
風化岩石や鉱物の物理的および化学的破壊の一連のプロセスです。 生物はこれにおいて重要な役割を果たします。 風化には主に物理的と化学的な 2 つのタイプがあります。 。 物理的風化岩石が次々に破片化され、さらに小さな破片が生成されます。 これは、熱的耐候性と機械的耐候性の 2 つのグループのプロセスに分けることができます。 熱耐候性日々の急激な温度変化の結果として起こり、加熱されると岩石が膨張し、冷却されると圧縮が起こります。 したがって、岩石の破壊の激しさは以下の影響を受けます。毎日の気温低下の大きさ。 岩石の鉱物組成。 岩の着色。 岩石を構成する鉱物粒子の大きさ。 最も激しい温度風化は、露出した高山の頂上や斜面、また砂漠地帯で発生します。そこでは、湿度が低く、植物が少ない状態では、岩の表面の日中の温度差が 60 °C を超えることがあります。場合、プロセスが観察されます 落屑岩棚の（剥離）。棚の表面に平行な鱗片と岩板が層ごとに分離することで表現されます。
機械的ウェザリングこれは、水だけでなく、生物や新しく形成された鉱物の結晶も凍らせることによって起こります。 岩石の細孔や亀裂内で凍結する水の最大値。同時に体積が 9 ～ 10% 増加し、岩石を別々の破片に押し込みます。 このウェザリングを 冷ややかな。気温が 0℃ から頻繁に (毎日) 変化するときに最も活発になり、高緯度および中緯度、および山地の雪線より上で観察されます。 植物の根、穴を掘る動物、岩の細孔や亀裂に成長する鉱物の結晶も、岩にくさび作用を及ぼします。 化学風化岩石の鉱物組成の変化または完全な溶解につながります。 ここで最も重要な要素は水とそれに含まれる酸素、炭酸、有機酸です。 化学風化プロセスの最も活発な活動は、湿気の多い暑い気候で観察されます。
風化の結果、特別な遺伝的タイプの堆積物が地表に形成されます。 エルビウム- 緩い、ずれていない風化製品の層。 エルビウムの組成と厚さは、主な岩石の組成と時間要因、さらには風化プロセスの性質によって決まりますが、これはまず気候に依存します。 その結果、風化過程の発達には季節のリズム性と緯度帯性が観察されます。 風化した樹皮地球の地殻の上部の一連の溶出層と呼ばれます。

地球の地殻には、大陸と海洋の 2 つの主なタイプと、亜大陸と亜海洋の 2 つの移行タイプがあります (図を参照)。

1- 堆積岩。

2- 火山岩。

3-花崗岩層。

4-玄武岩層。

5- モホロヴィチッチ国境。

6-上部マントル。

大陸型の地殻は厚さが35〜75 km、棚領域では20〜25 kmで、大陸の斜面に挟まれています。 大陸地殻には 3 つの層があります。

1 番目 - 上部、厚さ 0 ～ 10 km の堆積岩で構成されています。 ホーム上で15～20km。 山岳構造の地殻変動で。

2 番目 - 中程度の「花崗岩片麻岩」または「花崗岩」 - 50% 花崗岩、40% 片麻岩およびその他の変成岩。 平均の厚さは15〜20kmです。 （20〜25kmまでの山岳構造物）。

3番目 – 下部、「玄武岩」または「花崗岩玄武岩」、玄武岩に近い組成。 15 ～ 20 km から 35 km までパワーを発揮します。 「花崗岩」層と「玄武岩」層の境界がコンラッドセクションです。

最新のデータによると、海洋型の地殻も厚さ 5 ～ 9 (12) km、より多くの場合 6 ～ 7 km の 3 層構造になっています。

第 1 層 – 上部、堆積物、緩い堆積物で構成されます。 その厚さは数百メートルから1kmにも及びます。

第 2 層 – 炭酸塩とケイ素岩の中間層を持つ玄武岩。 厚さは1～1.5～2.5～3km。

3 番目の層は一番下の層で、ドリルで開けられていません。 斑れい岩タイプの基本的な火成岩とその下位の超塩基性岩 (蛇紋岩、輝石) で構成されています。

亜大陸型の地球の表面は、大陸の表面と構造が似ていますが、明確に定義されたコンラッド断面を持ちません。 このタイプの地殻は通常、千島、アリューシャン、大陸縁辺などの島弧に関連付けられています。

第 1 層 – 上部、堆積物 – 火山、厚さ – 0.5 – 5 km。 (平均して 2 ～ 3 km)。

第 2 層 - 島弧、「花崗岩」、厚さ 5 ～ 10 km。

3層目は「玄武岩」で、深さ8～15km、厚さは14～18kmから20～40kmです。

海底型の地殻は、辺縁海および内海（オホーツク海、日本海、地中海、黒海など）の盆地部分に限定されています。 その構造は海洋と似ていますが、堆積層の厚さが増加していることが特徴です。

第 1 上部 - 4 ～ 10 km 以上、厚さ 5 ～ 10 km の第 3 海洋層に直接位置します。

地殻の総厚は10〜20 km、場所によっては25〜30 kmに達します。 堆積層の増加によるものです。

地球の地殻の独特な構造は、中央海嶺（中部大西洋）の中央亀裂帯で観察されます。 ここでは、第 2 海洋層の下に、低速物質 (V = 7.4 ～ 7.8 km/s) のレンズ (または突起) があります。 これは、異常に加熱されたマントルの隆起、または地殻とマントル物質の混合物のいずれかであると考えられています。

地殻の構造

地球の表面や大陸では、さまざまな場所でさまざまな年代の岩石が見つかります。

大陸の一部の地域は、始生代 (AR) および原生代 (PT) の最も古い岩石の表面で構成されています。 粘土は変成頁岩に、砂岩は結晶質の珪岩に、石灰岩は大理石に、高度に変成されています。 その中には花崗岩がたくさんあります。 これらの最古の岩石が出現する表面の領域は、結晶山塊または楯状地（バルト海、カナダ産、アフリカ産、ブラジル産など）と呼ばれます。

大陸の他の地域は、古生代、中生代、新生代（Pz、Mz、Kz）など、主に若い年齢の岩石で占められています。 これらは主に堆積岩ですが、中には火山溶岩の形で地表に噴出した、あるいはある程度の深さで埋まって凍った火成岩起源の岩石もあります。 陸地には 2 つのカテゴリーがあります。 1) 台地 - 平原: 堆積岩の層がほぼ水平に静かに横たわっており、その中にまれに小さな褶曲が観察されます。 このような岩石には、火成岩、特に貫入岩はほとんどありません。 2) 褶曲帯 (地向斜) - 山地: 堆積岩は強く褶曲しており、深い亀裂が貫通しています。 貫入または噴出した火成岩によく遭遇します。 プラットフォームと褶曲帯の違いは、岩が静止しているか、褶曲状に折りたたまれているかの年齢にあります。 したがって、古いプラットフォームと若いプラットフォームが存在します。 プラットフォームが異なる時期に形成された可能性があると言うことで、褶曲ゾーンの異なる年代を示しています。

さまざまな時代のプラットフォームと褶曲帯の位置、および地殻構造のその他の特徴を描いた地図は、地殻構造と呼ばれます。 これらは、地殻の構造を明らかにする最も客観的な地質学的文書を表す地質図を補完するものとして機能します。

地殻の種類

地殻の厚さは大陸と海洋では異なります。 山や平野の下では大きくなり、海洋の島や海の下では薄くなります。 したがって、地球の地殻には、大陸地殻と海洋地殻の 2 つの主なタイプがあります。

大陸地殻の平均厚さは42kmです。 しかし、山では50〜60キロ、さらには70キロにまで増加します。 それから彼らは「山の根」について話します。 海洋地殻の平均の厚さは約11kmです。

したがって、大陸は、いわば、不必要な大衆の蓄積を表します。 しかし、これらの質量はより強い引力を生み出すはずであり、引力体が軽い水である海洋では、重力が弱まるはずです。 しかし実際にはそのような違いはありません。 重力は大陸と海洋のどこでもほぼ同じです。 これは、大陸と海洋の質量がバランスしているという結論につながります。 それらはアイソスタシー (平衡) の法則に従います。これは次のように解釈されます。大陸の表面の追加の質量は深さの質量の不足に対応し、その逆も同様です。海洋の表面の質量の不足は、何らかの質量に対応する必要があります。深部にある重い塊。

地球の地殻には主に海洋地殻と大陸地殻の 2 つのタイプがあります。 地球の地殻の移行型も区別されます。

海洋地殻。 現代の地質時代の海洋地殻の厚さは5〜10kmの範囲です。 次の 3 つのレイヤーで構成されます。

1) 海洋堆積物の上部の薄い層（厚さ 1 km 以下）。

2）中間玄武岩層（厚さ1.0〜2.5km）。

3) 斑れい岩の下層（厚さ約5km）。

大陸（大陸）地殻。 大陸地殻は海洋地殻よりも複雑な構造を持ち、厚さが厚くなります。 その厚さは平均35〜45 km、山岳地帯の国々では70 kmに増加します。 これも 3 つの層で構成されていますが、海洋とは大きく異なります。

1) 玄武岩からなる下層（厚さ約20km）。

2) 中間層は大陸地殻の主な厚さを占めており、従来花崗岩と呼ばれています。 主に花崗岩と片麻岩で構成されています。 この層は海洋の下には広がっていません。

3) 最上層は堆積物である。 その厚さは平均で約3kmです。 一部の地域では、降水量の厚さが10 kmに達します（たとえば、カスピ海低地）。 地球の一部の地域では堆積層がまったく存在せず、花崗岩の層が表面に現れます。 このような地域は楯状地と呼ばれます (ウクライナ楯状地、バルト楯状地など)。

大陸では、岩石の風化の結果として、と呼ばれる地層が形成されます。 風化した地殻。

花崗岩層は玄武岩層から分離されています コンラッド表面 、地震波の速度が6.4 km/秒から7.6 km/秒に増加します。

地球の地殻とマントル（大陸と海洋の両方）の境界は、それに沿って走っています モホロヴィッチ面（モホライン）。 地震波の速度は時速 8 km に急激に増加します。

海洋性と大陸性の 2 つの主要なタイプに加えて、混合 (移行) タイプの地域もあります。

大陸の浅瀬や大陸棚では、地殻の厚さは約 25 km で、一般に大陸の地殻と似ています。 ただし、玄武岩の層が剥がれ落ちる可能性があります。 東アジアの島弧地域（千島列島、アリューシャン列島、日本列島など）では、地殻は移行型です。 最後に、中央海嶺の地殻は非常に複雑で、これまでほとんど研究されていません。 ここにはモホ境界はなく、マントル物質は断層に沿って地殻内、さらにはその表面まで上昇します。

「地殻」の概念は「リソスフェア」の概念とは区別されるべきである。 「リソスフェア」の概念は「地殻」よりも広いです。 現代科学の対象となるリソスフェアには、地殻だけでなく、最上部のマントルからアセノスフェア、つまり深さ約100kmまでが含まれます。

アイソスタシーの概念 。 重力の分布を研究した結果、大陸、山岳地帯、平原など、地球の地殻のすべての部分が上部マントル上でバランスがとれていることがわかりました。 このバランスの取れた位置はアイソスタシーと呼ばれます（ラテン語の isoc - 偶数、stasis - 位置に由来）。 等方平衡は、地殻の厚さがその密度に反比例するという事実により達成されます。 重い海洋地殻は、軽い大陸地殻よりも薄い。

アイソスタシーは本質的には平衡ですらありませんが、継続的に破壊され、再び回復される平衡への欲求です。 たとえば、バルト楯状地は、更新世の氷河期の大陸の氷が溶けた後、1世紀あたり約1メートルずつ上昇します。 フィンランドの面積は海底のおかげで増加し続けています。 逆にオランダの領土は減少しています。 ゼロ平衡線は現在、北緯 60 度のわずかに南を走っています。 現在のサンクトペテルブルクは、ピョートル大帝の時代のサンクトペテルブルクよりも約 1.5 メートル高いです。 現代の科学研究のデータが示すように、大都市の重さでさえ、その下の領域の等静的変動には十分です。 その結果、大都市地域の地殻は非常に流動的です。 一般に、地殻の凹凸は、地殻の底部であるモホ面の鏡像です。高い領域はマントルのくぼみに対応し、低い領域はマントルの上部境界のより高いレベルに対応します。 したがって、パミール高原の下ではモホ地表の深さは65 km、カスピ海低地では約30 kmです。

地殻の熱的性質 。 地温の日次変動は深さ 1.0 ～ 1.5 メートルにまで及び、大陸性気候の国における温帯緯度の年間変動は深さ 20 ～ 30 メートルにまで及び、地表の加熱による年間温度変動の影響を受ける。太陽による地球の表面が停止すると、一定の地温の層が存在します。 いわゆる 等温層 。 地球深部の等温層の下では温度が上昇しますが、これは地球腸の内部熱によって引き起こされます。 内部熱は気候の形成には関与しませんが、すべての地殻変動プロセスのエネルギー基盤として機能します。

深さ100メートルごとに温度が上昇する度数を次のように呼びます。 地熱勾配 。 温度を下げると温度が 1 ℃上昇する距離をメートル単位で表します。 地熱ステージ 。 地熱ステップの大きさは、地形、岩石の熱伝導率、火山源の近さ、地下水の循環などによって異なります。平均して、地熱ステップは 33 m ですが、火山地帯では、地熱ステップはわずか約 5 m です。 、地質学的に静かな場所（プラットフォームなど）では100メートルに達することがあります。

トピック 5. 大陸と海洋

大陸と世界の一部

質的に異なる 2 つのタイプの地球地殻 (大陸地殻と海洋地殻) は、惑星の起伏の 2 つの主要なレベル (大陸の表面と海洋底) に対応しています。

大陸の分離に関する構造地殻原理。 大陸地殻と海洋地殻の根本的な質的違い、および大陸と海洋の下の上部マントルの構造のいくつかの重要な違いにより、私たちは海洋による見かけの周囲ではなく、構造に応じて大陸を区別する必要があります。地殻構造原理。

構造構造原理では、まず、大陸には大陸棚（大陸棚）と大陸斜面が含まれます。 第二に、すべての大陸の根元には、中核となる、または古代のプラットフォームがあります。 第三に、各大陸ブロックは上部マントル内で等方的にバランスが取れています。

構造構造原理の観点から見ると、大陸は大陸地殻の等方的に平衡した山塊であり、古代のプラットフォームの形をした構造核を持ち、それに若い褶曲構造が隣接しています。

地球上には、ユーラシア、アフリカ、北アメリカ、南アメリカ、南極、オーストラリアの合計 6 つの大陸があります。 各大陸には 1 つのプラットフォームがあり、ユーラシアの麓だけでも、東ヨーロッパ、シベリア、中国、タリム (中国西部、タクラマカン砂漠)、アラビア、ヒンドゥスタンの 6 つのプラットフォームがあります。 アラビアとヒンズー教のプラットフォームは、ユーラシアに隣接する古代ゴンドワナの一部です。 したがって、ユーラシア大陸は異質な異常大陸である。

大陸間の境界は非常に明白です。 北アメリカと南アメリカの国境はパナマ運河に沿って走っています。 ユーラシアとアフリカの国境はスエズ運河に沿って引かれています。 ベーリング海峡はユーラシアと北アメリカを隔てています。

2 列の大陸 。 現代の地理では、次の 2 つの一連の大陸が区別されます。

1. 赤道付近の大陸 (アフリカ、オーストラリア、南アメリカ)。

2. 北方大陸シリーズ (ユーラシアおよび北アメリカ)。

最南端で最も寒い大陸である南極大陸は、依然としてこれらのランクの外にあります。

大陸の現代の位置は、大陸岩石圏の発展の長い歴史を反映しています。

南部大陸 (アフリカ、南アメリカ、オーストラリア、南極) は、単一の古生代巨大大陸ゴンドワナの一部 (「断片」) です。 当時の北の大陸は別の巨大大陸、ローラシアに統合されました。 古生代と中生代のローラシア大陸とゴンドワナ大陸の間には、テチス海と呼ばれる広大な海洋盆地系がありました。 テチス海は、北アフリカから南ヨーロッパ、コーカサス、西アジア、ヒマラヤ山脈、インドシナ、インドネシアまで広がっていました。 新第三紀 (約 2,000 万年前) には、この地向斜の場所に高山褶曲帯が発生しました。

その巨大な超大陸ゴンドワナに相当する。 アイソスタシーの法則によれば、その地殻は厚く（最大50km）、マントルの中に深く沈んでいた。 その下のアセノスフェアでは、対流が特に激しく、マントルの軟化物質が活発に運動していた。 これにより、まず大陸の中央に隆起が形成され、次にその隆起が別々のブロックに分割され、同じ対流の影響を受けて水平方向に移動し始めました。 数学的に証明されているように (L. オイラー)、球の表面上の輪郭の動きは常にその回転を伴います。 その結果、ゴンドワナの一部は移動しただけでなく、地理空間にも展開しました。

ゴンドワナの最初の分裂は三畳紀とジュラ紀の境界で起こりました (約 1 億 9,000 万年から 1 億 9,500 万年前)。 アフリカ系アメリカ人が脱退した。 その後、ジュラ紀と白亜紀の境界（約 1 億 3,500 万年から 1 億 4,000 万年前）で、南アメリカはアフリカから分離しました。 中生代と新生代の境界（約6,500万年から7,000万年前）で、ヒンドゥスタンブロックがアジアと衝突し、南極大陸がオーストラリアから遠ざかりました。 ネオモビリストによれば、現在の地質時代では、リソスフェアは動き続ける6つのプレートブロックに分かれているという。

ゴンドワナの分裂は、大陸の形状、地質学的類似性、さらには南大陸の植生と動物界の歴史をうまく説明しています。

ローラシア分裂の歴史は、ゴンドワナほど徹底的に研究されていません。

世界の一部の概念 。 地質学的に決定された大陸への土地の分割に加えて、人類の文化的および歴史的発展の過程で発展した地球の表面の世界の別々の部分への分割もあります。 世界にはヨーロッパ、アジア、アフリカ、アメリカ、オーストラリアとオセアニア、南極の合計 6 つの地域があります。 ユーラシア大陸の 1 つに世界の 2 つの部分 (ヨーロッパとアジア) があり、西半球の 2 つの大陸 (北アメリカと南アメリカ) が世界の 1 つの部分、アメリカを形成しています。

ヨーロッパとアジアの間の境界線は非常に恣意的であり、ウラル尾根、ウラル川、カスピ海の北部、クマ・マニチ窪地の分水界に沿って引かれます。 深い断層がウラル山脈とコーカサス山脈を貫き、ヨーロッパとアジアを隔てています。

大陸と海洋のエリア。 土地面積は現代の海岸線内で計算されます。 地球の表面積は約5億1,020万km 2 です。 約 3 億 6,106 万 km 2 が世界の海洋で占められており、これは地球の総表面積の約 70.8% を占めます。 陸地面積は約1億4,902万km2で、これは地球の表面の約29.2%に相当します。

現代大陸の面積次の値によって特徴付けられます。

ユーラシア - 53.45 km 2、アジアを含む - 4,345 万 km 2、ヨーロッパ - 1,000 万 km 2。

アフリカ - 30,3000万km 2;

北アメリカ - 24,2500万km 2;

南アメリカ - 1,828万km 2;

南極 - 1,397万km 2;

オーストラリア - 770万km 2;

オーストラリアとオセアニア - 8.89 km 2.

現代の海洋には面積がある:

太平洋 - 1億7,968万km 2;

大西洋 - 9,336万km 2;

インド洋 - 7,492万km 2;

北極海 - 1,310万km 2。

北大陸と南大陸の間には、その起源と発展の違いに応じて、地表の面積と性質に大きな違いがあります。 北大陸と南大陸の主な地理的違いは次のとおりです。

1. ユーラシアは他の大陸とは比較にならない大きさで、地球の陸地の 30% 以上が集中しています。

2.北部大陸にはかなりの棚面積があります。 この棚は、北極海と大西洋、さらに太平洋の黄海、中国海、ベーリング海で特に重要です。 アラフラ海のオーストラリアの水面下を除いて、南部の大陸には大陸棚がほとんどありません。

3. 南部大陸のほとんどは古代の台地の上にあります。 北アメリカとユーラシアでは、古代のプラットフォームが総面積に占める割合は小さく、そのほとんどは古生代と中生代の造山活動によって形成された地域にあります。 アフリカでは、その領土の96％が台地地域にあり、古生代および中生代の山地にあるのはわずか4％です。 アジアでは、古代の台座の上にあるのはわずか 27%、さまざまな年代の山の上にあるのは 77% です。

4. 南部大陸の海岸線は主に地溝帯によって形成されており、比較的直線的です。 半島と本土の島はほとんどありません。 北部の大陸は、非常に曲がりくねった海岸線、多くの島や半島が特徴で、多くの場合、遠く海まで伸びています。 総面積のうち、ヨーロッパでは島と半島が約 39%、北アメリカ - 25%、アジア - 24%、アフリカ - 2.1%、南アメリカ - 1.1%、オーストラリア (オセアニアを除く) - 1.1% を占めています。

大陸地殻は、組成と構造の両方において海洋地殻とは大きく異なります。 その厚さは、島弧や移行型の地殻のある地域の下では 20 ～ 25 km、地球の若い褶曲帯の下、たとえばアンデス山脈やアルプス - ヒマラヤ帯の下では 80 km まで変化します。 古代のプラットフォームの下の大陸地殻の厚さは平均して約 40 km で、亜大陸地殻を含むその質量は 2.2510 × 25 g に達します。大陸地殻の凹凸は非常に複雑です。 しかし、そこには、通常、原生代の台地、最も古い（始生代）の盾の突出部、および若い山系の上に位置する、広大な堆積物で満たされた平野が含まれています。 大陸地殻の起伏は最大標高差によっても特徴付けられ、深海溝の大陸斜面のふもとから最も高い山の頂上まで16〜17キロメートルに達します。

大陸地殻の構造は非常に不均一ですが、海洋地殻と同様、その厚さ、特に古代の台地では、上部の堆積層と結晶質の岩石で構成される2つの下部層の3つの層が区別されることがあります。 若い可動帯の下では、皮質の構造はより複雑であることが判明しますが、その全体的な分割は2層に近づきます。

大陸上の堆積層は、地球物理学的探査方法と直接掘削の両方を使用して十分に研究されています。 古代の楯状地で露出した場所の固結地殻の表面の構造は、直接的な地質学的および地球物理学的方法と、堆積物で覆われた大陸プラットフォームの両方で、主に地球物理学的研究方法によって研究されました。 したがって、地殻の層における地震波の速度は上から下に向かって2〜3 km/sから、下部堆積層では4.5〜5.5 km/sに増加することがわかりました。 結晶岩の上層では最大 6 ～ 6.5 km/s、地殻の下層では最大 6.6 ～ 7.0 km/s です。 ほとんどの場所で、海洋地殻と同様に大陸地殻の下には、地震波速度が 8.0 ～ 8.2 km/s のモホロビチッチ境界の高速岩石が存在しますが、これらはすでにマントル岩石で構成される地殻下のリソスフェアの特性です。 。

大陸地殻の上部堆積層の厚さは、古代の楯状地ではゼロから、大陸の不動態縁辺やプラットフォームの辺縁谷では10〜12km、さらには15kmに及ぶまで、大きく異なります。 安定した原生代プラットフォーム上の堆積物の平均厚さは、通常 2 ～ 3 km 近くです。 このようなプラットフォーム上の堆積物は、浅い海洋盆地の粘土質堆積物と炭酸塩が大半を占めています。 大西洋型大陸の前深部および不動態縁辺では、堆積セクションは通常、粗い砕屑相で始まり、そのセクションの上部では砂質粘土質の堆積物と海岸相の炭酸塩に変わります。 辺縁トラフの堆積地層のセクションの底部と最上部の両方で、化学原性堆積物、つまり蒸発岩が見つかることがあります。これは、乾燥気候の狭い半密閉された海洋盆地での堆積状況を示しています。 通常、そのような盆地は、もちろん、その形成または閉鎖時にこれらの海洋および盆地が乾燥気候帯に位置していた場合、海盆および海洋の発達の初期または最終段階でのみ発生します。 海洋盆地形成の初期段階におけるそのような地層の堆積の例としては、大西洋のアフリカ大陸棚帯の堆積セクションの底部にある蒸発岩や紅海の塩分を含む堆積物が挙げられます。 閉鎖盆地に限定された塩を含む地層の堆積の例としては、ドイツのレノヘルシニアン帯の蒸発岩と、ロシア・プラットフォームの東にあるシス・ウラルの前深部にあるペルム紀の塩を含む石膏を含む地層が挙げられる。

固まった大陸地殻の上部は、通常、古代の主に花崗岩・片麻岩組成の先カンブリア時代の岩石、または基本組成の緑岩岩の帯と交互の花崗岩で表されます。 硬質地殻部分のこの部分は「花崗岩」層と呼ばれることもあり、その層では花崗岩が優勢で玄武岩が従属していることが強調されます。 「花崗岩」層の岩石は、通常、角閃岩相を含む地域的な変成作用のプロセスによって変化します。 この層の上部は常に露出面を表しており、それに沿って地殻構造の浸食と地球の古代の褶曲（山）帯のマグマ形成がかつて起こりました。 したがって、大陸地殻の岩盤上にある堆積物は常に構造的不適合を伴い、通常は大きな年齢の変化を伴って発生します。

地殻のより深い部分（深さ約 15 ～ 20 km）では、拡散した不安定な境界がしばしば見られ、それに沿って縦波の伝播速度が約 0.5 km/s 増加します。 これはいわゆるコンラッド境界であり、大陸地殻の下層の上から輪郭を描き、慣例的に「玄武岩」と呼ばれることもありますが、その組成に関する明確なデータはまだほとんどありません。 おそらく、大陸地殻の下部は中間および基本組成の岩石で構成され、角閃岩または花崗岩相にさえ変成されます（600°Cを超える温度と3〜4 kbarを超える圧力で）。 島弧の衝突によって一度に形成された大陸地殻のブロックの基部には、塩基性岩だけでなく蛇紋岩化した超塩基性岩を含む古代の海洋地殻の破片が横たわっている可能性があります。

大陸地殻の不均一性は、大陸の地質図を一目見ただけでも特にはっきりとわかります。 通常、組成と構造が不均一で、別々で緊密に絡み合った地殻ブロックは、さまざまな年代の地質構造、つまり大陸山塊の成長中に連続的に互いに隣接した古代の地球の褶曲帯の遺跡を表します。 逆に、そのような構造は、古代大陸のかつての分裂の痕跡である場合もあります（たとえば、アウラコーゲン）。 このようなブロックは通常、縫合帯に沿って互いに接触しており、深層断層とはあまりよく呼ばれないことがよくあります。

信号蓄積を伴う反射波の地震法（COCORT プロジェクト）を使用して過去 10 年間に実施された大陸地殻の深部構造の研究では、異なる年代の褶曲帯を隔てる縫合帯は、一般に巨大な衝上断層であることが示されました。 。 地殻の上部で急峻なスラスト表面は、深さとともに急速に平坦になります。 水平方向では、そのようなスラスト構造は、多くの場合、数十キロメートルから最大数百キロメートルにわたって追跡できますが、深さでは、大陸地殻のまさに底部に接近し、リソスフェアプレートのアンダースラストまたはそれに関連する二次スラストの古代の、そして現在は絶滅したゾーンを示すこともあります。