โครงสร้างของเปลือกโลกและองค์ประกอบของชั้นต่างๆ โครงสร้างภายในของโลก เปลือกโลกประกอบด้วยกี่ชั้น

ลักษณะเด่นของเปลือกโลกที่สัมพันธ์กับปรากฏการณ์การแปรสัณฐานของโลกในโลกของเรา คือการมีอยู่ของเปลือกโลกสองประเภท: ทวีปซึ่งประกอบเป็นมวลทวีปและมหาสมุทร แตกต่างกันในองค์ประกอบ โครงสร้าง ความหนา และธรรมชาติของกระบวนการแปรสัณฐานที่มีอยู่ บทบาทสำคัญในการทำงานของระบบไดนามิกเดียว ซึ่งก็คือโลก เป็นของเปลือกโลกในมหาสมุทร เพื่อชี้แจงบทบาทนี้ ก่อนอื่นต้องพิจารณาคุณลักษณะโดยธรรมชาติ

ลักษณะทั่วไป

เปลือกโลกประเภทมหาสมุทรก่อให้เกิดโครงสร้างทางธรณีวิทยาที่ใหญ่ที่สุดของโลก - พื้นมหาสมุทร เปลือกโลกนี้มีความหนาเล็กน้อย - จาก 5 ถึง 10 กม. (สำหรับการเปรียบเทียบความหนาของเปลือกโลกประเภททวีปอยู่ที่ 35-45 กม. โดยเฉลี่ยและสามารถเข้าถึงได้ 70 กม.) มันกินเนื้อที่ประมาณ 70% ของพื้นที่ผิวทั้งหมดของโลก แต่ในแง่ของมวลมันเกือบจะด้อยกว่าเปลือกโลกเกือบสี่เท่า ความหนาแน่นเฉลี่ยของหินอยู่ที่ 2.9 g/cm3 นั่นคือ สูงกว่าของทวีป (2.6-2.7 g/cm 3)

ต่างจากบล็อกที่แยกออกมา เปลือกโลก, มหาสมุทรเป็นโครงสร้างดาวเคราะห์ดวงเดียวซึ่งไม่ได้เป็นเสาหิน เปลือกโลกแบ่งออกเป็นแผ่นเคลื่อนที่จำนวนหนึ่งซึ่งเกิดจากส่วนต่างๆ ของเปลือกโลกและชั้นบนที่ปกคลุมอยู่ เปลือกโลกประเภทมหาสมุทรมีอยู่บนแผ่นธรณีภาคทั้งหมด มีแผ่นเปลือกโลก (เช่น Pacific หรือ Nazca) ที่ไม่มีมวลทวีป

การแปรสัณฐานของแผ่นเปลือกโลกและอายุของเปลือกโลก

ในแผ่นมหาสมุทร องค์ประกอบโครงสร้างขนาดใหญ่ เช่น แท่นมั่นคง - ธาลัสโซคราตอน - และสันเขากลางมหาสมุทรที่ยังคุกรุ่นและร่องลึกก้นสมุทรมีความโดดเด่น สันเขาเป็นบริเวณที่มีการแพร่กระจายหรือเคลื่อนออกจากกันของแผ่นเปลือกโลกและการก่อตัวของเปลือกโลกใหม่และสนามเพลาะเป็นเขตมุดตัวหรือการมุดตัวของแผ่นหนึ่งใต้ขอบของอีกแผ่นหนึ่งซึ่งเปลือกโลกถูกทำลาย ดังนั้นการต่ออายุอย่างต่อเนื่องจึงเกิดขึ้นซึ่งเป็นผลมาจากอายุของเปลือกโลกที่เก่าแก่ที่สุดในประเภทนี้ไม่เกิน 160-170 ล้านปีนั่นคือมันถูกสร้างขึ้นในยุคจูราสสิก

ในทางกลับกัน ควรระลึกไว้เสมอว่าประเภทมหาสมุทรปรากฏบนโลกเร็วกว่าประเภททวีป (อาจอยู่ที่จุดเปลี่ยนของ Catarcheans - Archeans เมื่อประมาณ 4 พันล้านปีก่อน) และมีลักษณะโครงสร้างดั้งเดิมกว่ามาก และองค์ประกอบ

เปลือกโลกใต้มหาสมุทรเป็นอย่างไรและอย่างไร?

ปัจจุบัน เปลือกโลกในมหาสมุทรมักมีสามชั้นหลัก:

1. ตะกอน. ส่วนใหญ่เกิดจากหินคาร์บอเนต ส่วนหนึ่งเกิดจากดินเหนียวน้ำลึก ใกล้บริเวณลาดเอียงของทวีป โดยเฉพาะอย่างยิ่งบริเวณสันดอนสามเหลี่ยมปากแม่น้ำขนาดใหญ่ มีตะกอนดินจำนวนมากที่ไหลลงสู่มหาสมุทรจากพื้นดิน ในพื้นที่เหล่านี้ ความหนาของหยาดน้ำฟ้าอาจมีหลายกิโลเมตร แต่โดยเฉลี่ยแล้วจะมีขนาดเล็ก - ประมาณ 0.5 กม. แทบไม่มีหยาดน้ำฟ้าใกล้สันเขากลางมหาสมุทร
2. หินบะซอลต์ เหล่านี้เป็นลาวาประเภทหมอนที่ปะทุตามกฎใต้น้ำ นอกจากนี้ ชั้นนี้ยังรวมถึงความซับซ้อนของเขื่อนที่อยู่ด้านล่าง - การบุกรุกพิเศษ - ขององค์ประกอบ dolerite (นั่นคือหินบะซอลต์) ความหนาเฉลี่ย 2-2.5 กม.
3. Gabbro-serpentinite. ประกอบด้วยแอนะล็อกที่ล่วงล้ำของหินบะซอลต์ - แกบโบรและในส่วนล่าง - เซอร์เพนติไนต์ (หินอัลตราเบสิกที่แปรสภาพ) ตามข้อมูลแผ่นดินไหว ความหนาของชั้นนี้ถึง 5 กม. และบางครั้งก็มากกว่านั้น พื้นรองเท้าของมันถูกแยกออกจากเสื้อคลุมส่วนบนที่อยู่ใต้เปลือกโลกโดยมีส่วนต่อประสานพิเศษ - ขอบเขต Mohorovichic

โครงสร้างของเปลือกโลกในมหาสมุทรบ่งชี้ว่า ในความเป็นจริง การก่อตัวนี้สามารถเรียกได้ว่าเป็นชั้นบนที่แตกต่างกันของเสื้อคลุมของโลก ซึ่งประกอบด้วยหินตกผลึก ซึ่งซ้อนทับจากด้านบนด้วยชั้นบางๆ ของตะกอนทะเล .

"สายพานลำเลียง" ของพื้นมหาสมุทร

เป็นที่ชัดเจนว่าเหตุใดจึงมีหินตะกอนอยู่ในเปลือกโลกนี้เพียงเล็กน้อย: พวกมันไม่มีเวลาสะสมในปริมาณมาก เติบโตจากพื้นที่แผ่ขยายในบริเวณสันเขากลางมหาสมุทรอันเนื่องมาจากการไหลเข้าของสสารเสื้อคลุมร้อนในระหว่างกระบวนการพาความร้อน แผ่นธรณีธรณีเคลื่อนตัวของเปลือกโลกในมหาสมุทรออกไปไกลจากที่ก่อตัวมากขึ้น พวกมันถูกพัดพาไปตามส่วนแนวนอนของกระแสพาความร้อนที่ช้าแต่ทรงพลัง ในเขตมุดตัว จาน (และเปลือกในองค์ประกอบของมัน) จะพุ่งกลับเข้าไปในเสื้อคลุมเป็นส่วนที่เย็นของการไหลนี้ ในเวลาเดียวกัน ส่วนสำคัญของตะกอนจะถูกฉีก บด และในที่สุดก็ไปเพิ่มเปลือกโลกของประเภททวีป นั่นคือ เพื่อลดพื้นที่ของมหาสมุทร

เปลือกโลกประเภทมหาสมุทรมีลักษณะเฉพาะด้วยคุณสมบัติที่น่าสนใจเช่นความผิดปกติของแถบแม่เหล็ก พื้นที่สลับกันของการสะกดจิตของหินบะซอลต์โดยตรงและย้อนกลับเหล่านี้ขนานกับโซนการแพร่กระจายและตั้งอยู่อย่างสมมาตรทั้งสองด้านของหินบะซอลต์ เกิดขึ้นระหว่างการตกผลึกของลาวาบะซอลต์เมื่อได้รับแรงแม่เหล็กที่เหลือตามทิศทางของสนามแม่เหล็กโลกในยุคใดยุคหนึ่ง เนื่องจากมันมีประสบการณ์การผกผันซ้ำแล้วซ้ำเล่า ทิศทางของการสะกดจิตจึงเปลี่ยนไปเป็นตรงกันข้ามเป็นระยะ ปรากฏการณ์นี้ถูกนำมาใช้ในการหาคู่ geochronological แบบยุคแม่เหล็ก และเมื่อครึ่งศตวรรษที่ผ่านมามันเป็นหนึ่งในข้อโต้แย้งที่หนักแน่นที่สุดที่สนับสนุนความถูกต้องของทฤษฎีการแปรสัณฐานของแผ่นเปลือกโลก

เปลือกโลกประเภทมหาสมุทรในวัฏจักรของสสารและในสมดุลความร้อนของโลก

การมีส่วนร่วมในกระบวนการแปรสัณฐานของแผ่นเปลือกโลก lithospheric เปลือกโลกในมหาสมุทรเป็นองค์ประกอบที่สำคัญของวัฏจักรทางธรณีวิทยาในระยะยาว ตัวอย่างเช่น เป็นวัฏจักรของน้ำที่ปกคลุมอย่างช้าๆ ในมหาสมุทร เสื้อคลุมมีน้ำจำนวนมากและมีปริมาณมากเข้าสู่มหาสมุทรระหว่างการก่อตัวของชั้นหินบะซอลต์ของเปลือกโลกเล็ก แต่ในระหว่างการดำรงอยู่ของมัน ในทางกลับกัน เปลือกโลกกลับสมบูรณ์ขึ้นเนื่องจากการก่อตัวของชั้นตะกอนกับน้ำทะเล ซึ่งเป็นสัดส่วนที่สำคัญซึ่งส่วนหนึ่งอยู่ในรูปแบบที่ถูกผูกไว้ เข้าไปในเสื้อคลุมในระหว่างการมุดตัว วัฏจักรที่คล้ายคลึงกันนี้ทำงานสำหรับสารอื่นๆ เช่น คาร์บอน

การแปรสัณฐานของแผ่นเปลือกโลกมีบทบาทสำคัญในสมดุลพลังงานของโลก ทำให้ความร้อนเคลื่อนตัวช้าๆ จากภายในที่ร้อนและออกจากพื้นผิว นอกจากนี้ เป็นที่ทราบกันดีอยู่แล้วว่าโดยทั่วๆ ไป ประวัติศาสตร์ทางธรณีวิทยาโลกได้ให้ความร้อนมากถึง 90% ผ่านเปลือกบาง ๆ ใต้มหาสมุทร หากกลไกนี้ใช้ไม่ได้ผล โลกจะกำจัดความร้อนส่วนเกินออกไปด้วยวิธีที่แตกต่างออกไป - อาจเหมือนกับดาวศุกร์ ซึ่งตามที่นักวิทยาศาสตร์หลายคนแนะนำ มีการทำลายเปลือกโลกเมื่อสารปกคลุมที่ร้อนจัดทะลุผ่านไปยังพื้นผิว . ดังนั้นความสำคัญของเปลือกโลกในมหาสมุทรสำหรับการทำงานของโลกของเราในระบอบการปกครองที่เหมาะสมกับการดำรงอยู่ของชีวิตก็มีความสำคัญเป็นพิเศษเช่นกัน

การศึกษาโครงสร้างภายในของดาวเคราะห์ รวมทั้งโลกของเรา เป็นงานที่ยากมาก เราไม่สามารถ "เจาะ" เปลือกโลกลงไปถึงแกนกลางของดาวเคราะห์ได้ ดังนั้นความรู้ทั้งหมดที่เราได้รับในขณะนี้จึงเป็นความรู้ที่ได้รับ "โดยการสัมผัส" และในทางที่ตรงที่สุด

การสำรวจคลื่นไหวสะเทือนทำงานอย่างไรกับตัวอย่างการสำรวจน้ำมัน เรา "เรียก" พื้นดินและ "ฟัง" กับสิ่งที่สัญญาณสะท้อนจะนำมาให้เรา

ความจริงก็คือวิธีที่ง่ายและน่าเชื่อถือที่สุดในการค้นหาสิ่งที่อยู่ใต้พื้นผิวโลกและเป็นส่วนหนึ่งของเปลือกโลกคือการศึกษาความเร็วการแพร่กระจาย คลื่นไหวสะเทือนในส่วนลึกของดาวเคราะห์

เป็นที่ทราบกันดีอยู่แล้วว่าความเร็วของคลื่นไหวสะเทือนตามยาวจะเพิ่มขึ้นในตัวกลางที่มีความหนาแน่นมากกว่า และในทางกลับกัน จะลดลงในดินที่หลวม ดังนั้น เมื่อทราบพารามิเตอร์ของหินประเภทต่างๆ และคำนวณข้อมูลเกี่ยวกับความดัน ฯลฯ "การฟัง" คำตอบที่ได้รับ เราจะสามารถเข้าใจได้ว่าสัญญาณแผ่นดินไหวผ่านชั้นเปลือกโลกใดและอยู่ใต้พื้นผิวลึกเพียงใด .

ศึกษาโครงสร้างของเปลือกโลกโดยใช้คลื่นไหวสะเทือน

การสั่นสะเทือนของแผ่นดินไหวสามารถเกิดขึ้นได้จากแหล่งที่มาสองประเภท: เป็นธรรมชาติและ เทียม. แผ่นดินไหวเป็นแหล่งของการสั่นสะเทือนตามธรรมชาติ ซึ่งเป็นคลื่นที่มีข้อมูลที่จำเป็นเกี่ยวกับความหนาแน่นของหินที่พวกมันทะลุผ่าน

คลังแสงของแหล่งกำเนิดการสั่นสะเทือนประดิษฐ์นั้นกว้างขวางกว่า แต่ก่อนอื่นการสั่นสะเทือนประดิษฐ์เกิดจากการระเบิดธรรมดา แต่ก็มีวิธีการทำงานที่ "ละเอียดอ่อน" มากกว่า - เครื่องกำเนิดของแรงกระตุ้นโดยตรง, เครื่องสั่นไหวสะเทือน ฯลฯ

ดำเนินการระเบิดและศึกษาความเร็วของคลื่นไหวสะเทือน การสำรวจแผ่นดินไหว- หนึ่งในสาขาที่สำคัญที่สุดของธรณีฟิสิกส์สมัยใหม่

การศึกษาคลื่นไหวสะเทือนภายในโลกให้อะไร? การวิเคราะห์การแพร่กระจายของพวกมันเผยให้เห็นการเปลี่ยนแปลงของความเร็วหลายครั้งเมื่อผ่านลำไส้ของโลก

เปลือกโลก

การกระโดดครั้งแรกที่ความเร็วเพิ่มขึ้นจาก 6.7 เป็น 8.1 km / s ตามที่นักธรณีวิทยาลงทะเบียน ใต้เปลือกโลก. พื้นผิวนี้ตั้งอยู่ในสถานที่ต่าง ๆ บนโลกในระดับต่าง ๆ จาก 5 ถึง 75 กม. ขอบเขตของเปลือกโลกและเปลือกที่อยู่เบื้องล่าง - เสื้อคลุมเรียกว่า "พื้นผิว Mohorovicic"ได้รับการตั้งชื่อตามนักวิทยาศาสตร์ชาวยูโกสลาเวีย A. Mohorovichich ผู้ก่อตั้งคนแรก

ปกคลุม

ปกคลุมอยู่ที่ระดับความลึกสูงสุด 2,900 กม. และแบ่งออกเป็นสองส่วน: บนและล่าง ขอบเขตระหว่างเสื้อคลุมด้านบนและด้านล่างถูกกำหนดโดยการกระโดดในความเร็วการแพร่กระจายของคลื่นไหวสะเทือนตามยาว (11.5 กม./วินาที) และตั้งอยู่ที่ระดับความลึก 400 ถึง 900 กม.

เสื้อคลุมด้านบนมีโครงสร้างที่ซับซ้อน ในส่วนบนมีชั้นหนึ่งอยู่ที่ระดับความลึก 100-200 กม. โดยที่คลื่นไหวสะเทือนตามขวางลดทอนลง 0.2-0.3 กม. / วินาทีและความเร็วของคลื่นตามยาวโดยพื้นฐานแล้วจะไม่เปลี่ยนแปลง ชั้นนี้เรียกว่า ท่อนำคลื่น. ความหนาของมันมักจะ 200-300 กม.

ส่วนบนของแมนเทิลและเปลือกโลกที่อยู่เหนือท่อนำคลื่นเรียกว่า ธรณีภาคและชั้นของความเร็วต่ำเอง - แอสทีโนสเฟียร์.

ดังนั้น เปลือกโลกจึงเป็นเปลือกแข็งที่แข็งซึ่งอยู่ใต้พื้นแอสเธโนสเฟียร์พลาสติก สันนิษฐานว่ากระบวนการเกิดขึ้นในชั้นบรรยากาศแอสเธโนสเฟียร์ที่ก่อให้เกิดการเคลื่อนที่ของเปลือกโลก

โครงสร้างภายในโลกของเรา

แกนโลก

ที่ฐานของเสื้อคลุม ความเร็วการแพร่กระจายของคลื่นตามยาวลดลงอย่างรวดเร็วจาก 13.9 เป็น 7.6 กม./วินาที ในระดับนี้ขอบเขตระหว่างเสื้อคลุมและ .อยู่ แก่นโลกลึกกว่าคลื่นไหวสะเทือนตามขวางจะไม่แพร่กระจายอีกต่อไป

รัศมีของแกนกลางถึง 3500 กม. ปริมาตร: 16% ของปริมาตรของโลกและมวล: 31% ของมวลโลก

นักวิทยาศาสตร์หลายคนเชื่อว่าแกนกลางอยู่ในสภาพหลอมละลาย ส่วนด้านนอกมีลักษณะเฉพาะด้วยความเร็วของคลื่น P ที่ลดลงอย่างรวดเร็ว ในขณะที่ในส่วนด้านใน (ที่มีรัศมี 1200 กม.) ความเร็วของคลื่นไหวสะเทือนจะเพิ่มขึ้นอีกครั้งเป็น 11 กม./วินาที ความหนาแน่นของแกนหินคือ 11 ก./ซม. 3 และพิจารณาจากการมีอยู่ของธาตุหนัก ธาตุหนักดังกล่าวสามารถรีดได้ เป็นไปได้มากว่าเหล็กเป็นส่วนสำคัญของแกนกลาง เนื่องจากแกนกลางของธาตุเหล็กหรือเหล็กนิกเกิลล้วนๆ ควรมีความหนาแน่นสูงกว่าความหนาแน่นของแกนที่มีอยู่ 8-15% ดังนั้นออกซิเจน กำมะถัน คาร์บอน และไฮโดรเจนจึงถูกยึดติดกับเหล็กในแกนกลาง

วิธีธรณีเคมีเพื่อศึกษาโครงสร้างของดาวเคราะห์

มีอีกวิธีหนึ่งในการศึกษาโครงสร้างลึกของดาวเคราะห์ - วิธีธรณีเคมี. การระบุเปลือกหอยต่างๆ ของโลกและดาวเคราะห์ภาคพื้นดินอื่น ๆ ด้วยพารามิเตอร์ทางกายภาพพบการยืนยันทางธรณีเคมีที่ชัดเจนพอสมควรตามทฤษฎีของการรวมตัวต่างกันตามองค์ประกอบของแกนของดาวเคราะห์และเปลือกนอกในส่วนหลักของมัน แตกต่างกันและขึ้นอยู่กับระยะแรกสุดของการพัฒนา

อันเป็นผลมาจากกระบวนการนี้ที่หนักที่สุด ( เหล็กนิกเกิล) ส่วนประกอบและในเปลือกนอก - ซิลิเกตเบา ( chondrite) ที่ปกคลุมชั้นบนด้วยสารระเหยและน้ำ

คุณลักษณะที่สำคัญที่สุดของดาวเคราะห์ภาคพื้นดิน ( , โลก ) คือเปลือกนอกของพวกมัน ที่เรียกว่า เห่าประกอบด้วยสสารสองประเภท: แผ่นดินใหญ่" - เฟลด์สปาร์และ " มหาสมุทร» - หินบะซอลต์.

เปลือกโลกทวีป (ทวีป) ของโลก

เปลือกโลกของทวีป (ทวีป) ของโลกประกอบด้วยหินแกรนิตหรือหินที่มีลักษณะคล้ายคลึงกันนั่นคือหินที่มีเฟลด์สปาร์จำนวนมาก การก่อตัวของชั้น "หินแกรนิต" ของโลกเกิดจากการเปลี่ยนแปลงของตะกอนเก่าในกระบวนการกลายเป็นหินแกรนิต

ชั้นหินแกรนิตถือว่าเป็น เฉพาะเจาะจงเปลือกของเปลือกโลก - ดาวเคราะห์ดวงเดียวที่กระบวนการสร้างความแตกต่างของสสารด้วยการมีส่วนร่วมของน้ำและมีไฮโดรสเฟียร์บรรยากาศออกซิเจนและชีวมณฑลได้รับการพัฒนาอย่างกว้างขวาง บนดวงจันทร์และบนดาวเคราะห์โลก เปลือกทวีปประกอบด้วยแกบโบร-อะนอร์โธไซต์ - หินที่ประกอบด้วยเฟลด์สปาร์จำนวนมาก แต่มีองค์ประกอบที่แตกต่างจากหินแกรนิตเล็กน้อย

หินเหล่านี้ก่อตัวเป็นพื้นผิวที่เก่าแก่ที่สุด (4.0-4.5 พันล้านปี) ของดาวเคราะห์

เปลือกโลกมหาสมุทร (บะซอลต์) ของโลก

เปลือกโลก (หินบะซอลต์)โลกเกิดขึ้นจากการยืดออกและสัมพันธ์กับโซนของรอยเลื่อนที่ลึก ซึ่งทำให้เกิดการแทรกซึมของเสื้อคลุมชั้นบนไปยังห้องหินบะซอลต์ ภูเขาไฟบะซอลต์ถูกทับทับบนเปลือกโลกที่ก่อตัวขึ้นก่อนหน้าและเป็นรูปแบบทางธรณีวิทยาที่ค่อนข้างอ่อนกว่า

การปรากฏตัวของภูเขาไฟบะซอลต์บนดาวเคราะห์ภาคพื้นดินทุกดวงมีความคล้ายคลึงกัน การพัฒนา "ทะเล" ของหินบะซอลต์ในวงกว้างบนดวงจันทร์ ดาวอังคาร และดาวพุธมีความเกี่ยวข้องกับการยืดตัวและการก่อตัวของโซนการซึมผ่านอันเป็นผลมาจากกระบวนการนี้ ซึ่งหินบะซอลต์ที่ปกคลุมเสื้อคลุมได้พุ่งขึ้นสู่ผิวน้ำ กลไกการปรากฎตัวของภูเขาไฟบะซอลต์มีความคล้ายคลึงกันมากหรือน้อยสำหรับดาวเคราะห์ทุกดวงในกลุ่มภาคพื้นดิน

ดาวเทียมของโลก - ดวงจันทร์ยังมีโครงสร้างเปลือกหอยซึ่งโดยรวมแล้วซ้ำกับโลกแม้ว่าจะมีองค์ประกอบที่แตกต่างกันอย่างน่าทึ่ง

การไหลของความร้อนของโลก ร้อนที่สุดในบริเวณรอยเลื่อนของเปลือกโลก และเย็นกว่าในบริเวณแผ่นเปลือกโลกโบราณ

วิธีการวัดการไหลของความร้อนเพื่อศึกษาโครงสร้างของดาวเคราะห์

อีกวิธีหนึ่งในการศึกษาโครงสร้างส่วนลึกของโลกคือการศึกษาการไหลของความร้อน เป็นที่ทราบกันดีอยู่แล้วว่าโลกร้อนจากภายในทำให้เกิดความร้อนขึ้น ความร้อนจากขอบฟ้าอันลึกล้ำเห็นได้จากการระเบิดของภูเขาไฟ น้ำพุร้อน และน้ำพุร้อน ความร้อนเป็นแหล่งพลังงานหลักของโลก

อุณหภูมิที่เพิ่มขึ้นโดยความลึกจากพื้นผิวโลกมีค่าเฉลี่ยประมาณ 15 ° C ต่อ 1 กม. ซึ่งหมายความว่าที่ขอบเขตของธรณีภาคและแอสทีโนสเฟียร์ซึ่งตั้งอยู่ที่ความลึกประมาณ 100 กม. อุณหภูมิควรใกล้เคียงกับ 1500 ° C เป็นที่ยอมรับแล้วว่าหินบะซอลต์ที่อุณหภูมินี้ละลาย ซึ่งหมายความว่าเปลือก asthenospheric สามารถทำหน้าที่เป็นแหล่งของหินหนืด

ด้วยความลึก การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิจะเกิดขึ้นตามกฎที่ซับซ้อนกว่าและขึ้นอยู่กับการเปลี่ยนแปลงของแรงดัน ตามข้อมูลที่คำนวณได้ ที่ความลึก 400 กม. อุณหภูมิไม่เกิน 1600 °C และที่ขอบเขตของเยื่อหุ้มแกนกลางจะอยู่ที่ประมาณ 2500-50000°C

เป็นที่ยอมรับว่าการปลดปล่อยความร้อนเกิดขึ้นอย่างต่อเนื่องทั่วทั้งพื้นผิวโลก ความร้อนเป็นพารามิเตอร์ทางกายภาพที่สำคัญที่สุด คุณสมบัติบางอย่างขึ้นอยู่กับระดับความร้อนของหิน: ความหนืด การนำไฟฟ้า ความเป็นแม่เหล็ก สถานะเฟส ดังนั้น ตามสถานะความร้อน เราสามารถตัดสินโครงสร้างส่วนลึกของโลกได้

การวัดอุณหภูมิโลกของเราในระดับความลึกมากเป็นงานที่ยากในทางเทคนิค เนื่องจากมีเพียงกิโลเมตรแรกของเปลือกโลกเท่านั้นที่สามารถวัดได้ อย่างไรก็ตาม อุณหภูมิภายในของโลกสามารถศึกษาทางอ้อมได้โดยการวัดฟลักซ์ความร้อน

แม้ว่าที่จริงแล้วแหล่งความร้อนหลักบนโลกคือดวงอาทิตย์ แต่พลังงานทั้งหมดของความร้อนที่ไหลเวียนในโลกของเรานั้นมากกว่าพลังของโรงไฟฟ้าทั้งหมดบนโลกถึง 30 เท่า

การวัดแสดงให้เห็นว่ากระแสความร้อนเฉลี่ยในทวีปและในมหาสมุทรเท่ากัน ผลลัพธ์นี้อธิบายได้จากข้อเท็จจริงที่ว่าในมหาสมุทร ความร้อนส่วนใหญ่ (มากถึง 90%) มาจากเสื้อคลุม ซึ่งกระบวนการถ่ายโอนสสารโดยกระแสน้ำที่เคลื่อนตัวเกิดขึ้นอย่างเข้มข้นยิ่งขึ้น - การพาความร้อน.

การพาความร้อนเป็นกระบวนการที่ของเหลวที่ให้ความร้อนจะขยายตัว เบาขึ้น และเพิ่มขึ้น ในขณะที่ชั้นที่เย็นกว่าจะจมลง เนื่องจากสารเสื้อคลุมอยู่ใกล้กับสถานะของของแข็งมากขึ้น การพาความร้อนในนั้นจึงดำเนินไปภายใต้สภาวะพิเศษที่อัตราการไหลของวัสดุต่ำ

ประวัติความร้อนของโลกของเราคืออะไร? การให้ความร้อนเริ่มต้นอาจเกี่ยวข้องกับความร้อนที่เกิดจากการชนกันของอนุภาคและการบดอัดของอนุภาคในสนามแรงโน้มถ่วงของพวกมันเอง จากนั้นความร้อนก็เป็นผลมาจากการสลายตัวของกัมมันตภาพรังสี ภายใต้อิทธิพลของความร้อน โครงสร้างชั้นของโลกและดาวเคราะห์ภาคพื้นดินก็เกิดขึ้น

ความร้อนจากกัมมันตภาพรังสีในโลกถูกปล่อยออกมาแม้กระทั่งตอนนี้ มีสมมติฐานตามที่ขอบเขตของแกนหลอมเหลวของโลก กระบวนการแยกสสารยังคงดำเนินต่อไปจนถึงทุกวันนี้ด้วยการปล่อยพลังงานความร้อนจำนวนมหาศาลที่ทำให้เสื้อคลุมร้อนขึ้น

เปลือกโลก – เปลือกแข็งชั้นนอกของโลก ส่วนบนของธรณีภาค จากเสื้อคลุมของแผ่นดิน เปลือกโลกแยกจากกันโดยพื้นผิวโมโฮโรวิช

เป็นเรื่องปกติที่จะแยกแยะเปลือกทวีปและมหาสมุทรซึ่งมีองค์ประกอบ พลัง โครงสร้างและอายุต่างกัน เปลือกโลกตั้งอยู่ใต้ทวีปและระยะขอบใต้น้ำ (หิ้ง) เปลือกโลกประเภททวีปที่มีความหนา 35-45 กม. ตั้งอยู่ใต้ที่ราบสูงถึง 70 กม. ในพื้นที่ภูเขาเล็ก ส่วนที่เก่าแก่ที่สุดของเปลือกโลกทวีปมีอายุทางธรณีวิทยาเกิน 3 พันล้านปี ประกอบด้วยเปลือกหอยดังกล่าว: เปลือกผุกร่อน, ตะกอน, แปรสภาพ, หินแกรนิต, หินบะซอลต์

เปลือกโลกอายุน้อยกว่ามาก อายุไม่เกิน 150-170 ล้านปี มีพลังน้อยกว่า – 5-10 กม. ไม่มีชั้นขอบเขตภายในเปลือกโลกในมหาสมุทร ในโครงสร้างของเปลือกโลกประเภทมหาสมุทรมีความโดดเด่นในชั้นต่อไปนี้: หินตะกอนที่ไม่รวมกัน (สูงถึง 1 กม.), มหาสมุทรภูเขาไฟซึ่งประกอบด้วยตะกอนอัดแน่น (1-2 กม.), หินบะซอลต์ (4-8 กม.) .

เปลือกหินของโลกไม่ได้เป็นทั้งแผ่นเดียว มันถูกสร้างขึ้นจากแต่ละบล็อก – แผ่นเปลือกโลกรวมสำหรับ โลกมีแผ่นใหญ่ 7 แผ่น แผ่นเล็กหลายแผ่น แผ่นใหญ่ ได้แก่ แผ่นยูเรเซียน อเมริกาเหนือ อเมริกาใต้ แอฟริกา อินโด-ออสเตรเลีย (อินเดีย) แผ่นเปลือกโลกแอนตาร์กติกและแปซิฟิก ภายในแผ่นเปลือกโลกขนาดใหญ่ทั้งหมด ยกเว้นแผ่นสุดท้าย มีทวีปต่างๆ ขอบเขตของแผ่นธรณีภาคมักจะวิ่งไปตามสันเขากลางมหาสมุทรและร่องลึกก้นสมุทร

แผ่น Lithosphericมีการเปลี่ยนแปลงอยู่ตลอดเวลา: สามารถบัดกรีแผ่นสองแผ่นเป็นแผ่นเดียวเนื่องจากการชนกัน ผลจากการรื้อทำให้แผ่นสามารถแบ่งออกเป็นหลายส่วน แผ่นหินธรณีธรณีสามารถจมลงในเสื้อคลุมของโลกได้ในขณะที่ไปถึงแกนกลางของโลก ดังนั้น การแบ่งเปลือกโลกออกเป็นแผ่นเปลือกโลกจึงไม่คลุมเครือ: ด้วยการสะสมความรู้ใหม่ ขอบเขตของแผ่นเปลือกโลกบางส่วนจึงถูกจดจำว่าไม่มีอยู่จริง และแผ่นเปลือกโลกใหม่มีความโดดเด่น

ภายในแผ่นธรณีภาคเป็นบริเวณที่มีเปลือกโลกประเภทต่างๆดังนั้น ภาคตะวันออกของแผ่นอินโด-ออสเตรเลีย (อินเดีย) คือแผ่นดินใหญ่ และส่วนตะวันตกตั้งอยู่ที่ฐาน มหาสมุทรอินเดีย. ที่แผ่นแอฟริกา เปลือกโลกทวีปล้อมรอบด้วยเปลือกโลกในมหาสมุทรทั้งสามด้าน การเคลื่อนที่ของแผ่นบรรยากาศถูกกำหนดโดยอัตราส่วนของเปลือกโลกทวีปและมหาสมุทรที่อยู่ภายใน

เมื่อแผ่นธรณีธรณีชนกัน การพับของชั้นหิน เข็มขัดพลีท – มือถือพื้นที่ผ่าอย่างแรง พื้นผิวโลก. การพัฒนามีสองขั้นตอน ในระยะเริ่มแรก เปลือกโลกมีการทรุดตัวเป็นส่วนใหญ่ หินตะกอนจะสะสมและแปรสภาพ ในขั้นตอนสุดท้ายการลดระดับจะถูกแทนที่ด้วยการยกขึ้นและหินจะถูกบดขยี้เป็นรอยพับ ในช่วงพันล้านปีที่ผ่านมา มีหลายยุคของการสร้างภูเขาที่รุนแรงบนโลก: ไบคาล แคลิโดเนีย เฮอร์ซีเนีย มีโซโซอิก และซีโนโซอิก ด้วยเหตุนี้การพับส่วนต่างๆจึงมีความโดดเด่น

ต่อจากนั้นหินที่ประกอบเป็นพื้นที่พับจะสูญเสียความคล่องตัวและเริ่มยุบตัว หินตะกอนสะสมอยู่บนพื้นผิว พื้นที่เสถียรของเปลือกโลกก่อตัวขึ้น – แพลตฟอร์ม พวกเขามักจะประกอบด้วยชั้นใต้ดินพับ (ซากของภูเขาโบราณ) ซ้อนทับบนชั้นของหินตะกอนที่ฝากในแนวนอนที่ปกคลุม ตามอายุของมูลนิธิ แพลตฟอร์มโบราณและรุ่นเยาว์มีความโดดเด่น บริเวณหินที่ฐานรากจมน้ำลึกและปกคลุมด้วยหินตะกอน เรียกว่า แผ่นพื้น สถานที่ที่รากฐานมาถึงพื้นผิวเรียกว่าเกราะป้องกัน เป็นลักษณะเฉพาะของแพลตฟอร์มโบราณ ที่ฐานของทุกทวีปมีแพลตฟอร์มโบราณซึ่งขอบเป็นพื้นที่พับที่มีอายุต่างกัน

สามารถเห็นการแพร่กระจายของแท่นและพื้นที่พับ บนแผนที่ภูมิศาสตร์เปลือกโลกหรือบนแผนที่โครงสร้างของเปลือกโลก

คุณมีคำถามใด ๆ หรือไม่? ต้องการทราบข้อมูลเพิ่มเติมเกี่ยวกับโครงสร้างของเปลือกโลกหรือไม่?
เพื่อรับความช่วยเหลือจากติวเตอร์ - ลงทะเบียน

เว็บไซต์ที่มีการคัดลอกเนื้อหาทั้งหมดหรือบางส่วน จำเป็นต้องมีลิงก์ไปยังแหล่งที่มา

- จำกัดไว้ที่ผิวดินหรือก้นมหาสมุทร นอกจากนี้ยังมีขอบเขตธรณีฟิสิกส์ซึ่งก็คือส่วน โมโฮ. ขอบเขตมีลักษณะเฉพาะเนื่องจากความเร็วของคลื่นไหวสะเทือนเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วที่นี่ มันถูกติดตั้งในปี 1909 โดยนักวิทยาศาสตร์ชาวโครเอเชีย อ. โมโฮโรวิช ($1857$-$1936$).

เปลือกโลกถูกสร้างขึ้น ตะกอน อัคนี และแปรสภาพหินและในแง่ขององค์ประกอบมันโดดเด่น สามชั้น. หินที่เกิดจากตะกอน ซึ่งเป็นวัสดุที่ถูกทำลายซึ่งถูกสะสมใหม่ในชั้นล่างและก่อตัวขึ้น ชั้นตะกอนเปลือกโลกครอบคลุมพื้นผิวทั้งหมดของโลก ในบางสถานที่มีความบางมากและอาจถูกขัดจังหวะ ในที่อื่นมีความหนาหลายกิโลเมตร ตะกอน ได้แก่ ดินเหนียว หินปูน ชอล์ก หินทราย ฯลฯ เกิดจากการตกตะกอนของสารในน้ำและบนบก มักนอนเป็นชั้นๆ หินตะกอนสามารถใช้เรียนรู้เกี่ยวกับโลกได้ สภาพธรรมชาตินักธรณีวิทยาจึงเรียกมันว่า หน้าประวัติศาสตร์โลก. หินตะกอนแบ่งออกเป็น สารอินทรีย์ซึ่งเกิดจากการสะสมของซากสัตว์และพืชและ ไม่ใช่สารอินทรีย์ซึ่งแบ่งออกเป็น คลาสสิกและเคมี.

งานสำเร็จรูปในหัวข้อที่คล้ายกัน

• หลักสูตรการทำงาน โครงสร้างเปลือกโลก 450 ถู
• บทคัดย่อ โครงสร้างเปลือกโลก 280 ถู
• ทดสอบ โครงสร้างเปลือกโลก 240 ถู

คลาสสิคหินเป็นผลจากการผุกร่อนและ เคมี- ผลจากการตกตะกอนของสารที่ละลายในน้ำของทะเลและทะเลสาบ

แต่งหน้าหินอัคนี หินแกรนิตชั้นของเปลือกโลก หินเหล่านี้เกิดจากการแข็งตัวของหินหนืดที่หลอมละลาย ในทวีปต่างๆ ความหนาของชั้นนี้คือ $15$-$20$ กม. มันหายไปอย่างสมบูรณ์หรือลดลงอย่างมากภายใต้มหาสมุทร

วัตถุอัคนี แต่มีองค์ประกอบซิลิกาไม่ดี บะซอลต์ชั้นที่มีความถ่วงจำเพาะสูง ชั้นนี้ได้รับการพัฒนาอย่างดีที่ฐานของเปลือกโลกในทุกภูมิภาคของโลก

โครงสร้างแนวตั้งและความหนาของเปลือกโลกแตกต่างกัน ดังนั้นจึงมีความแตกต่างกันหลายประเภท ตามการจำแนกอย่างง่ายมี มหาสมุทรและทวีปเปลือกโลก.

เปลือกโลก

เปลือกโลกหรือเปลือกทวีปนั้นแตกต่างจากเปลือกโลกในมหาสมุทร ความหนาและอุปกรณ์. เปลือกโลกตั้งอยู่ใต้ทวีป แต่ขอบไม่ตรงกับแนวชายฝั่ง จากมุมมองของธรณีวิทยา ทวีปที่แท้จริงคือพื้นที่ทั้งหมดของเปลือกโลกที่ต่อเนื่องกัน จากนั้นปรากฎว่าทวีปทางธรณีวิทยามีขนาดใหญ่ขึ้น ทวีปทางภูมิศาสตร์. พื้นที่ชายฝั่งทะเลของทวีปเรียกว่า ชั้นวาง- เหล่านี้เป็นส่วนหนึ่งของทวีปที่ถูกน้ำท่วมชั่วคราวโดยทะเล ทะเลเช่น White, East Siberian, Azov Seas ตั้งอยู่บนไหล่ทวีป

เปลือกโลกทวีปมีสามชั้น:

• ชั้นบนเป็นตะกอน
• ชั้นกลางเป็นหินแกรนิต
• ชั้นล่างเป็นหินบะซอลต์

ภายใต้ภูเขาลูกเล็กๆ เปลือกโลกประเภทนี้มีความหนา 75$ กม. ใต้ที่ราบสูงถึง 45$ กม. และใต้ส่วนโค้งของเกาะสูงถึง 25$ กม. ชั้นตะกอนบนของเปลือกโลกก่อตัวขึ้นจากการสะสมของดินเหนียวและคาร์บอเนตของแอ่งน้ำตื้นและพื้นผิวขรุขระที่หยาบใน foredeeps เช่นเดียวกับที่ขอบแฝงของทวีปประเภทแอตแลนติก

หินหนืดที่บุกรุกรอยแยกของเปลือกโลกก่อตัวขึ้น ชั้นหินแกรนิตซึ่งประกอบด้วยซิลิกา อะลูมิเนียม และแร่ธาตุอื่นๆ ความหนาของชั้นหินแกรนิตสูงถึง $25$ km. ชั้นนี้มีความเก่าแก่มากและมีอายุที่มั่นคงถึง 3 พันล้านดอลลาร์ ระหว่างชั้นหินแกรนิตและหินบะซอลต์ที่ระดับความลึกถึง $20$ กม. มีเขตแดน คอนราด. ลักษณะเด่นคือความเร็วการแพร่กระจายของคลื่นไหวสะเทือนตามยาวที่นี่เพิ่มขึ้น 0.5$ กม./วินาที

รูปแบบ หินบะซอลต์ชั้นเกิดขึ้นจากการที่หินบะซอลต์ลาวาไหลลงสู่ผิวดินในโซนของแมกมาทิซึมภายในแผ่น หินบะซอลต์มีธาตุเหล็ก แมกนีเซียม และแคลเซียมมากกว่า จึงหนักกว่าหินแกรนิต ภายในชั้นนี้ ความเร็วการแพร่กระจายของคลื่นไหวสะเทือนตามยาวอยู่ที่ 6.5$-$7.3$ กม./วินาที ในกรณีที่ขอบเขตไม่ชัดเจน ความเร็วของคลื่นไหวสะเทือนตามยาวจะเพิ่มขึ้นทีละน้อย

หมายเหตุ2

มวลรวมของเปลือกโลกที่มีมวลของดาวเคราะห์ทั้งดวงอยู่ที่ 0.473 เหรียญสหรัฐฯ เท่านั้น

งานแรกที่เกี่ยวข้องกับการกำหนดองค์ประกอบ ทวีปตอนบนเปลือกไม้วิทยาศาสตร์หนุ่มรับหน้าที่แก้ ธรณีเคมี. เนื่องจากเปลือกไม้ประกอบด้วยหินหลากหลายชนิด งานนี้จึงเป็นเรื่องยากมาก แม้แต่ในร่างกายทางธรณีวิทยาเดียว องค์ประกอบของหินอาจแตกต่างกันอย่างมาก และหินประเภทต่าง ๆ สามารถพบได้ทั่วไปในพื้นที่ต่างๆ จากสิ่งนี้งานคือการกำหนดนายพล องค์ประกอบเฉลี่ยส่วนหนึ่งของเปลือกโลกที่มาถึงพื้นผิวในทวีปต่างๆ ประมาณการครั้งแรกขององค์ประกอบของเปลือกโลกบนนี้ทำโดย คลาร์ก. เขาทำงานเป็นพนักงานของ US Geological Survey และทำงานในการวิเคราะห์ทางเคมีของหิน ในช่วงหลายปีของการทำงานวิเคราะห์ เขาได้สรุปผลลัพธ์และคำนวณองค์ประกอบเฉลี่ยของหินซึ่งใกล้เคียงกับ เป็นหินแกรนิต. ทำงาน คลาร์กถูกวิพากษ์วิจารณ์อย่างรุนแรงและมีฝ่ายตรงข้าม

ความพยายามครั้งที่สองในการกำหนดองค์ประกอบเฉลี่ยของเปลือกโลกทำโดย W. Goldschmidt. เขาแนะนำให้เคลื่อนไปตามเปลือกโลก ธารน้ำแข็งสามารถขูดและผสมหินเปลือยที่จะทับถมระหว่างการกัดเซาะของน้ำแข็ง จากนั้นพวกมันจะสะท้อนถึงองค์ประกอบของเปลือกโลกภาคกลาง เมื่อวิเคราะห์องค์ประกอบของดินเหนียวที่มีแถบสีซึ่งถูกฝากไว้ในช่วงการแข็งตัวครั้งสุดท้ายใน ทะเลบอลติก, เขาได้ผลลัพธ์ที่ใกล้เคียงกับผลลัพธ์ คลาร์ก.วิธีการต่าง ๆ ให้คะแนนเท่ากัน วิธีการทางธรณีเคมีได้รับการยืนยันแล้ว ปัญหาเหล่านี้ได้รับการแก้ไขแล้ว และการประเมินได้รับการยอมรับอย่างกว้างขวาง Vinogradov, Yaroshevsky, Ronov และคนอื่นๆ.

เปลือกโลก

เปลือกโลกตั้งอยู่ที่ความลึกของทะเลมากกว่า $ 4 $ km ซึ่งหมายความว่ามันไม่ได้ครอบครองพื้นที่ทั้งหมดของมหาสมุทร ส่วนที่เหลือของพื้นที่ปกคลุมด้วยเปลือกไม้ ประเภทกลางเปลือกโลกประเภทมหาสมุทรไม่ได้จัดในลักษณะเดียวกับเปลือกโลกทวีป แม้ว่าจะแบ่งออกเป็นชั้นๆ เช่นกัน แทบไม่มี ชั้นหินแกรนิตในขณะที่ชั้นตะกอนมีความบางมากและมีความหนาน้อยกว่า $1$ กม. ชั้นที่สองยังคง ไม่รู้จักดังนั้นจึงเรียกง่ายๆว่า ชั้นที่สอง. ชั้นที่สามด้านล่าง บะซอลต์. ชั้นหินบะซอลต์ของเปลือกโลกในทวีปและมหาสมุทรมีความคล้ายคลึงกันในความเร็วของคลื่นไหวสะเทือน ชั้นหินบะซอลต์ในเปลือกโลกมหาสมุทรมีชัย ตามทฤษฎีการแปรสัณฐานของแผ่นเปลือกโลก เปลือกโลกในมหาสมุทรก่อตัวขึ้นอย่างต่อเนื่องในสันเขากลางมหาสมุทร จากนั้นจะเคลื่อนตัวออกห่างจากพวกมันและในพื้นที่ การมุดตัวซึมเข้าสู่หิ้ง นี่แสดงว่าเปลือกโลกในมหาสมุทรค่อนข้างจะค่อนข้าง หนุ่มสาว. จำนวนมากที่สุดเขตมุดตัวเป็นเรื่องปกติสำหรับ มหาสมุทรแปซิฟิก ที่ซึ่งคลื่นทะเลที่ทรงพลังเกี่ยวข้องกับพวกมัน

คำจำกัดความ 1

มุดตัว- นี่คือการลดลงของหินจากขอบหนึ่ง แผ่นเปลือกโลกสู่ชั้นธรณีภาคกึ่งหลอมเหลว

ในกรณีที่แผ่นบนเป็นแผ่นทวีป และแผ่นล่างเป็นแผ่นมหาสมุทร ร่องลึกมหาสมุทร.
ความหนาของมันในพื้นที่ทางภูมิศาสตร์ที่แตกต่างกันจะแตกต่างกันไปตั้งแต่ $5$-$7$ กม. เมื่อเวลาผ่านไป ความหนาของเปลือกโลกในมหาสมุทรแทบไม่เปลี่ยนแปลง เนื่องจากปริมาณการหลอมเหลวที่ปล่อยออกมาจากเสื้อคลุมในสันเขากลางมหาสมุทรและความหนาของชั้นตะกอนที่ก้นมหาสมุทรและทะเล

ชั้นตะกอนเปลือกโลกในมหาสมุทรมีขนาดเล็กและแทบไม่มีความหนาเกิน 0.5$ กม. ประกอบด้วยทราย ซากสัตว์ และแร่ธาตุที่ตกตะกอน ไม่พบหินคาร์บอเนตของส่วนล่างที่ระดับความลึกมากและที่ระดับความลึกมากกว่า $4.5$ กม. หินคาร์บอเนตจะถูกแทนที่ด้วยดินเหนียวน้ำลึกสีแดงและตะกอนทราย

หินบะซอลต์ขององค์ประกอบ tholeiite ที่เกิดขึ้นในส่วนบน ชั้นหินบะซอลต์และด้านล่างอยู่ ไดค์คอมเพล็กซ์.

คำจำกัดความ 2

เขื่อน- เหล่านี้เป็นช่องทางที่ลาวาหินบะซอลไหลสู่ผิวน้ำ

ชั้นหินบะซอลต์ในโซน การมุดตัวกลายเป็น เอ็กโกลิธซึ่งจมอยู่ใต้น้ำลึกเพราะมีความหนาแน่นสูงของชั้นหินปกคลุมโดยรอบ มวลของมันอยู่ที่ประมาณ $7$% ของมวลของเสื้อคลุมทั้งหมดของโลก ภายในชั้นหินบะซอลต์ ความเร็วของคลื่นไหวสะเทือนตามยาวคือ 6.5$-$7$ กม./วินาที

อายุเฉลี่ยของเปลือกโลกในมหาสมุทรคือ 100 ล้านเหรียญสหรัฐ ในขณะที่ส่วนที่เก่าแก่ที่สุดคือ 156 ล้านเหรียญสหรัฐ และตั้งอยู่ในแอ่ง Pijafeta ในมหาสมุทรแปซิฟิกเปลือกโลกในมหาสมุทรไม่เพียงแต่กระจุกตัวอยู่ในพื้นมหาสมุทรโลกเท่านั้น แต่ยังสามารถอยู่ในแอ่งปิดได้ เช่น แอ่งทางเหนือของทะเลแคสเปียน โอเชียนิกเปลือกโลกมีพื้นที่รวม 306 ล้านเหรียญ ตร.กม.