Hipótesis que explican el origen y desarrollo de la corteza terrestre.
Concepto de corteza terrestre.
la corteza terrestre es un complejo de capas superficiales sólido Tierra. En la literatura científica geográfica no existe una idea única sobre el origen y las vías de desarrollo de la corteza terrestre.
Existen varios conceptos (hipótesis) que revelan los mecanismos de formación y desarrollo de la corteza terrestre, los más fundamentados son los siguientes:
1. La teoría del fijismo (del latín fixus - inmóvil, inmutable) afirma que los continentes siempre han permanecido en los lugares que ocupan actualmente. Esta teoría niega cualquier movimiento de continentes y de gran parte de la litosfera.
2. La teoría del movilismo (del latín mobilis - móvil) demuestra que los bloques de la litosfera están en constante movimiento. Este concepto se estableció especialmente en últimos años en relación con la recepción de nuevos datos científicos del estudio del fondo del Océano Mundial.
3. El concepto de crecimiento continental a expensas del fondo del océano cree que los continentes originales se formaron en forma de macizos relativamente pequeños que ahora forman antiguas plataformas continentales. Posteriormente, estos macizos crecieron debido a la formación de montañas en el fondo del océano adyacentes a los bordes de los núcleos terrestres originales. El estudio del fondo del océano, especialmente en la zona de las dorsales oceánicas, ha dado motivos para dudar de la exactitud del concepto de crecimiento continental debido al fondo del océano.
4. La teoría de los geosinclinales establece que el aumento del tamaño del terreno se produce mediante la formación de montañas en los geosinclinales. El proceso geosinclinal, como uno de los principales en el desarrollo de la corteza continental, constituye la base de muchos procesos modernos. explicaciones cientificas el proceso de origen y desarrollo de la corteza terrestre.
5. La teoría de la rotación basa su explicación en la proposición de que dado que la figura de la Tierra no coincide con la superficie de un esferoide matemático y se reorganiza debido a una rotación desigual, las franjas zonales y los sectores meridionales de un planeta en rotación son inevitablemente tectónicamente desiguales. Reaccionan con diversos grados de actividad a las tensiones tectónicas provocadas por procesos intraterrestres.
Hay dos tipos principales de corteza terrestre: oceánica y continental. También se distingue un tipo de transición de la corteza terrestre.
Corteza oceánica. El espesor de la corteza oceánica en la era geológica moderna oscila entre 5 y 10 km. Consta de las siguientes tres capas:
1) arriba capa delgada sedimentos marinos (espesor no superior a 1 km);
2) capa media de basalto (espesor de 1,0 a 2,5 km);
3) capa inferior de gabro (espesor de unos 5 km).
Corteza continental (continental). La corteza continental tiene más Estructura compleja y de mayor espesor que la corteza oceánica. Su espesor promedio es de 35 a 45 km y en los países montañosos aumenta a 70 km. También consta de tres capas, pero se diferencia significativamente del océano:
1) capa inferior compuesta de basaltos (espesor de unos 20 km);
2) la capa media ocupa el espesor principal de la corteza continental y se denomina convencionalmente granito. Está compuesto principalmente por granitos y gneises. Esta capa no se extiende bajo los océanos;
3) capa superior– sedimentario. Su espesor medio es de unos 3 km. En algunas zonas, la densidad de las precipitaciones alcanza los 10 km (por ejemplo, en las tierras bajas del Caspio). En algunas zonas de la Tierra no existe ninguna capa sedimentaria y una capa de granito sale a la superficie. Estas áreas se denominan escudos (por ejemplo, escudo ucraniano, escudo báltico).
En los continentes, como resultado de la erosión de las rocas, se forma una formación geológica, llamada corteza de meteorización.
La capa de granito está separada de la capa de basalto. superficie de conrado , en el que la velocidad de las ondas sísmicas aumenta de 6,4 a 7,6 km/seg.
Frontera entre la corteza terrestre y el manto (tanto en continentes como en océanos) pasa a lo largo Superficie Mohorovicic (línea Moho). La velocidad de las ondas sísmicas aumenta bruscamente hasta 8 km/hora.
Además de los dos tipos principales, oceánicos y continentales, también existen zonas de tipo mixto (de transición).
En los bancos o plataformas continentales, la corteza tiene unos 25 km de espesor y en general es similar a la corteza continental. Sin embargo, puede caerse una capa de basalto. En el este de Asia, en la región de los arcos insulares (islas Kuriles, islas Aleutianas, islas japonesas, etc.), la corteza terrestre es de tipo transicional. Por último, la corteza de las dorsales oceánicas es muy compleja y hasta ahora ha sido poco estudiada. Aquí no existe el límite de Moho y el material del manto se eleva a lo largo de fallas hacia la corteza e incluso hasta su superficie.
El concepto de "corteza terrestre" debe distinguirse del concepto de "litosfera". El concepto de "litosfera" es más amplio que el de "corteza terrestre". En la litosfera, la ciencia moderna incluye no sólo la corteza terrestre, sino también el manto superior hasta la astenosfera, es decir, hasta una profundidad de aproximadamente 100 km.
El concepto de isostasia. . Un estudio de la distribución de la gravedad mostró que todas las partes de la corteza terrestre (continentes, países montañosos, llanuras) están en equilibrio sobre el manto superior. Esta posición equilibrada se llama isostasia (del latín isoc - par, estasis - posición). El equilibrio isostático se logra debido a que el espesor de la corteza terrestre es inversamente proporcional a su densidad. La corteza oceánica pesada es más delgada que la corteza continental más ligera.
La isostasia no es, en esencia, ni siquiera un equilibrio, sino un deseo de equilibrio, continuamente perturbado y restablecido. Por ejemplo, el Escudo Báltico, tras el derretimiento del hielo continental de la glaciación del Pleistoceno, se eleva aproximadamente 1 metro por siglo. La superficie de Finlandia aumenta constantemente debido al fondo marino. El territorio de los Países Bajos, por el contrario, está disminuyendo. La línea de equilibrio cero actualmente discurre ligeramente al sur de la latitud 60 0 N. El San Petersburgo moderno es aproximadamente 1,5 m más alto que el San Petersburgo de la época de Pedro el Grande. Como datos de la moderna investigación científica, incluso la pesadez de las grandes ciudades resulta suficiente para las fluctuaciones isostáticas del territorio bajo ellas. En consecuencia, la corteza terrestre en las zonas de las grandes ciudades es muy móvil. En general, el relieve de la corteza terrestre es una imagen especular de la superficie de Moho, la base de la corteza terrestre: las áreas elevadas corresponden a depresiones en el manto, las áreas más bajas corresponden a más nivel alto su límite superior. Así, bajo el Pamir la profundidad de la superficie de Moho es de 65 km, y en las tierras bajas del Caspio es de unos 30 km.
Propiedades térmicas de la corteza terrestre. . Las fluctuaciones diarias de la temperatura del suelo se extienden hasta una profundidad de 1,0 a 1,5 m, y las fluctuaciones anuales en latitudes templadas en países con clima continental hasta una profundidad de 20 a 30 m. En la profundidad donde la influencia de las fluctuaciones anuales de temperatura debido al calentamiento de La superficie de la tierra por el sol cesa, hay una capa de temperatura constante del suelo. Se llama capa isotérmica . Debajo de la capa isotérmica en lo profundo de la Tierra, la temperatura aumenta, y esto es causado por calidez interna las entrañas de la tierra En la formación de climas. calor interno no participa, pero sirve como base energética de todos los procesos tectónicos.
El número de grados que aumenta la temperatura por cada 100 m de profundidad se llama gradiente geotérmico . La distancia en metros, cuando se baja, la temperatura aumenta en 1 0 C se llama etapa geotérmica . La magnitud del paso geotérmico depende de la topografía, la conductividad térmica de las rocas, la proximidad de fuentes volcánicas, la circulación de aguas subterráneas, etc. En promedio, el paso geotérmico es de 33 m, en zonas volcánicas el paso geotérmico puede ser de sólo unos 5 m. , y en zonas geológicamente tranquilas (por ejemplo, en plataformas) puede alcanzar los 100 m.
la corteza terrestre- la capa sólida exterior de la Tierra (geosfera), parte de la litosfera, con un ancho de 5 km (bajo el océano) a 75 km (bajo los continentes). Debajo de la corteza se encuentra el manto, que difiere en composición y cualidades fisicas- es más compacto y contiene principalmente elementos refractarios. La corteza y el manto están divididos por la característica Mohorovicic, o capa Moho, donde se produce una fuerte aceleración de las ondas sísmicas.
Hay corteza continental (continental) y oceánica, así como sus tipos de transición: corteza subcontinental y suboceánica.
Corteza continental (continental) consta de varias capas. La cima es una capa de rocas sedimentarias. El espesor de esta capa es de hasta 10-15 km. Debajo se encuentra una capa de granito. Las rocas que lo componen son similares en sus propiedades físicas al granito. El espesor de esta capa es de 5 a 15 km. Debajo de la capa de granito hay una capa de basalto, formada por basalto y rocas cuyas características físicas se asemejan al basalto. El espesor de esta capa es de 10 km a 35 km. En consecuencia, el espesor total de la corteza continental alcanza entre 30 y 70 km.
corteza oceánica Se diferencia de la corteza continental en que no tiene capa de granito o es muy delgada, por lo que el espesor de la corteza oceánica es de solo 6-15 km.
Para determinar la composición química de la corteza terrestre, solo se dispone de sus partes superiores, a una profundidad de menos de 15 a 20 km. El 97,2% de la composición total de la corteza terrestre está formada por: oxígeno - 49,13%, aluminio - 7,45%, calcio - 3,25%, silicio - 26%, hierro - 4,2%, potasio - 2,35%, magnesio - 2,35%, sodio - 2,24%.
Otros elementos de la tabla periódica representan desde décimas hasta centésimas de por ciento.
Fuentes:
La capa terrestre incluye la corteza terrestre y la parte superior del manto. La superficie de la corteza terrestre tiene grandes irregularidades, las principales de las cuales son las protuberancias de los continentes y sus depresiones: enormes depresiones oceánicas. La existencia y posición relativa de continentes y cuencas oceánicas está asociada con diferencias en la estructura de la corteza terrestre.
corteza continental. Se compone de varias capas. La cima es una capa de rocas sedimentarias. El espesor de esta capa es de hasta 10-15 km. Debajo se encuentra una capa de granito. Las rocas que lo componen son similares en sus propiedades físicas al granito. El espesor de esta capa es de 5 a 15 km. Debajo de la capa de granito hay una capa de basalto formada por basalto y rocas, propiedades físicas que se parecen al basalto. El espesor de esta capa es de 10 km a 35 km. Así, el espesor total de la corteza continental alcanza los 30-70 km.
corteza oceánica. Se diferencia de la corteza continental en que no tiene capa de granito o es muy fina, por lo que el espesor de la corteza oceánica es de sólo 6-15 km.
Para determinar la composición química de la corteza terrestre, solo se dispone de sus partes superiores, a una profundidad de no más de 15 a 20 km. El 97,2% de la composición total de la corteza terrestre está formada por: oxígeno - 49,13%, aluminio - 7,45%, calcio - 3,25%, silicio - 26%, hierro - 4,2%, potasio - 2,35%, magnesio - 2,35%, sodio - 2,24%.
Otros elementos de la tabla periódica representan desde décimas hasta centésimas de porcentaje.
La mayoría de los científicos creen que la corteza de tipo oceánico apareció por primera vez en nuestro planeta. Bajo la influencia de los procesos que ocurren dentro de la Tierra, se formaron pliegues, es decir, áreas montañosas, en la corteza terrestre. El espesor de la corteza aumentó. Así se formaron las protuberancias continentales, es decir, comenzó a formarse la corteza continental.
En los últimos años, en relación con el estudio de la corteza terrestre de tipo oceánico y continental, se ha creado una teoría de la estructura de la corteza terrestre, que se basa en la idea de placas litosféricas. La teoría en su desarrollo se basó en la hipótesis de la deriva continental, creada a principios del siglo XX por el científico alemán A. Wegener.
Tipos de corteza terrestre Wikipedia
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Los abismos oceánicos tienen una composición primitiva y en realidad representan una capa superior diferenciada de una capa dominada por una fina capa de sedimento pelágico. En la corteza oceánica se suelen distinguir tres capas, de las cuales la primera (superior) sedimenta.
En el fondo de la capa sedimentaria suelen encontrarse depósitos metálicos finos e inestables dominados por óxidos de hierro.
La parte inferior del sedimento suele estar formada por sedimentos carbonatados a profundidades inferiores a 4-4,5 km. Con un reciclaje más profundo, el carbonato generalmente no precipita debido a su composición microscópica de las conchas de organismos monocatenarios (foraminíferos y colitofáridos) a presiones superiores a 400-450 ATM, y se disuelve inmediatamente en agua de mar. Por esta razón, en las cuencas marinas a profundidades de más de 4-4,5 km, la parte superior de la capa sedimentaria se compone principalmente de sedimentos no cálcicos: arcillas de color rojo oscuro y calor de silicato.
Cerca del arco insular y las islas volcánicas, cerca de los deltas de los grandes ríos en parte de las capas sedimentarias a menudo se encuentran lentejas y presas volcánicas entrelazadas y vertederos terrígenos. En los océanos abiertos, el espesor de la capa de sedimentos aumenta a partir de los arrecifes oceánicos centrales, donde casi no hay sedimentos en sus zonas periféricas.
El espesor medio de los sedimentos es bajo y, según A.P. Lisitsyn, se acerca a los 0,5 km, cerca de los bordes continentales de tipo atlántico y en zonas de un gran delta rectal, aumentando a 10-12 km. Esto se debe a que casi todos los materiales terrígenos que llegan a la superficie debido a procesos de sedimentación flotante se encuentran prácticamente en las regiones costeras de los océanos y en los taludes continentales de los continentes.
La otra capa, o basáltica, de corteza oceánica en la parte superior está formada por lavas basálticas de composición de Tolly (Fig.
5). La lava submarina tendrá una forma inusual tubos corrugados y almohadas, entonces estas almohadas son lava. Debajo se encuentran bermas doleíticas, toleitas de la misma composición, las primeras son canales de suministro por los cuales se rellena magma basáltico en áreas tectónicas en la superficie del fondo marino.
La capa de basalto de la corteza oceánica está expuesta en muchas áreas del fondo del océano, bordeando el emblema de los arrecifes en medio del océano y girando defectos en filo de cuchillo. Esta capa se ha discutido en detalle como métodos convencionales de exploración del fondo del océano (minería, perforación de muestras de estudio) o utilizando tripulados submarinos. vehículo, para que los geólogos tengan en cuenta la estructura geológica de los objetos y realicen una selección específica de muestras de piedra.
Además, durante los últimos veinte años, la superficie de la capa de basalto y su capas superiores Fue descubierto mediante una serie de perforaciones en aguas profundas, uno de los cuales también penetró la capa blanda del león y entró en los complejos lobulares del complejo del dique. El espesor total del basalto u otra capa de corteza oceánica es de 1,5, a veces de 2 kilómetros, según datos sísmicos.
Figura 5. Estructura del cinturón de rift de la corteza oceánica:
1 - nivel del océano; 2—precipitación; 3 - lava basáltica blanda (capa 2a); 4—complejo complejo, dolerita (capa 2b); 5 - gabro; complejo de 6 capas; 7 - serpentinitas; 8—lirosolitas de placas litosféricas; 9 - astenosfera; 10 - isoterma 500 ° C (inicio de serpentinización).
Los hallazgos frecuentes en el marco de los principales errores de transformación que involucran al gabrotoleo muestran que la composición de la corteza oceánica incluye estas rocas densas y gruesas.
La estructura de las hojas de ofiolita en las franjas terrestres que conocemos fragmenta la antigua corteza oceánica que se eliminó en estas áreas en el borde de los antiguos continentes. Por lo tanto, se puede concluir que el complejo de montículos en la corteza oceánica moderna (como en la ofiolita superior) se encuentra debajo de la capa principal de propiedades de ghabro que constituye la parte superior de la corteza oceánica de la tercera capa (capas 3a). A cierta distancia de la cresta, en medio de los arrecifes marinos, según los datos sísmicos, se encuentran huellas y la parte inferior de la corteza.
Muchos hallazgos en grandes defectos de serpentinita convertible responsables de la composición de peridotita hidratada y serpentinitas, similares a la estructura de los complejos de ofiolita, indican que la parte inferior de la corteza oceánica está compuesta de serpentinita.
Según datos sísmicos, el espesor de la capa de gabro-serpentinita (tercera) de la corteza oceánica alcanza los 4,5-5 km. Bajo los arrecifes de coral en medio del océano, el espesor de la corteza oceánica generalmente disminuye a 3-4 e incluso 2-2,5 km justo debajo del valle del río.
El espesor total de la corteza oceánica sin capa sedimentaria alcanza los 6,5-7 km. Debajo, la corteza oceánica está cubierta por rocas cristalinas de la capa superior, que forman las regiones subcortales de las placas litosféricas. Debajo de la dorsal oceánica, la corteza oceánica se encuentra directamente sobre los centros de rehenes basálticos separados del material de capa caliente (de la astenosfera).
El área de la corteza oceánica es de aproximadamente 3,0610 x 18 cm2 (306.000.000 km2), la densidad media de la corteza oceánica (lluvia) es cercana a los 2,9 g/cm3, por lo tanto se puede estimar la masa despejada de la corteza oceánica (5,8 -6,2), donde h1024
El volumen y la masa de la capa sedimentaria de las cuencas de aguas profundas del Océano Mundial, según A.P. Lisitsyn, es de 133 millones de km3 y aproximadamente 0,1 × 1024 g.
Las precipitaciones se concentran en la plataforma continental y el talud es ligeramente mayor con unos 190 millones de km3, aproximadamente (0,4-0,45) 1024 dependiendo del peso (incluida la precipitación).
El fondo del océano, que es la superficie de la corteza oceánica, tiene un relieve característico.
En la fosa abisal, el fondo del océano se encuentra a una profundidad de aproximadamente 66,5 km, mientras que los emblemas de la dorsal oceánica media, a veces cortando uvas empinadas, la fiebre de las profundidades del océano profundo disminuyó entre 2 y 2,5 km.
En algunos lugares, el fondo del océano se extiende, por ejemplo, hasta la superficie de la Tierra. Islandia y provincia de Afar (norte de Etiopía). A los arcos de la isla alrededor del borde occidental. océano Pacífico, al noreste del Océano Índico, frente al arco de las Antillas Menores y las Islas Sandwich del Sur en el Atlántico, y antes del inicio del margen continental activo en el Centro y Sudamerica, la corteza oceánica se dobla y su superficie se hunde a una profundidad de 9 a 10 km para adentrarse más en estas estructuras y formar frente a ellas dos fosas más largas y estrechas.
La corteza oceánica se forma en regiones tectónicas de los arrecifes oceánicos centrales debido a la separación del derretimiento que se produce debajo del basalto de la capa caliente (las capas astenosféricas de la Tierra) y la filtración a la superficie del fondo marino.
Cada año, en estas áreas, al menos 5,5-6 km3 de fusión basáltica se elevan desde la astenosfera, se vierten en el fondo marino y cristalizan, formando toda la segunda capa de la corteza oceánica (incluido el volumen de la capa de gabro implantada en la corteza de los derretimientos basálticos aumentan a 12 km3).
Estos magníficos procesos tectonomagmáticos, que se desarrollan constantemente bajo la cresta del océano medio, son incontrolables en tierra y van acompañados de una mayor sismicidad (Fig. 6).
Figura 6. Sismicidad de la Tierra; ubicación del terremoto
Barazangi, Dorman, 1968
En las regiones de rift, ubicadas en los arrecifes de las dorsales oceánicas, el fondo del océano se expande y se extiende.
Por lo tanto, todas estas zonas están marcadas por terremotos frecuentes, pero poco intensos, con el efecto predominante de interrumpir los mecanismos de movimiento. Por el contrario, bajo las curvas de las islas y los bordes activos de los continentes, es decir.
En áreas de subducción de paneles, suele haber más fuertes terremotos se generan por el predominio de mecanismos de compresión y corte. Según los datos de los terremotos, el hundimiento de la corteza oceánica y la litosfera se produce en la capa superior y la mesosfera a una profundidad de unos 600-700 km (Fig. 7). Según la misma tomografía, el hundimiento de las placas litosféricas oceánicas se rastreó hasta una profundidad de aproximadamente 1400-1500 km y, si es posible, más profundo, hasta la superficie del núcleo terrestre.
Figura 7. Estructura de la sección submarina de la placa en las Islas Kuriles:
1 - astenosfera; 2 - litosfera; 3 - cortezas oceánicas; 4-5 - capas sedimentarias-vulcanógenas; 6—sedimentos oceánicos; las isolíneas muestran actividad sísmica en unidades A10 (Fedotov et al., 1969); β es el aspecto de morbilidad de Wadati-Benif; α es el campo de visión de la región de deformación plástica.
Para el fondo del océano, existen anomalías de bandas magnéticas características y bastante contrastantes, que generalmente se ubican paralelas a la cresta en el medio de la dorsal del océano (Fig.
8). El origen de estas anomalías está relacionado con la posibilidad de magnetización de los basaltos del fondo del océano por enfriamiento por el campo magnético terrestre, asemejándose así la dirección de este campo durante su descarga sobre la superficie del fondo del océano.
Teniendo en cuenta que el campo geomagnético ha cambiado repetidamente su polaridad durante un largo período de tiempo, los científicos ingleses F. Vine y D. Matthews fueron los primeros en 1963 en identificar irregularidades individuales y sugerir que diferentes inclinaciones en medio del océano arrecife sobre estas anomalías simétricas con sus escudos. Como resultado, pudieron reconstruir las leyes básicas del movimiento de las placas en partes de la corteza oceánica en el Atlántico Norte y demostrar que el fondo del océano se extiende aproximadamente simétricamente a lo largo de los lados de la dorsal oceánica con una velocidad del orden de varios centímetros. por año.
Posteriormente, se llevaron a cabo estudios similares en todas las áreas del Océano Mundial, y esta imagen se confirmó en todas partes. Además, una comparación detallada de las anomalías magnéticas en el fondo del océano con una inversión de la geocronología de la magnetización de las rocas continentales, cuya edad se conocía por otras fuentes, contribuirá a la propagación de las perturbaciones de Osipovka por todo el Cenozoico. Mesozoico y luego posterior.
Por lo tanto, ha surgido un método paleomagnético nuevo y confiable para determinar la edad del fondo del océano.
Figura 8. Mapa de anomalías del campo magnético en la Cordillera de Reykjanes en el Atlántico Norte
(Heirtzler y otros, 1966).
Las anomalías positivas están marcadas en negro; AA: anomalía de la zona de ruptura cero.
El uso de este método llevó a la confirmación de ideas previamente expresadas sobre la juventud en el fondo marino: el paleomagnético recibe todo, sin excepción, que sólo los océanos y el cenozoico tardío (Fig.
9). Esta conclusión se confirmó posteriormente plenamente mediante perforaciones en aguas profundas en muchos puntos del fondo del océano. En este caso, la corta edad de las cavidades oceánicas (Atlántico, Índico y Ártico) coincide con el fondo de su edad, la era del antiguo Océano Pacífico, mucho más allá de su fondo. De hecho, la cuenca del Pacífico es al menos del Proterozoico tardío (quizás incluso antes) y las áreas más antiguas del fondo del océano tienen menos de 160 millones de años, mientras que la mayoría se crearon sólo en el Kenozoico, es decir.
menor de 67 millones de años.
Figura 9. Mapa del fondo del océano durante millones de años
Larson, Pitman y otros, 1985
El mecanismo de modernización de la “bicicleta” del fondo del océano con la inmersión constante de secciones de la antigua corteza oceánica y los sedimentos acumulados en ella en una capa debajo de los arcos de las islas explica por qué durante la vida de las represas oceánicas de la Tierra no hubo tiempo. para llenar los abismos.
De hecho, en la etapa actual de llenado de cuencas marinas destruidas con sedimentos terrestres de 2210 x 16 g de sedimento, el volumen total de estos pozos es de aproximadamente 1,3710 x 24 cm 3, será completamente bombardeado con aproximadamente 1,2 GA. Ahora podemos decir con confianza que los continentes y las cuencas oceánicas coexistieron hace unos 3.800 millones de años y que no hubo una recuperación significativa de sus depresiones en ese momento. Además, después de las operaciones de perforación en todos los océanos, ahora sabemos con certeza que no ha habido sedimentos en el fondo del océano durante más de 160-190 millones de años.
Sin embargo, esto sólo puede observarse en un caso: en el caso de un mecanismo eficaz de eliminación de sedimentos en el océano. Este mecanismo ahora se conoce como proceso de extensión de la lluvia, basado en arcos de islas y márgenes continentales activos en regiones de subducción donde estos sedimentos se derriten y reinvaden como intrusión granitoide en la corteza continental emergente en estas zonas.
Este proceso de desbordamiento de sedimentos terrígenos y de volver a unir su material a la corteza continental se llama reciclaje de sedimentos.
Corteza oceánica y continental
Hay dos tipos principales de corteza terrestre: oceánica y continental. También se distingue un tipo de transición de la corteza terrestre.
Corteza oceánica. El espesor de la corteza oceánica en la era geológica moderna oscila entre 5 y 10 km. Consta de las siguientes tres capas:
1) capa superior delgada de sedimentos marinos (espesor no superior a 1 km);
2) capa media de basalto (espesor de 1,0 a 2,5 km);
3) capa inferior de gabro (espesor de unos 5 km).
Corteza continental (continental). La corteza continental tiene una estructura más compleja y de mayor espesor que la corteza oceánica.
Su espesor promedio es de 35 a 45 km y en los países montañosos aumenta a 70 km. También consta de tres capas, pero se diferencia significativamente del océano:
1) capa inferior compuesta de basaltos (espesor de unos 20 km);
2) la capa media ocupa el espesor principal de la corteza continental y se denomina convencionalmente granito. Está compuesto principalmente por granitos y gneises. Esta capa no se extiende bajo los océanos;
3) la capa superior es sedimentaria.
Su espesor medio es de unos 3 km. En algunas zonas, la densidad de las precipitaciones alcanza los 10 km (por ejemplo, en las tierras bajas del Caspio). En algunas zonas de la Tierra no existe ninguna capa sedimentaria y una capa de granito sale a la superficie.
Estas áreas se denominan escudos (por ejemplo, escudo ucraniano, escudo báltico).
En los continentes, como resultado de la erosión de las rocas, se forma una formación geológica, llamada corteza de meteorización.
La capa de granito está separada de la capa de basalto. superficie de conrado , en el que la velocidad de las ondas sísmicas aumenta de 6,4 a 7,6 km/seg.
El límite entre la corteza terrestre y el manto (tanto en continentes como en océanos) corre a lo largo Superficie Mohorovicic (línea Moho). La velocidad de las ondas sísmicas aumenta bruscamente hasta 8 km/hora.
Además de los dos tipos principales, oceánicos y continentales, también existen zonas de tipo mixto (de transición).
En los bancos o plataformas continentales, la corteza tiene unos 25 km de espesor y en general es similar a la corteza continental.
Sin embargo, puede caerse una capa de basalto. En el este de Asia, en la región de los arcos insulares (islas Kuriles, islas Aleutianas, islas japonesas, etc.), la corteza terrestre es de tipo transicional. Por último, la corteza de las dorsales oceánicas es muy compleja y hasta ahora ha sido poco estudiada.
Aquí no existe el límite de Moho y el material del manto se eleva a lo largo de fallas hacia la corteza e incluso hasta su superficie.
El concepto de "corteza terrestre" debe distinguirse del concepto de "litosfera". El concepto de "litosfera" es más amplio que el de "corteza terrestre".
En la litosfera, la ciencia moderna incluye no sólo la corteza terrestre, sino también el manto superior hasta la astenosfera, es decir, hasta una profundidad de aproximadamente 100 km.
El concepto de isostasia. .
Un estudio de la distribución de la gravedad mostró que todas las partes de la corteza terrestre (continentes, países montañosos, llanuras) están en equilibrio sobre el manto superior. Esta posición equilibrada se llama isostasia (del latín isoc - par, estasis - posición). El equilibrio isostático se logra debido a que el espesor de la corteza terrestre es inversamente proporcional a su densidad.
La corteza oceánica pesada es más delgada que la corteza continental más ligera.
La isostasia no es, en esencia, ni siquiera un equilibrio, sino un deseo de equilibrio, continuamente perturbado y restablecido. Por ejemplo, el Escudo Báltico, tras el derretimiento del hielo continental de la glaciación del Pleistoceno, se eleva aproximadamente 1 metro por siglo.
La superficie de Finlandia aumenta constantemente debido al fondo marino. El territorio de los Países Bajos, por el contrario, está disminuyendo. La línea de equilibrio cero actualmente corre ligeramente al sur de la latitud 600 N. El San Petersburgo moderno es aproximadamente 1,5 m más alto que el San Petersburgo de la época de Pedro el Grande. Como muestran los datos de la investigación científica moderna, incluso el peso de las grandes ciudades es suficiente para que el territorio que se encuentra debajo de ellas fluctúe isostáticamente.
En consecuencia, la corteza terrestre en las zonas de las grandes ciudades es muy móvil. En general, el relieve de la corteza terrestre es una imagen especular de la superficie de Moho, la base de la corteza terrestre: las áreas elevadas corresponden a depresiones en el manto, las áreas más bajas corresponden a un nivel más alto de su límite superior. Así, bajo el Pamir la profundidad de la superficie de Moho es de 65 km, y en las tierras bajas del Caspio es de unos 30 km.
Propiedades térmicas de la corteza terrestre. .
Las fluctuaciones diarias de la temperatura del suelo se extienden hasta una profundidad de 1,0 a 1,5 m, y las fluctuaciones anuales en latitudes templadas en países con clima continental hasta una profundidad de 20 a 30 m. En la profundidad donde la influencia de las fluctuaciones anuales de temperatura debido al calentamiento de La superficie de la tierra por el sol cesa, hay una capa de temperatura constante del suelo.
Se llama capa isotérmica . Debajo de la capa isotérmica, en lo profundo de la Tierra, la temperatura aumenta, y esto es causado por el calor interno de las entrañas de la Tierra. El calor interno no participa en la formación de los climas, pero sirve como base energética para todos los procesos tectónicos.
El número de grados que aumenta la temperatura por cada 100 m de profundidad se llama gradiente geotérmico . La distancia en metros, cuando se baja, la temperatura aumenta en 10 ° C se llama etapa geotérmica .
El tamaño del paso geotérmico depende de la topografía, la conductividad térmica de las rocas, la proximidad de fuentes volcánicas, la circulación de agua subterránea, etc. En promedio, el paso geotérmico es de 33 m.
En zonas volcánicas, el paso geotérmico puede ser de sólo unos 5 m, pero en zonas geológicamente tranquilas (por ejemplo, en plataformas) puede alcanzar los 100 m.
TEMA 5. CONTINENTES Y OCÉANOS
Continentes y partes del mundo.
Dos tipos cualitativamente diferentes de corteza terrestre, continental y oceánica, corresponden a dos niveles principales del relieve planetario: la superficie de los continentes y el lecho de los océanos.
Principio estructural-tectónico de separación de continentes.
La diferencia fundamentalmente cualitativa entre la corteza continental y la oceánica, así como algunas diferencias significativas en la estructura del manto superior debajo de los continentes y océanos, nos obligan a distinguir los continentes no según su entorno aparente de océanos, sino según la estructura. principio tectónico.
El principio estructural-tectónico establece que, en primer lugar, el continente incluye una plataforma continental (plataforma) y un talud continental; en segundo lugar, en la base de cada continente existe un núcleo o plataforma antigua; en tercer lugar, cada bloque continental está isostáticamente equilibrado en el manto superior.
Desde el punto de vista del principio estructural-tectónico, un continente es un macizo de la corteza continental isostáticamente equilibrado, que tiene un núcleo estructural en forma de una plataforma antigua, a la que se unen estructuras plegadas más jóvenes.
En total, hay seis continentes en la Tierra: Eurasia, África, América del Norte, América del Sur, la Antártida y Australia.
Cada continente contiene una plataforma, y solo en la base de Eurasia hay seis: Europa del Este, Siberia, China, Tarim (China occidental, desierto de Taklamakan), Arabia e Indostán. Las plataformas árabe e hindú son partes de la antigua Gondwana, adyacente a Eurasia. Por tanto, Eurasia es un continente anómalo heterogéneo.
Los límites entre los continentes son bastante obvios.
La frontera entre América del Norte y América del Sur discurre a lo largo del Canal de Panamá. La frontera entre Eurasia y África se traza a lo largo del Canal de Suez. El estrecho de Bering separa Eurasia de América del Norte.
Dos filas de continentes . En la geografía moderna se distinguen las siguientes dos series de continentes:
Serie ecuatorial de continentes (África, Australia y América del Sur).
2. Serie de continentes del norte (Eurasia y América del Norte).
La Antártida, el continente más austral y más frío, queda fuera de estas filas.
La ubicación moderna de los continentes refleja la larga historia del desarrollo de la litosfera continental.
Los continentes del sur (África, América del Sur, Australia y la Antártida) son partes (“fragmentos”) del único megacontinente paleozoico Gondwana.
Los continentes del norte en ese momento estaban unidos en otro megacontinente: Laurasia. Entre Laurasia y Gondwana en el Paleozoico y Mesozoico existía un sistema de vastas cuencas marinas llamado Océano Tetis. El océano Tetis se extendía desde el norte de África, pasando por el sur de Europa, el Cáucaso, Asia occidental, el Himalaya hasta Indochina e Indonesia.
En el Neógeno (hace unos 20 millones de años), surgió un cinturón plegado alpino en el lugar de este geosinclinal.
De acuerdo a sus tallas grandes supercontinente Gondwana. Según la ley de isostasia, tenía una corteza gruesa (hasta 50 km), que se hundía profundamente en el manto. Debajo de ellos, en la astenosfera, las corrientes de convección eran especialmente intensas y la sustancia blanda del manto se movía activamente.
Esto condujo primero a la formación de una protuberancia en el centro del continente y luego a su división en bloques separados que, bajo la influencia de las mismas corrientes de convección, comenzaron a moverse horizontalmente. Como ha demostrado matemáticamente (L. Euler), el movimiento de un contorno en la superficie de una esfera siempre va acompañado de su rotación. En consecuencia, partes de Gondwana no sólo se movieron, sino que también se desplegaron en el espacio geográfico.
La primera desintegración de Gondwana se produjo en el límite Triásico-Jurásico (hace unos 190-195 millones de años).
hace años que); Afroamérica se separó. Luego, en el límite Jurásico-Cretácico (hace unos 135-140 millones de años), América del Sur se separó de África. En la frontera del Mesozoico y el Cenozoico (hace unos 65-70 millones de años)
hace años) El bloque Hindustan chocó con Asia y la Antártida se alejó de Australia. En la era geológica actual, la litosfera, según los neomovilistas, está dividida en seis bloques de placas que continúan en movimiento.
La desintegración de Gondwana explica con éxito la forma de los continentes, su similitud geológica, así como la historia de la vegetación y la fauna de los continentes del sur.
La historia de la división de Laurasia no se ha estudiado tan a fondo como la de Gondwana.
El concepto de partes del mundo. .
Además de la división de la tierra geológicamente determinada en continentes, también existe una división de la superficie de la tierra en partes separadas del mundo que se ha desarrollado en el proceso de desarrollo cultural e histórico de la humanidad. Hay seis partes del mundo en total: Europa, Asia, África, América, Australia y Oceanía, Antártida. En un continente de Eurasia hay dos partes del mundo (Europa y Asia), y dos continentes del hemisferio occidental (América del Norte y América del Sur) forman una parte del mundo: América.
La frontera entre Europa y Asia es muy arbitraria y se traza a lo largo de la línea divisoria de aguas de la cordillera de los Urales, el río Ural, la parte norte del Mar Caspio y la depresión de Kuma-Manych.
Las profundas fallas que separan Europa de Asia atraviesan los Urales y el Cáucaso.
Área de continentes y océanos. La superficie terrestre se calcula dentro de la costa moderna. Área de superficie globo es de aproximadamente 510,2 millones de km 2. Aproximadamente 361,06 millones de km 2 están ocupados por el Océano Mundial, lo que representa aproximadamente el 70,8% de la superficie total de la Tierra. En tierra hay aproximadamente 149,02 millones.
km 2, que es aproximadamente el 29,2% de la superficie de nuestro planeta.
Área de continentes modernos. caracterizado por los siguientes valores:
Eurasia – 53,45 km2, incluida Asia – 43,45 millones de km2, Europa – 10,0 millones de km2;
África: 30, 30 millones de km 2;
América del Norte: 24, 25 millones de km2;
América del Sur: 18,28 millones de km2;
Antártida: 13,97 millones de km2;
Australia: 7,70 millones
Australia con Oceanía - 8,89 km2.
Los océanos modernos tienen una superficie:
Océano Pacífico: 179,68 millones de km 2;
Océano Atlántico: 93,36 millones de km 2;
Océano Índico: 74,92 millones de km 2;
Océano Ártico: 13,10 millones de km2.
Entre los continentes del norte y del sur, de acuerdo con sus diferentes orígenes y desarrollo, existe una diferencia significativa en el área y el carácter de la superficie.
Las principales diferencias geográficas entre los continentes del norte y del sur son las siguientes:
1. Eurasia tiene un tamaño incomparable con otros continentes y concentra más del 30% de la masa terrestre del planeta.
2. Los continentes del norte tienen una superficie de plataforma importante. La plataforma es especialmente importante en el Océano Ártico y el Océano Atlántico, así como en los mares Amarillo, Chino y de Bering del Océano Pacífico. Los continentes del sur, a excepción de la continuación submarina de Australia en el mar de Arafura, casi carecen de plataforma.
3. La mayoría de los continentes del sur se encuentran sobre plataformas antiguas.
EN América del norte y Eurasia, las plataformas antiguas ocupan una parte más pequeña área total, y la mayor parte cae en los territorios formados por la orogenia Paleozoica y Mesozoica. En África, el 96% de su territorio se encuentra en zonas de plataformas y sólo el 4% en montañas de edad Paleozoica y Mesozoica. En Asia, sólo el 27% se encuentra en plataformas antiguas y el 77% en montañas de diversas edades.
4. La costa de los continentes meridionales, formada en su mayor parte por fisuras, es relativamente recta; Hay pocas penínsulas e islas continentales.
Los continentes del norte se caracterizan por ser excepcionalmente sinuosos. línea costera, una abundancia de islas, penínsulas, que a menudo se adentran en el océano.
Del área total, las islas y penínsulas representan alrededor del 39% en Europa, América del Norte - 25%, Asia - 24%, África - 2,1%, América del Sur - 1,1% y Australia (excluida Oceanía) - 1,1%.
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La estructura de la corteza continental en diferentes zonas.
Corteza continental o corteza continental es la corteza de los continentes, que está formada por capas sedimentarias, de granito y de basalto.
El espesor medio es de 35 a 45 km, el máximo es de hasta 75 km (bajo cadenas montañosas). Se contrasta con la corteza oceánica, que es diferente en estructura y composición. La corteza continental tiene una estructura de tres capas. La capa superior está representada por una capa discontinua de rocas sedimentarias, que está ampliamente desarrollada, pero rara vez tiene gran espesor. La mayor parte de la corteza está formada por la corteza superior, una capa compuesta principalmente por granitos y gneises de baja densidad y antigua en historia.
Las investigaciones muestran que la mayoría de estas rocas se formaron hace mucho tiempo, hace unos 3 mil millones de años. Debajo se encuentra la corteza inferior, que consta de rocas metamórficas: granulitas y similares.
5. Tipos de estructuras oceánicas. La superficie terrestre de los continentes constituye sólo un tercio de la superficie de la Tierra. La superficie ocupada por el Océano Mundial es de 361,1 ml cuadrados. km. Los márgenes submarinos de los continentes (mesetas de plataforma y talud continental) representan aproximadamente 1/5 de su superficie, los llamados.
zonas “de transición” (zanjas de aguas profundas, arcos de islas, mares marginales): aproximadamente 1/10 del área. La superficie restante (unos 250 millones de kilómetros cuadrados) está ocupada por llanuras oceánicas de aguas profundas, depresiones y elevaciones intraoceánicas que las separan. El fondo del océano difiere marcadamente en la naturaleza de la sismicidad. Es posible distinguir zonas con alta actividad sísmica y zonas asísmicas.
Las primeras son zonas extensas ocupadas por sistemas de dorsales oceánicas que se extienden a lo largo de todos los océanos. A veces estas zonas se llaman cinturones móviles oceánicos. Los cinturones móviles se caracterizan por un intenso vulcanismo (basaltos toleíticos), un mayor flujo de calor, una topografía muy disecada con sistemas de crestas longitudinales y transversales, trincheras, escarpas y una superficie del manto poco profunda.
Las áreas sísmicamente inactivas se expresan en relieve mediante grandes cuencas oceánicas, llanuras, mesetas, así como crestas submarinas, repisas limitadas tipo falla y levantamientos intraoceánicos en forma de oleaje, coronados por conos de volcanes activos y extintos. Dentro de las zonas del segundo tipo se encuentran mesetas submarinas y elevaciones con corteza de tipo continental (microcontinentes).
A diferencia de los cinturones oceánicos móviles, estas áreas, por analogía con las estructuras de los continentes, a veces se denominan talasocratones.
6. La estructura de la corteza oceánica en estructuras de diversos tipos. Las cuencas oceánicas, como las estructuras negativas más grandes en la superficie de la corteza terrestre, tienen una serie de características estructurales que les permiten contrastarlas con estructuras positivas (continentes) y compararlas entre sí.
Lo principal que une y distingue a todas las cuencas oceánicas es la posición baja de la corteza terrestre dentro de ellas y la ausencia de una capa geofísica metamórfica de granito característica de los continentes.
A lo largo de todas las cuencas oceánicas se extienden cinturones móviles: sistemas montañosos de dorsales oceánicas con un alto flujo de calor y una posición elevada de la capa del manto, que no es típica de los continentes. El sistema de dorsales oceánicas, el más largo de la superficie de la Tierra, penetra y conecta así todas las cuencas oceánicas, ocupando en ellas una posición central o marginal. También es característico que las estructuras tectónicas del fondo oceánico a menudo estén estrechamente relacionadas. a las estructuras de los continentes.
En primer lugar, estas conexiones se expresan en la presencia de fallas comunes, en las transiciones de los valles de rift de las dorsales oceánicas a rifts continentales (el Golfo de California y el Golfo de Adén), en presencia de grandes bloques sumergidos de continentales. La corteza en los océanos, así como las depresiones con corteza sin granito en los continentes, en las transiciones atrapan campos de continentes en la plataforma y el fondo del océano. La estructura interna de las cuencas oceánicas también es diferente. Según la posición de la zona de expansión moderna, se puede contrastar la fosa del Océano Atlántico con la posición media de la Cordillera del Atlántico Medio con todos los demás océanos en los que se encuentra el llamado.
la cresta mediana se desplaza hacia uno de los bordes. La estructura interna de la cuenca del Océano Índico es compleja. En la parte occidental se asemeja a la estructura del Océano Atlántico, en la parte oriental está más cerca de la región occidental del Océano Pacífico. Al comparar la estructura de la región occidental del Océano Pacífico con la parte oriental del Océano Índico, se observan ciertas similitudes: profundidad del fondo, edad de la corteza (cuencas del Océano Índico de Cocos y de Australia Occidental, cuenca del Pacífico Occidental).
En ambos océanos, estas partes están separadas del continente y de las depresiones de los mares marginales por sistemas de fosas profundas y arcos de islas. La conexión entre las márgenes activas de los océanos y las estructuras jóvenes plegadas de los continentes se observa en Central América, donde el Océano Atlántico está separado del Mar Caribe por una fosa profunda y un arco de islas.
La estrecha conexión de las trincheras de aguas profundas que separan las cuencas oceánicas de los macizos continentales con las estructuras de la corteza continental se puede ver en el ejemplo de la continuación norte de la trinchera de aguas profundas de Sunda, que desemboca en las profundidades de Pre-Arakán. .
Estructuras de los márgenes de los continentes (océanos) y tipos de corteza. 
8. Tipos de límites de bloques continentales y cuencas oceánicas. Las masas continentales y las cuencas oceánicas pueden tener dos tipos de límites: pasivos (Atlántico) y activos (Pacífico). El primer tipo se distribuye a lo largo de la mayor parte de los océanos Atlántico, Índico y Ártico. Este tipo se caracteriza por el hecho de que a través de un talud continental de diferente pendiente con un sistema de fallas escalonadas, repisas y un pie continental relativamente plano, se produce el cierre de los macizos continentales con la región de las llanuras abisales del fondo del océano.
En la zona de las estribaciones continentales se conocen sistemas de depresiones profundas, pero están suavizados por gruesas capas de sedimentos sueltos. El segundo tipo de márgenes se expresa a lo largo del borde del Océano Pacífico, a lo largo del borde nororiental del Océano Índico y en el borde del Océano Atlántico adyacente a Centroamérica. En estas zonas, entre los macizos continentales y las llanuras abisales del fondo oceánico, existe una zona de anchura variable con fosas marinas profundas, arcos de islas y depresiones de mares marginales.
Placas litosféricas y tipos de sus límites. Al estudiar la litosfera, que incluye la corteza terrestre y el manto superior, los geofísicos llegaron a la conclusión de que contiene sus propias heterogeneidades. En primer lugar, estas heterogeneidades de la litosfera se expresan por la presencia de zonas de franja con alto flujo de calor, alta sismicidad y vulcanismo moderno activo que atraviesa todo su espesor. Las áreas ubicadas entre dichas zonas de franja se denominan placas litosféricas y las zonas mismas se consideran los límites de las placas litosféricas.
En este caso, un tipo de límites se caracteriza por tensiones de tracción (los límites de la divergencia de las placas), otro tipo, por tensiones de compresión (los límites de la convergencia de las placas), y el tercero, por la tensión y la compresión que surgen durante los cortes.
El primer tipo de límites son límites divergentes (constructivos), que en la superficie corresponden a zonas de ruptura.
El segundo tipo de límites es la subducción (cuando los bloques oceánicos son empujados debajo de los continentales), la obducción (cuando los bloques oceánicos son empujados hacia los continentales) y la colisión (cuando los bloques continentales se mueven). En la superficie se expresan por trincheras de aguas profundas, depresiones marginales y zonas de grandes corrimientos, a menudo con ofiolitas (suturas).
El tercer tipo de límites (cortante) se denomina límites de transformación. También suele ir acompañado de cadenas intermitentes de cuencas de rift. Se distinguen varias placas litosféricas grandes y pequeñas. Las placas grandes incluyen la euroasiática, la africana, la indoaustraliana, la sudamericana, la norteamericana, la pacífica y la antártica.
Las placas pequeñas incluyen el Caribe, Escocia, Filipinas, Cocos, Nazca, Arabia, etc.
10. Rifting, spreading, subducción, obducción, colisión. El Rifting es el proceso de aparición y desarrollo de continentes y océanos en la corteza terrestre, zonas en forma de franjas de extensión horizontal a escala global.
En su parte superior frágil, se manifiesta en la formación de grietas expresadas en forma de grandes grabens lineales, cavidades de expansión y formas estructurales relacionadas, y su llenado con sedimentos y (o) productos de erupciones volcánicas, que generalmente acompañan a las grietas.
En la parte inferior, más calentada, de la corteza, las deformaciones frágiles durante el rifting son reemplazadas por un estiramiento plástico, lo que lleva a su adelgazamiento (formación de un “cuello”), y con un estiramiento particularmente intenso y prolongado, una ruptura completa de la continuidad de la corteza. corteza preexistente (continental u oceánica) y la formación de "gapping" de nueva corteza de tipo oceánico.
Este último proceso, llamado expansión, se desarrolló poderosamente a finales del Mesozoico y el Cenozoico dentro de los océanos modernos, y en menor (?) escala se manifestó periódicamente en algunas zonas de cinturones móviles más antiguos.
La subducción es el movimiento de placas litosféricas de la corteza oceánica y rocas del manto bajo los bordes de otras placas (según los conceptos de la Tectónica de Placas).
Acompañado por la aparición de zonas de terremotos profundos y la formación de arcos de islas volcánicas activas.
La obducción es el empuje de placas tectónicas compuestas de fragmentos de litosfera oceánica hacia el margen continental.
Como resultado, se forma un complejo de ofiolita. La obducción ocurre cuando algunos factores interrumpen la absorción normal de la corteza oceánica en el manto. Uno de los mecanismos de obducción es el levantamiento de la corteza oceánica hacia el margen continental cuando entra en la zona de subducción de una dorsal en medio del océano. La obducción es un fenómeno relativamente raro y ha ocurrido sólo periódicamente en la historia de la Tierra.
Algunos investigadores creen que hoy en día este proceso ocurre en la costa suroeste de América del Sur.
La colisión continental es la colisión de placas continentales, que siempre conduce al aplastamiento de la corteza y a la formación de cadenas montañosas. Un ejemplo de colisión es el cinturón montañoso alpino-himalaya, formado como resultado del cierre del océano de Tetis y la colisión con la placa euroasiática del Indostán y África. Como resultado, el espesor de la corteza aumenta significativamente; bajo el Himalaya alcanza los 70 km.
Se trata de una estructura inestable, sus lados están intensamente destruidos por la erosión superficial y tectónica. En la corteza con un espesor marcadamente aumentado, los granitos se funden a partir de rocas sedimentarias e ígneas metamorfoseadas.
Estructura y tipos de la corteza terrestre.
Todos los tipos de rocas que se encuentran por encima del límite de Moho participan en la estructura de la corteza terrestre. La proporción de diferentes tipos de rocas en la corteza terrestre varía según la topografía y la estructura de la Tierra. En el relieve de la Tierra, se distinguen continentes y océanos: estructuras de primer orden (planetario), significativamente diferentes entre sí en estructura geológica y naturaleza de desarrollo.
Dentro del continente, se distinguen estructuras de segundo orden: llanuras y estructuras montañosas; en los océanos: márgenes continentales submarinos, lechos, fosas marinas profundas y dorsales en medio del océano. El relieve de la superficie de la Tierra está dominado por dos niveles: llanuras y mesetas continentales (alturas inferiores a 1000 m, que ocupan más del 70% de la superficie terrestre) y espacios planos y relativamente nivelados del fondo del océano mundial, ubicados a profundidades de 4 -6 km bajo el nivel del agua.
Inicialmente, se distinguieron dos tipos principales de corteza terrestre: continental y oceánico, luego se asignaron dos más - subcontinental y suboceánico, característico de las zonas de transición continental-oceánica y marginal y mares interiores.
CORTEZA CONTINENTAL consta de tres capas.
Primero- superior, representado por rocas sedimentarias con un espesor de 0 a 5 (10) km dentro de las plataformas, hasta 15-20 km en depresiones tectónicas de estructuras montañosas. Segundo- El granito-gneis o granito-metamórfico está compuesto en un 50% por granitos, y en un 40% por gneises y otras rocas metamorfoseadas. El espesor en las llanuras es de 15 a 20 km, en las estructuras montañosas de hasta 20 a 25 km. Tercero— granulita-máfica (máfica es la roca principal, la granulita es una roca metamórfica de textura similar a un gneis con un alto grado de metamorfismo (granulita)).
El espesor es de 10 a 20 km dentro de las plataformas y de hasta 25 a 35 km en estructuras montañosas. El espesor de la corteza continental dentro de las plataformas es de 35 a 40 km, en estructuras montañosas jóvenes de 55 a 70 km, máximo bajo el Himalaya y los Andes de 70 a 75 km. El límite entre las capas de granito-metamórfico y granulita-máfica se llama sección de Conrad. Los datos de sondeos sísmicos profundos mostraron que la superficie de Conrad sólo se registra en determinados lugares.
La investigación realizada por N.I. Pavlenkova y otros especialistas, los datos de perforación del pozo superprofundo de Kola mostraron que la corteza continental tiene una estructura más compleja que la presentada anteriormente, y la interpretación de los datos obtenidos por diferentes autores es ambigua.
Corteza oceánica. Según datos modernos, la corteza oceánica tiene una estructura de tres capas. Su espesor es de 5 a 12 km, en promedio 6-7 km.
Se diferencia de la corteza continental por la ausencia de una capa de granito-gneis. Primero Capa (superior) de sedimentos marinos sueltos cuyo espesor varía desde unos pocos cientos de metros hasta 1 km. Segundo, ubicado debajo, está compuesto por basaltos con capas intermedias de rocas carbonatadas y silíceas.
Espesor de 1 a 3 km. Tercero, inferior, aún no ha sido perforado. Según datos de dragado, está compuesto por rocas ígneas básicas como el gabro y rocas parcialmente ultrabásicas (piroxenitas). Espesor de 3,5 a 5 km.
SUBOCÉANO TIPO DE CORTEZA TIERRA confinado a las cuencas de aguas profundas de los mares marginales e interiores (cuenca sur del Caspio, Negro, Mediterráneo, Okhotsk, Japonés, etc.).
Su estructura es similar a la del océano, pero se diferencia en el mayor espesor de la capa sedimentaria: de 4 a 10 km, en algunos lugares de hasta 15 a 20 km. Una estructura similar de la corteza es característica de algunas depresiones profundas de la tierra: la parte central de las tierras bajas del Caspio.
TIPO SUBCONTINENTAL DE CORTEZA TERRESTRE característico de arcos insulares (Aleutianas, Kuriles, etc.) y márgenes pasivos de tipo atlántico, donde la capa de granito-gneis se aprieta dentro del talud continental.
Su estructura es similar a la del continente, pero es menos gruesa: 20-30 km.
Composición y estado de la materia en el manto y el núcleo de la Tierra.
Se dispone de datos indirectos, más o menos fiables, sobre la composición de la capa EN(capa de Gutenberg).
Estos son: 1) el afloramiento de rocas ígneas ultrabásicas intrusivas (peridotitas) a la superficie, 2) la composición de las rocas que llenan los tubos diamantíferos, en las que, junto a las peridotitas que contienen granates, se encuentran eclogitas, rocas similares altamente metamorfoseadas. en composición al gabro, pero con una densidad de 3,35-4,2 g/cm3, este último sólo podía formarse bajo alta presión. Según el estudio de cuerpos intrusivos y estudio experimental se supone que la capa EN Está formado principalmente por rocas ultramáficas como peridotitas con granates.
Esta raza fue nombrada por A.E. Ringwood en 1962. pirolita.
Estado de la materia en la capa. EN
en capa EN utilizando el método sísmico, una capa de rocas menos densas y aparentemente blandas, llamada astenosfera(Griego
“asthenos” - débil) o guía de ondas. En él disminuye la velocidad de las ondas sísmicas, especialmente las transversales. El estado de la materia en la astenosfera es menos viscoso, más plástico en relación con las capas superiores e inferiores. La capa suprastenosférica sólida del manto superior junto con la corteza terrestre se llama litosfera(del griego “lithos” - piedra).
Los movimientos horizontales de las placas litosféricas están asociados a esta capa. La profundidad de la astenosfera debajo de los continentes y océanos varía. Las investigaciones de las últimas décadas han mostrado una imagen más compleja que antes de la distribución de la astenosfera bajo los continentes y los océanos.
Debajo de las fisuras de las dorsales oceánicas, la capa astenosférica se encuentra en algunos lugares a una profundidad de 2 a 3 km de la superficie. Dentro de los escudos (Báltico, Ucrania, etc.), la astenosfera no fue detectada mediante métodos sísmicos a una profundidad de 200-250 km. Algunos investigadores creen que la capa astenosférica es discontinua, en forma de astenolenses. Sin embargo, existe evidencia indirecta de la presencia de astenosfera debajo de los escudos de la plataforma.
Se sabe que los escudos del Báltico y Canadá sufrieron poderosas glaciaciones cuaternarias. Bajo el peso del hielo, los escudos se hundieron (como ahora la Antártida y Groenlandia). Después del derretimiento de los glaciares y la eliminación de la carga, se produjo un rápido aumento de los escudos en un período de tiempo relativamente corto: la nivelación del equilibrio alterado.
Aquí se manifiesta el fenómeno de la isostasia (del griego “izos” - igual, “statis” - estado), un estado de equilibrio de las masas de la corteza y el manto terrestres.
Según V. E. Khain, la astenosfera bajo los escudos se encuentra a más de 200-250 km de profundidad y su viscosidad aumenta, por lo que es más difícil de detectar con los métodos existentes.
Se obtuvieron datos sobre la heterogeneidad vertical de la astenosfera. La profundidad de la base de la astenosfera se estima de forma ambigua. Algunos investigadores creen que desciende a profundidades de 300 a 400 km, otros que cubre parte de la capa C. Teniendo en cuenta la actividad endógena de la litosfera y el manto superior, el concepto tectonosfera. La tectonosfera incluye la corteza terrestre y el manto superior hasta profundidades de 700 km (donde se registran los focos sísmicos más profundos).
Composición y estado de la materia en capas. C y D
La temperatura y la presión aumentan con la profundidad y la sustancia se transforma en modificaciones más densas.
A profundidades de más de 400 (500) km, el olivino y otros minerales adquieren la estructura. espinelas, cuya densidad aumenta un 11% en relación con el olivino. A una profundidad de 700-1000 km, se produce una compactación aún mayor y la estructura de la espinela adquiere una modificación más densa. perovskita. Hay un cambio secuencial de fases minerales:
pirolita a una profundidad de 400(420) km,
espinela a una profundidad de 670-700 km,
perovskita a una profundidad de 2900 km.
Existe otra opinión sobre la composición y estado de las capas. CON Y D.
Se supone que los silicatos de hierro y magnesio se descomponen en óxidos densamente empaquetados.
El núcleo de la Tierra
La cuestión es compleja y controvertida. Una fuerte caída de las ondas P de 13,6 km/s en la base de la capa D a 8-8,1 km/s en el núcleo exterior, y las ondas S se extinguen por completo. El núcleo externo es líquido y no tiene la resistencia al corte de un sólido. El núcleo interno parece sólido. Según datos modernos, la densidad del núcleo es un 10% menor que la de una aleación de hierro y níquel.
Muchos investigadores creen que el núcleo de la Tierra está formado por hierro mezclado con níquel y azufre y posiblemente silicio u oxígeno.
Características físicas de la Tierra.
Densidad
La densidad media de la Tierra es de 5,52 g/cm3.
La densidad media de las rocas es de 2,8 g/cm3 (2,65 según Palmer). Debajo del límite de Moho la densidad es de 3,3-3,4 g/cm3, a una profundidad de 2900 km - 5,6-5,7 g/cm3, en el límite superior del núcleo 9,7-10,0 g/cm3, en el centro de la Tierra - 12,5 -13 g/cm3.
La densidad de la litosfera continental es de 3-3,1 g/cm3. La densidad de la astenosfera es de 3,22 g/cm3. La densidad de la litosfera oceánica es de 3,3 g/cm3.
Régimen térmico de la Tierra.
Hay dos fuentes de calor de la Tierra: 1.
recibido del Sol, 2. llevado desde el interior a la superficie de la Tierra. El calentamiento solar se extiende hasta una profundidad de no más de 28-30 m, y en algunos lugares hasta unos pocos metros.
A cierta profundidad de la superficie hay cinturón constante temperatura, en la que la temperatura es igual a la temperatura media anual de un área determinada. (Moscú -20 m - +4,20, París - 28 m - +11,830). Por debajo de la zona de temperatura constante, hay un aumento gradual de la temperatura con la profundidad, asociado con el flujo de calor profundo. El aumento de temperatura con la profundidad en grados Celsius por unidad de longitud se llama gradiente geotérmico, y el intervalo de profundidad en metros en el que la temperatura aumenta en 10 se llama etapa geotérmica. El gradiente y el paso geotérmico son diferentes en diferentes lugares del mundo.
Según B. Gutenberg, los límites de las fluctuaciones difieren más de 25 veces. Esto indica una actividad endógena diferente de la corteza terrestre, una conductividad térmica diferente de las rocas. El mayor gradiente geotérmico se observa en el estado de Oregón (EE. UU.), igual a 1500 por 1 km, el más pequeño, 60 por 1 km, en Sudáfrica.
Durante mucho tiempo se ha supuesto que el valor medio del gradiente geotérmico es de 300 por 1 km y que el paso geotérmico correspondiente es de 33 m.
Según V.N. Zharkov, cerca de la superficie de la Tierra el gradiente geotérmico se estima en 200 por 1 km.
Si tenemos en cuenta ambos valores, a una profundidad de 100 km la temperatura es de 30.000 o 20.000 C. Esto no se corresponde con los datos reales. La lava que fluye de las cámaras de magma a estas profundidades tiene una temperatura máxima de 1200-12500 C. Varios autores, teniendo en cuenta este tipo de termómetro, creen que a una profundidad de 100 km la temperatura no supera los 1300-15000 C. Con más altas temperaturas las rocas del manto se derretirían por completo y las ondas S no las atravesarían.
Por lo tanto, el gradiente geotérmico promedio se puede rastrear hasta una profundidad de 20 a 30 km, y a mayor profundidad debería disminuir. Pero el cambio de temperatura con la profundidad es desigual. Por ejemplo: Kola bien. Calculamos un gradiente geotérmico de 100 por 1 km. Tal gradiente se encontraba a una profundidad de 3 km, a una profundidad de 7 km - 1200 C, a 10 km - 1800 C, a 12 km - 2200 C. Se obtuvieron datos más o menos fiables sobre la temperatura para la base del capa EN — 1600 + 500 C.
Pregunta sobre el cambio de temperatura debajo de la capa. EN no resuelto.
Se supone que la temperatura en el núcleo de la Tierra está en el rango de 4000-50000 C.
El campo gravitacional de la Tierra
La gravedad, o la fuerza de la gravedad, es siempre perpendicular a la superficie del geoide.
La distribución de la gravedad en los continentes y en las zonas oceánicas no es la misma en ninguna latitud. Las mediciones gravimétricas del valor absoluto de la gravedad permiten identificar anomalías gravimétricas: áreas de gravedad creciente o decreciente.
Un aumento de la gravedad indica una sustancia más densa, una disminución indica la aparición de masas menos densas. La magnitud de la aceleración debida a la gravedad varía. En la superficie, en promedio, 982 cm/s2 (en el ecuador 978 cm/s2, en el polo 983 cm/s2), con la profundidad primero aumenta y luego disminuye rápidamente. En el límite con el núcleo exterior 1037 cm/s2, en el núcleo disminuye, en la capa F alcanza 452 cm/s2, a una profundidad de 6000 km - 126 cm/s2, en el centro hasta cero.
Magnetismo
La Tierra es un imán gigante con un campo de fuerza a su alrededor.
El campo geomagnético es dipolo, los polos magnéticos de la Tierra no coinciden con los geográficos. El ángulo entre el eje magnético y el eje de rotación es de aproximadamente 11,50.
Se hace una distinción entre declinación magnética e inclinación magnética. La declinación magnética está determinada por el ángulo de desviación de la aguja de la brújula magnética respecto del meridiano geográfico. La declinación puede ser occidental u oriental. La declinación oriental se suma al valor de medición y la declinación occidental se resta. Las líneas que conectan puntos en el mapa con la misma declinación se llaman zogonami (griego.
“izos” - igual y “gonia” - ángulo). La inclinación magnética se define como el ángulo entre la aguja magnética y el plano horizontal. Una aguja magnética, suspendida sobre un eje horizontal, es atraída por los polos magnéticos de la Tierra, por lo que no se instala paralela al horizonte, formando con él un ángulo mayor o menor. En el hemisferio norte, el extremo norte de la flecha se mueve hacia abajo y en el hemisferio sur, viceversa. El ángulo máximo de inclinación de la aguja magnética (900) será en el polo magnético, alcanza el valor cero en la zona cercana al ecuador geográfico.
Las líneas que conectan puntos en el mapa con la misma inclinación se llaman isoclinas (del griego “klino” - inclino). La línea de inclinación cero de la aguja magnética se llama ecuador magnético.
El ecuador magnético no coincide con el ecuador geográfico.
El campo magnético se caracteriza por una tensión que aumenta desde el ecuador magnético (31,8 A/m) hasta los polos magnéticos (55,7 A/m). El origen del campo magnético constante de la Tierra está asociado con la acción. sistema complejo Corrientes eléctricas que surgen durante la rotación de la Tierra y acompañan a la convección (movimiento) turbulenta en el núcleo externo líquido.
El campo magnético terrestre influye en la orientación de los minerales ferromagnéticos de las rocas (magnetita, hematita y otros), que, durante el proceso de solidificación del magma o acumulación en rocas sedimentarias, adquieren la orientación del campo magnético terrestre existente en ese momento. Los estudios de la magnetización remanente de las rocas han demostrado que el campo magnético de la Tierra ha cambiado repetidamente a lo largo de la historia geológica: el polo norte se convirtió en el sur y el polo sur en el norte, es decir.
Se produjo n e r s i (rotación). La escala de inversión magnética se utiliza para subdividir y comparar estratos de rocas y determinar la edad del fondo del océano.
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La corteza oceánica es primitiva en su composición y, en esencia, representa la capa superior diferenciada del manto, cubierta por una fina capa de sedimentos pelágicos. La corteza oceánica suele estar dividida en tres capas, la primera de las cuales (superior) es sedimentaria.
En la base de la capa sedimentaria suelen encontrarse sedimentos delgados que contienen metales y que no son consistentes a lo largo del rumbo, con predominio de óxidos de hierro. La parte inferior de la capa sedimentaria suele estar compuesta por sedimentos carbonatados depositados a profundidades inferiores a 4-4,5 km. A grandes profundidades, los sedimentos carbonatados, por regla general, no se depositan, ya que las conchas microscópicas de los organismos unicelulares que los componen (foraminíferos y cocolitofáridos) se disuelven fácilmente en agua de mar a presiones superiores a 400-450 atm. Por esta razón, en las depresiones oceánicas a profundidades superiores a 4-4,5 km, la parte superior de la capa sedimentaria está compuesta principalmente únicamente por sedimentos libres de carbonatos: arcillas rojas de aguas profundas y limos silíceos. Cerca de los arcos insulares y las islas volcánicas, a menudo se encuentran lentes y capas de depósitos volcánicos en la sección de estratos sedimentarios, y también se encuentran sedimentos terrígenos cerca de los deltas de grandes ríos. En los océanos abiertos, el espesor de la capa de sedimentos aumenta desde las crestas de las dorsales oceánicas, donde casi no hay precipitaciones, hasta sus partes periféricas. El espesor medio de los sedimentos es pequeño y, según A.P. Lisitsyn, cercano a los 0,5 km, pero cerca de las márgenes continentales de tipo atlántico y en zonas de grandes deltas fluviales aumenta a 10-12 km. Esto se debe a que casi todo el material terrígeno transportado desde la tierra, gracias a los procesos de sedimentación por avalanchas, se deposita en las zonas costeras de los océanos y en los taludes continentales de los continentes.
La segunda capa, o basáltica, de corteza oceánica en la parte superior está compuesta por lavas basálticas de composición toleítica (Fig. 5). Al hacer erupción bajo el agua, estas lavas adquieren formas elegantes tubos corrugados y almohadas, por eso se les llama lavas almohadas. Debajo se encuentran los diques de dolerita de la misma composición toleítica, que son antiguos canales de suministro a través de los cuales el magma basáltico en las zonas de rift fluía hacia la superficie del fondo del océano. La capa basáltica de la corteza oceánica está expuesta en muchos lugares del fondo del océano adyacentes a las crestas de las dorsales oceánicas y las fallas transformadoras que las adornan. Esta capa se estudió en detalle tanto mediante métodos tradicionales de estudio del fondo del océano (dragado, muestreo con tubos de suelo, fotografía) como con la ayuda de vehículos tripulados submarinos, lo que permitió a los geólogos observar la estructura geológica de los objetos en estudio y realizar Muestreo dirigido de rocas. Además, durante los últimos 20 años, la superficie de la capa de basalto y sus capas superiores han sido perforadas por numerosos agujeros de perforación en aguas profundas, uno de los cuales incluso atravesó la capa de lava almohadillada y entró en las doleritas del complejo de diques. El espesor total de la capa basáltica, o segunda, de la corteza oceánica, a juzgar por los datos sísmicos, alcanza los 1,5, a veces 2 km.
Figura 5. Estructura de la zona del rift y corteza oceánica:
1 - nivel del océano; 2—precipitación; 3—lavas basálticas tipo almohada (capa 2a); 4—complejo de diques, doleritas (capa 2b); 5 - gabro; complejo de 6 capas; 7 - serpentinitas; 8—lherzolitas de placas litosféricas; 9 - astenosfera; 10—isoterma 500 °C (comienzo de la serpentinización).
Los frecuentes hallazgos de inclusiones gabrotoleíticas dentro de grandes fallas transformantes indican que la corteza oceánica también incluye estas rocas densas y cristalinas gruesas. La estructura de las cubiertas de ofiolita en los cinturones plegados de la Tierra, como se sabe, son fragmentos de la antigua corteza oceánica, depositados en estos cinturones en los antiguos bordes de los continentes. Por lo tanto, podemos concluir que el complejo de diques en la corteza oceánica moderna (así como en las capas de ofiolitas) está sustentado por una capa de gabro, que constituye la parte superior de la tercera capa de la corteza oceánica (capa 3a). A cierta distancia de las crestas de las dorsales oceánicas, a juzgar por los datos sísmicos, también se puede rastrear la parte inferior de esta capa de la corteza terrestre. Numerosos hallazgos en grandes fallas transformantes de serpentinitas, correspondientes en composición a peridotitas hidratadas y complejos de ofiolitas similares en estructura a las serpentinitas, sugieren que la parte inferior de la corteza oceánica también está compuesta de serpentinitas. Según datos sísmicos, el espesor de la capa de gabro-serpentinita (tercera) de la corteza oceánica alcanza los 4,5-5 km. Debajo de las crestas de las dorsales oceánicas, el espesor de la corteza oceánica suele reducirse a 3-4 e incluso 2-2,5 km directamente debajo de los valles del rift.
El espesor total de la corteza oceánica sin la capa sedimentaria alcanza, por tanto, entre 6,5 y 7 km. Abajo, la corteza oceánica está sustentada por rocas cristalinas del manto superior, que forman las secciones subcortales de las placas litosféricas. Debajo de las crestas de las dorsales oceánicas, la corteza oceánica se encuentra directamente encima de bolsas de basalto fundido liberado del manto caliente (de la astenosfera).
El área de la corteza oceánica es aproximadamente igual a 3,0610 × 18 cm 2 (306 millones de km 2), la densidad media de la corteza oceánica (sin precipitaciones) es cercana a los 2,9 g/cm 3, por lo tanto, la masa de la La corteza oceánica consolidada se puede estimar en (5,8 -6,2)x10 24 g. El volumen y la masa de la capa sedimentaria en las cuencas profundas del océano mundial, según A.P. Lisitsyn, es respectivamente de 133 millones de km 3 y aproximadamente 0,1 × 10 24 g El volumen de sedimento concentrado en las plataformas y taludes continentales es algo mayor: unos 190 millones de km 3, que en términos de masa (teniendo en cuenta la compactación de los sedimentos) es de aproximadamente (0,4-0,45) 10 24 g.
El fondo del océano, que es la superficie de la corteza oceánica, tiene una topografía característica. En las cuencas abisales, el fondo del océano se encuentra a profundidades de aproximadamente 66,5 km, mientras que en las crestas de las dorsales oceánicas, a veces divididas por escarpadas gargantas y valles de rift, las profundidades del océano disminuyen a 2-2,5 km. En algunos lugares, el fondo del océano llega a la superficie de la Tierra, por ejemplo, en una isla. Islandia y en la provincia de Afar (norte de Etiopía). Frente a los arcos de islas que rodean la periferia occidental del Océano Pacífico, el Océano Índico nororiental, frente al arco de las Antillas Menores y las Islas Sandwich del Sur en el Atlántico, así como frente al margen continental activo en Central y En América del Sur, la corteza oceánica se curva y su superficie se hunde a profundidades de hasta 9 a 10 km, hundiéndose más bajo estas estructuras y formando frente a ellas estrechas y extendidas fosas en las profundidades marinas.
La corteza oceánica se forma en las zonas de rift de las dorsales oceánicas debido a la separación de los derretimientos basálticos del manto caliente (de la capa astenosférica de la Tierra) que ocurre debajo de ellas y su vertido sobre la superficie del fondo del océano. Cada año, en estas zonas, al menos 5,5-6 km 3 de derretimiento basáltico se elevan desde la astenosfera, se vierten en el fondo del océano y cristalizan, formando toda la segunda capa de la corteza oceánica (teniendo en cuenta la capa de gabro, el volumen de Los derretimientos basálticos introducidos en la corteza aumentan a 12 km 3) . Estos enormes procesos tectonomagmáticos, que se desarrollan constantemente bajo las crestas de las dorsales oceánicas, no tienen igual en tierra y van acompañados de una mayor sismicidad (Fig. 6).
Figura 6. Sismicidad de la Tierra; colocación del terremoto
Barazangi, Dorman, 1968
En las zonas de rift ubicadas en las crestas de las dorsales oceánicas, se produce un estiramiento y expansión del fondo del océano. Por lo tanto, todas estas zonas están marcadas por terremotos frecuentes pero de foco superficial con predominio de mecanismos de desplazamiento de ruptura.
Por el contrario, bajo arcos de islas y márgenes continentales activos, es decir, En las zonas de subempuje de placas, generalmente ocurren terremotos más fuertes con predominio de mecanismos de compresión y cizallamiento. Según los datos sísmicos, el hundimiento de la corteza oceánica y la litosfera se puede rastrear en el manto superior y la mesosfera hasta profundidades de unos 600-700 km (Fig. 7). Según los datos de la tomografía, el hundimiento de las placas litosféricas oceánicas se ha rastreado hasta profundidades de aproximadamente 1400-1500 km y, posiblemente, más profundas, hasta la superficie del núcleo terrestre.
Figura 7. La estructura de la zona de subempuje de placas en el área de las Islas Kuriles:
1 - astenosfera; 2 - litosfera; 3 - corteza oceánica; 4-5—estratos sedimentarios-volcanógenos; 6—sedimentos oceánicos; las isolíneas muestran actividad sísmica en unidades A 10 (Fedotov et al., 1969); β es el ángulo de incidencia de la zona Wadati-Benief; α es el ángulo de incidencia de la zona de deformación plástica.
El fondo del océano se caracteriza por anomalías magnéticas en bandas características y bastante contrastantes, generalmente ubicadas paralelas a las crestas de las dorsales en medio del océano (Fig. 8). El origen de estas anomalías está asociado a la capacidad de los basaltos del fondo del océano, cuando se enfrían, de ser magnetizados por el campo magnético de la Tierra, recordando así la dirección de este campo en el momento de su vertido a la superficie del fondo del océano. . Teniendo en cuenta ahora que el campo geomagnético ha cambiado repetidamente su polaridad a lo largo del tiempo, los científicos ingleses F. Vine y D. Matthews, allá por 1963, fueron los primeros en fechar anomalías individuales y demostrar que en diferentes vertientes de las dorsales oceánicas estas las anomalías resultan ser aproximadamente simétricas en relación con sus crestas. Como resultado, pudieron reconstruir los patrones básicos de los movimientos de las placas en áreas individuales de la corteza oceánica en el Atlántico Norte y demostrar que el fondo del océano se aleja aproximadamente simétricamente de las crestas de las dorsales oceánicas a velocidades del del orden de varios centímetros por año. Posteriormente, se llevaron a cabo estudios similares en todas las áreas del Océano Mundial y en todas partes se confirmó este patrón. Además, una comparación detallada de las anomalías magnéticas del fondo del océano con la geocronología de la inversión de la magnetización de las rocas continentales, cuya edad se conocía a partir de otros datos, permitió extender la datación de las anomalías a todo el Cenozoico y luego a el Mesozoico tardío. Como resultado, se creó un método paleomagnético nuevo y confiable para determinar la edad del fondo del océano.
Figura 8. Mapa de anomalías del campo magnético en la zona del submarino Reykjanes Ridge en el Atlántico Norte
(Heirtzler y otros, 1966). Las anomalías positivas se indican en negro; AA: anomalía cero de la zona de rift.
El uso de este método llevó a la confirmación de ideas previamente expresadas sobre la juventud comparativa del fondo del océano: la edad paleomagnética de todos los océanos sin excepción resultó ser solo Cenozoica y Mesozoica Tardía (Fig. 9). Posteriormente, esta conclusión fue confirmada brillantemente mediante perforaciones en aguas profundas en muchos puntos del fondo del océano.
Resultó que la edad de las cuencas de los océanos jóvenes (Atlántico, Índico y Ártico) coincide con la edad de su fondo, mientras que la edad del antiguo Océano Pacífico supera significativamente la edad de su fondo. De hecho, la cuenca del Océano Pacífico existe al menos desde finales del Proterozoico (quizás antes), y la edad de las secciones más antiguas del fondo de este océano no supera los 160 millones de años, mientras que la mayor parte se formó solo en el Cenozoico. , es decir. menor de 67 millones de años.
Figura 9. Mapa de la edad del fondo del océano en millones de años.
de Larson, Pitman et al., 1985
El mecanismo "transportador" de renovación del fondo del océano con la inmersión constante de secciones más antiguas de la corteza oceánica y los sedimentos acumulados en ella en el manto debajo de los arcos insulares explica por qué, durante la vida de la Tierra, las cuencas oceánicas nunca tuvieron tiempo de ser lleno de sedimentos. De hecho, al ritmo actual de llenado de las cuencas oceánicas con sedimentos terrígenos transportados desde la tierra, 2.210 × 16 g/año, el volumen total de estas cuencas, aproximadamente igual a 1.3710 × 24 cm 3, se llenaría por completo en aproximadamente 1.200 millones de años. Ahora podemos decir con gran seguridad que los continentes y las cuencas oceánicas han existido juntos durante unos 3.800 millones de años y durante este tiempo no se ha producido ningún llenado significativo de sus depresiones. Además, después de perforar en todos los océanos, ahora sabemos con certeza que no hay sedimentos en el fondo del océano que tengan más de 160-190 millones de años. Pero esto sólo puede observarse en un caso: si existe un mecanismo eficaz para eliminar los sedimentos de los océanos. Este mecanismo, como se sabe ahora, es el proceso por el cual los sedimentos son arrastrados bajo arcos de islas y márgenes continentales activos en zonas de subducción de placas, donde estos sedimentos se derriten y se vuelven a unir en forma de intrusiones granitoides a la corteza continental que se forma en estas zonas. Este proceso de derretir sedimentos terrígenos y volver a unir su material a la corteza continental se llama reciclaje de sedimentos.
Concepto de corteza terrestre.
la corteza terrestre
3) la capa superior es sedimentaria. Su espesor medio es de unos 3 km. En algunas zonas, la densidad de las precipitaciones alcanza los 10 km (por ejemplo, en las tierras bajas del Caspio). En algunas zonas de la Tierra no existe ninguna capa sedimentaria y una capa de granito sale a la superficie.
Estas áreas se denominan escudos (por ejemplo, escudo ucraniano, escudo báltico).
corteza de meteorización.
superficie de conrado
En los bancos o plataformas continentales, la corteza tiene unos 25 km de espesor y en general es similar a la corteza continental. Sin embargo, puede caerse una capa de basalto. En el este de Asia, en la región de los arcos insulares (islas Kuriles, islas Aleutianas, islas japonesas, etc.), la corteza terrestre es de tipo transicional. Por último, la corteza de las dorsales oceánicas es muy compleja y hasta ahora ha sido poco estudiada.
Aquí no existe el límite de Moho y el material del manto se eleva a lo largo de fallas hacia la corteza e incluso hasta su superficie.
El concepto de isostasia.
capa isotérmica
gradiente geotérmico etapa geotérmica
Lea también:
La capa terrestre incluye la corteza terrestre y la parte superior del manto.
La superficie de la corteza terrestre tiene grandes irregularidades, las principales de las cuales son las protuberancias de los continentes y sus depresiones: enormes depresiones oceánicas. La existencia y posición relativa de continentes y cuencas oceánicas está asociada con diferencias en la estructura de la corteza terrestre.
corteza continental. Se compone de varias capas. La cima es una capa de rocas sedimentarias. El espesor de esta capa es de hasta 10-15 km. Debajo se encuentra una capa de granito. Las rocas que lo componen son similares en sus propiedades físicas al granito. El espesor de esta capa es de 5 a 15 km. Debajo de la capa de granito hay una capa de basalto, formada por basalto y rocas cuyas propiedades físicas se parecen al basalto. El espesor de esta capa es de 10 km a 35 km. Así, el espesor total de la corteza continental alcanza los 30-70 km.
corteza oceánica. Se diferencia de la corteza continental en que no tiene capa de granito o es muy fina, por lo que el espesor de la corteza oceánica es de sólo 6-15 km.
Para determinar la composición química de la corteza terrestre, solo se dispone de sus partes superiores, a una profundidad de no más de 15 a 20 km. El 97,2% de la composición total de la corteza terrestre está formada por: oxígeno - 49,13%, aluminio - 7,45%, calcio - 3,25%, silicio - 26%, hierro - 4,2%, potasio - 2,35%, magnesio - 2,35%, sodio - 2,24%.
Otros elementos de la tabla periódica representan desde décimas hasta centésimas de porcentaje.
La mayoría de los científicos creen que la corteza de tipo oceánico apareció por primera vez en nuestro planeta.
Bajo la influencia de los procesos que ocurren dentro de la Tierra, se formaron pliegues, es decir, áreas montañosas, en la corteza terrestre. El espesor de la corteza aumentó. Así se formaron las protuberancias continentales, es decir, comenzó a formarse la corteza continental.
En los últimos años, en relación con el estudio de la corteza terrestre de tipo oceánico y continental, se ha creado una teoría de la estructura de la corteza terrestre, que se basa en la idea de placas litosféricas. La teoría en su desarrollo se basó en la hipótesis de la deriva continental, creada a principios del siglo XX por el científico alemán A. Wegener.
Tipos de corteza terrestre Wikipedia
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Hipótesis que explican el origen y desarrollo de la corteza terrestre.
Concepto de corteza terrestre.
la corteza terrestre es un complejo de capas superficiales del cuerpo sólido de la Tierra. En la literatura científica geográfica no existe una idea única sobre el origen y las vías de desarrollo de la corteza terrestre.
Existen varios conceptos (hipótesis) que revelan los mecanismos de formación y desarrollo de la corteza terrestre, los más fundamentados son los siguientes:
1. La teoría del fijismo (del latín fixus - inmóvil, inmutable) afirma que los continentes siempre han permanecido en los lugares que ocupan actualmente. Esta teoría niega cualquier movimiento de continentes y de gran parte de la litosfera.
2. La teoría del movilismo (del latín mobilis - móvil) demuestra que los bloques de la litosfera están en constante movimiento. Este concepto se ha consolidado especialmente en los últimos años en relación con la adquisición de nuevos datos científicos del estudio del fondo del Océano Mundial.
3. El concepto de crecimiento continental a expensas del fondo del océano cree que los continentes originales se formaron en forma de macizos relativamente pequeños que ahora forman antiguas plataformas continentales. Posteriormente, estos macizos crecieron debido a la formación de montañas en el fondo del océano adyacentes a los bordes de los núcleos terrestres originales. El estudio del fondo del océano, especialmente en la zona de las dorsales oceánicas, ha dado motivos para dudar de la exactitud del concepto de crecimiento continental debido al fondo del océano.
4. La teoría de los geosinclinales establece que el aumento del tamaño del terreno se produce mediante la formación de montañas en los geosinclinales. El proceso geosinclinal, como uno de los principales en el desarrollo de la corteza terrestre, constituye la base de muchas explicaciones científicas modernas sobre el proceso de origen y desarrollo de la corteza terrestre.
5. La teoría de la rotación basa su explicación en la proposición de que dado que la figura de la Tierra no coincide con la superficie de un esferoide matemático y se reorganiza debido a una rotación desigual, las franjas zonales y los sectores meridionales de un planeta en rotación son inevitablemente tectónicamente desiguales. Reaccionan con diversos grados de actividad a las tensiones tectónicas provocadas por procesos intraterrestres.
Hay dos tipos principales de corteza terrestre: oceánica y continental. También se distingue un tipo de transición de la corteza terrestre.
Corteza oceánica. El espesor de la corteza oceánica en la era geológica moderna oscila entre 5 y 10 km. Consta de las siguientes tres capas:
1) capa superior delgada de sedimentos marinos (espesor no superior a 1 km);
2) capa media de basalto (espesor de 1,0 a 2,5 km);
3) capa inferior de gabro (espesor de unos 5 km).
Corteza continental (continental). La corteza continental tiene una estructura más compleja y de mayor espesor que la corteza oceánica. Su espesor promedio es de 35 a 45 km y en los países montañosos aumenta a 70 km. También consta de tres capas, pero se diferencia significativamente del océano:
1) capa inferior compuesta de basaltos (espesor de unos 20 km);
2) la capa media ocupa el espesor principal de la corteza continental y se denomina convencionalmente granito. Está compuesto principalmente por granitos y gneises. Esta capa no se extiende bajo los océanos;
3) la capa superior es sedimentaria. Su espesor medio es de unos 3 km.
En algunas zonas, la densidad de las precipitaciones alcanza los 10 km (por ejemplo, en las tierras bajas del Caspio). En algunas zonas de la Tierra no existe ninguna capa sedimentaria y una capa de granito sale a la superficie. Estas áreas se denominan escudos (por ejemplo, escudo ucraniano, escudo báltico).
En los continentes, como resultado de la erosión de las rocas, se forma una formación geológica, llamada corteza de meteorización.
La capa de granito está separada de la capa de basalto. superficie de conrado , en el que la velocidad de las ondas sísmicas aumenta de 6,4 a 7,6 km/seg.
El límite entre la corteza terrestre y el manto (tanto en continentes como en océanos) corre a lo largo Superficie Mohorovicic (línea Moho). La velocidad de las ondas sísmicas aumenta bruscamente hasta 8 km/hora.
Además de los dos tipos principales, oceánicos y continentales, también existen zonas de tipo mixto (de transición).
En los bancos o plataformas continentales, la corteza tiene unos 25 km de espesor y en general es similar a la corteza continental. Sin embargo, puede caerse una capa de basalto. En el este de Asia, en la región de los arcos insulares (islas Kuriles, islas Aleutianas, islas japonesas, etc.), la corteza terrestre es de tipo transicional. Por último, la corteza de las dorsales oceánicas es muy compleja y hasta ahora ha sido poco estudiada. Aquí no existe el límite de Moho y el material del manto se eleva a lo largo de fallas hacia la corteza e incluso hasta su superficie.
El concepto de "corteza terrestre" debe distinguirse del concepto de "litosfera". El concepto de "litosfera" es más amplio que el de "corteza terrestre". En la litosfera, la ciencia moderna incluye no sólo la corteza terrestre, sino también el manto superior hasta la astenosfera, es decir, hasta una profundidad de aproximadamente 100 km.
El concepto de isostasia. . Un estudio de la distribución de la gravedad mostró que todas las partes de la corteza terrestre (continentes, países montañosos, llanuras) están en equilibrio sobre el manto superior. Esta posición equilibrada se llama isostasia (del latín isoc - par, estasis - posición). El equilibrio isostático se logra debido a que el espesor de la corteza terrestre es inversamente proporcional a su densidad. La corteza oceánica pesada es más delgada que la corteza continental más ligera.
La isostasia no es, en esencia, ni siquiera un equilibrio, sino un deseo de equilibrio, continuamente perturbado y restablecido. Por ejemplo, el Escudo Báltico, tras el derretimiento del hielo continental de la glaciación del Pleistoceno, se eleva aproximadamente 1 metro por siglo. La superficie de Finlandia aumenta constantemente debido al fondo marino. El territorio de los Países Bajos, por el contrario, está disminuyendo. La línea de equilibrio cero actualmente discurre ligeramente al sur de la latitud 60 0 N. El San Petersburgo moderno es aproximadamente 1,5 m más alto que el San Petersburgo de la época de Pedro el Grande. Como muestran los datos de la investigación científica moderna, incluso el peso de las grandes ciudades es suficiente para que el territorio que se encuentra debajo de ellas fluctúe isostáticamente. En consecuencia, la corteza terrestre en las zonas de las grandes ciudades es muy móvil. En general, el relieve de la corteza terrestre es una imagen especular de la superficie de Moho, la base de la corteza terrestre: las áreas elevadas corresponden a depresiones en el manto, las áreas más bajas corresponden a un nivel más alto de su límite superior. Así, bajo el Pamir la profundidad de la superficie de Moho es de 65 km, y en las tierras bajas del Caspio es de unos 30 km.
Propiedades térmicas de la corteza terrestre. . Las fluctuaciones diarias de la temperatura del suelo se extienden hasta una profundidad de 1,0 a 1,5 m, y las fluctuaciones anuales en latitudes templadas en países con clima continental hasta una profundidad de 20 a 30 m. En la profundidad donde la influencia de las fluctuaciones anuales de temperatura debido al calentamiento de La superficie de la tierra por el sol cesa, hay una capa de temperatura constante del suelo. Se llama capa isotérmica . Debajo de la capa isotérmica, en lo profundo de la Tierra, la temperatura aumenta, y esto es causado por el calor interno de las entrañas de la Tierra. El calor interno no participa en la formación de los climas, pero sirve como base energética para todos los procesos tectónicos.
El número de grados que aumenta la temperatura por cada 100 m de profundidad se llama gradiente geotérmico . La distancia en metros, cuando se baja, la temperatura aumenta en 1 0 C se llama etapa geotérmica . La magnitud del paso geotérmico depende de la topografía, la conductividad térmica de las rocas, la proximidad de fuentes volcánicas, la circulación de aguas subterráneas, etc. En promedio, el paso geotérmico es de 33 m, en zonas volcánicas el paso geotérmico puede ser de sólo unos 5 m. , y en zonas geológicamente tranquilas (por ejemplo, en plataformas) puede alcanzar los 100 m.
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En la estructura de la Tierra, los investigadores distinguen 2 tipos de corteza terrestre: continental y oceánica.
¿Qué es la corteza continental?
corteza continental, también llamado continental, se caracteriza por la presencia de 3 capas diferentes en su estructura. El superior está representado por rocas sedimentarias, el segundo por granito o gneis, el tercero por basalto, granulitas y otras rocas metamórficas.
corteza continental
El espesor de la corteza continental es de unos 35-45 km, llegando a veces a 75 km (normalmente en zonas montañosas). El tipo de corteza en cuestión cubre aproximadamente el 40% de la superficie terrestre. En términos de volumen, corresponde aproximadamente al 70% de la corteza terrestre.
La edad de la corteza continental alcanza los 4.400 millones de años.
¿Qué es la corteza oceánica?
Principal mineral formador corteza oceánica, - basalto. Pero además de esto, su estructura incluye:
- rocas sedimentarias;
- intrusiones en capas.
Según el concepto científico predominante, la corteza oceánica se forma constantemente debido a procesos tectónicos. Es mucho más joven que el continente, la edad de sus zonas más antiguas es de unos 200 millones de años.
corteza oceánica El espesor de la corteza oceánica es de unos 5 a 10 km, dependiendo del lugar de medición específico. Cabe señalar que con el tiempo permanece casi sin cambios. Un enfoque común entre los científicos es que la corteza oceánica debe considerarse perteneciente a la litosfera oceánica. A su vez, su grosor depende en gran medida de la edad.
Comparación
La principal diferencia entre la corteza continental y la oceánica es, obviamente, su ubicación. El primero contiene continentes, tierra, el segundo, océanos y mares.
La corteza continental está representada principalmente por rocas sedimentarias, granitos y granulitas. Oceánico: principalmente basalto.
La corteza continental es mucho más gruesa y antigua. Es inferior al oceánico en cuanto al área que cubre la superficie terrestre, pero superior en cuanto al volumen que ocupa en toda la corteza terrestre.
Cabe señalar que, en algunos casos, la corteza oceánica es capaz de superponerse a la corteza continental durante el proceso de obducción.
Habiendo determinado cuál es la diferencia entre la corteza continental y la oceánica, registraremos las conclusiones en una pequeña tabla.
Mesa
| corteza continental | corteza oceánica |
| Contiene continentes y tierra. | Alberga océanos y mares. |
| Representado principalmente por rocas sedimentarias, granitos, granulitas. | Se compone predominantemente de basalto. |
| Tiene un espesor de hasta 75 km, normalmente entre 35 y 45 km. | Tiene un espesor generalmente dentro de los 10 km. |
| La edad de algunas partes de la corteza continental alcanza los 4.400 millones de años | Las secciones más antiguas de la corteza oceánica tienen unos 200 millones de años. |
| Ocupa alrededor del 40% de la superficie de la Tierra. | Ocupa alrededor del 60% de la superficie de la Tierra. |
| Ocupa alrededor del 70% del volumen de la corteza terrestre. | Ocupa alrededor del 30% del volumen de la corteza terrestre. |
