Ipoteze care explică originea și dezvoltarea scoarței terestre
Conceptul de scoarță terestră.
Scoarta terestra este un complex de straturi de suprafață solid Pământ. În literatura științifică geografică nu există o idee unică despre originea și căile de dezvoltare ale scoarței terestre.
Există mai multe concepte (ipoteze) care dezvăluie mecanismele de formare și dezvoltare a scoarței terestre, dintre care cele mai fundamentate sunt următoarele:
1. Teoria fixismului (din latinescul fixus - nemișcat, neschimbător) afirmă că continentele au rămas mereu în locurile pe care le ocupă în prezent. Această teorie neagă orice mișcare a continentelor și a unor părți mari ale litosferei.
2. Teoria mobilismului (din latinescul mobilis - mobile) demonstrează că blocurile litosferei sunt în continuă mișcare. Acest concept a fost stabilit în special în anul trecutîn legătură cu primirea de noi date științifice din studiul fundului Oceanului Mondial.
3. Conceptul de creștere continentală în detrimentul fundului oceanului consideră că continentele originale s-au format sub formă de masive relativ mici care alcătuiesc acum platformele continentale antice. Ulterior, aceste masive au crescut din cauza formării munților pe fundul oceanului adiacent marginilor nucleelor de pământ inițiale. Studiul fundului oceanic, în special în zona crestelor mijlocii oceanice, a dat motive să ne îndoim de corectitudinea conceptului de creștere continentală din cauza fundului oceanic.
4. Teoria geosinclinalelor afirmă că creșterea dimensiunii terenului are loc prin formarea munților în geosinclinale. Procesul geosinclinal, ca unul dintre cele mai importante în dezvoltarea crustei continentale, formează baza multor explicatii stiintifice procesul de origine și dezvoltare a scoarței terestre.
5. Teoria rotației își bazează explicația pe propoziția că, întrucât figura Pământului nu coincide cu suprafața unui sferoid matematic și este rearanjată din cauza rotației inegale, dungile zonale și sectoarele meridionale de pe o planetă în rotație sunt inevitabil inegale din punct de vedere tectonic. Ele reacţionează cu grade diferite de activitate la stresurile tectonice cauzate de procesele intraterestre.
Există două tipuri principale de scoarță terestră: oceanică și continentală. Se distinge și un tip de tranziție al scoarței terestre.
Crustă oceanică. Grosimea scoartei oceanice în epoca geologică modernă variază de la 5 la 10 km. Este format din următoarele trei straturi:
1) de sus strat subțire sedimente marine (grosimea nu mai mare de 1 km);
2) strat de bazalt mijlociu (grosime de la 1,0 la 2,5 km);
3) strat inferior de gabro (grosime aproximativ 5 km).
Crusta continentală (continentală). Crusta continentală are mai multe structura complexași grosime mai mare decât scoarța oceanică. Grosimea sa este în medie de 35-45 km, iar în țările muntoase crește la 70 km. Este, de asemenea, format din trei straturi, dar diferă semnificativ de ocean:
1) strat inferior compus din bazalt (grosime aproximativ 20 km);
2) stratul mijlociu ocupă grosimea principală a scoarței continentale și se numește convențional granit. Este compus în principal din granite și gneisuri. Acest strat nu se extinde sub oceane;
3) strat superior– sedimentare. Grosimea sa în medie este de aproximativ 3 km. În unele zone grosimea precipitațiilor ajunge la 10 km (de exemplu, în câmpia Caspică). În unele zone ale Pământului nu există deloc strat sedimentar și un strat de granit iese la suprafață. Astfel de zone sunt numite scuturi (de exemplu, Scutul Ucrainean, Scutul Baltic).
Pe continente, ca urmare a meteorizării rocilor, se formează o formațiune geologică, numită crusta de intemperii.
Stratul de granit este separat de stratul de bazalt Suprafata Conrad , la care viteza undelor seismice crește de la 6,4 la 7,6 km/sec.
Granița între Scoarta terestra iar mantaua (atât pe continente, cât și pe oceane) trece de-a lungul Suprafata Mohorovicic (linia Moho). Viteza undelor seismice pe ea crește brusc la 8 km/oră.
Pe lângă cele două tipuri principale - oceanice și continentale - există și zone de tip mixt (de tranziție).
Pe bancurile sau rafturile continentale, crusta are o grosime de aproximativ 25 km și este în general asemănătoare cu crusta continentală. Cu toate acestea, un strat de bazalt poate cădea. În Asia de Est, în regiunea arcurilor insulare (Insulele Kuril, Insulele Aleutine, Insulele Japoneze etc.), scoarța terestră este de tip tranzițional. În cele din urmă, scoarța crestelor mijlocii oceanice este foarte complexă și până acum a fost puțin studiată. Nu există o graniță Moho aici, iar materialul de manta se ridică de-a lungul falilor în crustă și chiar la suprafața acesteia.
Conceptul de „crustă terestră” ar trebui să fie distins de conceptul de „litosferă”. Conceptul de „litosferă” este mai larg decât „scoața terestră”. În litosferă, știința modernă include nu numai scoarța terestră, ci și mantaua cea mai superioară a astenosferei, adică la o adâncime de aproximativ 100 km.
Conceptul de isostazie . Un studiu al distribuției gravitației a arătat că toate părțile scoarței terestre - continente, țări muntoase, câmpii - sunt echilibrate pe mantaua superioară. Această poziție echilibrată se numește isostasy (din latinescul isoc - par, stasis - poziție). Echilibrul izostatic se realizează datorită faptului că grosimea scoarței terestre este invers proporțională cu densitatea acesteia. Crusta oceanică grea este mai subțire decât crusta continentală mai ușoară.
Isostazia nu este, în esență, nici măcar un echilibru, ci o dorință de echilibru, permanent perturbată și restabilită. De exemplu, Scutul Baltic, după topirea gheții continentale din glaciația Pleistocenului, se ridică cu aproximativ 1 metru pe secol. Zona Finlandei este în continuă creștere din cauza fundului mării. Teritoriul Olandei, dimpotrivă, este în scădere. Linia de echilibru zero se desfășoară în prezent ușor la sud de latitudinea 60 0 N. Sankt Petersburg modern este cu aproximativ 1,5 m mai înalt decât Sankt Petersburg în timpul lui Petru cel Mare. Ca date din modern cercetare științifică, chiar și greutatea orașelor mari se dovedește a fi suficientă pentru fluctuațiile izostatice ale teritoriului de sub ele. În consecință, scoarța terestră din zonele marilor orașe este foarte mobilă. În general, relieful scoarței terestre este o imagine în oglindă a suprafeței Moho, baza scoarței terestre: zonele ridicate corespund depresiunilor din manta, zonele inferioare corespund mai multor. nivel inalt limita sa superioară. Astfel, sub Pamir adâncimea suprafeței Moho este de 65 km, iar în câmpia Caspică este de aproximativ 30 km.
Proprietățile termice ale scoarței terestre . Fluctuațiile zilnice ale temperaturii solului se extind la o adâncime de 1,0 - 1,5 m, iar fluctuațiile anuale la latitudinile temperate în țările cu climă continentală la o adâncime de 20-30 m. La adâncimea în care influența fluctuațiilor anuale de temperatură datorate încălzirii suprafața pământului de către Soare încetează, există strat de temperatură constantă a solului. Se numeste strat izotermic . Sub stratul izoterm adânc în Pământ, temperatura crește, iar acest lucru este cauzat de căldură interioară intestinele pământului În formarea climelor căldură internă nu participă, dar servește ca bază energetică a tuturor proceselor tectonice.
Se numește numărul de grade cu care temperatura crește la fiecare 100 m de adâncime gradient geotermal . Se numește distanța în metri, la coborâre cu care temperatura crește cu 1 0 C etapa geotermală . Mărimea treptei geotermale depinde de topografia, conductivitatea termică a rocilor, apropierea surselor vulcanice, circulația apei subterane etc. În medie, treapta geotermală este de 33 m. În zonele vulcanice, treapta geotermală poate fi de numai aproximativ 5 m. , iar în zonele liniștite din punct de vedere geologic (de exemplu, pe platforme) poate ajunge la 100 m.
Scoarta terestra- învelișul solid exterior al Pământului (geosfera), parte a litosferei, cu o lățime de la 5 km (sub ocean) la 75 km (sub continente). Sub crustă se află mantaua, care diferă ca compoziție și calitati fizice- este mai compact si contine in principal elemente refractare. Crusta și mantaua sunt împărțite de caracteristica Mohorovicic, sau stratul Moho, unde are loc o accelerare bruscă a undelor seismice.
Exista crusta continentala (continentala) si oceanica, precum si tipurile ei de tranzitie: crusta subcontinentala si suboceanica.
Crusta continentală (continentală). este format din mai multe straturi. Vârful este un strat de roci sedimentare. Grosimea acestui strat este de până la 10-15 km. Sub el se află un strat de granit. Rocile care o alcătuiesc sunt similare în proprietățile lor fizice cu granitul. Grosimea acestui strat este de la 5 la 15 km. Sub stratul de granit se află un strat de bazalt, format din bazalt și roci ale căror caracteristici fizice seamănă cu bazalt. Grosimea acestui strat este de la 10 km la 35 km. În consecință, grosimea totală a crustei continentale ajunge la 30-70 km.
crustă oceanică se deosebește de crusta continentală prin faptul că nu are strat de granit, sau este foarte subțire, prin urmare grosimea scoarței oceanice este de doar 6-15 km.
Pentru a determina compoziția chimică a scoarței terestre, sunt disponibile doar părțile sale superioare - la o adâncime mai mică de 15-20 km. 97,2% din compoziția totală a scoarței terestre este alcătuită din: oxigen - 49,13%, aluminiu - 7,45%, calciu - 3,25%, siliciu - 26%, fier - 4,2%, potasiu - 2,35%, magneziu - 2,35%, sodiu - 2,24%.
Alte elemente ale tabelului periodic reprezintă de la 10 la sutimi de procent.
Surse:
Învelișul Pământului include scoarța terestră și partea superioară a mantalei. Suprafața scoarței terestre are nereguli mari, principalele dintre acestea fiind proeminențele continentelor și depresiunile lor - depresiuni oceanice uriașe. Existența și poziția relativă a continentelor și bazinelor oceanice este asociată cu diferențe în structura scoarței terestre.
crusta continentală. Este format din mai multe straturi. Vârful este un strat de roci sedimentare. Grosimea acestui strat este de până la 10-15 km. Sub el se află un strat de granit. Rocile care o alcătuiesc sunt similare în proprietățile lor fizice cu granitul. Grosimea acestui strat este de la 5 la 15 km. Sub stratul de granit este un strat de bazalt format din bazalt și roci, proprietăți fizice care seamănă cu bazalt. Grosimea acestui strat este de la 10 km la 35 km. Astfel, grosimea totală a crustei continentale ajunge la 30-70 km.
crustă oceanică. Se deosebește de crusta continentală prin faptul că nu are strat de granit sau este foarte subțire, deci grosimea scoarței oceanice este de doar 6-15 km.
Pentru a determina compoziția chimică a scoarței terestre, sunt disponibile doar părțile sale superioare - la o adâncime de cel mult 15-20 km. 97,2% din compoziția totală a scoarței terestre este alcătuită din: oxigen - 49,13%, aluminiu - 7,45%, calciu - 3,25%, siliciu - 26%, fier - 4,2%, potasiu - 2,35%, magneziu - 2,35%, sodiu - 2,24%.
Alte elemente ale tabelului periodic reprezintă de la zecimi la sutimi de procent.
Majoritatea oamenilor de știință cred că crusta de tip oceanic a apărut pentru prima dată pe planeta noastră. Sub influența proceselor care au loc în interiorul Pământului, în scoarța terestră s-au format pliuri, adică zone muntoase. Grosimea scoarței a crescut. Așa s-au format proeminențe continentale, adică a început să se formeze crusta continentală.
În ultimii ani, în legătură cu studiile asupra scoarței terestre de tipuri oceanice și continentale, a fost creată o teorie a structurii scoarței terestre, care se bazează pe ideea plăcilor litosferice. Teoria în dezvoltarea sa s-a bazat pe ipoteza derivei continentale, creată la începutul secolului XX de omul de știință german A. Wegener.
Tipuri de scoarță terestră Wikipedia
Cautare site:
Abisurile oceanice sunt primitive în compoziție și reprezintă de fapt un strat diferențiat superior al unui strat dominat de un strat subțire de sediment pelagic. În crusta oceanică se disting de obicei trei straturi, dintre care primul sediment (superior).
În partea de jos a stratului sedimentar sunt adesea depozite metalice subțiri și instabile dominate de oxizi de fier.
Partea inferioară a sedimentului constă de obicei din sedimente carbonatice la adâncimi mai mici de 4-4,5 km. Cu o reciclare mai profundă a carbonatului, de obicei nu precipită datorită compoziției lor microscopice a cochiliilor organismelor cu un singur lanț (foraminifere și colitofaride) la presiuni de peste 400-450 ATM, dizolvate imediat în apa de mare. Din acest motiv, în bazinele marine la adâncimi de peste 4-4,5 km, partea superioară a stratului sedimentar este formată în principal din sedimente necalcice - argile roșii închise și căldură silicatică.
În apropierea arcului insulei și a insulelor vulcanice, linte și baraje vulcanice împletite și gropile de gunoi terigene se găsesc adesea în apropierea deltelor râurilor mari, în parte din straturile sedimentare. În oceanele deschise, grosimea stratului de sediment crește de la recifele oceanice centrale, unde aproape nu există sedimente în zonele lor periferice.
Grosimea medie a sedimentelor este redusă și, conform A.P. Lisitsyn, este aproape de 0,5 km, în apropierea marginilor continentale de tip atlantic și în zonele unei delte rectale mari, crescând la 10-12 km. Acest lucru se datorează faptului că aproape toate materialele terigene care aterizează din cauza proceselor de sedimentare plutitoare sunt amplasate practic în regiunile de coastă ale oceanelor și versanții continentali ai continentelor.
Celălalt strat, sau bazaltic, de crustă oceanică din partea superioară este format din lave bazaltice din compoziția Tolly (Fig.
5). Lava subacvatică va avea o formă neobișnuită tevi ondulateși perne, deci aceste perne sunt lavă. Mai jos sunt berme doleitice, toleite de aceeași compoziție, primele sunt canale de alimentare pentru care magma bazaltice din zonele tectonice este umplută la suprafața fundului mării.
Stratul de bazalt al scoarței oceanice este expus în multe zone ale fundului oceanului, mărginind emblema recifelor de la mijlocul oceanului și răsturnând defectele de tip cuțit. Acest strat a fost discutat în detaliu ca metode convenționale de explorare a fundului oceanului în (exploatare, probe de sondaje de foraj) sau folosind echipaj subacvatic. vehicul, astfel încât geologii să ia în considerare structura geologică a obiectelor și să efectueze selecția țintită a probelor de piatră.
În plus, în ultimii douăzeci de ani, suprafața stratului de bazalt și a acestuia straturile superioare a fost descoperit printr-o serie de găuri de foraj de adâncime, dintre care una a pătruns și în stratul moale de leu și a pătruns în complexele lobulare ale complexului de diguri. Grosimea totală a bazaltului sau a altui strat de scoarță oceanică este de 1,5, uneori de 2 km, conform datelor seismice.
Figura 5. Structura centurii de rift a scoarței oceanice:
1 - nivelul oceanului; 2 — precipitații; 3 - lavă bazaltică moale (stratul 2a); 4—complex complex, dolerită (stratul 2b); 5 - gabro; 6 - complex stratificat; 7 - serpentinite; 8—lirosoliți de plăci litosferice; 9 — astenosferă; 10 - izotermă 500 ° C (începutul serpentinizării).
Descoperirile frecvente în cadrul principalelor erori de transformare care implică gabbrotoleum arată că compoziția scoartei oceanice include aceste roci dense și grosiere.
Structura frunzelor de ofiolit din fâșiile terestre pe care le cunoaștem fragmentează vechea crustă oceanică care a fost îndepărtată în aceste zone de la marginea fostelor continente. Prin urmare, se poate concluziona că complexul de movile din scoarța oceanică modernă (ca și în ofiolita superioară) se află sub stratul principal de proprietăți ghabro care alcătuiește partea superioară a scoarței oceanice a celui de-al treilea strat (3a straturi). La o anumită distanță de creasta din mijlocul recifelor marine, conform datelor seismice, se aflau urme și partea inferioară a scoarței.
Multe descoperiri în defecte de serpentinită convertibilă mari, responsabile de compoziția peridotitei hidratate și a serpentinitelor, similare structurii complexelor ofiolite, indică faptul că partea inferioară a crustei oceanice este compusă din serpentinită.
Conform datelor seismice, grosimea stratului de gabro-serpentinit (al treilea) al scoarței oceanice ajunge la 4,5-5 km. Sub recifele de creasta din mijlocul oceanului, grosimea scoarței oceanice scade de obicei la 3-4 și chiar la 2-2,5 km chiar sub valea râului.
Grosimea totală a crustei oceanice fără strat sedimentar, ajungând la 6,5-7 km. Mai jos, crusta oceanică este acoperită cu roci cristaline ale stratului superior, care formează regiunile subcrustale ale plăcilor litosferice. Sub creasta mijlocie a oceanului, crusta oceanică se află direct deasupra centrelor ostaticilor bazaltici, separate de materialul învelit (din astenosferă).
Suprafața scoartei oceanice este de aproximativ 3,0610 x 18 cm2 (306.000.000 km2), densitatea medie a scoartei oceanice (ploaie) este apropiată de 2,9 g/cm3, prin urmare se poate estima masa curățată a scoartei oceanice (5,8 -6 ,2) , unde h1024
Volumul și masa stratului sedimentar al bazinelor de adâncime ale Oceanului Mondial, conform lui A.P. Lisitsyn, este de 133 milioane km3 și aproximativ 0,1 × 1024 g.
Precipitațiile sunt concentrate pe platforma continentală, iar panta este puțin mai mare la aproximativ 190 milioane km3, aproximativ (0,4-0,45) 1024 în funcție de greutate (inclusiv precipitații)
Fundul oceanului, care este suprafața scoarței oceanice, are un relief caracteristic.
În șanțul abisal, fundul oceanului se află la o adâncime de aproximativ 66,5 km, în timp ce emblemele crestei oceanice medii, uneori tăind struguri abrupti, febra adâncurilor oceanului a scăzut cu 2-2,5 km.
În unele locuri, fundul oceanului se extinde, de exemplu, pe suprafața Pământului. Islanda și provincia Afar (nordul Etiopiei). Spre insula se arcuiește în jurul marginii vestice Oceanul Pacific, la nord-est de Oceanul Indian, în fața arcului Antilelor Mici și a Insulelor Sandwich de Sud din Atlantic și înainte de începerea marginii continentale active în Centru și America de Sud, crusta oceanică se îndoaie și suprafața ei se scufundă la o adâncime de 9 -10 km pentru a merge mai departe în aceste structuri și se formează în fața lor și două tranșee mai înguste.
Crusta oceanică se formează în regiunile tectonice ale recifurilor oceanice centrale datorită separării topirii care are loc sub bazalt de stratul fierbinte (straturile astenosferice ale Pământului) și a infiltrațiilor pe suprafața fundului mării.
În fiecare an, în aceste zone, cel puțin 5,5-6 km3 de topituri bazaltice se ridică din astenosferă, se revarsă pe fundul mării și se cristalizează, formând întregul strat al doilea de crustă oceanică (inclusiv volumul stratului de gabbro implantat în scoarța de topiturile bazaltice crește la 12 km3) .
Aceste procese tectonomagmatice magnifice, care se dezvoltă constant sub creasta oceanului mijlociu, sunt incontrolabile pe uscat și sunt însoțite de o seismicitate crescută (Fig. 6).
Figura 6. seismicitatea pământului; locația cutremurului
Barazangi, Dorman, 1968
În regiunile de rift, situate pe recifele de creasta mijlocie a oceanului, fundul oceanului se extinde și se răspândește.
Prin urmare, toate astfel de zone sunt marcate de cutremure frecvente, dar cu puțin accent, cu efect predominant de întrerupere a mecanismelor de mișcare. Dimpotrivă, sub curbele insulelor și marginile active ale continentelor, i.e.
În zonele de subducție a panoului, sunt de obicei mai multe cutremure puternice sunt generate de predominanţa mecanismelor de compresiune şi forfecare. Conform datelor cutremurului, subsidența scoarței oceanice și a litosferei are loc în stratul superior și mezosferă la o adâncime de aproximativ 600-700 km (Fig. 7). Conform aceleiași tomografii, subsidența plăcilor litosferice oceanice a fost urmărită la o adâncime de aproximativ 1400-1500 km și, dacă este posibil, mai adânc - până la suprafața nucleului pământului.
Figura 7. Structura secțiunii subacvatice a plăcii de pe Insulele Kuril:
1 - astenosferă; 2 - litosferă; 3 - cruste oceanice; 4-5 - straturi sedimentar-vulcanogene; 6—sedimente oceanice; izoliniile prezintă activitate seismică în unități A10 (Fedotov și colab., 1969); β este aspectul de morbiditate Wadati-Benif; α este câmpul vizual al regiunii de deformare plastică.
Pentru fundul oceanului, există anomalii de bandă magnetică caracteristice și destul de contrastante, care sunt de obicei situate paralel cu creasta din mijlocul crestei oceanului (Fig.
8). Originea acestor anomalii este legată de posibilitatea magnetizării bazalților de fundul oceanului prin răcirea de către câmpul magnetic al Pământului, asemănând astfel cu direcția acestui câmp în timpul descărcării lor pe suprafața fundului oceanului.
Ținând cont de faptul că câmpul geomagnetic și-a schimbat în mod repetat polaritatea pe o perioadă lungă de timp, oamenii de știință englez F. Vine și D. Matthews în 1963 au fost primii care au identificat nereguli individuale și au sugerat că diferite înclinări în mijlocul oceanului recif despre aceste anomalii simetrice cu stemele lor. Drept urmare, ei au reușit să reconstruiască legile de bază ale mișcării plăcilor în părți ale scoarței oceanice din Atlanticul de Nord și să arate că fundul oceanului se extinde aproximativ simetric de-a lungul laturilor cu viteza crestei oceanice de ordinul a câțiva centimetri. pe an.
În viitor, studii similare au fost efectuate în toate zonele Oceanului Mondial, iar această imagine a fost confirmată peste tot. În plus, o comparație detaliată a anomaliilor magnetice de pe fundul oceanului cu o inversare a geo-cronologiei magnetizării rocilor continentale, a căror vârstă era cunoscută din alte surse, va contribui la răspândirea perturbărilor Osipovka în tot cenozoic, Mezozoic și apoi mai târziu.
Prin urmare, a apărut o metodă paleomagnetică nouă și fiabilă pentru determinarea vârstei fundului oceanului.
Figura 8. Harta anomaliilor câmpului magnetic din creasta Reykjanes din Atlanticul de Nord
(Heirtzler şi colab., 1966).
Anomaliile pozitive sunt marcate cu negru; AA – anomalie zero rift zone.
Utilizarea acestei metode a condus la confirmarea ideilor exprimate anterior cu privire la tinerețea de pe fundul mării: paleomagneticul primește totul, fără excepție, doar oceanele și cenozoicul târziu (Fig.
9). Această concluzie a fost ulterior pe deplin confirmată de foraje la adâncime în multe puncte de pe fundul oceanului. În acest caz, vârsta tânără a cavităților oceanice (atlantice, indiane și arctice) coincide cu fundul vârstei lor, epoca anticului Ocean Pacific, cu mult dincolo de fundul său. Într-adevăr, Bazinul Pacificului este cel puțin Proterozoic târziu (poate chiar mai devreme) și cele mai vechi zone ale fundului oceanului au mai puțin de 160 de milioane de ani, în timp ce majoritatea au fost create doar în Kenozoic, adică.
mai tineri de 67 de milioane de ani.
Figura 9. Harta fundului oceanului de-a lungul a milioane de ani
Larson, Pitman şi colab., 1985
Mecanismul de modernizare a „bicicletei” fundului oceanului cu imersarea constantă a secțiunilor vechii cruste oceanice și a sedimentelor acumulate pe ea într-un strat sub arcurile insulei explică de ce în timpul vieții barajelor oceanice ale Pământului nu a existat timp. pentru a umple prăpastia.
De fapt, în stadiul actual de umplere a bazinelor marine distruse din sedimentele terestre 2210 x 16 g de sediment, volumul total al acestor puțuri este de aproximativ 1,3710 x 24 cm 3, acesta urmând să fie complet bombardat cu aproximativ 1,2 GA. Putem spune acum cu încredere că continentele și bazinele oceanice au coexistat cu aproximativ 3,8 miliarde de ani în urmă și nu a existat o recuperare semnificativă a depresiunilor lor la acel moment. În plus, după operațiunile de foraj în toate oceanele, acum știm cu siguranță că nu a existat niciun sediment pe fundul oceanului de mai bine de 160-190 de milioane de ani.
Cu toate acestea, acest lucru poate fi observat doar într-un singur caz - în cazul unui mecanism eficient de îndepărtare a sedimentelor din ocean. Acest mecanism este acum cunoscut sub numele de procesul de extindere a ploii, bazat pe arcurile insulelor și pe marginile continentale active în regiunile de subducție în care aceste sedimente se topesc și reinvadează sub forma unei intruziuni granitoide în scoarța continentală emergentă din aceste zone.
Acest proces de revărsare a sedimentelor terigene și reatașarea materialului acestora de crusta continentală se numește reciclare a sedimentelor.
Crusta oceanică și continentală
Există două tipuri principale de scoarță terestră: oceanică și continentală. Se distinge și un tip de tranziție al scoarței terestre.
Crustă oceanică. Grosimea scoartei oceanice în epoca geologică modernă variază de la 5 la 10 km. Este format din următoarele trei straturi:
1) strat subțire superior de sedimente marine (grosime nu mai mare de 1 km);
2) strat de bazalt mijlociu (grosime de la 1,0 la 2,5 km);
3) strat inferior de gabro (grosime aproximativ 5 km).
Crusta continentală (continentală). Scoarta continentală are o structură mai complexă și o grosime mai mare decât crusta oceanică.
Grosimea sa este în medie de 35-45 km, iar în țările muntoase crește la 70 km. Este, de asemenea, format din trei straturi, dar diferă semnificativ de ocean:
1) strat inferior compus din bazalt (grosime aproximativ 20 km);
2) stratul mijlociu ocupă grosimea principală a scoarței continentale și se numește convențional granit. Este compus în principal din granite și gneisuri. Acest strat nu se extinde sub oceane;
3) stratul superior este sedimentar.
Grosimea sa în medie este de aproximativ 3 km. În unele zone grosimea precipitațiilor ajunge la 10 km (de exemplu, în câmpia Caspică). În unele zone ale Pământului nu există deloc strat sedimentar și un strat de granit iese la suprafață.
Astfel de zone sunt numite scuturi (de exemplu, Scutul Ucrainean, Scutul Baltic).
Pe continente, ca urmare a meteorizării rocilor, se formează o formațiune geologică, numită crusta de intemperii.
Stratul de granit este separat de stratul de bazalt Suprafata Conrad , la care viteza undelor seismice crește de la 6,4 la 7,6 km/sec.
Granița dintre scoarța terestră și mantaua (atât pe continente, cât și pe oceane) trece de-a lungul Suprafata Mohorovicic (linia Moho). Viteza undelor seismice pe ea crește brusc la 8 km/oră.
Pe lângă cele două tipuri principale - oceanice și continentale - există și zone de tip mixt (de tranziție).
Pe bancurile sau rafturile continentale, crusta are o grosime de aproximativ 25 km și este în general asemănătoare cu crusta continentală.
Cu toate acestea, un strat de bazalt poate cădea. În Asia de Est, în regiunea arcurilor insulare (Insulele Kuril, Insulele Aleutine, Insulele Japoneze etc.), scoarța terestră este de tip tranzițional. În cele din urmă, scoarța crestelor mijlocii oceanice este foarte complexă și până acum a fost puțin studiată.
Nu există o graniță Moho aici, iar materialul de manta se ridică de-a lungul falilor în crustă și chiar la suprafața acesteia.
Conceptul de „crustă terestră” ar trebui să fie distins de conceptul de „litosferă”. Conceptul de „litosferă” este mai larg decât „scoața terestră”.
În litosferă, știința modernă include nu numai scoarța terestră, ci și mantaua cea mai superioară a astenosferei, adică la o adâncime de aproximativ 100 km.
Conceptul de isostazie .
Un studiu al distribuției gravitației a arătat că toate părțile scoarței terestre - continente, țări muntoase, câmpii - sunt echilibrate pe mantaua superioară. Această poziție echilibrată se numește isostasy (din latinescul isoc - par, stasis - poziție). Echilibrul izostatic se realizează datorită faptului că grosimea scoarței terestre este invers proporțională cu densitatea acesteia.
Crusta oceanică grea este mai subțire decât crusta continentală mai ușoară.
Isostazia nu este, în esență, nici măcar un echilibru, ci o dorință de echilibru, permanent perturbată și restabilită. De exemplu, Scutul Baltic, după topirea gheții continentale din glaciația Pleistocenului, se ridică cu aproximativ 1 metru pe secol.
Zona Finlandei este în continuă creștere din cauza fundului mării. Teritoriul Olandei, dimpotrivă, este în scădere. Linia de echilibru zero se desfășoară în prezent ușor la sud de 600 N latitudine. Sankt Petersburg modern este cu aproximativ 1,5 m mai înalt decât Sankt Petersburg în timpul lui Petru cel Mare. După cum arată datele din cercetările științifice moderne, chiar și greutatea orașelor mari este suficientă pentru fluctuațiile izostatice ale teritoriului de sub ele.
În consecință, scoarța terestră din zonele marilor orașe este foarte mobilă. În general, relieful scoarței terestre este o imagine în oglindă a suprafeței Moho, baza scoarței terestre: zonele ridicate corespund depresiunilor din manta, zonele inferioare corespund unui nivel superior al limitei sale superioare. Astfel, sub Pamir adâncimea suprafeței Moho este de 65 km, iar în câmpia Caspică este de aproximativ 30 km.
Proprietățile termice ale scoarței terestre .
Fluctuațiile zilnice ale temperaturii solului se extind la o adâncime de 1,0 - 1,5 m, iar fluctuațiile anuale la latitudinile temperate în țările cu climă continentală la o adâncime de 20-30 m. La adâncimea în care influența fluctuațiilor anuale de temperatură datorate încălzirii suprafața pământului de către Soare încetează, există strat de temperatură constantă a solului.
Se numeste strat izotermic . Sub stratul izoterm adânc în Pământ, temperatura crește, iar acest lucru este cauzat de căldura internă a intestinelor pământului. Căldura internă nu participă la formarea climatelor, dar servește drept bază energetică pentru toate procesele tectonice.
Se numește numărul de grade cu care temperatura crește la fiecare 100 m de adâncime gradient geotermal . Se numește distanța în metri, când este scăzută, cu care temperatura crește cu 10C etapa geotermală .
Mărimea treptei geotermale depinde de topografia, conductibilitatea termică a rocilor, apropierea surselor vulcanice, circulația apei subterane etc. În medie, treapta geotermală este de 33 m.
În zonele vulcanice, treapta geotermală poate fi de numai aproximativ 5 m, dar în zonele liniștite din punct de vedere geologic (de exemplu, pe platforme) poate ajunge la 100 m.
TEMA 5. CONTINENTELE ȘI OCEANELE
Continente și părți ale lumii
Două tipuri calitativ diferite de scoarță terestră - continentală și oceanică - corespund două niveluri principale de relief planetar - suprafața continentelor și albia oceanelor.
Principiul structural-tectonic al separării continentelor.
Diferența fundamental calitativă dintre scoarța continentală și cea oceanică, precum și unele diferențe semnificative în structura mantalei superioare de sub continente și oceane, ne obligă să distingem continentele nu în funcție de mediul lor aparent de oceane, ci în funcție de structura- principiul tectonic.
Principiul structural-tectonic prevede că, în primul rând, continentul include o platformă continentală (plată) și o pantă continentală; în al doilea rând, la baza fiecărui continent există un nucleu sau o platformă străveche; în al treilea rând, fiecare bloc continental este echilibrat izostatic în mantaua superioară.
Din punctul de vedere al principiului structural-tectonic, un continent este un masiv echilibrat izostatic al crustei continentale, care are un nucleu structural sub forma unei platforme antice, la care sunt adiacente structuri pliate mai tinere.
Există șase continente în total pe Pământ: Eurasia, Africa, America de Nord, America de Sud, Antarctica și Australia.
Fiecare continent conține o platformă, iar doar la baza Eurasiei există șase dintre ele: est-european, siberian, chinezesc, Tarim (China de Vest, Deșertul Taklamakan), Arabian și Hindustan. Platformele arabe și hinduse fac parte din vechiul Gondwana, adiacent Eurasiei. Astfel, Eurasia este un continent anomal eterogen.
Granițele dintre continente sunt destul de evidente.
Granița dintre America de Nord și America de Sud trece de-a lungul Canalului Panama. Granița dintre Eurasia și Africa este trasată de-a lungul Canalului Suez. Strâmtoarea Bering separă Eurasia de America de Nord.
Două rânduri de continente . În geografia modernă, se disting următoarele două serii de continente:
Serii ecuatoriale de continente (Africa, Australia și America de Sud).
2. Seria nordică de continente (Eurasia și America de Nord).
Antarctica, cel mai sudic și cel mai rece continent, rămâne în afara acestor rânduri.
Amplasarea modernă a continentelor reflectă istoria lungă a dezvoltării litosferei continentale.
Continentele sudice (Africa, America de Sud, Australia și Antarctica) sunt părți („fragmente”) ale unui singur megacontinent paleozoic Gondwana.
Continentele nordice la acea vreme au fost unite într-un alt megacontinent - Laurasia. Între Laurasia și Gondwana în Paleozoic și Mezozoic a existat un sistem de bazine marine vaste numite Oceanul Tethys. Oceanul Tethys se întindea din Africa de Nord, prin sudul Europei, Caucaz, Asia de Vest, Himalaya până în Indochina și Indonezia.
În Neogen (acum aproximativ 20 de milioane de ani), în locul acestui geosinclinal a apărut o centură de pliu alpin.
Potrivit lor dimensiuni mari supercontinentul Gondwana. Conform legii isostaziei, avea o crustă groasă (până la 50 km), care se scufunda adânc în manta. Sub ele, în astenosferă, curenții de convecție erau deosebit de intensi și substanța înmuiată a mantalei se mișca activ.
Acest lucru a dus mai întâi la formarea unei umflături în mijlocul continentului, iar apoi la împărțirea acestuia în blocuri separate, care, sub influența acelorași curenți de convecție, au început să se miște orizontal. După cum sa dovedit matematic (L. Euler), mișcarea unui contur pe suprafața unei sfere este întotdeauna însoțită de rotația acesteia. În consecință, părți ale Gondwana nu numai că s-au mutat, ci s-au desfășurat și în spațiul geografic.
Prima destrămare a Gondwana a avut loc la limita triasic-jurassic (acum aproximativ 190-195 milioane de ani).
cu ani în urmă); Afro-America s-a separat. Apoi, la limita jurasic-cretacic (acum aproximativ 135-140 de milioane de ani), America de Sud s-a separat de Africa. La granița dintre Mezozoic și Cenozoic (acum aproximativ 65-70 de milioane de ani)
cu ani în urmă) Blocul Hindustan s-a ciocnit cu Asia și Antarctica s-a îndepărtat de Australia. În era geologică actuală, litosfera, conform neomobiliștilor, este împărțită în șase blocuri de plăci care continuă să se miște.
Destrămarea Gondwana explică cu succes forma continentelor, asemănarea lor geologică, precum și istoria vegetației și a lumii animale de pe continentele sudice.
Istoria despărțirii Laurasiei nu a fost studiată la fel de amănunțit ca Gondwana.
Conceptul de părți ale lumii .
Pe lângă împărțirea determinată geologic a pământului în continente, există și o împărțire a suprafeței pământului în părți separate ale lumii, care s-a dezvoltat în procesul de dezvoltare culturală și istorică a omenirii. Există șase părți ale lumii în total: Europa, Asia, Africa, America, Australia și Oceania, Antarctica. Pe un continent al Eurasiei există două părți ale lumii (Europa și Asia), iar două continente ale emisferei vestice (America de Nord și America de Sud) formează o parte a lumii - America.
Granița dintre Europa și Asia este foarte arbitrară și este trasată de-a lungul liniei de distribuție a crestei Ural, a râului Ural, a părții de nord a Mării Caspice și a depresiunii Kuma-Manych.
Liniile de falie adânci care despart Europa de Asia trec prin Urali și Caucaz.
Zona de continente și oceane. Suprafața terenului este calculată pe coasta modernă. Suprafață glob este de aproximativ 510,2 milioane km 2. Aproximativ 361,06 milioane km 2 este ocupat de Oceanul Mondial, ceea ce reprezintă aproximativ 70,8% din suprafața totală a Pământului. Pe uscat sunt aproximativ 149,02 milioane.
km 2, care reprezintă aproximativ 29,2% din suprafața planetei noastre.
Zona continentelor moderne caracterizate prin urmatoarele valori:
Eurasia – 53,45 km2, inclusiv Asia – 43,45 milioane km2, Europa – 10,0 milioane km2;
Africa - 30, 30 milioane km 2;
America de Nord – 24, 25 milioane km2;
America de Sud – 18,28 milioane km2;
Antarctica – 13,97 milioane km2;
Australia – 7,70 milioane
Australia cu Oceania - 8,89 km2.
Oceanele moderne au o zonă:
Oceanul Pacific - 179,68 milioane km 2;
Oceanul Atlantic - 93,36 milioane km 2;
Oceanul Indian - 74,92 milioane km 2;
Oceanul Arctic – 13,10 milioane km2.
Între continentele de nord și de sud, în conformitate cu originile și dezvoltarea lor diferite, există o diferență semnificativă de suprafață și caracterul suprafeței.
Principalele diferențe geografice dintre continentele de nord și de sud sunt următoarele:
1. Eurasia este de dimensiuni incomparabile cu alte continente, concentrând mai mult de 30% din suprafața terestră a planetei.
2.Continentele nordice au o zonă semnificativă de raft. Raftul este deosebit de important în Oceanul Arctic și Oceanul Atlantic, precum și în Mările Galbenă, Chineză și Bering din Oceanul Pacific. Continentele sudice, cu excepția continuării subacvatice a Australiei în Marea Arafura, sunt aproape lipsite de un raft.
3. Majoritatea continentelor sudice se află pe platforme antice.
ÎN America de Nordși Eurasia, platformele antice ocupă o parte mai mică suprafata totala, iar cea mai mare parte se încadrează pe teritoriile formate prin orogeneza paleozoică și mezozoică. În Africa, 96% din teritoriul său se află în zone de platformă și doar 4% se află în munții de vârstă paleozoică și mezozoică. În Asia, doar 27% se află pe platforme antice și 77% pe munți de diferite vârste.
4. Linia de coastă a continentelor sudice, formată în mare parte din rupturi, este relativ dreaptă; Există puține peninsule și insule continentale.
Continentele nordice se caracterizează prin excepțional de sinuoase litoral, o abundență de insule, peninsule, adesea extinzându-se departe în ocean.
Din suprafața totală, insulele și peninsulele reprezintă aproximativ 39% în Europa, America de Nord - 25%, Asia - 24%, Africa - 2,1%, America de Sud - 1,1% și Australia (excluzând Oceania) - 1,1%.
Anterior12345678910111213141516Următorul
Structura crustei continentale în diferite zone.
Crusta continentală sau crusta continentală este crusta continentelor, care este formată din straturi sedimentare, granitice și bazalt.
Grosimea medie este de 35-45 km, maxima este de până la 75 km (sub lanțuri muntoase). Este în contrast cu crusta oceanică, care este diferită ca structură și compoziție. Crusta continentală are o structură cu trei straturi. Stratul superior este reprezentat de o acoperire discontinuă de roci sedimentare, care este larg dezvoltată, dar rareori are o grosime mare. Cea mai mare parte a crustei este formată din crusta superioară, un strat compus în principal din granite și gneisuri, cu densitate scăzută și vechi în istorie.
Cercetările arată că majoritatea acestor roci s-au format cu foarte mult timp în urmă, cu aproximativ 3 miliarde de ani în urmă. Mai jos este crusta inferioară, constând din roci metamorfice - granulite și altele asemenea.
5. Tipuri de structuri oceanice. Suprafața terestră a continentelor reprezintă doar o treime din suprafața Pământului. Suprafața ocupată de Oceanul Mondial este de 361,1 ml mp. km. Marginile subacvatice ale continentelor (platouri și versant continental) reprezintă aproximativ 1/5 din suprafața sa, așa-numita.
zone „de tranziție” (tranșee de adâncime, arcuri insulare, mări marginale) – aproximativ 1/10 din zonă. Suprafața rămasă (aproximativ 250 ml kmp) este ocupată de câmpii oceanice de adâncime, depresiuni și ridicări intraoceanice care le despart. Fundul oceanului diferă puternic în natura seismicității. Este posibil să se distingă zonele cu activitate seismică mare și zonele aseismice.
Primele sunt zone extinse ocupate de sisteme de creste oceanice, care se întind pe toate oceanele. Uneori aceste zone sunt numite centuri mobile oceanice. Centurile mobile se caracterizează prin vulcanism intens (bazalt toleiitic), flux de căldură crescut, topografie disecată ascuțit cu sisteme de creste longitudinale și transversale, șanțuri, escarpe și suprafață superficială a mantalei.
Zonele inactive din punct de vedere seismic sunt exprimate în relief prin bazine mari oceanice, câmpii, platouri, precum și creste subacvatice, margini limitate de tip falie și ridicări de tip swell intra-oceanic, încununate de conuri de vulcani activi și dispăruți. În zonele de al doilea tip există platouri subacvatice și ridicări cu crustă de tip continental (microcontinente).
Spre deosebire de centurile oceanice mobile, aceste zone, prin analogie cu structurile continentelor, sunt uneori numite talassocratonii.
6. Structura scoartei oceanice în structuri de diferite tipuri. Bazinele oceanice, ca cele mai mari structuri negative de pe suprafața scoarței terestre, au o serie de caracteristici structurale care le permit să fie contrastate cu structurile pozitive (continente) și comparate între ele.
Principalul lucru care unește și distinge toate bazinele oceanice este poziția joasă a scoarței terestre în interiorul acestora și absența unui strat geofizic de granit-metamorfic caracteristic continentelor.
Centurile mobile se întind pe toate bazinele oceanice - sisteme montane ale crestelor oceanice cu un flux ridicat de căldură și o poziție ridicată a stratului de manta, ceea ce nu este tipic pentru continente. Sistemul crestelor mijlocii oceanice, cel mai lung de pe suprafata Pamantului, patrunde si astfel conecteaza toate bazinele oceanice, ocupand o pozitie centrala sau marginala in ele.De asemenea, este caracteristic faptul ca structurile tectonice ale fundului oceanului sunt adesea strans legate la structurile continentelor.
În primul rând, aceste conexiuni se exprimă în prezența faliilor comune, în tranzițiile văilor rift ale crestelor mijlocii oceanice în rift-uri continentale (Golful California și Golful Aden), în prezența unor blocuri mari submerse de continentală. crusta în oceane, precum și depresiunile cu crustă fără granit de pe continente, în tranziții capcane câmpuri ale continentelor pe raft și fundul oceanului. Structura internă a bazinelor oceanice este, de asemenea, diferită. Pe baza poziției zonei de răspândire modernă, se poate contrasta șanțul Oceanului Atlantic cu poziția mediană a crestei Mid-Atlantic cu toate celelalte oceane în care sunt așa-numitele.
creasta mediană este deplasată la una dintre margini. Structura internă a bazinului Oceanului Indian este complexă. În partea de vest seamănă cu structura Oceanului Atlantic, în partea de est este mai aproape de regiunea de vest a Oceanului Pacific. Comparând structura regiunii de vest a Oceanului Pacific cu cea de est a Oceanului Indian, se observă anumite asemănări ale acestora: adâncimea fundului, vârsta crustei (Cocos și bazinele Australiei de Vest ale Oceanului Indian, bazinul Pacificului de Vest).
În ambele oceane, aceste părți sunt separate de continent și depresiunile mărilor marginale prin sisteme de tranșee de adâncime și arce insulare.Legătura dintre marginile active ale oceanelor și structurile tinere pliate ale continentelor se observă în centrul America, unde Oceanul Atlantic este separat de Marea Caraibelor printr-un șanț de adâncime și un arc insular.
Legătura strânsă a șanțurilor de adâncime care separă bazinele oceanice de masivele continentale cu structurile scoarței continentale poate fi observată în exemplul continuării nordice a șanțului de adâncime Sunda, care trece în adâncimea pre-aracană. .
Structuri ale marginilor continentelor (oceanelor) și tipuri de crustă. 
8. Tipuri de limite ale blocurilor continentale și ale bazinelor oceanice. Masele continentale și bazinele oceanice pot avea două tipuri de granițe - pasive (Atlantice) și active (Pacific). Primul tip este distribuit de-a lungul majorității oceanelor Atlantic, Indian și Arctic. Acest tip se caracterizează prin faptul că printr-o pantă continentală de abruptitate variabilă cu un sistem de falii în trepte, margini și un picior continental relativ plat, are loc închiderea masivelor continentale cu regiunea câmpiilor abisale a fundului oceanului.
În zona poalelor continentale sunt cunoscute sisteme de jgheaburi adânci, dar acestea sunt netezite de straturi groase de sedimente libere. Al doilea tip de margini este exprimat de-a lungul marginii Oceanului Pacific, de-a lungul marginii de nord-est a Oceanului Indian și pe marginea Oceanului Atlantic adiacent Americii Centrale. În aceste zone, între masivele continentale și câmpiile abisale ale fundului oceanului, există o zonă de lățime variabilă cu tranșee de adâncime, arcuri insulare și depresiuni ale mărilor marginale.
Plăcile litosferice și tipurile de limite ale acestora Studiind litosfera, care include scoarța terestră și mantaua superioară, geofizicienii au ajuns la concluzia că aceasta conține propriile neomogenități. În primul rând, aceste eterogenități ale litosferei sunt exprimate prin prezența zonelor de bandă cu flux termic ridicat, seismicitate ridicată și vulcanism modern activ care traversează întreaga sa grosime. Zonele situate între astfel de zone de bandă sunt numite plăci litosferice, iar zonele în sine sunt considerate limite ale plăcilor litosferice.
În acest caz, un tip de limite este caracterizat de tensiuni de tracțiune (limitele divergenței plăcilor), un alt tip - tensiuni de compresie (limitele de convergență ale plăcilor) și un al treilea - tensiune și compresie care apar în timpul forfecarelor.
Primul tip de granițe sunt granițe divergente (constructive), care la suprafață corespund zonelor de rift.
Al doilea tip de granițe este subducția (când blocurile oceanice sunt împinse sub cele continentale), obducția (când blocurile oceanice sunt împinse pe cele continentale) și coliziunea (când blocurile continentale se mișcă). La suprafață, ele sunt exprimate prin tranșee de adâncime, jgheaburi marginale și zone de împingeri mari, adesea cu ofiolite (suturi).
Al treilea tip de limite (de forfecare) se numește limite de transformare. De asemenea, este adesea însoțită de lanțuri intermitente de bazine de rift. Se disting mai multe plăci litosferice mari și mici. Plăcile mari includ cele eurasiatice, africane, indo-australiene, sud-americane, nord-americane, din Pacific și antarctice.
Farfuriile mici includ Caraibe, Scotia, Filipine, Cocos, Nazca, Arabian etc.
10. Rifting, răspândire, subducție, obducție, ciocnire. Rifting-ul este procesul de apariție și dezvoltare a continentelor și oceanelor în scoarța terestră, zone în formă de fâșii de extensie orizontală la scară globală.
În partea sa superioară fragilă, se manifestă prin formarea de rupturi exprimate sub formă de grabeni liniare mari, cavități de expansiune și forme structurale aferente și umplerea acestora cu sedimente și (sau) produse ale erupțiilor vulcanice, însoțind de obicei rifting-ul.
În partea inferioară, mai încălzită a crustei, deformările fragile în timpul riftingului sunt înlocuite cu întinderea plastică, ducând la subțierea acesteia (formarea unui „gât”), iar cu întindere deosebit de intensă și prelungită, o ruptură completă a continuității scoarță preexistentă (continentală sau oceanică) și formarea de „gaping” a noii cruste de tip oceanic.
Ultimul proces, numit răspândire, s-a desfășurat puternic la sfârșitul Mezozoicului și Cenozoicului în oceanele moderne, iar la o scară mai mică (?) s-a manifestat periodic în unele zone cu centuri mobile mai vechi.
Subducția este mișcarea plăcilor litosferice ale scoarței oceanice și rocilor de manta sub marginile altor plăci (conform conceptelor tectonicei plăcilor).
Însoțită de apariția zonelor cu cutremure cu focalizare profundă și formarea de arce active de insulă vulcanica.
Obducția este împingerea plăcilor tectonice compuse din fragmente de litosferă oceanică pe marginea continentală.
Ca urmare, se formează un complex ofiolit.Obducția are loc atunci când unii factori perturbă absorbția normală a crustei oceanice în manta. Unul dintre mecanismele de obducție este ridicarea scoarței oceanice pe marginea continentală atunci când aceasta intră în zona de subducție a unei creste oceanice.Obducția este un fenomen relativ rar și a avut loc doar periodic în istoria Pământului.
Unii cercetători cred că în vremea noastră acest proces are loc pe coasta de sud-vest a Americii de Sud.
Ciocnirea continentală este ciocnirea plăcilor continentale, care duce întotdeauna la zdrobirea scoarței și la formarea lanțurilor muntoase. Un exemplu de coliziune este centura munților Alpino-Himalaya, formată ca urmare a închiderii Oceanului Tethys și a ciocnirii cu placa eurasiatică a Hindustanului și Africii. Ca urmare, grosimea crustei crește semnificativ; sub Himalaya ajunge la 70 km.
Aceasta este o structură instabilă; laturile sale sunt intens distruse de eroziunea de suprafață și tectonă. În crusta cu o grosime puternic crescută, granitele sunt topite din roci sedimentare și magmatice metamorfozate.
Structura și tipurile scoarței terestre
Toate tipurile de roci care apar deasupra limitei Moho iau parte la structura scoarței terestre. Raportul dintre diferitele tipuri de roci din scoarța terestră variază în funcție de topografia și structura Pământului. În relieful Pământului, se disting continente și oceane - structuri de prim ordin (planetar), semnificativ diferite între ele în structura geologică și natura dezvoltării.
În cadrul continentului se disting structuri de ordinul doi - structuri de câmpie și de munte; în oceane - marginile continentale subacvatice, albii, tranșee de adâncime și crestele oceanice. Relieful suprafeței Pământului este dominat de două niveluri: câmpii și platouri continentale (înălțimi mai mici de 1000 m, ocupând peste 70% din suprafața terestră) și spații plate, relativ plane, ale fundului Oceanului Mondial, situate la adâncimi de 4. -6 km sub nivelul apei.
Inițial, au fost distinse două tipuri principale de scoarță terestră - continental și oceanic, apoi au fost alocate încă două - subcontinentale si suboceanice, caracteristic zonelor de tranziție continental-oceanică și marginale și mărilor interioare.
CRUSTA CONTINENTALĂ este format din trei straturi.
Primul- superior, reprezentat de roci sedimentare cu grosimea de la 0 la 5 (10) km în cadrul platformelor, până la 15-20 km în jgheaburile tectonice ale structurilor montane. Al doilea- granit-gneisul sau granit-metamorfic este compus in proportie de 50% din granite, 40% - gneisuri si alte roci metamorfozate. Grosimea pe câmpie este de 15-20 km, în structurile montane până la 20-25 km. Al treilea— granulit-mafic (maficul este roca principală, granulita este o rocă metamorfică cu textură asemănătoare gneisului cu un grad înalt (granulit) de metamorfism).
Grosimea este de 10-20 km în cadrul platformelor și până la 25-35 km în structurile montane. Grosimea scoartei continentale în cadrul platformelor este de 35-40 km, în structurile montane tinere 55-70 km, maxim sub Himalaya și Anzi 70-75 km. Limita dintre straturile granit-metamorfice și granulite-mafice se numește secțiunea Conrad. Datele de sondare seismică profundă au arătat că suprafața Conrad este înregistrată doar în anumite locuri.
Cercetările efectuate de N.I. Pavlenkova și alți specialiști, datele de foraj din puțul superadânc Kola au arătat că crusta continentală are o structură mai complexă decât cea prezentată mai sus, iar interpretarea datelor obținute de diferiți autori este ambiguă.
Crusta oceanică. Conform datelor moderne, scoarța oceanică are o structură cu trei straturi. Grosimea sa este de la 5 la 12 km, în medie 6-7 km.
Se deosebește de crusta continentală prin absența unui strat de granit-gneis. Primul strat (superior) de sedimente marine libere cu grosimea de la câteva sute de metri până la 1 km. Al doilea, situat mai jos, este compus din bazalt cu straturi intermediare de roci carbonatice si silicioase.
Grosimea de la 1 la 3 km. Al treilea, mai jos, nu a fost încă forat. Conform datelor de dragare, acesta este compus din roci magmatice de bază, cum ar fi gabbro și roci parțial ultrabazice (piroxenite). Grosimea de la 3,5 la 5 km.
SUB OCEAN TIP DE CRASTĂ DE SOL limitat la bazinele de adâncime ale mărilor marginale și interioare (bazinul sudic al Mării Caspice, Negru, Mediteranean, Ohotsk, Japonez etc.).
Structura sa este apropiată de cea a oceanului, dar diferă prin grosimea mai mare a stratului sedimentar - 4-10 km, pe alocuri până la 15-20 km. O structură similară a scoarței este caracteristică unor depresiuni adânci de pe uscat - partea centrală a câmpiei Caspice.
TIP SUB-CONTINENTAL DE CRASTĂ DE PĂMÂNT caracteristice arcurilor insulare (Aleutiene, Kuril etc.) și marginilor pasive de tip atlantic, unde stratul de granit-gneis se prinde în interiorul versantului continental.
Structura sa este apropiată de cea a continentului, dar este mai puțin groasă - 20-30 km.
Compoziția și starea materiei din mantaua și miezul Pământului
Date indirecte, mai mult sau mai puțin fiabile despre compoziție sunt disponibile pentru strat ÎN(stratul Gutenberg).
Acestea sunt: 1) aflorirea rocilor ultrabazice intruzive magmatice (peridotite) la suprafață, 2) compoziția rocilor care umple țevile purtătoare de diamante, în care, alături de peridotitele care conțin granate, se găsesc eclogite, roci foarte metamorfozate similare. în compoziţie la gabro, dar cu o densitate de 3,35-4,2 g/cm3, acesta din urmă nu se putea forma decât la presiune mare. Conform studiului corpurilor intruzive şi studiu experimental se presupune că stratul ÎN constă în principal din roci ultramafice precum peridotitele cu granate.
Această rasă a fost numită de A.E. Ringwood în 1962 pirolit.
Starea materiei din strat ÎN
În strat ÎN folosind metoda seismică, un strat de roci mai puțin dense, aparent înmuiate, numit astenosferă(greacă
„asthenos” - slab) sau ghid de undă. În ea, viteza undelor seismice, în special a celor transversale, scade. Starea materiei din astenosferă este mai puțin vâscoasă, mai plastică în raport cu straturile de deasupra și dedesubt. Se numește stratul suprastenosferic solid al mantalei superioare împreună cu scoarța terestră litosferă(„lithos” în limba greacă - piatră).
Mișcările orizontale ale plăcilor litosferice sunt asociate cu acest strat. Adâncimea astenosferei sub continente și oceane variază. Cercetările din ultimele decenii au arătat o imagine mai complexă a distribuției astenosferei sub continente și oceane decât înainte.
Sub rupturile crestelor mijlocii oceanice, stratul astenosferic se afla pe alocuri situat la o adancime de 2-3 km de la suprafata. În cadrul scuturilor (baltice, ucrainene etc.), astenosfera nu a fost detectată prin metode seismice la o adâncime de 200-250 km. Unii cercetători consideră că stratul astenosferic este discontinuu, sub formă de astenolense. Cu toate acestea, există dovezi indirecte ale prezenței astenosferei sub scuturile platformei.
Se știe că scuturile baltice și canadiene au fost supuse unor puternice glaciațiuni cuaternare. Sub greutatea gheții, scuturile s-au lăsat (ca Antarctica și Groenlanda acum). După topirea ghețarilor și îndepărtarea încărcăturii, s-a produs o creștere rapidă a scuturilor într-o perioadă relativ scurtă de timp - nivelarea echilibrului perturbat.
Aici se manifestă fenomenul de isostazie (greacă „isos” - egal, „statis” - stare) - o stare de echilibru a maselor scoarței și mantalei terestre.
Potrivit lui V.E. Khain, astenosfera de sub scuturi se află la o adâncime mai mare de 200-250 km, iar vâscozitatea ei crește, așa că este mai dificil de detectat folosind metodele existente.
Au fost obținute date despre eterogenitatea verticală a astenosferei. Adâncimea bazei astenosferei este estimată ambiguu. Unii cercetători cred că coboară la adâncimi de 300-400 km, alții că acoperă o parte din stratul C. Ținând cont de activitatea endogenă a litosferei și a mantalei superioare, conceptul tectonosferă. Tectonosfera include scoarța terestră și mantaua superioară până la adâncimi de 700 km (unde sunt înregistrate cele mai adânci focare de cutremur).
Compoziția și starea materiei în straturi C și D
Temperatura și presiunea cresc odată cu adâncimea, iar substanța se transformă în modificări mai dense.
La adâncimi de peste 400 (500) km, olivina și alte minerale capătă structura spinele, a cărei densitate crește cu 11% față de olivina. La o adâncime de 700-1000 km, are loc o compactare și mai mare, iar structura spinelului capătă o modificare mai densă - perovskit. Există o schimbare secvențială a fazelor minerale:
pirolit la o adâncime de 400(420) km,
spinel la o adâncime de 670-700 km,
perovskit la o adâncime de 2900 km.
Există o altă opinie cu privire la compoziția și starea straturilor CUȘi D.
Se presupune că silicații de fier-magneziu se descompun în oxizi care sunt împachetate dens.
Miezul Pământului
Problema este complexă și controversată. O scădere bruscă a undelor P de la 13,6 km/s la baza stratului D la 8-8,1 km/s în miezul exterior, iar undele S sunt complet stinse. Miezul exterior este lichid și nu are rezistența la forfecare a unui solid. Miezul interior pare a fi solid. Conform datelor moderne, densitatea miezului este cu 10% mai mică decât cea a unui aliaj fier-nichel.
Mulți cercetători cred că nucleul Pământului este format din fier amestecat cu nichel și sulf și, eventual, siliciu sau oxigen.
Caracteristicile fizice ale Pământului
Densitate
Densitatea medie a Pământului este de 5,52 g/cm3.
Densitatea medie a rocilor este de 2,8 g/cm3 (2,65 conform lui Palmer). Sub limita Moho densitatea este de 3,3-3,4 g/cm3, la o adâncime de 2900 km - 5,6-5,7 g/cm3, la limita superioară a nucleului 9,7-10,0 g/cm3, în centrul Pământului - 12,5 -13 g/cm3.
Densitatea litosferei continentale este de 3-3,1 g/cm3. Densitatea astenosferei este de 3,22 g/cm3. Densitatea litosferei oceanice este de 3,3 g/cm3.
Regimul termic al Pământului
Există două surse de căldură a Pământului: 1.
primite de la Soare, 2. efectuate din interior spre suprafaţa Pământului. Încălzirea de către Soare se extinde până la o adâncime de cel mult 28-30 m, iar în unele locuri la câțiva metri.
La o anumită adâncime de la suprafață există centură constantă temperatura, în care temperatura este egală cu temperatura medie anuală a unei zone date. (Moscova -20 m - +4,20, Paris - 28 m - +11,830). Sub zona de temperatură constantă, există o creștere treptată a temperaturii cu adâncimea, asociată cu fluxul de căldură profund. Se numește creșterea temperaturii cu adâncimea în grade Celsius pe unitatea de lungime gradient geotermal, iar intervalul de adâncime în metri la care temperatura crește cu 10 se numește etapa geotermală. Gradientul geotermal și treapta sunt diferite în diferite locuri de pe glob.
Potrivit lui B. Gutenberg, limitele fluctuațiilor diferă de peste 25 de ori. Acest lucru indică o activitate endogene diferită a scoarței terestre, o conductivitate termică diferită a rocilor. Cel mai mare gradient geotermal se observă în statul Oregon (SUA), egal cu 1500 la 1 km, cel mai mic - 60 la 1 km în Africa de Sud.
Valoarea medie a gradientului geotermal a fost mult timp presupusă a fi de 300 la 1 km, iar treapta geotermală corespunzătoare este de 33 m.
Potrivit lui V.N. Zharkov, lângă suprafața Pământului, gradientul geotermal este estimat la 200 la 1 km.
Dacă luăm în considerare ambele valori, atunci la o adâncime de 100 km temperatura este de 30.000 sau 20.000 C. Acest lucru nu corespunde datelor reale. Lava care curge din camerele magmatice la aceste adancimi are o temperatura maxima de 1200-12500 C. O serie de autori, tinand cont de acest gen de termometru, considera ca la o adancime de 100 km temperatura nu depaseste 1300-15000. Cu mai mult temperaturi mari rocile de la manta ar fi complet topite și undele S nu ar trece prin ele.
Prin urmare, gradientul geotermal mediu poate fi urmărit la o adâncime de 20-30 km, iar mai adânc ar trebui să scadă. Dar schimbarea temperaturii cu adâncimea este neuniformă. De exemplu: Kola well. Am calculat un gradient geotermal de 100 la 1 km. Un astfel de gradient a fost până la o adâncime de 3 km, la o adâncime de 7 km - 1200 C, la 10 km - 1800 C, la 12 km - 2200 C. S-au obținut date mai mult sau mai puțin fiabile despre temperatură pentru baza de strat ÎN — 1600 + 500 C.
Întrebare despre schimbarea temperaturii sub strat ÎN nerezolvată.
Se presupune că temperatura în miezul Pământului este în intervalul 4000-50000 C.
Câmpul gravitațional al Pământului
Gravitația, sau forța gravitației, este întotdeauna perpendiculară pe suprafața geoidului.
Distribuția gravitației pe continente și în zonele oceanice nu este aceeași la orice latitudine. Măsurătorile gravimetrice ale valorii absolute a gravitației fac posibilă identificarea anomaliilor gravimetrice - zone de gravitație în creștere sau scădere.
O creștere a gravitației indică o substanță mai densă, o scădere indică apariția unor mase mai puțin dense. Mărimea accelerației datorate gravitației variază. La suprafață, în medie, 982 cm/s2 (la ecuator 978 cm/s2, la pol 983 cm/s2), cu adâncime mai întâi crește, apoi scade rapid. La limita cu miezul exterior 1037 cm/s2, în miez scade, în stratul F ajunge la 452 cm/s2, la adâncimea de 6000 km - 126 cm/s2, în centru până la zero.
Magnetism
Pământul este un magnet gigant cu un câmp de forță în jurul său.
Câmpul geomagnetic este dipol; polii magnetici ai Pământului nu coincid cu cei geografici. Unghiul dintre axa magnetică și axa de rotație este de aproximativ 11,50.
Se face o distincție între declinația magnetică și înclinarea magnetică. Declinația magnetică este determinată de unghiul de abatere al acului busolei magnetice față de meridianul geografic. Declinarea poate fi occidentală sau orientală. La valoarea de măsurare se adaugă declinația de est, se scade declinația de vest. Liniile care leagă punctele de pe hartă cu aceeași declinație se numesc zogonami (greacă.
„izos” - egal și „gonia” - unghi). Înclinarea magnetică este definită ca unghiul dintre acul magnetic și planul orizontal. Un ac magnetic, suspendat pe o axă orizontală, este atras de polii magnetici ai Pământului și, prin urmare, nu este instalat paralel cu orizontul, formând cu acesta un unghi mai mare sau mai mic. În emisfera nordică, capătul nordic al săgeții se deplasează în jos, iar în emisfera sudică, invers. Unghiul maxim de înclinare al acului magnetic (900) va fi la polul magnetic; acesta atinge valoarea zero în zona apropiată de ecuatorul geografic.
Liniile care leagă punctele de pe hartă cu aceeași înclinare se numesc izocline („pană” greacă - eu înclin). Linia de înclinare zero a acului magnetic se numește ecuator magnetic.
Ecuatorul magnetic nu coincide cu ecuatorul geografic.
Câmpul magnetic este caracterizat de o tensiune care crește de la ecuatorul magnetic (31,8 A/m) până la polii magnetici (55,7 A/m). Originea câmpului magnetic constant al Pământului este asociată cu acțiunea sistem complex curenții electrici care apar în timpul rotației Pământului și însoțesc convecția (mișcarea) turbulentă în miezul exterior lichid.
Câmpul magnetic al Pământului influențează orientarea mineralelor feromagnetice din roci (magnetită, hematită și altele), care, în timpul procesului de solidificare a magmei sau de acumulare în rocile sedimentare, iau orientarea câmpului magnetic al Pământului existent în acel moment. Studiile privind magnetizarea remanentă a rocilor au arătat că câmpul magnetic al Pământului s-a schimbat în mod repetat în istoria geologică: polul nord a devenit sud, iar polul sud a devenit nord, adică.
n e r s i (cifra de afaceri) a avut loc. Scala de inversare magnetică este folosită pentru a subdiviza și compara straturile de roci și pentru a determina vârsta fundului oceanului.
Anterior12345678910111213Următorul
Scoarta oceanică este primitivă în compoziția sa și, în esență, reprezintă stratul diferențiat superior al mantalei, acoperit de un strat subțire de sedimente pelagice. Scoarta oceanică este de obicei împărțită în trei straturi, primul dintre care (superior) este sedimentar.
La baza stratului sedimentar se găsesc adesea sedimente subțiri, purtătoare de metal, care nu sunt consistente de-a lungul loviturii, cu predominanța oxizilor de fier. Partea inferioară a stratului sedimentar este de obicei compusă din sedimente carbonatice depuse la adâncimi mai mici de 4-4,5 km. La adâncimi mari, sedimentele carbonatice, de regulă, nu se depun, deoarece învelișurile microscopice ale organismelor unicelulare care le compun (foraminifere și cocolitofaride) se dizolvă ușor în apa de mare la presiuni de peste 400-450 atm. Din acest motiv, în depresiunile oceanice la adâncimi mai mari de 4-4,5 km, partea superioară a stratului sedimentar este compusă în principal numai din sedimente fără carbonați - argile roșii de adâncime și nămoluri silicioase. În apropierea arcurilor insulare și a insulelor vulcanice, lentilele și straturile de depozite vulcanice se găsesc adesea în secțiunea straturilor sedimentare, iar sedimentele terigene se găsesc și în apropierea deltelor râurilor mari. În oceanele deschise, grosimea stratului de sediment crește de la crestele crestelor oceanice, unde aproape nu există precipitații, până la părțile periferice ale acestora. Grosimea medie a sedimentelor este mică și, conform lui A.P. Lisitsyn, aproape de 0,5 km, dar în apropierea marginilor continentale de tip atlantic și în zonele de mari delte fluviale crește până la 10-12 km. Acest lucru se datorează faptului că aproape tot materialul terigen transportat de pe uscat, datorită proceselor de sedimentare a avalanșelor, este depus în zonele de coastă ale oceanelor și pe versanții continentali ai continentelor.
Al doilea strat, sau bazaltic, de crustă oceanică din partea superioară este compus din lave bazaltice de compoziție toleiitică (Fig. 5). Erupând sub apă, aceste lave dobândesc forme fantezistețevi și perne ondulate, motiv pentru care se numesc lave de pernă. Mai jos sunt diguri de dolerită cu aceeași compoziție toleiitică, care sunt foste canale de alimentare prin care magma bazaltice din zonele de rift curgea pe suprafața fundului oceanului. Stratul bazaltic al scoarței oceanice este expus în multe locuri de pe fundul oceanului, adiacent crestelor crestelor mijlocii oceanice și faliilor de transformare care le întinde. Acest strat a fost studiat în detaliu atât prin metode tradiționale de studiere a fundului oceanului (dragare, prelevare de probe cu tuburi de sol, fotografie), cât și cu ajutorul vehiculelor subacvatice cu echipaj, permițând geologilor să observe structura geologică a obiectelor studiate și să efectueze prelevarea țintită de roci. În plus, în ultimii 20 de ani, suprafața stratului de bazalt și straturile sale superioare au fost pătrunse de numeroase găuri de foraj la adâncime, dintre care una a pătruns chiar în stratul de lavă al pernei și a intrat în doleritele complexului de diguri. Grosimea totală a bazaltului, sau al doilea strat al scoarței oceanice, judecând după datele seismice, ajunge la 1,5, uneori 2 km.
Figura 5. Structura zonei de rift și a scoarței oceanice:
1 - nivelul oceanului; 2 — precipitații; 3—lave bazaltice perne (stratul 2a); 4—complex de dig, dolerite (stratul 2b); 5 - gabro; 6 - complex stratificat; 7 - serpentinite; 8—lherzoliții plăcilor litosferice; 9 — astenosferă; 10 — izotermă 500 °C (începutul serpentinizării).
Descoperirile frecvente de incluziuni de gabbro toleiitice în cadrul unor falii mari de transformare indică faptul că scoarța oceanică include și aceste roci dense și cristaline grosiere. Structura învelișurilor de ofiolit din centurile pliate ale Pământului, după cum se știe, sunt fragmente de crustă oceanică antică, împinse în aceste centuri pe fostele margini ale continentelor. Prin urmare, putem concluziona că complexul de diguri din scoarța oceanică modernă (precum și din nappele ofiolite) este acoperit de un strat de gabbro, care alcătuiește partea superioară a celui de-al treilea strat al crustei oceanice (stratul 3a). La o anumită distanță de crestele crestelor mijlocii oceanice, judecând după datele seismice, se poate urmări și partea inferioară a acestui strat crustal. Numeroase descoperiri în faliile de transformare mari ale serpentinitelor, corespunzătoare ca compoziție peridotitelor hidratate și complexelor ofiolite asemănătoare ca structură cu serpentinitele, sugerează că partea inferioară a scoarței oceanice este, de asemenea, compusă din serpentinite. Conform datelor seismice, grosimea stratului de gabro-serpentinit (al treilea) al scoarței oceanice ajunge la 4,5-5 km. Sub crestele crestelor mijlocii oceanice, grosimea scoartei oceanice este de obicei redusa la 3-4 si chiar 2-2,5 km direct sub vaile riftului.
Grosimea totală a scoartei oceanice fără stratul sedimentar ajunge astfel la 6,5-7 km. Mai jos, scoarța oceanică este acoperită de roci cristaline ale mantalei superioare, care alcătuiesc secțiunile subcrustale ale plăcilor litosferice. Sub crestele crestelor mijlocii oceanice, scoarta oceanica se afla direct deasupra buzunarelor de topituri bazaltice eliberate din mantaua fierbinte (din astenosfera).
Suprafața scoartei oceanice este aproximativ egală cu 3,0610 × 18 cm 2 (306 milioane km 2), densitatea medie a scoartei oceanice (fără precipitații) este aproape de 2,9 g/cm 3, prin urmare, masa crustei oceanice. crusta oceanică consolidată poate fi estimată la (5,8 -6,2)x10 24 g. Volumul și masa stratului sedimentar din bazinele de adâncime ale oceanului mondial, conform A.P. Lisitsyn, este, respectiv, 133 milioane km 3 și aproximativ 0,1 × 10 24 g. Volumul de sediment concentrat pe rafturi și versanți continentali, ceva mai mare - aproximativ 190 milioane km 3, care din punct de vedere al masei (ținând cont de compactarea sedimentelor) este de aproximativ (0,4-0,45) 10 24 g.
Fundul oceanului, care este suprafața scoarței oceanice, are o topografie caracteristică. În bazinele abisale, fundul oceanului se află la adâncimi de aproximativ 66,5 km, în timp ce pe crestele crestelor mijlocii oceanice, uneori disecate de chei abrupte și văi rift, adâncimile oceanului scad la 2-2,5 km. În unele locuri, fundul oceanului ajunge la suprafața Pământului, de exemplu, pe insulă. Islanda și în provincia Afar (nordul Etiopiei). În fața arcurilor insulare care înconjoară periferia vestică a Oceanului Pacific, nord-estul Oceanului Indian, în fața arcului Antilelor Mici și a Insulelor Sandwich de Sud din Atlantic, precum și în fața marginii continentale active din Centru și America de Sud, crusta oceanică se îndoaie și suprafața ei se cufundă la adâncimi de până la 9 -10 km, mergând mai departe sub aceste structuri și formând în fața lor tranșee înguste și extinse de adâncime.
Scoarta oceanică se formează în zonele de rift ale crestelor oceanice din mijlocul separării topirilor bazaltice de mantaua fierbinte (din stratul astenosferic al Pământului) care apar sub ele și revărsării lor pe suprafața fundului oceanului. În fiecare an în aceste zone, cel puțin 5,5-6 km 3 de topituri bazaltice se ridică din astenosferă, se revarsă pe fundul oceanului și se cristalizează, formând întregul strat al doilea al scoarței oceanice (ținând cont de stratul de gabbro, volumul de topiturile bazaltice introduse în scoarță crește la 12 km 3) . Aceste procese tectonomagmatice enorme, în continuă dezvoltare sub crestele crestelor mijlocii oceanice, nu au egal pe uscat și sunt însoțite de o seismicitate crescută (Fig. 6).
Figura 6. Seismicitatea Pământului; amplasarea cutremurului
Barazangi, Dorman, 1968
În zonele de rift situate pe crestele crestelor mijlocii oceanice, are loc întinderea și extinderea fundului oceanului. Prin urmare, toate aceste zone sunt marcate de cutremure frecvente, dar cu focalizare superficială, cu predominanța mecanismelor de deplasare a ruperii.
În schimb, sub arcele insulare și marginile continentale active, i.e. în zonele de subîmpingere a plăcilor, cutremurele mai puternice au loc de obicei cu dominația mecanismelor de compresie și forfecare. Conform datelor seismice, subsidența scoarței oceanice și a litosferei poate fi urmărită în mantaua superioară și mezosferă până la adâncimi de aproximativ 600-700 km (Fig. 7). Conform datelor de tomografie, subsidența plăcilor litosferice oceanice a fost urmărită la adâncimi de aproximativ 1400-1500 km și, posibil, mai adânc - chiar până la suprafața nucleului pământului.
Figura 7. Structura zonei de subîmpingere a plăcii din zona Insulelor Kurile:
1 - astenosferă; 2 - litosferă; 3 - crusta oceanică; 4-5—straturi sedimentar-vulcanogene; 6—sedimente oceanice; izoliniile prezintă activitate seismică în unități A 10 (Fedotov și colab., 1969); β este unghiul de incidență al zonei Wadati-Benief; α este unghiul de incidență al zonei de deformare plastică.
Fundul oceanului este caracterizat de anomalii magnetice cu benzi caracteristice și destul de contrastante, situate de obicei paralel cu crestele crestelor mijlocii oceanice (Fig. 8). Originea acestor anomalii este asociată cu capacitatea bazalților de pe fundul oceanului, la răcire, de a fi magnetizați de câmpul magnetic al Pământului, amintindu-și astfel direcția acestui câmp în momentul revărsării lor pe suprafața fundului oceanului. . Ținând cont acum că câmpul geomagnetic și-a schimbat în mod repetat polaritatea de-a lungul timpului, oamenii de știință englezi F. Vine și D. Matthews, încă din 1963, au fost primii care au datat anomalii individuale și au arătat că pe diferite pante ale crestelor mijlocii oceanice acestea anomaliile se dovedesc a fi aproximativ simetrice în raport cu crestele lor. Drept urmare, ei au reușit să reconstruiască modelele de bază ale mișcărilor plăcilor în zone individuale ale scoarței oceanice din Atlanticul de Nord și să arate că fundul oceanului se îndepărtează aproximativ simetric de crestele crestelor oceanice la viteze de ordinul mai multor centimetri pe an. Ulterior, studii similare au fost efectuate în toate zonele Oceanului Mondial și peste tot acest model a fost confirmat. Mai mult, o comparație detaliată a anomaliilor magnetice ale fundului oceanului cu geocronologia inversării magnetizării rocilor continentale, a cărei vârstă era cunoscută din alte date, a făcut posibilă extinderea datarii anomaliilor la întregul Cenozoic și apoi la mezozoicul târziu. Ca rezultat, a fost creată o metodă paleomagnetică nouă și fiabilă pentru determinarea vârstei fundului oceanului.
Figura 8. Harta anomaliilor câmpului magnetic din zona submarinului Reykjanes Ridge din Atlanticul de Nord
(Heirtzler şi colab., 1966). Anomaliile pozitive sunt indicate cu negru; AA — anomalie zero a zonei de ruptură.
Utilizarea acestei metode a condus la confirmarea ideilor exprimate anterior despre tinerețea comparativă a fundului oceanului: vârsta paleomagnetică a tuturor oceanelor, fără excepție, s-a dovedit a fi doar Cenozoic și Mezozoic târziu (Fig. 9). Ulterior, această concluzie a fost confirmată în mod strălucit de foraje la adâncime în multe puncte de pe fundul oceanului.
S-a dovedit că vârsta bazinelor oceanelor tinere (Atlantic, Indian și Arctic) coincide cu vârsta fundului lor, în timp ce vârsta Oceanului Pacific antic depășește semnificativ vârsta fundului său. Într-adevăr, bazinul Oceanului Pacific a existat cel puțin încă de la Proterozoicul târziu (poate mai devreme), iar vârsta celor mai vechi secțiuni ale fundului acestui ocean nu depășește 160 de milioane de ani, în timp ce cea mai mare parte a fost formată doar în Cenozoic. , adică mai tineri de 67 de milioane de ani.
Figura 9. Harta vârstei fundului oceanului în milioane de ani
din Larson, Pitman et al., 1985
Mecanismul „conveior” de reînnoire a fundului oceanului cu imersarea constantă a secțiunilor mai vechi ale scoarței oceanice și a sedimentelor acumulate pe acesta în manta sub arcurile insulare explică de ce, în timpul vieții Pământului, bazinele oceanice nu au avut niciodată timp să fie umplut cu sedimente. Într-adevăr, la ritmul actual de umplere a bazinelor oceanice cu sedimente terigene transportate de pe uscat, 2,210 × 16 g/an, întregul volum al acestor bazine, aproximativ egal cu 1,3710 × 24 cm 3, ar fi complet umplut în aproximativ 1,2 miliarde de ani. Acum putem spune cu mare încredere că continentele și bazinele oceanice există împreună de aproximativ 3,8 miliarde de ani și nu a avut loc nicio umplere semnificativă a depresiunilor lor în acest timp. Mai mult, după forarea în toate oceanele, acum știm sigur că nu există sedimente pe fundul oceanului mai vechi de 160-190 de milioane de ani. Dar acest lucru poate fi observat doar într-un singur caz - dacă există un mecanism eficient pentru îndepărtarea sedimentelor din oceane. Acest mecanism, așa cum se știe acum, este procesul prin care sedimentele sunt trase sub arcuri insulare și marginile continentale active în zonele de subducție a plăcilor, unde aceste sedimente sunt topite și reatașate sub formă de intruzii granitoide la scoarța continentală care se formează în aceste zone. Acest proces de topire a sedimentelor terigene și reatașarea materialului acestora de crusta continentală se numește reciclare a sedimentelor.
Conceptul de scoarță terestră.
Scoarta terestra
3) stratul superior este sedimentar. Grosimea sa în medie este de aproximativ 3 km. În unele zone grosimea precipitațiilor ajunge la 10 km (de exemplu, în câmpia Caspică). În unele zone ale Pământului nu există deloc strat sedimentar și un strat de granit iese la suprafață.
Astfel de zone sunt numite scuturi (de exemplu, Scutul Ucrainean, Scutul Baltic).
crusta de intemperii.
Suprafata Conrad
Pe bancurile sau rafturile continentale, crusta are o grosime de aproximativ 25 km și este în general asemănătoare cu crusta continentală. Cu toate acestea, un strat de bazalt poate cădea. În Asia de Est, în regiunea arcurilor insulare (Insulele Kuril, Insulele Aleutine, Insulele Japoneze etc.), scoarța terestră este de tip tranzițional. În cele din urmă, scoarța crestelor mijlocii oceanice este foarte complexă și până acum a fost puțin studiată.
Nu există o graniță Moho aici, iar materialul de manta se ridică de-a lungul falilor în crustă și chiar la suprafața acesteia.
Conceptul de isostazie
strat izotermic
gradient geotermal etapa geotermală
Citeste si:
Învelișul Pământului include scoarța terestră și partea superioară a mantalei.
Suprafața scoarței terestre are nereguli mari, principalele dintre acestea fiind proeminențele continentelor și depresiunile lor - depresiuni oceanice uriașe. Existența și poziția relativă a continentelor și bazinelor oceanice este asociată cu diferențe în structura scoarței terestre.
crusta continentală. Este format din mai multe straturi. Vârful este un strat de roci sedimentare. Grosimea acestui strat este de până la 10-15 km. Sub el se află un strat de granit. Rocile care o alcătuiesc sunt similare în proprietățile lor fizice cu granitul. Grosimea acestui strat este de la 5 la 15 km. Sub stratul de granit se află un strat de bazalt, format din bazalt și roci ale căror proprietăți fizice seamănă cu bazalt. Grosimea acestui strat este de la 10 km la 35 km. Astfel, grosimea totală a crustei continentale ajunge la 30-70 km.
crustă oceanică. Se deosebește de crusta continentală prin faptul că nu are strat de granit sau este foarte subțire, deci grosimea scoarței oceanice este de doar 6-15 km.
Pentru a determina compoziția chimică a scoarței terestre, sunt disponibile doar părțile sale superioare - la o adâncime de cel mult 15-20 km. 97,2% din compoziția totală a scoarței terestre este alcătuită din: oxigen - 49,13%, aluminiu - 7,45%, calciu - 3,25%, siliciu - 26%, fier - 4,2%, potasiu - 2,35%, magneziu - 2,35%, sodiu - 2,24%.
Alte elemente ale tabelului periodic reprezintă de la zecimi la sutimi de procent.
Majoritatea oamenilor de știință cred că crusta de tip oceanic a apărut pentru prima dată pe planeta noastră.
Sub influența proceselor care au loc în interiorul Pământului, în scoarța terestră s-au format pliuri, adică zone muntoase. Grosimea scoarței a crescut. Așa s-au format proeminențe continentale, adică a început să se formeze crusta continentală.
În ultimii ani, în legătură cu studiile asupra scoarței terestre de tipuri oceanice și continentale, a fost creată o teorie a structurii scoarței terestre, care se bazează pe ideea plăcilor litosferice. Teoria în dezvoltarea sa s-a bazat pe ipoteza derivei continentale, creată la începutul secolului XX de omul de știință german A. Wegener.
Tipuri de scoarță terestră Wikipedia
Cautare site:
Ipoteze care explică originea și dezvoltarea scoarței terestre
Conceptul de scoarță terestră.
Scoarta terestra este un complex de straturi de suprafață ale corpului solid al Pământului. În literatura științifică geografică nu există o idee unică despre originea și căile de dezvoltare ale scoarței terestre.
Există mai multe concepte (ipoteze) care dezvăluie mecanismele de formare și dezvoltare a scoarței terestre, dintre care cele mai fundamentate sunt următoarele:
1. Teoria fixismului (din latinescul fixus - nemișcat, neschimbător) afirmă că continentele au rămas mereu în locurile pe care le ocupă în prezent. Această teorie neagă orice mișcare a continentelor și a unor părți mari ale litosferei.
2. Teoria mobilismului (din latinescul mobilis - mobile) demonstrează că blocurile litosferei sunt în continuă mișcare. Acest concept a devenit deosebit de ferm stabilit în ultimii ani în legătură cu achiziționarea de noi date științifice din studiul fundului Oceanului Mondial.
3. Conceptul de creștere continentală în detrimentul fundului oceanului consideră că continentele originale s-au format sub formă de masive relativ mici care alcătuiesc acum platformele continentale antice. Ulterior, aceste masive au crescut din cauza formării munților pe fundul oceanului adiacent marginilor nucleelor de pământ inițiale. Studiul fundului oceanic, în special în zona crestelor mijlocii oceanice, a dat motive să ne îndoim de corectitudinea conceptului de creștere continentală din cauza fundului oceanic.
4. Teoria geosinclinalelor afirmă că creșterea dimensiunii terenului are loc prin formarea munților în geosinclinale. Procesul geosinclinal, ca unul dintre principalele în dezvoltarea scoarței terestre, formează baza multor explicații științifice moderne ale procesului de origine și dezvoltare a scoarței terestre.
5. Teoria rotației își bazează explicația pe propoziția că, întrucât figura Pământului nu coincide cu suprafața unui sferoid matematic și este rearanjată din cauza rotației inegale, dungile zonale și sectoarele meridionale de pe o planetă în rotație sunt inevitabil inegale din punct de vedere tectonic. Ele reacţionează cu grade diferite de activitate la stresurile tectonice cauzate de procesele intraterestre.
Există două tipuri principale de scoarță terestră: oceanică și continentală. Se distinge și un tip de tranziție al scoarței terestre.
Crustă oceanică. Grosimea scoartei oceanice în epoca geologică modernă variază de la 5 la 10 km. Este format din următoarele trei straturi:
1) strat subțire superior de sedimente marine (grosime nu mai mare de 1 km);
2) strat de bazalt mijlociu (grosime de la 1,0 la 2,5 km);
3) strat inferior de gabro (grosime aproximativ 5 km).
Crusta continentală (continentală). Scoarta continentală are o structură mai complexă și o grosime mai mare decât crusta oceanică. Grosimea sa este în medie de 35-45 km, iar în țările muntoase crește la 70 km. Este, de asemenea, format din trei straturi, dar diferă semnificativ de ocean:
1) strat inferior compus din bazalt (grosime aproximativ 20 km);
2) stratul mijlociu ocupă grosimea principală a scoarței continentale și se numește convențional granit. Este compus în principal din granite și gneisuri. Acest strat nu se extinde sub oceane;
3) stratul superior este sedimentar. Grosimea sa în medie este de aproximativ 3 km.
În unele zone grosimea precipitațiilor ajunge la 10 km (de exemplu, în câmpia Caspică). În unele zone ale Pământului nu există deloc strat sedimentar și un strat de granit iese la suprafață. Astfel de zone sunt numite scuturi (de exemplu, Scutul Ucrainean, Scutul Baltic).
Pe continente, ca urmare a meteorizării rocilor, se formează o formațiune geologică, numită crusta de intemperii.
Stratul de granit este separat de stratul de bazalt Suprafata Conrad , la care viteza undelor seismice crește de la 6,4 la 7,6 km/sec.
Granița dintre scoarța terestră și mantaua (atât pe continente, cât și pe oceane) trece de-a lungul Suprafata Mohorovicic (linia Moho). Viteza undelor seismice pe ea crește brusc la 8 km/oră.
Pe lângă cele două tipuri principale - oceanice și continentale - există și zone de tip mixt (de tranziție).
Pe bancurile sau rafturile continentale, crusta are o grosime de aproximativ 25 km și este în general asemănătoare cu crusta continentală. Cu toate acestea, un strat de bazalt poate cădea. În Asia de Est, în regiunea arcurilor insulare (Insulele Kuril, Insulele Aleutine, Insulele Japoneze etc.), scoarța terestră este de tip tranzițional. În cele din urmă, scoarța crestelor mijlocii oceanice este foarte complexă și până acum a fost puțin studiată. Nu există o graniță Moho aici, iar materialul de manta se ridică de-a lungul falilor în crustă și chiar la suprafața acesteia.
Conceptul de „crustă terestră” ar trebui să fie distins de conceptul de „litosferă”. Conceptul de „litosferă” este mai larg decât „scoața terestră”. În litosferă, știința modernă include nu numai scoarța terestră, ci și mantaua cea mai superioară a astenosferei, adică la o adâncime de aproximativ 100 km.
Conceptul de isostazie . Un studiu al distribuției gravitației a arătat că toate părțile scoarței terestre - continente, țări muntoase, câmpii - sunt echilibrate pe mantaua superioară. Această poziție echilibrată se numește isostasy (din latinescul isoc - par, stasis - poziție). Echilibrul izostatic se realizează datorită faptului că grosimea scoarței terestre este invers proporțională cu densitatea acesteia. Crusta oceanică grea este mai subțire decât crusta continentală mai ușoară.
Isostazia nu este, în esență, nici măcar un echilibru, ci o dorință de echilibru, permanent perturbată și restabilită. De exemplu, Scutul Baltic, după topirea gheții continentale din glaciația Pleistocenului, se ridică cu aproximativ 1 metru pe secol. Zona Finlandei este în continuă creștere din cauza fundului mării. Teritoriul Olandei, dimpotrivă, este în scădere. Linia de echilibru zero se desfășoară în prezent ușor la sud de latitudinea 60 0 N. Sankt Petersburg modern este cu aproximativ 1,5 m mai înalt decât Sankt Petersburg în timpul lui Petru cel Mare. După cum arată datele din cercetările științifice moderne, chiar și greutatea orașelor mari este suficientă pentru fluctuațiile izostatice ale teritoriului de sub ele. În consecință, scoarța terestră din zonele marilor orașe este foarte mobilă. În general, relieful scoarței terestre este o imagine în oglindă a suprafeței Moho, baza scoarței terestre: zonele ridicate corespund depresiunilor din manta, zonele inferioare corespund unui nivel superior al limitei sale superioare. Astfel, sub Pamir adâncimea suprafeței Moho este de 65 km, iar în câmpia Caspică este de aproximativ 30 km.
Proprietățile termice ale scoarței terestre . Fluctuațiile zilnice ale temperaturii solului se extind la o adâncime de 1,0 - 1,5 m, iar fluctuațiile anuale la latitudinile temperate în țările cu climă continentală la o adâncime de 20-30 m. La adâncimea în care influența fluctuațiilor anuale de temperatură datorate încălzirii suprafața pământului de către Soare încetează, există strat de temperatură constantă a solului. Se numeste strat izotermic . Sub stratul izoterm adânc în Pământ, temperatura crește, iar acest lucru este cauzat de căldura internă a intestinelor pământului. Căldura internă nu participă la formarea climatelor, dar servește drept bază energetică pentru toate procesele tectonice.
Se numește numărul de grade cu care temperatura crește la fiecare 100 m de adâncime gradient geotermal . Se numește distanța în metri, la coborâre cu care temperatura crește cu 1 0 C etapa geotermală . Mărimea treptei geotermale depinde de topografia, conductivitatea termică a rocilor, apropierea surselor vulcanice, circulația apei subterane etc. În medie, treapta geotermală este de 33 m. În zonele vulcanice, treapta geotermală poate fi de numai aproximativ 5 m. , iar în zonele liniștite din punct de vedere geologic (de exemplu, pe platforme) poate ajunge la 100 m.
⇐ Anterior234567891011Următorul ⇒
În structura Pământului, cercetătorii disting 2 tipuri de scoarță terestră - continentală și oceanică.
Ce este crusta continentală?
crusta continentală, numită și continentală, se caracterizează prin prezența a 3 straturi diferite în structura sa. Cel de sus este reprezentat de roci sedimentare, al doilea este granit sau gneisuri, al treilea este format din bazalt, granulite si alte roci metamorfice.
crusta continentală
Grosimea scoartei continentale este de aproximativ 35-45 km, ajungând uneori la 75 km (de obicei în zonele muntoase). Tipul de crustă în cauză acoperă aproximativ 40% din suprafața Pământului. În ceea ce privește volumul, acesta corespunde cu aproximativ 70% din scoarța terestră.
Vârsta crustei continentale ajunge la 4,4 miliarde de ani.
Ce este crusta oceanică?
Formarea principală a mineralelor crustă oceanică, - bazalt. Dar, pe lângă aceasta, structura sa include:
- roci sedimentare;
- intruziuni stratificate.
Conform conceptului științific predominant, crusta oceanică se formează în mod constant datorită proceselor tectonice. Este mult mai tânără decât continentul, vârsta celor mai vechi secțiuni ale sale este de aproximativ 200 de milioane de ani.
crustă oceanică Grosimea scoarței oceanice este de aproximativ 5-10 km, în funcție de locul specific de măsurare. Se poate observa că în timp rămâne aproape neschimbat. O abordare comună în rândul oamenilor de știință este că scoarța oceanică ar trebui să fie considerată ca aparținând litosferei oceanice. La rândul său, grosimea sa depinde în mare măsură de vârstă.
Comparaţie
Principala diferență dintre scoarța continentală și crusta oceanică este, evident, amplasarea acestora. Primul conține continente, pământ, al doilea - oceane și mări.
Scoarta continentala este reprezentata in principal de roci sedimentare, granite si granulite. Oceanic - în principal bazalt.
Crusta continentală este mult mai groasă și mai veche. Este inferioară celei oceanice în ceea ce privește suprafața care acoperă suprafața terestră, dar superior în ceea ce privește volumul pe care îl ocupă pe întreaga scoarță terestră.
Se poate observa că, în unele cazuri, crusta oceanică este capabilă să fie stratificată deasupra crustei continentale în procesul de obducție.
După ce am stabilit care este diferența dintre crusta continentală și cea oceanică, vom înregistra concluziile într-un mic tabel.
Masa
| crusta continentală | crustă oceanică |
| Conține continente și pământ | Găzduiește oceane și mări |
| Reprezentat în principal prin roci sedimentare, granite, granulițe | Constă în principal din bazalt |
| Are o grosime de până la 75 km, de obicei 35-45 km | Are o grosime de obicei în 10 km |
| Vârsta unor părți ale scoarței continentale ajunge la 4,4 miliarde de ani | Cele mai vechi secțiuni ale scoarței oceanice au aproximativ 200 de milioane de ani. |
| Ocupă aproximativ 40% din suprafața Pământului | Ocupă aproximativ 60% din suprafața Pământului |
| Ocupă aproximativ 70% din volumul scoarței terestre | Ocupă aproximativ 30% din volumul scoarței terestre |
