27.09.2019

¿En qué se diferencia la corteza continental de la corteza oceánica? ¿Qué es la corteza terrestre?

La tierra se compone de varias capas: atmósfera, hidrosfera, biosfera, litosfera.

Biosfera- un caparazón especial de la tierra, el área de actividad vital de los organismos vivos. Incluye la parte inferior de la atmósfera, toda la hidrosfera y la parte superior de la litosfera. La litosfera es la capa más dura de la tierra:

Estructura:

la corteza terrestre

manto (Si, Ca, Mg, O, Fe)

núcleo externo

núcleo central

centro de la tierra - temperatura 5-6 mil o C

La composición central es Ni\Fe; densidad del núcleo - 12,5 kg / cm 3;

Kimberlitas- (del nombre de la ciudad de Kimberley en Sudáfrica), una roca ígnea ultrabásica brechada de aspecto efusivo que llena los conductos de explosión. Se compone principalmente de olivino, piroxenos, granate piropo-almandina, picroilmenita, flogopita, con menos frecuencia circón, apatita y otros minerales incluidos en una masa fundamental de grano fino, generalmente alterada por procesos posvolcánicos a una composición de serpentina-carbonato con perovskita. clorita, etc. d.

eclogita- roca metamórfica constituida por piroxeno con un alto contenido de jadeíta minal (omfacita) y granate grosularia-piropo-almandina, cuarzo y rutilo. En términos de composición química, las eclogitas son idénticas a las rocas ígneas de composición básica: gabro y basaltos.

La estructura de la corteza terrestre.

Espesor de capa = 5-70 km; tierras altas - 70 km, lecho marino - 5-20 km, en promedio 40-45 km. Capas: sedimentaria, granito-gneis (no en la corteza oceánica), granito-bosita (basalto)

La corteza terrestre es un complejo de rocas que se encuentra por encima del límite de Mohorovichic. Las rocas son agregados naturales de minerales. Estos últimos están compuestos por varios elementos químicos. La composición química y la estructura interna de los minerales dependen de las condiciones de su formación y determinan sus propiedades. A su vez, la estructura y composición mineral de las rocas indican el origen de estas últimas y permiten determinar las rocas en campo.

Hay dos tipos de corteza terrestre: continental y oceánica, que difieren mucho en composición y estructura. El primero, más ligero, forma áreas elevadas - continentes con sus márgenes submarinos, el segundo ocupa el fondo de las depresiones oceánicas (2500-3000m). La corteza continental consta de tres capas: sedimentaria, granito-gneis y granulita-máfica, con un espesor de 30-40 km en las llanuras hasta 70-75 km bajo las montañas jóvenes. La corteza oceánica de hasta 6-7 km de espesor tiene una estructura de tres capas. Debajo de una capa delgada de sedimentos sueltos se encuentra la segunda capa oceánica, que consiste en basaltos, la tercera capa está compuesta por gabro con rocas ultrabásicas subordinadas. La corteza continental está enriquecida en sílice y elementos ligeros - Al, sodio, potasio, C, en comparación con la oceánica.

Corteza continental (continental) caracterizado por alta potencia: un promedio de 40 km, a veces alcanzando los 75 km. Se compone de tres "capas". Encima se encuentra una capa sedimentaria formada por rocas sedimentarias de diferente composición, edad, génesis y grado de dislocación. Su espesor varía de cero (sobre escudos) a 25 km (en depresiones profundas, por ejemplo, la del Caspio). Debajo se encuentra la capa de "granito" (granito metamórfico), que consiste principalmente en rocas ácidas, de composición similar al granito. El mayor espesor de la capa de granito se observa bajo jóvenes montañas altas donde alcanza los 30 km o más. Dentro de las áreas planas de los continentes, el espesor de la capa de granito disminuye a 15-20 km. Debajo de la capa de granito se encuentra la tercera capa, "basalto", que también recibió su nombre condicionalmente: las ondas sísmicas la atraviesan a la misma velocidad con la que, en condiciones experimentales, atraviesan los basaltos y las rocas cercanas. La tercera capa, de 10 a 30 km de espesor, está compuesta por rocas altamente metamorfoseadas de composición predominantemente máfica. Por lo tanto, también se le llama granulita-máfica.

corteza oceánica marcadamente diferente del continental. En la mayor parte del área del fondo del océano, su espesor varía de 5 a 10 km. Su estructura también es peculiar: bajo una capa sedimentaria con un espesor de varios cientos de metros (en cuencas de aguas profundas) a 15 km (cerca de los continentes), hay una segunda capa compuesta de lavas almohadilladas con capas delgadas de rocas sedimentarias. La parte inferior de la segunda capa está compuesta por un peculiar complejo de diques paralelos de composición basáltica. La tercera capa de la corteza oceánica, de 4-7 km de espesor, está representada por rocas ígneas cristalinas de composición predominantemente básica (gabro). Así, la característica específica más importante de la corteza oceánica es su bajo espesor y la ausencia de una capa de granito.

1) La estructura de la corteza oceánica y continental es la misma.

2) La corteza continental es más ligera que la oceánica.

3) La capa más joven de la corteza terrestre es sedimentaria.

4) La corteza oceánica tiene un espesor mayor que la continental.

10. ¿Cuál es la zona climática más grande de Australia?

1) Tropical 2) Ecuatorial 3) Templado 4) Ártico

11. Distribuye los continentes del sur a medida que aumenta su área:

1) Antártida 2) África 3) América del Sur 4) Australia.

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12. ¿Cuál es la corriente más notable del Océano Mundial, que es una corriente poderosa y profunda (2500-3000 m) en el océano? Moviéndose a una velocidad de 25-30 cm/s, cruza tres océanos y cierra los giros subtropicales del sur.

Respuesta:_______________________________

Dé una respuesta corta.

13. 2/3 de la superficie terrestre está ocupada por el océano. Pero cada año más y más personas se enfrentan al problema de la falta de agua. ¿Por qué?

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¿Dónde están los límites entre las placas de la litosfera?: a) a lo largo de los barrancos; b) en llanuras y ríos; c) a lo largo de las dorsales oceánicas y fosas de aguas profundas; d) a lo largo de

costa de los continentes.¿Cómo se denominan las antiguas áreas estables de las placas litosféricas?a) áreas plegadas; b) plataformas; c) llanuras; d) el lecho del océano.¿Cuál es el nombre del régimen meteorológico a largo plazo que se repite en un área determinada de año en año? a) clima; b) el tiempo; c) isoterma; d) el efecto invernadero: cuanto más cerca del ecuador: a) mayor es el ángulo de incidencia de los rayos solares y menos se calienta la superficie terrestre b) menor es el ángulo de incidencia de los rayos solares y mayor la temperatura del aire en la troposfera, cuanto mayor es el ángulo de incidencia de los rayos del sol y más se calienta la superficie terrestre, es decir, mayor es la temperatura del aire en la capa superficial de la atmósfera d) el ángulo de incidencia de los rayos del sol es menor y la superficie terrestre se calienta menos.¿Qué vientos prevalecen en las latitudes tropicales?a) los vientos alisios; b) occidental; c) norte; d) monzones ¿Dónde hay áreas de baja presión en la Tierra? a) cerca del ecuador y en latitudes templadas; b) en latitudes templadas y tropicales c) cerca de los polos; d) sólo sobre los continentes. ¿En qué latitudes se observa el movimiento ascendente del aire?: a) en la tropical; b) en el ecuatorial; c) en la Antártida; d) en el ártico.¿En qué zona climática dominan 2 masas de aire durante el año: templada y tropical?a) en templada; b) en los trópicos; c) en el subtropical; d) en el subcuatorial Para qué clima. los cinturones son caracteristicos de la dominancia vientos del oeste, ¿estaciones pronunciadas? a) para la tropical; b) para el ecuatorial; c) para moderado; d) para el Ártico ¿De qué depende la salinidad de las aguas del océano? a) sobre la cantidad de precipitación; b) por evaporación; c) de la afluencia de aguas fluviales; d) por todas las razones anteriores, la temperatura de las aguas superficiales del océano: a) es la misma en todas partes; b) varía y depende de la latitud c) cambia solo con la profundidad; d) cambia con la profundidad y con la latitud.¿A qué se debe la alternancia de zonas naturales en la tierra?a) la cantidad de humedad; b) la cantidad de calor; c) vegetación; d) la relación de calor y humedad. Parte B. ¿Cuáles son las tres capas que componen la corteza continental?¿Cuál es la importancia de la atmósfera para los organismos vivos? (al menos 3 factores) Indique cómo todos los componentes envolvente geográfica conectadas en un todo? Define el concepto de raza, e indica las principales razas humanas. Parte C. ¿Qué fuerza mueve las placas de la litosfera? ¿Por qué las masas de aire se mueven hacia el norte y luego hacia el sur durante el año? ¿Qué es zonalidad altitudinal? Y su patrón principal.

1. ¿Hace cuántos años se formó el planeta Tierra?

1. 6 -7 mil millones; 2. 4.5 - 5 mil millones; 3. 1 - 1.5 mil millones 4. 700 -800 millones
¿Qué línea muestra la secuencia correcta de eras geológicas?
1. Arcaico - Paleozoico - Proterozoico - Mesozoico - Cenozoico;
2. Proterozoico - Paleozoico - Mesozoico - Arcaico - Cenozoico;
3. Arcaico - Proterozoico - Paleozoico - Mesozoico - Cenozoico;
4. Arcaico - Proterozoico - Paleozoico - Cenozoico - Mesozoico;
El espesor de la corteza continental es:
1. menos de 5 km; 2. de 5 a 10 km; 3. de 35 a 80 km; 4. de 80 a 150 km.
¿Dónde es más gruesa la corteza terrestre?
1. en la Llanura de Siberia Occidental; 3. en el fondo del océano
2. en el Himalaya; 4. en las tierras bajas amazónicas.
Parte de Eurasia se encuentra en la placa litosférica:
1. africano; 3. Indo-australiano;
2. Antártida; 4.Pacífico.
Los cinturones sísmicos de la Tierra se forman:
1. en los límites de la colisión de placas litosféricas;
2. en los límites de la expansión y ruptura de las placas litosféricas;
3. en áreas donde las placas litosféricas se deslizan paralelas entre sí;
4. todas las opciones son correctas.
¿Cuáles de las siguientes montañas se encuentran entre las más antiguas?
1. escandinavo; 2. Urales; 3. Himalaya; 4. Andes.
¿En qué línea se encuentran las estructuras montañosas? orden correcto por el tiempo de ocurrencia (de mayor a menor)?
1. Himalaya - Montes Urales - Cordillera; 3. Montes Urales - Cordillera - Himalaya;
2. Montes Urales - Himalaya - Cordilleras; 4. Cordillera - Montes Urales - Himalaya.
¿Qué accidentes geográficos se forman en las áreas de plegamiento?
1. montañas; 2. llanuras; 3. plataformas; 4. tierras bajas.
Las áreas relativamente estables y niveladas de la corteza terrestre que se encuentran en la base de los continentes modernos son:
1. aguas poco profundas continentales; 2. plataformas; 3. cinturones sísmicos; 4. islas.
¿Qué afirmación sobre las placas litosféricas es verdadera?
1. Las placas litosféricas se mueven lentamente sobre el material plástico blando del manto;
2. las placas litosféricas continentales son más ligeras que las oceánicas;
3. El movimiento de las placas litosféricas ocurre a una velocidad de 111 km por año;
4. Los límites de las placas litosféricas corresponden exactamente a los límites de los continentes.
Si se establece en el mapa de la estructura de la corteza terrestre que el territorio está ubicado en el área del nuevo (plegamiento Cainozoico), entonces podemos concluir que:
1. tiene una alta probabilidad de terremotos;
2. está en una gran llanura;
3. hay una plataforma en la base del territorio.
¿En qué se diferencia la corteza oceánica de la corteza continental?
1. la ausencia de una capa sedimentaria; 2. falta de una capa de granito; 3. la ausencia de una capa de granito.
Ordene las capas de roca de la corteza continental de abajo hacia arriba:
1. capa de granito; 2. capa de basalto; 3. capa sedimentaria.
Lee el texto.
El 21 de mayo de 1960 ocurrió un terremoto en la ciudad de Concepción, ubicada en el territorio del estado de Chile, seguido de una serie de temblores. Los edificios se derrumbaron, bajo los escombros de los cuales murieron miles de personas. El 24 de mayo, a las seis de la mañana, las olas del tsunami se acercaron a las islas Kuriles y Kamchatka.
¿Por qué a menudo ocurren terremotos en esta área? Da al menos dos oraciones.

La corteza oceánica es primitiva en su composición y, en esencia, representa la capa diferenciada superior del manto, cubierta desde arriba por una capa delgada de sedimentos pelágicos. En la corteza oceánica se suelen distinguir tres capas, la primera de ellas (superior) es sedimentaria.

En la base de la capa sedimentaria se presentan sedimentos metalíferos delgados e irregulares 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 de carbonato, por regla general, no se depositan, ya que las conchas microscópicas de los organismos unicelulares (foraminíferos y cocolitofaridos) que los componen 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 se compone principalmente de sedimentos no carbonatados: arcillas rojas de aguas profundas y limos silíceos. Cerca de arcos de islas e islas volcánicas en la sección de la secuencia sedimentaria, a menudo se encuentran lentes y capas intermedias de depósitos volcánicos, y cerca de deltas ríos principales- y sedimentos terrígenos. En los océanos abiertos, el espesor de la capa sedimentaria aumenta desde las crestas de las dorsales oceánicas, donde casi no hay precipitaciones, hasta sus partes periféricas. El espesor promedio de precipitación es pequeño y, según A.P. Lisitsyn, está cerca de 0,5 km, pero cerca de los márgenes continentales de tipo atlántico y en áreas de grandes deltas de ríos, aumenta a 10-12 km. Esto se debe a que casi todo el material terrígeno transportado desde tierra se deposita en las zonas costeras de los océanos y en los taludes continentales debido a los procesos de sedimentación por avalancha.

La segunda capa, o basáltica, de la corteza oceánica en la parte superior está compuesta por lavas basálticas toleíticas (Fig. 5). Al verterse bajo el agua, estas lavas adoptan formas extrañas de tubos corrugados y almohadas, razón por la cual se llaman lavas almohada. Debajo hay diques de dolerita de la misma composición de toleita, que son antiguos canales de suministro a través de los cuales el magma basáltico en las zonas de grietas brotó en la superficie del fondo del océano. La capa basáltica de la corteza oceánica está expuesta en muchos lugares en el fondo del océano adyacente a las crestas de las dorsales oceánicas y las fallas transformantes que las cubren. Esta capa ha sido estudiada en detalle tanto por métodos tradicionales de estudio del fondo del océano (dragado, muestreo con tubos de suelo, fotografía), como con la ayuda de vehículos submarinos tripulados, que permiten a los geólogos observar la estructura geológica de los objetos estudiados y realizar Muestreo dirigido de rocas. Además, durante los últimos 20 años, la superficie de la capa de basalto y sus capas superiores han quedado expuestas por numerosos pozos de perforación en aguas profundas, uno de los cuales incluso atravesó una capa de lavas almohadilladas y entró en las doleritas del complejo del dique. El espesor total de la capa basáltica, o segunda, de la corteza oceánica, según datos sísmicos, alcanza 1,5, a veces 2 km.

Figura 5 La estructura de la zona de rift y la corteza oceánica:
1 - nivel del océano; 2 - precipitación; 3, lavas basálticas almohadilladas (capa 2a); 4, dique complejo, doleritas (capa 2b); 5 - gabro; 6 - complejo en capas; 7, serpentinitas; 8, lherzolitas de placas litosféricas; 9 - astenosfera; 10 - 500 °C isoterma (inicio de serpentinización).

Los hallazgos frecuentes de inclusiones de gabro-tholeita dentro de grandes fallas transformantes indican que estas rocas densas y de grano grueso también están incluidas en la corteza oceánica. La estructura de las cubiertas de ofiolita en los cinturones plegados de la Tierra, como es sabido, son fragmentos de la antigua corteza oceánica empujados en estos cinturones sobre los antiguos bordes de los continentes. Por lo tanto, se puede concluir que el complejo de diques en la corteza oceánica moderna (así como en las láminas de ofiolita) está sustentado desde abajo por una capa de gabro, que forma 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. Numerosos hallazgos en grandes fallas transformantes de serpentinitas, cuya composición corresponde a peridotitas hidratadas y complejos de ofiolita de estructura similar a las serpentinitas, sugieren que la parte inferior de la corteza oceánica también está compuesta por serpentinitas. Según los 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 a 2-2,5 km directamente debajo de los valles del rift.

El espesor total de la corteza oceánica sin capa sedimentaria alcanza así los 6,5-7 km. Desde abajo, la corteza oceánica está sustentada por rocas cristalinas del manto superior, que forman las secciones de la subcorteza de las placas litosféricas. Debajo de las crestas de las dorsales oceánicas, la corteza oceánica se superpone directamente sobre las cámaras de derretimiento de basalto liberado del material caliente del manto (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 promedio de la corteza oceánica (sin precipitaciones) es cercana a 2.9 g/cm 3, por lo tanto, la masa de la la corteza oceánica consolidada se puede estimar por el valor (5.8 -6.2)x10 24 g El volumen y la masa de la capa sedimentaria en las cuencas de aguas profundas del océano mundial, según A.P. Lisitsyn, son respectivamente 133 millones de km 3 y aproximadamente 0.1 × 10 24 g El volumen de sedimentos concentrados en las plataformas y taludes continentales, algo mayor - alrededor de 190 millones de km 3, que en términos de masa (teniendo en cuenta la compactación de sedimentos) es aproximadamente (0.4-0.45) 10 24 gramo.

El fondo oceánico, que es la superficie de la corteza oceánica, tiene un relieve característico. En las cuencas abisales, el suelo oceánico se encuentra a profundidades de unos 66,5 km, mientras que en las crestas de las dorsales oceánicas, a veces divididas por gargantas empinadas, valles de grietas, las profundidades del océano disminuyen a 2-2,5 km. En algunos lugares, el fondo del océano sale a la superficie diurna de la Tierra, por ejemplo, aproximadamente. Islandia y en la provincia de Afar (Norte de Etiopía). Frente a los arcos de islas que rodean la periferia occidental océano Pacífico, Noreste océano Indio, frente al arco de las Antillas Menores y las Islas Sandwich del Sur en el Atlántico, así como frente al margen activo del continente en América Central y del Sur, la corteza oceánica se hunde y su superficie se hunde a profundidades de hasta 9 -10 km, yendo más allá debajo de estas estructuras y formando frente a ellas estrechas y largas fosas marinas profundas.

La corteza oceánica se forma en las zonas de ruptura de las dorsales oceánicas debido a la separación de los fundidos de basalto del manto caliente (de la capa astenosférica de la Tierra) y su derramamiento sobre la superficie del suelo oceánico. Cada año, en estas zonas, se eleva desde la astenosfera, se vierte en el fondo del océano y cristaliza al menos 5,5-6 km 3 de fundidos de basalto, que forman toda la segunda capa de la corteza oceánica (teniendo en cuenta la capa de gabro, el volumen de fundidos de basalto introducidos en la corteza aumenta a 12 km3) . Estos grandiosos procesos tectonomagmáticos, que se desarrollan constantemente bajo las crestas de las dorsales oceánicas, no tienen paralelo en tierra y van acompañados de una mayor sismicidad (Fig. 6).

Figura 6 sismicidad de la tierra; colocación de terremotos
Barazangi y Dorman, 1968

En las zonas de grietas ubicadas en las crestas de las dorsales oceánicas, el suelo oceánico se estira y se separa. Por lo tanto, todas esas zonas están marcadas por terremotos frecuentes, pero de foco superficial, con predominio de mecanismos de desplazamiento discontinuo.

Por el contrario, bajo arcos de islas y márgenes continentales activos, es decir, en las zonas de placa de empuje, los terremotos más fuertes generalmente ocurren con el predominio de los mecanismos de compresión y corte. Según los datos sísmicos, el hundimiento de la corteza oceánica y la litosfera se rastrea en el manto superior y la mesosfera hasta profundidades de unos 600 a 700 km (Fig. 7). Según los datos de 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 de la tierra.

Figura 7 La estructura de la zona de empuje de la placa en el área de las Islas Kuriles:
1 - astenosfera; 2 - litosfera; 3, corteza oceánica; 4-5 - secuencia sedimentaria-vulcanogénica; 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 de 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, que generalmente se encuentran paralelas a las crestas de las dorsales oceánicas (Fig. 8). El origen de estas anomalías está asociado a la capacidad de los basaltos del fondo oceánico de ser magnetizados por el campo magnético terrestre durante el enfriamiento, recordando así la dirección de este campo en el momento de su efusión sobre la superficie del fondo oceánico. Dado que el campo geomagnético cambió su polaridad muchas veces a lo largo del tiempo, los científicos ingleses F. Vine y D. Matthews en 1963 lograron por primera vez fechar anomalías individuales y demostrar que en diferentes pendientes de las dorsales oceánicas estas anomalías resultan ser aproximadamente simétricos en relación con sus crestas. Como resultado, pudieron reconstruir los patrones principales de los movimientos de las placas en ciertas áreas de la corteza oceánica en el Atlántico Norte y demostrar que el fondo del océano se está separando aproximadamente simétricamente de las crestas de las dorsales oceánicas a tasas de 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 oceánico con la geocronología de la remagnetización 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 al Mesozoico superior. Como resultado, se creó un método paleomagnético nuevo y confiable para determinar la edad del fondo del océano.

Figura 8 Mapa de anomalías campo magnético en Reykjanes Ridge en el Atlántico Norte
(Heirtzler et al., 1966). Las anomalías positivas están marcadas en negro; AA es la anomalía cero de la zona de ruptura.

El uso de este método condujo a la confirmación de las ideas expresadas anteriormente sobre la juventud comparativa del fondo del océano: la edad paleomagnética de todos los océanos sin excepción resultó ser solo Cenozoico y Mesozoico superior (Fig. 9). Posteriormente, esta conclusión fue brillantemente confirmada por perforaciones en aguas profundas en muchos puntos del fondo del océano.

Resultó que la edad de las depresiones 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 ha existido al menos desde el Proterozoico superior (quizás antes), y la edad de las secciones más antiguas del fondo del océano no supera los 160 Ma, mientras que la mayor parte se formó solo en el Cenozoico, es decir. menores de 67 Ma.

Figura 9 Mapa de la edad del fondo del océano en millones de años
según Larson, Pitman et al., 1985

El mecanismo "transportador" de la renovación del suelo oceánico con el hundimiento constante de las secciones más antiguas de la corteza oceánica y los sedimentos acumulados en el manto bajo los arcos de islas explica por qué durante la vida de la Tierra, las depresiones oceánicas no tuvieron tiempo de cubrirse con sedimentos. De hecho, al ritmo actual de relleno de las depresiones oceánicas con sedimentos terrígenos arrastrados desde la tierra de 2,210 × 16 g/año, el volumen total de estas depresiones, aproximadamente igual a 1,3710 × 24 cm 3, se llenaría por completo en aproximadamente 1,2 mil millones de años. Ahora se puede afirmar con gran confianza que los continentes y las cuencas oceánicas han existido juntos durante unos 3.800 millones de años y que no se ha producido un relleno significativo de sus depresiones durante este tiempo. Además, después de perforar en todos los océanos, ahora sabemos con certeza que no hay sedimentos de más de 160-190 millones de años en el fondo del océano. Pero esto solo se puede observar en un caso: en el caso de la existencia de un mecanismo efectivo para eliminar los sedimentos de los océanos. Este mecanismo, como ahora se sabe, es el proceso de arrastrar sedimentos bajo arcos de islas y márgenes continentales activos en zonas de empuje de placas, donde estos sedimentos se vuelven a fundir y se vuelven a unir en forma de intrusiones de granitoides a la corteza continental formada en estas zonas. Este proceso de refundición de los sedimentos terrígenos y la reincorporación de su material a la corteza continental se denomina reciclaje de sedimentos.

El concepto de la corteza terrestre.

la corteza terrestre

3) capa superior- sedimentario. Su espesor medio es de unos 3 km. En algunas áreas, el espesor de la precipitación alcanza los 10 km (por ejemplo, en las tierras bajas del Caspio). En algunas regiones de la Tierra, la capa sedimentaria está completamente ausente y una capa de granito sale a la superficie.

Estas áreas se denominan escudos (p. ej., Escudo ucraniano, Escudo báltico).

costras de meteorización.

superficie de conrado

En bancos o plataformas continentales, la corteza tiene un espesor de unos 25 km y es generalmente similar a la corteza continental. Sin embargo, puede caer una capa de basalto. EN este de Asia en la región de los arcos insulares (islas Kuriles, islas Aleutianas, islas japonesas y otras), la corteza terrestre es de tipo de transición. Finalmente, la corteza terrestre de las dorsales oceánicas es muy compleja y aún poco estudiada.

Aquí no hay un límite de Moho, y el material del manto se eleva a lo largo de las fallas hacia la corteza e incluso hacia su superficie.

El concepto de isostasia

capa isoterma

gradiente geotérmico etapa geotérmica

Lea también:

El caparazón de la Tierra incluye la corteza terrestre y la parte superior del manto.

La superficie de la corteza terrestre tiene grandes irregularidades, la principal de las cuales son las protuberancias de los continentes y sus depresiones: enormes depresiones oceánicas. La existencia y disposición mutua de continentes y depresiones oceánicas está asociada con diferencias en la estructura de la corteza terrestre.

corteza continental. Se compone de varias capas. La parte superior 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, que consta de basalto y rocas, cuyas propiedades físicas se asemejan 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 granítica o es muy fina, por lo que el espesor de la corteza oceánica es de tan solo 6-15 km.

Para determinar la composición química de la corteza terrestre, solo están disponibles sus partes superiores, hasta una profundidad de no más de 15-20 km. El 97,2 % de la composición total de la corteza terrestre recae sobre: 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 décimas a centésimas de un por ciento.

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 tuvieron lugar dentro de la Tierra, se formaron pliegues, es decir, áreas montañosas, en la corteza terrestre. El grosor de la corteza aumentó. Así se formaron los salientes de los continentes, es decir, se empezó a formar la corteza continental.

En los últimos años, en relación con los estudios de la corteza terrestre de tipo oceánico y continental, se ha desarrollado 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

El concepto de la 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 del origen y desarrollo de la corteza terrestre.

Existen varios conceptos (hipótesis) que revelan los mecanismos de formación y desarrollo de la corteza terrestre, de los cuales los más justificados son los siguientes:

1. La teoría del fijismo (del lat. fixus - inmóvil, inmutable) afirma que los continentes siempre han permanecido en los lugares que ocupan actualmente. Esta teoría niega cualquier movimiento de continentes y 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 establecido especialmente en los últimos años en relación con la recepción de nuevos datos científicos en el estudio del fondo del Océano Mundial.

3. El concepto de crecimiento de los continentes a expensas del fondo oceánico supone que los continentes originales se formaron en forma de macizos relativamente pequeños, que ahora forman las 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 suelo oceánico, especialmente en la zona de las dorsales oceánicas, dio motivos para dudar de la corrección del concepto del crecimiento de los continentes debido al suelo oceánico.

4. La teoría de los geosinclinales establece que el aumento del tamaño de la tierra se produce a través de la formación de montañas en los geosinclinales. El proceso geosinclinal, como uno de los principales en el desarrollo de la corteza terrestre de los continentes, es la base de muchas explicaciones científicas modernas del proceso de origen y desarrollo de la corteza terrestre.

5. La teoría rotacional 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 reconstruye debido a una rotación desigual, las bandas zonales y los sectores meridionales de un planeta en rotación son inevitablemente tectónicamente desiguales. Reaccionan con diversos grados de actividad a las tensiones tectónicas causadas por procesos intraterrestres.

Hay dos tipos principales de corteza terrestre: oceánica y continental. También hay un tipo de transición de la corteza terrestre.

corteza oceánica. El espesor de la corteza oceánica en la época geológica moderna oscila entre 5 y 10 km. Consta de las siguientes tres capas:

1) la capa superior delgada de sedimentos marinos (el espesor no es más de 1 km);

2) capa media de basalto (espesor de 1,0 a 2,5 km);

3) la capa de gabro inferior (alrededor de 5 km de espesor).

Corteza continental (continental). La corteza continental tiene una estructura más compleja y mayor espesor que la corteza oceánica. Su espesor promedio es de 35-45 km, y en los países montañosos aumenta a 70 km. También consta de tres capas, pero difiere significativamente del océano:

1) la capa inferior compuesta por basaltos (unos 20 km de espesor);

2) la capa intermedia ocupa el espesor principal de la corteza continental y condicionalmente se llama granito. Se compone principalmente de 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 áreas, el espesor de la precipitación alcanza los 10 km (por ejemplo, en las tierras bajas del Caspio). En algunas regiones de la Tierra, la capa sedimentaria está completamente ausente y una capa de granito sale a la superficie. Estas áreas se denominan escudos (p. ej., Escudo ucraniano, Escudo báltico).

En los continentes, como resultado de la meteorización de las rocas, se forma una formación geológica, llamada costras de meteorización.

La capa de granito se separa del 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 los continentes como en los océanos) corre a lo largo Superficie Mohorovichic (línea Moho). La velocidad de las ondas sísmicas salta hasta 8 km/h.

Además de los dos tipos principales, oceánico y continental, también hay áreas de tipo mixto (de transición).

En bancos o plataformas continentales, la corteza tiene un espesor de unos 25 km y es generalmente similar a la corteza continental. Sin embargo, puede caer una capa de basalto. En el este de Asia, en el área de los arcos insulares (islas Kuriles, islas Aleutianas, islas japonesas y otras), la corteza terrestre es de tipo de transición. Finalmente, la corteza terrestre de las dorsales oceánicas es muy compleja y aún poco estudiada. Aquí no hay un límite de Moho, y el material del manto se eleva a lo largo de las fallas hacia la corteza e incluso hacia su superficie.

El concepto de "corteza terrestre" debe distinguirse del concepto de "litosfera". El concepto de "litosfera" es más amplio que "la corteza terrestre". En la litosfera ciencia moderna comprende no sólo la corteza terrestre, sino también el manto superior hasta la astenosfera, es decir, hasta una profundidad de unos 100 km.

El concepto de isostasia . El estudio de la distribución de la gravedad ha demostrado que todas las partes de la corteza terrestre (continentes, países montañosos, llanuras) están equilibradas en 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 una lucha por el equilibrio, continuamente perturbado y restaurado de nuevo. Entonces, por ejemplo, el Escudo Báltico después del derretimiento del hielo continental de la glaciación del Pleistoceno aumenta aproximadamente 1 metro por siglo. El área de Finlandia está en constante aumento debido al fondo marino. El territorio de los Países Bajos, por el contrario, está disminuyendo. La línea de saldo cero actualmente corre un poco al sur de 60 0 N.L. El San Petersburgo moderno es aproximadamente 1,5 m más alto que el San Petersburgo durante la época de Pedro el Grande. Como datos de la moderna investigación científica Incluso la pesadez de las grandes ciudades es suficiente para la fluctuación isostática del territorio bajo ellas. En consecuencia, la corteza terrestre en las áreas de las grandes ciudades es muy móvil. En general, el relieve de la corteza terrestre es un reflejo especular de la superficie de Moho, las plantas 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. Entonces, debajo del Pamir, la profundidad de la superficie de Moho es de 65 km, y en las tierras bajas del Caspio, 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, a la profundidad donde cesa la influencia de las fluctuaciones anuales de temperatura debidas al calentamiento. superficie de la Tierra El sol es una capa de temperatura constante del suelo. Se llama capa isoterma . Debajo de la capa isotérmica en lo profundo de la Tierra, la temperatura aumenta, y esto ya es causado por el calor interno del interior de la Tierra. El calor interno no participa en la formación de 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 por la cual la temperatura aumenta en 1 0 C, se llama etapa geotérmica . El valor del paso geotérmico depende del relieve, de la conductividad térmica de las rocas, de la proximidad de focos volcánicos, de la circulación de las aguas subterráneas, etc. En promedio, el paso geotérmico es de 33 m. En zonas volcánicas, el paso geotérmico puede ser de solo unos 5 m, y en zonas geológicamente tranquilas (por ejemplo, en andenes) puede alcanzar los 100 m.

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El caparazón de la Tierra incluye la corteza terrestre y la parte superior del manto. La superficie de la corteza terrestre tiene grandes irregularidades, la principal de las cuales son las protuberancias de los continentes y sus depresiones: enormes depresiones oceánicas. La existencia y disposición mutua de continentes y depresiones oceánicas está asociada con diferencias en la estructura de la corteza terrestre.

corteza oceánica. Se diferencia de la corteza continental en que no tiene capa granítica o es muy fina, por lo que el espesor de la corteza oceánica es de tan solo 6-15 km.

Otros elementos de la tabla periódica representan décimas a centésimas de un por ciento.

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 tuvieron lugar dentro de la Tierra, se formaron pliegues, es decir, áreas montañosas, en la corteza terrestre. El grosor de la corteza aumentó. Así se formaron los salientes de los continentes, es decir, se empezó a formar la corteza continental.

tipos de corteza terrestre wikipedia
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Las gargantas oceánicas tienen una composición primitiva y, de hecho, son una capa superior diferenciada dominada por una capa delgada de sedimentos pelágicos. En la corteza oceánica, generalmente se distinguen tres capas, de las cuales la primera (superior) sedimenta.

En el fondo de la capa sedimentaria, a menudo hay depósitos metálicos delgados e inestables dominados por óxidos de hierro.

La parte inferior del sedimento generalmente consiste en depósitos de carbonato a profundidades de menos de 4-4,5 km. Con una recirculación más profunda de carbonato, por lo general no precipita debido a su composición microscópica de las conchas de organismos monocatenarios (foraminíferos y cocolitofaridos) a presiones superiores a 400-450 ATM, inmediatamente disueltos en agua de mar. Por esta razón, en las cuencas marinas a profundidades de más de 4-4,5 km hasta la parte superior de la capa sedimentaria, solo los sedimentos no calcificados consisten principalmente en arcillas de color rojo oscuro y calor de silicato.

Cerca del arco insular y de las islas volcánicas, en parte de las capas sedimentarias suelen encontrarse lentejas y un entrecruzamiento de diques volcánicos y un basurero terrígeno cerca del delta de grandes ríos. En océanos abiertos, el espesor de la capa de sedimentos aumenta a partir de los arrecifes del océano central, 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 márgenes continentales de tipo atlántico y en zonas de gran delta rectal, aumentando hasta los 10-12 km. Esto se debe a que casi todos los materiales terrígenos que aterrizan por procesos de sedimentación flotante están prácticamente incrustados en las regiones costeras de los océanos y taludes continentales.

Otra capa, o basáltica, de la corteza oceánica en la parte superior consiste en lavas basálticas de composición Tollei (Fig.

5). Bajo el agua, la lava será una forma inusual de tubos corrugados y almohadas, por lo que estas almohadas son lava. Abajo se encuentran crestas doleíticas, toleitas de la misma composición, las primeras son canales de abastecimiento por los cuales el magma basáltico en regiones tectónicas se llena en la superficie del lecho marino.

La capa de basalto de la corteza oceánica está expuesta en muchas áreas del fondo del océano, bordeando los arrecifes del medio del océano y desviando los defectos con un cuchillo. Esta capa ha sido ampliamente revisada como métodos convencionales de estudio del suelo oceánico en (minería, perforación de muestreo) o con un vehículo submarino tripulado para permitir a los geólogos tener en cuenta la estructura geológica de los objetos y realizar muestreos de rocas específicas.

Además, durante los últimos veinte años, la superficie de la capa de basalto y su capas superiores fue abierto por una serie de pozos de agua profunda, uno de los cuales también atravesó la capa de leones blandos y entró en los complejos lobulares del complejo del dique. El espesor total del basalto u otra capa de la corteza oceánica es de 1,5, a veces 2 km, según datos sísmicos.

Figura 5 La estructura del cinturón de grietas de la corteza oceánica:
1 - nivel del océano; 2 - precipitación; 3, lava basáltica blanda (capa 2a); 4, complejo complejo, dolerita (capa 2b); 5 - gabro; 6, complejo en capas; 7, serpentinitas; 8, lyrosolitos de placas litosféricas; 9 - astenosfera; 10 - 500°C isoterma (inicio de serpentinización).

Hallazgos frecuentes en el marco de los principales errores de la transformación de la participación del gabrotholian muestran que estas rocas densas y gruesas están incluidas en la composición de la corteza oceánica.

La estructura de hojas de ofiolita en franjas de tierra, como sabemos, fragmenta la antigua corteza oceánica que se desprendió en estas zonas al borde de antiguos continentes. Por lo tanto, se puede concluir que el complejo de volumen en la corteza oceánica moderna (así como en la ofiolita superior) es inferior a la capa principal de propiedades gabro 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 datos sísmicos, había rastros y la parte inferior de la corteza.

Muchos hallazgos en grandes defectos de serpentinita convertible responsables de la composición de peridotita hidratada y serpentinita, similar a la estructura de los complejos de ofiolita, indican que la parte inferior de la corteza oceánica está compuesta por serpentinita.

Según los 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 arrecifales en el medio del océano, el espesor de la corteza oceánica generalmente disminuye a 3-4 e incluso a 2-2,5 km justo debajo del valle del río.

El espesor total de la corteza oceánica sin capa sedimentaria, alcanzando los 6,5-7 km. Desde abajo, la corteza oceánica está cubierta por rocas cristalinas de la capa superior, que forman regiones subcorticales de 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 2,9 g/cm3, por lo que 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, son 133 millones de km3 y alrededor de 0,1 × 1024 g.

La precipitación se concentra en la plataforma continental y la pendiente es ligeramente superior a unos 190 millones de km3, alrededor de (0,4-0,45) 1024 dependiendo del peso (incluida la precipitación)

El fondo oceánico, que es la superficie de la corteza oceánica, tiene un relieve característico.

En la depresión abisal, el fondo del océano está a una profundidad de aproximadamente 66,5 km, mientras que los escudos de armas de la dorsal oceánica media, a veces tallando uvas empinadas, la fiebre de las profundidades oceánicas disminuyó en 2-2,5 km.

En algunos lugares, el fondo del océano se extiende, por ejemplo, hasta la superficie de la Tierra. Islandia y la provincia de Afar (Norte de Etiopía). Desde los arcos insulares alrededor del borde occidental del Océano Pacífico, al noreste del Océano Índico, frente al arco de las Antillas Menores y las Islas Sandwich del Sur en el Atlántico, y hasta el inicio del margen continental activo en América Central y del Sur , la corteza oceánica se flexiona y su superficie se hunde a una profundidad de 9 -10 km para adentrarse más en estas estructuras y formar frente a ellas dos zanjas más largas y estrechas.

La corteza oceánica se forma en las regiones tectónicas de los arrecifes oceánicos centrales debido a la separación que se produce bajo el derretimiento del basalto de la capa caliente (capas astenosféricas de la Tierra) y la filtración en la superficie del lecho marino.

Anualmente en estas áreas se eleva desde la astenosfera, se vierte sobre el lecho marino, y cristaliza al menos 5,5-6 km3 de fundiciones basálticas, formando toda la segunda capa de la corteza oceánica (incluido el volumen de la capa de gabro implantada en la corteza de fundiciones basálticas aumenta a 12 km3) .

Estos magníficos procesos tectonomagmáticos, que se desarrollan constantemente bajo la dorsal de la dorsal mediooceánica, son incontrolables en tierra y van acompañados de un aumento de la sismicidad (Fig. 6).

Figura 6 sismicidad de la tierra; ubicación del terremoto
Barazangi y Dorman, 1968

En las regiones de grietas ubicadas en los arrecifes de la dorsal oceánica media, el suelo oceánico se expande y se extiende.

Por lo tanto, todas estas zonas están marcadas por sismos frecuentes, pero ligeramente acentuados, 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, por regla general, los terremotos más fuertes se generan por el predominio de los mecanismos de compresión y corte. De acuerdo con los datos del terremoto, el hundimiento de la corteza oceánica y la litosfera ocurre en la capa superior y la mesosfera a una profundidad de aproximadamente 600 a 700 km (Fig. 7). Según la misma tomografía, el hundimiento de las placas litosféricas oceánicas se rastreó hasta una profundidad de unos 1400-1500 km y, si es posible, más profunda hasta la superficie del núcleo terrestre.

Figura 7 La estructura de la sección submarina de la placa en las Islas Kuriles:
1 - astenosfera; 2 - litosfera; 3, cortezas oceánicas; 4-5 - capas sedimentarias-vulcanogénicas; 6 - sedimentos oceánicos; las isolíneas muestran actividad sísmica en unidades A10 (Fedotov et al., 1969); β es un aspecto de la incidencia de Wadati-Benif; α es el campo de visión de la región de deformación plástica.

Para el fondo del océano, existen anomalías magnéticas características y bastante contrastantes de la banda, que generalmente se ubican paralelas a la dorsal en el medio de la dorsal oceánica (Fig.

8). El origen de estas anomalías está asociado con la posibilidad de magnetización de los basaltos del fondo oceánico por enfriamiento del campo magnético terrestre, asemejándose así a la dirección de este campo durante su descarga sobre la superficie del fondo oceánico.

Teniendo en cuenta que el campo geomagnético cambió repetidamente su polaridad durante un largo período de tiempo, el científico inglés F. Vine y D. Mathews en 1963 por primera vez lograron separar irregularidades hasta ahora, y sugiere que varias inclinaciones en medio de los arrecifes oceánicos sobre estas anomalías simétricas con sus escudos de armas. 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 suelo oceánico se extiende aproximadamente simétricamente a lo largo de los lados de las dorsales de velocidad de la dorsal oceánica en el orden de unos centímetros al año.

En el futuro, 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 a lo largo del Cenozoico, Mesozoico, y luego tarde.

Por lo tanto, ha aparecido un método paleomagnético nuevo y fiable para determinar la edad del fondo del océano.

Figura 8 Mapa de anomalías del campo magnético en Reykjanes Ridge en el Atlántico Norte
(Heirtzler et al., 1966).

Las anomalías positivas están marcadas en negro; AA es la anomalía cero de la zona de ruptura.

El uso de este método llevó a la confirmación de ideas expresadas anteriormente sobre la juventud en el fondo marino: el paleomagnético recibe todo, sin excepción, que solo los océanos y el kenozoico tardío (Fig.

9). Más tarde, esta conclusión fue completamente confirmada por perforaciones en aguas profundas en muchos puntos del fondo del océano. En este caso, la edad joven de la cavidad de los océanos (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 Proterozoico tardío (quizás incluso anterior) y la edad de las áreas más antiguas del fondo del océano es de menos de 160 millones de años, mientras que la mayoría se crearon solo en el Kenozoico, es decir.

menos de 67 millones de años.

Figura 9 Mapa del fondo del océano en millones de años
Larson, Pitman y otros 1985

El mecanismo de modernización de la “bicicleta” del fondo oceánico con la constante inmersión de secciones de la antigua corteza oceánica y sedimentos acumulados sobre ella en una capa bajo los arcos de islas explica por qué durante la vida de las represas oceánicas de la Tierra no tuvo hora de llenar el abismo.

De hecho, en la etapa actual de llenado de las 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 por aproximadamente 1,2 ha. Ahora podemos decir con certeza 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 a 190 millones de años.

Sin embargo, esto solo se puede observar en un caso: en el caso de un mecanismo efectivo para la eliminación de sedimentos en el océano. Este mecanismo ahora se conoce como un proceso de extensión de lluvia basado en arcos de islas y márgenes continentales activos en áreas de subducción donde estos depósitos se derriten y se vuelven a unir como intrusión de granitoides en la corteza continental emergente en estas zonas.

Este proceso de desbordamiento de sedimentos terrígenos y de reincorporación de su material a la corteza continental se denomina reciclaje de sedimentos.

Corteza oceánica y continental

Hay dos tipos principales de corteza terrestre: oceánica y continental. También hay un tipo de transición de la corteza terrestre.

corteza oceánica. El espesor de la corteza oceánica en la época geológica moderna oscila entre 5 y 10 km. Consta de las siguientes tres capas:

1) la capa superior delgada de sedimentos marinos (el espesor no es más de 1 km);

2) capa media de basalto (espesor de 1,0 a 2,5 km);

3) la capa de gabro inferior (alrededor de 5 km de espesor).

Corteza continental (continental). La corteza continental tiene una estructura más compleja y mayor espesor que la corteza oceánica.

Su espesor promedio es de 35-45 km, y en los países montañosos aumenta a 70 km. También consta de tres capas, pero difiere significativamente del océano:

1) la capa inferior compuesta por basaltos (unos 20 km de espesor);

3) la capa superior es sedimentaria.

Su espesor medio es de unos 3 km. En algunas áreas, el espesor de la precipitación alcanza los 10 km (por ejemplo, en las tierras bajas del Caspio). En algunas regiones de la Tierra, la capa sedimentaria está completamente ausente y una capa de granito sale a la superficie.

Estas áreas se denominan escudos (p. ej., Escudo ucraniano, Escudo báltico).

En los continentes, como resultado de la meteorización de las rocas, se forma una formación geológica, llamada costras de meteorización.

La capa de granito se separa del basalto. superficie de conrado , en el que la velocidad de las ondas sísmicas aumenta de 6,4 a 7,6 km/seg.

Además de los dos tipos principales, oceánico y continental, también hay áreas de tipo mixto (de transición).

En bancos o plataformas continentales, la corteza tiene un espesor de unos 25 km y es generalmente similar a la corteza continental.

Sin embargo, puede caer una capa de basalto. En el este de Asia, en el área de los arcos insulares (islas Kuriles, islas Aleutianas, islas japonesas y otras), la corteza terrestre es de tipo de transición. Finalmente, la corteza terrestre de las dorsales oceánicas es muy compleja y aún poco estudiada.

Aquí no hay un límite de Moho, y el material del manto se eleva a lo largo de las fallas hacia la corteza e incluso hacia su superficie.

El concepto de "corteza terrestre" debe distinguirse del concepto de "litosfera". El concepto de "litosfera" es más amplio que "la corteza terrestre".

En la litosfera, la ciencia moderna incluye no solo la corteza terrestre, sino también el manto superior hasta la astenosfera, es decir, hasta una profundidad de unos 100 km.

El concepto de isostasia .

El estudio de la distribución de la gravedad ha demostrado que todas las partes de la corteza terrestre (continentes, países montañosos, llanuras) están equilibradas en 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.

El área de Finlandia está en constante aumento debido al fondo marino. El territorio de los Países Bajos, por el contrario, está disminuyendo. La línea de balance cero actualmente corre ligeramente al sur de 600 N. El San Petersburgo moderno es aproximadamente 1,5 m más alto que el San Petersburgo durante la época de Pedro el Grande. Como muestran los datos de la investigación científica moderna, incluso la pesadez de las grandes ciudades es suficiente para la fluctuación isostática del territorio debajo de ellas.

En consecuencia, la corteza terrestre en las áreas 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 suela de la corteza terrestre: las áreas elevadas corresponden a depresiones en el manto, y las inferiores corresponden a un nivel superior de su límite superior. Entonces, debajo del Pamir, la profundidad de la superficie de Moho es de 65 km, y en las tierras bajas del Caspio, 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, una capa de temperatura constante del suelo.

Se llama capa isoterma . Debajo de la capa isotérmica en lo profundo de la Tierra, la temperatura aumenta, y esto ya es causado por el calor interno del interior de la Tierra. El calor interno no participa en la formación de 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 a la que la temperatura aumenta 10°C se llama etapa geotérmica .

El valor del paso geotérmico depende del relieve, la conductividad térmica de las rocas, la proximidad de focos volcánicos, la circulación de las aguas subterráneas, etc. En promedio, el paso geotérmico es de 33 m.

En áreas volcánicas, el paso geotérmico puede ser tan bajo como unos 5 m, mientras que en áreas geológicamente tranquilas (como en plataformas) puede llegar a los 100 m.

TEMA 5. continentes y océanos

Continentes y partes del mundo

Dos tipos cualitativamente diferentes de la corteza terrestre, continental y oceánica, corresponden a dos niveles principales de relieve planetario: la superficie de los continentes y el lecho de los océanos.

Principio estructural-tectónico de asignación de continentes.

La diferencia cualitativa fundamental entre la corteza continental y la oceánica, así como algunas diferencias significativas en la estructura del manto superior debajo de los continentes y los océanos, hacen necesario distinguir los continentes no de acuerdo con su entorno visible por los océanos, sino de acuerdo con la estructura -principio tectónico.

El principio estructural-tectónico establece que, en primer lugar, el continente comprende una plataforma continental (plataforma) y un talud continental; en segundo lugar, en el corazón 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, el continente es un conjunto isostáticamente equilibrado de la corteza continental, que tiene un núcleo estructural en forma de plataforma antigua, al 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 hay seis de ellos en el corazón de Eurasia: Europa del Este, Siberia, China, Tarim (China occidental, el desierto de Takla-Makan), Arabia e Indostán. Las plataformas de Arabia e Indostán son partes de la antigua Gondwana que se unió a Eurasia. Así, Eurasia es un continente anómalo heterogéneo.

Los límites entre los continentes son bastante obvios.

La frontera entre América del Norte y América del Sur corre 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 geografía moderna se distinguen las siguientes dos filas de continentes:

Serie ecuatorial de continentes (África, Australia y América del Sur).

2. Fila norte de continentes (Eurasia y América del Norte).

Fuera de estas filas queda la Antártida, el continente más austral y más frío.

La ubicación actual 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 megacontinente Gondwana que se unió en el Paleozoico.

Los continentes del norte en ese momento se unieron en otro megacontinente: Laurasia. Entre Laurasia y Gondwana en el Paleozoico y Mesozoico había un sistema de vastas cuencas marinas, llamado el Océano Tethys. El océano de Tethys se extendía desde África del Norte, a través del sur de Europa, el Cáucaso, Asia Menor, el Himalaya hasta Indochina e Indonesia.

En el Neógeno (hace unos 20 millones de años), surgió un cinturón plegado alpino en el sitio de este geosinclinal.

De acuerdo a sus tallas grandes supercontinente Gondwana. Según la ley de la isostasia, tenía una corteza terrestre gruesa (hasta 50 km), que estaba profundamente sumergida en el manto. Debajo de ellos, en la astenosfera, las corrientes de convección eran especialmente intensas, la sustancia blanda del manto se movía activamente.

Esto condujo primero a la formación de una hinchazón en el medio 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 se demostró matemáticamente (L. Euler), el movimiento del contorno sobre la superficie de la esfera siempre va acompañado de su rotación. En consecuencia, partes de Gondwana no solo se movieron, sino que también se desplegaron en el espacio geográfico.

La primera división de Gondwana ocurrió en la frontera del Triásico y el Jurásico (hace unos 190-195 millones de años).

hace años que); Afroamérica se separó. Luego, en la frontera del Jurásico y el 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 del Indostán chocó con Asia y la Antártida se alejó de Australia. En la era geológica actual, la litosfera, según los neomovilistas, se divide en seis bloques de losas, que continúan moviéndose.

El colapso de Gondwana explica con éxito la forma de los continentes, su similitud geológica, así como la historia de la vegetación y la vida silvestre. continentes del sur.

La historia de la escisión de Laurasia no se ha estudiado con tanto cuidado como la de Gondwana.

El concepto de las partes del mundo. .

Además de la división geológicamente determinada de la tierra en continentes, también existe una división de la superficie terrestre en partes separadas del mundo que se ha desarrollado en el proceso del desarrollo cultural e histórico de la humanidad. En total hay seis partes del mundo: Europa, Asia, África, América, Australia con Oceanía, la 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 condicional y se dibuja 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.

A lo largo de los Urales y el Cáucaso hay líneas de profundas fallas que separan Europa de Asia.

Área de continentes y océanos. La superficie terrestre se calcula dentro de la línea de costa actual. La superficie del globo es de aproximadamente 510,2 millones de km 2 . Aproximadamente 361,06 millones de km 2 están ocupados por el Océano Mundial, que es aproximadamente el 70,8% de la superficie total de la Tierra. Aproximadamente 149,02 millones de hectáreas caen en tierra.

km 2, que es aproximadamente el 29,2% de la superficie de nuestro planeta.

Área de los 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 un área:

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 su diferente origen y desarrollo, existe una diferencia significativa en el área y naturaleza de la superficie.

Las principales diferencias geográficas entre los continentes norte y sur son las siguientes:

1. De tamaño incomparable con otros continentes de Eurasia, que concentra más del 30% de la superficie terrestre del planeta.

2. Los continentes del norte tienen una plataforma significativa. La plataforma es especialmente significativa 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, con la excepción de la continuación submarina de Australia en el mar de Arafura, están casi desprovistos de plataforma.

3. La mayoría de los continentes del sur caen sobre plataformas antiguas.

En América del Norte y Eurasia, las plataformas antiguas ocupan una parte más pequeña del área total, y la mayor parte cae en los territorios formados por la formación de montañas paleozoicas y mesozoicas. En África, el 96% de su territorio cae sobre sitios de plataforma y solo el 4% sobre montañas de edad Paleozoica y Mesozoica. En Asia, solo el 27% son plataformas antiguas y el 77% son montañas de varias edades.

4. La línea de costa de los continentes del sur, formada principalmente por grietas abiertas, es relativamente recta; penínsulas y islas continentales pocos.

Los continentes del norte se caracterizan por una costa excepcionalmente sinuosa, una abundancia de islas, penínsulas, que a menudo se adentran en el océano.

De la superficie total, las islas y penínsulas representan alrededor del 39 % en Europa, el 25 % en América del Norte, el 24 % en Asia, el 2,1 % en África, Sudamerica- 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: la corteza terrestre de los continentes, que consiste en capas sedimentarias, de granito y basalto.

El espesor promedio es de 35-45 km, el espesor máximo es de hasta 75 km (bajo cadenas montañosas). Se opone a 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 cubierta discontinua de rocas sedimentarias, que está muy desarrollada, pero rara vez tiene un gran espesor. La mayor parte de la corteza está compuesta por la corteza superior, una capa compuesta principalmente por granitos y gneises de baja densidad e historia antigua.

Los estudios muestran que la mayoría de estas rocas se formaron hace mucho tiempo, hace unos 3 mil millones de años. Debajo está la corteza inferior, que consiste en rocas metamórficas, granulitas y similares.

5. Tipos de estructuras oceánicas. La superficie terrestre de los continentes constituye solo un tercio de la superficie de la Tierra. La superficie ocupada por el Océano Mundial es de 361,1 ml sq. kilómetros Los márgenes submarinos de los continentes (plataformas y talud continental) representan alrededor de 1/5 de su superficie, los llamados.

zonas de “transición” (fosas profundas, arcos de islas, mares marginales): alrededor de 1/10 del área. El resto de la superficie (unos 250 ml de km2) está ocupada por planicies oceánicas de aguas profundas, depresiones y levantamientos interoceánicos que las separan. El fondo del océano difiere marcadamente en la naturaleza de la sismicidad. Es posible distinguir áreas con alta actividad sísmica y áreas sísmicas.

Las primeras son zonas extendidas ocupadas por sistemas de dorsales oceánicas, que se extienden por todos los océanos. Estas áreas a veces se denominan cinturones móviles oceánicos. Los cinturones móviles se caracterizan por un vulcanismo intenso (basaltos toleíticos), aumento del flujo de calor, relieve muy diseccionado con sistemas de crestas longitudinales y transversales, trincheras, repisas y una superficie superficial del manto.

Las áreas sísmicamente inactivas se expresan en el relieve mediante grandes cuencas oceánicas, llanuras, mesetas, así como dorsales submarinas limitadas por salientes tipo falla y levantamientos intraoceánicos similares a oleajes coronados por conos de volcanes activos y extintos. Dentro de las regiones del segundo tipo, existen mesetas submarinas y levantamientos con corteza de tipo continental (microcontinentes).

A diferencia de los cinturones oceánicos móviles, estas regiones, por analogía con las estructuras de los continentes, a veces se denominan talasocratones.

6. La estructura de la corteza oceánica en estructuras de varios tipos. Las depresiones oceánicas, como las estructuras negativas más grandes en la superficie de la corteza terrestre, tienen una serie de características estructurales que les permiten oponerse a estructuras positivas (continentes) y compararse entre sí.

Lo principal que une y distingue a todas las depresiones oceánicas es la posición baja de la superficie de la corteza terrestre dentro de ellas y la ausencia de una capa geofísica granítica metamórfica característica de los continentes.

Los cinturones móviles se extienden a través de todas las depresiones oceánicas: sistemas montañosos de dorsales oceánicas con un alto flujo de calor, una posición elevada de la capa del manto, que no es típica de los continentes. El sistema de dorsales oceánicas, la más larga sobre la superficie de la Tierra, penetra y conecta así todas las depresiones oceánicas, ocupando en ellas una posición central o marginal.También es característico que las estructuras tectónicas del fondo oceánico suelen estar estrechamente relacionadas a las estructuras de los continentes.

En primer lugar, estas conexiones se expresan en presencia de fallas comunes, en las transiciones de valles de rift de dorsales oceánicas a rifts continentales (Golfos de California y Adén), en presencia de grandes bloques sumergidos de corteza continental en los océanos , así como depresiones con corteza granítica en los continentes, en transiciones campos trampa de los continentes a la plataforma y fondo oceánico. La estructura interna de las depresiones oceánicas también es diferente. Según la posición de la zona de expansión moderna, se puede contrastar la depresión océano Atlántico con la posición media de la dorsal mesoatlántica a todos los demás océanos, en los que el llamado.

la cresta mediana está desplazada hacia uno de los bordes. La estructura interna de la depresión 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. Comparando la estructura de la región occidental del Océano Pacífico con la parte oriental del Océano Índico, uno llama la atención sobre ciertas similitudes: la profundidad del fondo, la edad de la corteza (las cuencas de Cocos y Australia Occidental del Océano Índico , la cuenca occidental del Océano Pacífico).

En ambos océanos, estas partes están separadas del continente y de las cuencas de los mares marginales por sistemas de fosas de aguas profundas y arcos de islas.La conexión de márgenes oceánicas activas con estructuras plegadas jóvenes de los continentes se observa en América Central, donde la El Océano Atlántico está separado del Mar Caribe por una fosa de aguas profundas y un arco de islas.

La estrecha relación entre las fosas de aguas profundas que separan las cuencas oceánicas de los macizos continentales con las estructuras de la corteza continental se puede rastrear en el ejemplo de la extensión norte de la fosa de aguas profundas de Sunda, que pasa a la región marginal Pre-Darakan. canal.

Estructuras de los márgenes de los continentes (océanos) y tipos de corteza.

8. Tipos de límites de bloques continentales y depresiones oceánicas. Los macizos continentales y las depresiones oceánicas pueden tener dos tipos de límites: pasivo (Atlántico) y activo (Pacífico). El primer tipo se distribuye a lo largo del marco de la mayor parte de los océanos Atlántico, Índico y Ártico. Este tipo se caracteriza porque a través de un talud continental de uno u otro desnivel con un sistema de fallas normales escalonadas, salientes y un pie continental relativamente suave, se fusionan macizos continentales con la zona de llanuras abisales del fondo oceánico.

En la zona del pie continental se conocen sistemas de depresiones profundas, pero suavizadas por gruesas capas de sedimentos no consolidados. El segundo tipo de márgenes se expresa a lo largo del marco del Océano Pacífico, a lo largo del margen nororiental del Océano Índico y en el margen del Océano Atlántico adyacente a América Central. En estas áreas, entre los macizos continentales y las llanuras abisales del fondo oceánico, existe una zona de ancho variable con fosas de aguas profundas, arcos de islas y cuencas 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 franjas que la cruzan en todo su espesor con un alto flujo de calor, alta sismicidad y vulcanismo moderno activo. Las áreas ubicadas entre dichas franjas se denominan placas litosféricas, y las zonas mismas se consideran los límites de las placas litosféricas.

Al mismo tiempo, un tipo de límites se caracteriza por esfuerzos de tracción (bordes de divergencia de placas), otro tipo se caracteriza por esfuerzos de compresión (bordes de convergencia de placas) y el tercer tipo se caracteriza por tensiones y compresiones que ocurren durante tijeras.

El primer tipo de límites son los límites divergentes (constructivos), que en la superficie corresponden a zonas de grietas.

El segundo tipo de límites es la subducción (cuando los bloques oceánicos se empujan debajo de los continentales), la obductiva (cuando los bloques oceánicos se empujan sobre los continentales) y la colisión (cuando los bloques continentales se desplazan). En la superficie, se expresan en fosas de aguas profundas, proas y zonas de grandes cabalgamientos, a menudo con ofiolitas (suturas).

El tercer tipo de límites (corte) se denomina límites de transformación. También suele ir acompañado de cadenas discontinuas de depresiones de grietas. Hay varias placas litosféricas grandes y pequeñas. Las placas grandes incluyen la euroasiática, africana, indoaustraliana, sudamericana, norteamericana, pacífica y antártica.

Los platos pequeños incluyen el Caribe, Escocia, Filipinas, Cocos, Nazca, Arabia, etc.

10. Rifting, expansión, subducción, obducción, colisión. El rifting es el proceso de aparición y desarrollo en la corteza terrestre de continentes y océanos de zonas en forma de bandas de estiramiento horizontal a escala global.

En su parte superior quebradiza, se manifiesta en la formación de fisuras expresadas en forma de grandes fosas lineales, cavidades deslizantes y formas estructurales relacionadas, y su relleno con sedimentos y (o) productos de erupciones volcánicas, generalmente acompañando a la formación de fisuras.

En la parte inferior y más caliente de la corteza, las deformaciones frágiles durante el rift son reemplazadas por tensión plástica, lo que conduce a su adelgazamiento (formación de un "cuello") y, con un estiramiento especialmente intenso y prolongado, a una ruptura completa en la continuidad. de la corteza preexistente (continental u oceánica) y la formación de "gaps" de la nueva corteza de tipo oceánico.

El último proceso, llamado expansión, avanzó poderosamente a finales del Mesozoico y Cenozoico dentro de los océanos modernos, y en una escala más pequeña (?) se manifestó periódicamente en algunas zonas de cinturones móviles más antiguos.

Subducción: subducción de placas litosféricas de la corteza oceánica y rocas del manto debajo de los bordes de otras placas (según los conceptos de tectónica de placas).

Acompañado por la aparición de zonas de terremotos de foco profundo y la formación de arcos de islas volcánicas activas.

Obducción: empuje de placas tectónicas, compuestas de fragmentos de la litosfera oceánica, hacia el margen continental.

Como resultado, se forma un complejo de ofiolita La obducción ocurre cuando cualquier factor interrumpe 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 ingresa a la zona de subducción de la dorsal oceánica. La obducción es un fenómeno relativamente raro y ocurrió en historia de la tierra solo periódicamente.

Algunos investigadores creen que en nuestro tiempo este proceso se está dando en la costa suroeste de América del Sur.

Una colisión continental es una colisión de placas continentales, que siempre conduce al colapso de la corteza y la formación de cadenas montañosas. Un ejemplo de colisión es el cinturón montañoso alpino-himalaya, formado como resultado del cierre del océano Tethys y una colisión con la placa euroasiática de Indostán y África. Como resultado, el grosor de la corteza aumenta significativamente, debajo del Himalaya es de 70 km.

Esta es una estructura inestable, sus lados están intensamente destruidos por la erosión superficial y tectónica. En la corteza con un espesor mucho mayor, los granitos se funden a partir de rocas sedimentarias e ígneas metamorfoseadas.

La 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 varios tipos de rocas en la corteza terrestre varía según el relieve y la estructura de la tierra. En el relieve de la Tierra, se distinguen continentes y océanos, estructuras de primer orden (planetario), que difieren significativamente entre sí en su estructura geológica y la naturaleza del desarrollo.

Dentro del continente, se distinguen estructuras de segundo orden: llanuras y estructuras montañosas; en los océanos: los márgenes submarinos de los continentes, lechos, fosas de aguas profundas y dorsales oceánicas. La topografía de la superficie terrestre está dominada por dos niveles: llanuras y mesetas continentales (altitudes inferiores a 1000 m, ocupan más del 70 % de la superficie terrestre) y espacios planos y relativamente nivelados del lecho oceánico mundial, ubicados a profundidades de 4 -6 km por debajo del nivel del agua.

Inicialmente, se distinguieron dos tipos principales de la corteza terrestre: continental y oceánico, luego se destacaron dos más: subcontinental y suboceánica, característico de las zonas de transición continente-océano y marginales y mares interiores.

Corteza continental consta de tres capas.

Primero- superior, representada 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- granito-gneis o granito-metamórfico 50% compuesto por granitos, 40% - gneis y otras rocas metamórficas. El espesor en las llanuras es de 15 a 20 km, en estructuras montañosas de hasta 20 a 25 km. Tercero- granulita-basita (la basita es la roca principal, la granulita es una roca metamórfica de textura gnéisica de alto grado de metamorfismo (granulita)).

El espesor es de 10-20 km dentro de plataformas y hasta 25-35 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 graníticas metamórficas y granulíticas máficas se denomina sección de Konrad. Los datos de sondeos sísmicos profundos mostraron que la superficie de Konrad está fija solo en algunos lugares.

Investigación de N. I. Pavlenkova y otros especialistas, datos de perforación del Kolskaya pozo ultraprofundo mostró que la corteza continental tiene una estructura más compleja que la presentada anteriormente, y una interpretación ambigua de los datos obtenidos por diferentes autores.

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 en la ausencia de una capa de granito-gneis. Primero capa (superior) de sedimentos marinos sueltos con un espesor de unos pocos cientos de metros a 1 km. Segundo, ubicado debajo, está compuesto de basaltos con capas intermedias de carbonato y rocas silíceas.

Potencia de 1 a 3 km. Tercero, inferior, aún no ha sido abierto por perforación. Según datos de dragado, está compuesto por rocas ígneas básicas del tipo gabro y rocas parcialmente ultrabásicas (piroxenitas). Potencia de 3,5 a 5 km.

Tipo de corteza suboceánica confinado a las cuencas profundas de los mares marginales e interiores (la cuenca sur del Caspio, Negro, Mediterráneo, Ojotsk, Japón, etc.).

En estructura, está cerca del océano, pero difiere en un mayor espesor de la capa sedimentaria: 4-10 km, en algunos lugares hasta 15-20 km. Una estructura similar de la corteza es característica de algunas depresiones profundas en la tierra: la parte central de las tierras bajas del Caspio.

S ub c o n t i n e n t a l característico de los arcos insulares (Aleutianas, Kuriles, etc.) y márgenes pasivos de tipo atlántico, donde la capa de granito-gneis se enclava dentro del talud continental.

En estructura, está cerca del continente, pero difiere en un grosor más pequeño: 20-30 km.

Composición y estado de la materia del manto y 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 intrusivas ultramáficas (peridotitas), 2) la composición de rocas que llenan tubos diamantados, en las que, junto a las peridotitas que contienen granates, hay eclogitas, rocas muy metamorfoseadas de composición similar al gabro, pero con una densidad de 3 35-4,2 g/cm3, este último sólo podía formarse a alta presión. Según los datos del estudio de cuerpos intrusivos y del estudio experimental, se supone que la capa EN consiste principalmente en rocas ultramáficas del tipo peridotita con granates.

AE Ringwood en 1962 llamó a tal raza pirolita.

El estado de la materia en la capa. EN

en capa EN El método sísmico estableció una capa de rocas menos densas, como si estuvieran ablandadas, llamada astenosfera(gramo.

"asthenos" - débil) o una guía de ondas. En él, la velocidad de las ondas sísmicas, especialmente las transversales, disminuye. El estado de la materia en la astenosfera es menos viscoso, más plástico en relación con las capas superior e inferior. La capa sólida suprastenosférica del manto superior, junto con la corteza terrestre, se denomina litosfera(Griego “lithos” - piedra).

Los movimientos horizontales de las placas litosféricas están asociados con esta capa. La profundidad de la astenosfera debajo de los continentes y océanos es diferente. La investigación en las últimas décadas ha mostrado una imagen más compleja que antes de la distribución de la astenosfera bajo los continentes y los océanos.

Debajo de las grietas de las dorsales oceánicas, la capa astenosférica en algunos lugares se encuentra a una profundidad de 2-3 km de la superficie. Dentro de los escudos (Báltico, Ucraniano, etc.), la astenosfera no fue detectada por el método sísmico a una profundidad de 200-250 km. Algunos investigadores creen que la capa astenosférica es discontinua, en forma de asthenolentes. No obstante, existen datos indirectos sobre la presencia de una astenosfera bajo los escudos de las plataformas.

Se sabe que los escudos báltico y canadiense fueron sometidos a poderosos Glaciaciones cuaternarias. Bajo el peso del hielo, los escudos se hundieron (como la Antártida y Groenlandia ahora). Después del derretimiento de los glaciares y la eliminación de la carga, se produjo un rápido ascenso de los escudos en un período de tiempo relativamente corto: la alineación del equilibrio perturbado.

Aquí se manifiesta el fenómeno de la isostasia (griego "isos" - igual, "statis" - estado) - el estado de equilibrio de las masas de la corteza terrestre y el manto.

Según VE Khain, la astenosfera debajo de los escudos se encuentra a más de 200-250 km y su viscosidad aumenta, por lo que es más difícil detectarla con los métodos existentes.

Se han obtenido datos sobre la falta de homogeneidad vertical de la astenosfera. La profundidad de la ubicación de la base de la astenosfera se estima de manera ambigua. Algunos investigadores creen que desciende a profundidades de 300-400 km, otros que captura 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 han registrado las fuentes de terremotos más profundas).

Composición y estado de la materia en capas. C y D

Con el aumento de la profundidad, la temperatura y la presión, la sustancia pasa a modificaciones más densas.

A profundidades superiores a los 400(500) km, el olivino y otros minerales adquieren la estructura espinelas, cuya densidad aumenta un 11% con respecto al olivino. A una profundidad de 700-1000 km, se produce una compactación aún mayor y la estructura de espinela adquiere una modificación más densa: perovskita. Hay un cambio sucesivo de fases minerales:

pirolítico 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 respecto a la composición y estado de las capas. CON Y D.

Se supone que los silicatos de hierro y magnesio se descomponen en óxidos con el empaquetamiento más cercano.

núcleo de la tierra

El tema es complejo y discutible. Una fuerte caída en las ondas P de 13,6 km / s en la base de la capa D a 8-8,1 km / s en el núcleo externo, y las ondas S se extinguen por completo. El núcleo externo es líquido, no tiene resistencia al corte, a diferencia de un sólido. El núcleo interno parece ser sólido. Según datos modernos, la densidad del núcleo es un 10 % más baja que la de la aleación de hierro y níquel.

Muchos investigadores creen que el núcleo de la Tierra se compone de hierro con una mezcla de níquel y azufre, y posiblemente de silicio u oxígeno.

Características físicas de la Tierra

Densidad

La densidad de la Tierra es en promedio de 5,52 g/cm3.

La densidad media de las rocas es de 2,8 g/cm3 (2,65 según Palmer). Por 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 a cabo desde las entrañas hasta la superficie de la Tierra. El calentamiento por el Sol se extiende a una profundidad de no más de 28-30 m, y en algunos lugares los primeros metros.

A cierta profundidad de la superficie cinturón constante temperatura a la que la temperatura es igual a la temperatura media anual de la zona. (Moscú -20 m - +4,20, París - 28 m - +11,830). Por debajo del cinturón 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 paso geotérmico. El gradiente y el paso geotérmico son diferentes en diferentes lugares del mundo.

Según B. Gutenberg, los límites de las fluctuaciones difieren en más de 25 veces. Esto indica diferente actividad endógena de la corteza terrestre, diferente conductividad térmica de las rocas. El gradiente geotérmico más grande se observó 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 asumido que el valor promedio del gradiente geotérmico es de 300 por 1 km, y 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 se tienen en cuenta ambos valores, a una profundidad de 100 km la temperatura es de 30 000 o 20 000 C. Esto no corresponde a los datos reales. La lava que brota de las cámaras de magma de estas profundidades tiene una temperatura máxima de 1200-12500 C. Teniendo en cuenta este peculiar termómetro, varios autores creen que a una profundidad de 100 km la temperatura no supera los 1300-15000. A temperaturas más altas, 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 más profundo debería disminuir. Pero el cambio de temperatura con la profundidad es desigual. Por ejemplo: Kola bien. Se calculó un gradiente geotérmico de 100 por 1 km. Tal gradiente fue hasta 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 de temperatura más o menos confiables para la base de la capa. EN — 1600 + 500C

Pregunta sobre el cambio de temperatura debajo de la capa. EN no resuelto.

Se supone que la temperatura en el centro de la Tierra está en el rango de 4000-50000 C.

campo gravitacional de la tierra

La gravedad, o gravedad, siempre es perpendicular a la superficie del geoide.

La distribución de la gravedad en los continentes y en las áreas de los océanos no es la misma en cualquier latitud. Las mediciones gravimétricas del valor absoluto de la gravedad permiten identificar anomalías gravimétricas: áreas de aumento o disminución de la gravedad.

Un aumento en 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 es diferente. En la superficie, en promedio, 982 cm/s2 (en el ecuador 978 cm/s2, en el polo 983 cm/s2), primero aumenta con la profundidad y luego cae rápidamente. Cerca del límite con el núcleo exterior, 1037 cm/s2, disminuye en el núcleo, alcanza 452 cm/s2 en la capa F, 126 cm/s2 a una profundidad de 6000 km, y llega a cero en el centro.

Magnetismo

La tierra es un imán gigante con un campo de fuerza a su alrededor.

El campo geomagnético es dipolar, 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.

Distinguir entre declinación magnética e inclinación magnética. La declinación magnética está determinada por el ángulo de desviación de la aguja magnética de la brújula del meridiano geográfico. La declinación puede ser occidental y oriental. La declinación oriental se suma al valor medido, la declinación occidental se resta. Las líneas que conectan puntos en el mapa con la misma declinación se llaman zogonami (griego.

"isos" - 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 sitúa paralela al horizonte, formando con él un ángulo mayor o menor. En el hemisferio norte, el extremo norte de la flecha baja y viceversa en el hemisferio sur. El ángulo máximo de inclinación de la aguja magnética (900) estará en el polo magnético, llegando a cero en la zona próxima al ecuador geográfico.

Las líneas que conectan puntos en el mapa con la misma inclinación se llaman y o kl y m y (griego “klino” - yo inclino). La línea de valor cero de la inclinación de la aguja magnética se llama ecuador magnético.

El ecuador magnético no coincide con el ecuador geográfico.

El campo magnético se caracteriza por una intensidad que aumenta desde el ecuador magnético (31,8 A/m) hacia los polos magnéticos (55,7 A/m). El origen del campo magnético constante de la Tierra está asociado a la acción de un complejo sistema de corrientes eléctricas que surgen durante la rotación de la Tierra y acompañan a la convección turbulenta (movimiento) en el núcleo exterior líquido.

El campo magnético terrestre afecta la orientación de los minerales ferromagnéticos (magnetita, hematita y otros) en las rocas, los cuales, en el proceso de solidificación del magma o acumulación en las rocas sedimentarias, toman 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 en la historia geológica: Polo Norte se convirtió en sur, y sur - norte, es decir

también hubo inversiones (reversión). La escala de inversiones magnéticas se utiliza para desmembrar y comparar masas rocosas y determinar la edad del fondo del océano.

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la corteza terrestre- la capa exterior sólida de la Tierra (geosfera), parte de la litosfera, desde 5 km de ancho (bajo el océano) hasta 75 km (bajo los continentes). Debajo de la corteza se encuentra el manto, que difiere en composición y cualidades físicas: está más compactado y contiene principalmente elementos refractarios. Divide la corteza y el manto de la característica Mohorovichic, o la 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 parte superior 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 compuesta de 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 los 30-70 km.

corteza oceánica se diferencia de la corteza continental en que no tiene una capa de granito, o es muy delgada, porque el espesor de la corteza oceánica es de sólo 6-15 km.

Para determinar la composición química de la corteza terrestre, solo están disponibles sus partes superiores, a una profundidad de menos de 15-20 km. El 97,2 % de la composición total de la corteza terrestre recae sobre: 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 de 10 a centésimas de un por ciento.

Fuentes:

ecosistema.ru - La corteza terrestre en el Diccionario Geográfico en el sitio web del centro ecológico "Ecosistema"

es.wikipedia.org - Wikipedia: la corteza terrestre

glossary.ru - La corteza terrestre en el sitio web del glosario

geografía.kz - Tipos de la corteza terrestre

Amar

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