Publicitate pe portal

Structura internă a pământului. Principalele zone structurale ale scoarței terestre și dezvoltarea lor Cea mai veche scoarță terestră s-a format în timpul amestecării gravitaționale

O zonă a scoarței terestre care este semnificativ mai mică decât o placă tectonă, stabilă sau în mișcare în ansamblu și delimitată de discontinuități... Dicţionar de Geografie

zona pliata- o secțiune a scoarței terestre în interiorul căreia sunt pliate straturi de roci. Educaţia majorităţii regiunii S.. este o etapă naturală în dezvoltarea zonelor mobile ale scoarței terestre în centurile geosinclinale (vezi centura geosinclinală). Din cauza... ...

ANOMALIE GEOFIZICĂ- o secțiune a scoarței terestre sau a suprafeței Pământului care diferă semnificativ ca înălțime. sau în jos. valorile caracteristicilor fizice zerouri (vibrații gravitaționale, magnetice, electrice, elastice, radiații terminale, nucleare) în comparație cu valorile de fond și în mod natural... ... Big Enciclopedic Polytechnic Dictionary

Regiunea minerală- o secțiune a scoarței terestre cu zăcăminte de minereu (vezi zăcăminte de minereu) de unul sau mai multe tipuri genetice similare, limitate la structuri tectonice mari (anticlinorie, sinclinorium, masive mediane, scuturi, sineclize... Marea Enciclopedie Sovietică

ANOMALIE GEOCHIMICĂ- o secțiune a scoarței terestre (sau a suprafeței pământului) care este semnificativ mai înaltă. concentraţiile de k.l. chimic. elemente sau compușii acestora în comparație cu valorile de fond și localizate în mod natural în raport cu acumulările de minerale (minereu... ...

PROVINCIA GEOCHIMICĂ- o secțiune a scoarței terestre cu cote mai mari. sau în jos. continutul de k.l. chimic. elemente din forjă. rase (comparativ cu Clark). Natura sitului geochimic este luată în considerare la planificarea și efectuarea cercetărilor geochimice. căutări... Științele naturii. Dicţionar enciclopedic

AUTOHTON- - o secțiune a scoarței terestre care se află sub un strat tectonic împins peste ea - allohton... Paleomagnetologie, petromagnetologie și geologie. Dicționar-carte de referință.

SP 151.13330.2012: Studii tehnice pentru amplasarea, proiectarea și construcția centralelor nucleare. Partea I. Studii de inginerie pentru elaborarea documentației de pre-proiectare (selectarea punctului și selectarea amplasamentului unei centrale nucleare)- Terminologie SP 151.13330.2012: Studii tehnice pentru amplasarea, proiectarea și construcția centralelor nucleare. Partea I. Studii tehnice pentru elaborarea documentației de pre-proiectare (selectarea punctului și selectarea amplasamentului unei centrale nucleare): 3,48 MSK 64: 12… … Dicționar-carte de referință de termeni ai documentației normative și tehnice

Vina- Acest termen are alte semnificații, vezi Gap. San Andreas Fault California, SUA ... Wikipedia

Cutremurele- În știință, denumirea Pământ se referă la toate tremurăturile scoarței terestre, indiferent de intensitatea, natura, durata și consecințele acestora, produse de cauze interne ascunse în măruntaiele pământului. În pensiune, numele Z. este rezervat doar celor... Dicţionar enciclopedic F.A. Brockhaus și I.A. Efron

continent- (continent), o masă mare a scoarței terestre, cea mai mare parte din care iese deasupra nivelului Oceanului Mondial sub formă de pământ, iar partea periferică este scufundată sub nivelul oceanului. Scoarța terestră a continentelor este caracterizată de prezența unui strat de „granit” și cf... ... Enciclopedie geografică

Scoarta terestra alcătuiește învelișul cel mai de sus al Pământului solid și acoperă planeta cu un strat aproape continuu, modificându-și grosimea de la 0 în unele zone ale crestelor mijlocii oceanice și falii oceanice la 70-75 km sub structurile montane înalte (Khain, Lomise, 1995). ). Grosimea scoarței de pe continente, determinată de creșterea vitezei de trecere a undelor seismice longitudinale până la 8-8,2 km/s ( frontiera Mohorovicic, sau Granița Moho), atinge 30-75 km, iar în depresiunile oceanice 5-15 km. Primul tip de scoarță terestră a fost numit oceanic,al doilea- continental.

Crusta oceanică ocupă 56% din suprafața pământului și are o grosime mică de 5–6 km. Structura sa este formată din trei straturi (Khain și Lomise, 1995).

Primul, sau sedimentar, un strat de cel mult 1 km grosime apare în partea centrală a oceanelor și atinge o grosime de 10–15 km la periferia acestora. Este complet absent din zonele axiale ale crestelor mijlocii oceanice. Compoziția stratului include sedimente pelagice de adâncime argiloase, silicioase și carbonatate (Fig. 6.1). Sedimentele de carbonat nu sunt distribuite la o adâncime mai mare decât adâncimea critică a acumulării de carbonat. Mai aproape de continent apare un amestec de material clastic transportat de pe uscat; acestea sunt așa-numitele sedimente hemipelagice. Viteza de propagare a undelor seismice longitudinale aici este de 2–5 km/s. Vârsta sedimentelor din acest strat nu depășește 180 de milioane de ani.

Al doilea stratîn partea sa superioară principală (2A) este compusă din bazalt cu straturi pelagice rare și subțiri

Orez. 6.1. Secțiunea litosferei oceanelor în comparație cu secțiunea medie a alohtonilor ofiolit. Mai jos este un model pentru formarea unităților principale ale secțiunii în zona de răspândire oceanică (Khain și Lomise, 1995). Legendă: 1 –

sedimente pelagice; 2 – bazalte erupte; 3 – complex de diguri paralele (dolerite); 4 – gabros și gabro-dolerite superioare (nestratificate); 5, 6 – complex stratificat (cumulat): 5 – gabroizi, 6 – ultrabazite; 7 – peridotite tectonizate; 8 – aureola metamorfică bazală; 9 – modificarea magmei bazaltice I–IV – modificarea succesivă a condițiilor de cristalizare în cameră cu distanța față de axa de răspândire

precipitații ice; bazalții au adesea o separare caracteristică pernă (în secțiune transversală) (lave de pernă), dar apar și acoperiri de bazalt masiv. În partea inferioară a celui de-al doilea strat (2B) sunt dezvoltate diguri paralele de dolerită. Grosimea totală a stratului 2 este de 1,5–2 km, iar viteza undelor seismice longitudinale este de 4,5–5,5 km/s.

Al treilea strat Scoarta oceanică este formată din roci magmatice holocristaline cu compoziție ultrabazică de bază și subordonată. În partea superioară sunt de obicei dezvoltate roci de tip gabro, iar partea inferioară este alcătuită dintr-un „complex în bandă” format din gabro și ultra-ramafite alternant. Grosimea celui de-al 3-lea strat este de 5 km. Viteza undelor longitudinale în acest strat ajunge la 6–7,5 km/s.

Se crede că rocile stratului 2 și 3 s-au format simultan cu rocile stratului 1.

Crusta oceanică, sau mai degrabă crusta de tip oceanic, nu este limitată în distribuția sa la fundul oceanului, ci este dezvoltată și în bazinele de adâncime ale mărilor marginale, cum ar fi Marea Japoniei, bazinul Okhotsk de Sud (Kuril). din Marea Okhotsk, Filipine, Caraibe și multe altele

mărilor. În plus, există motive serioase de a bănui că în depresiunile adânci ale continentelor și mărilor interioare și marginale puțin adânci, cum ar fi Barents, unde grosimea stratului sedimentar este de 10-12 km sau mai mult, aceasta este acoperită de crustă de tip oceanic. ; Acest lucru este evidențiat de vitezele undelor seismice longitudinale de ordinul a 6,5 ​​km/s.

S-a spus mai sus că vârsta scoarței oceanelor moderne (și a mărilor marginale) nu depășește 180 de milioane de ani. Totuși, în cadrul centurilor îndoite ale continentelor găsim și mult mai vechi, până în Precambrianul timpuriu, crusta de tip oceanic, reprezentată de așa-numita complexe ofiolite(sau pur și simplu ofiolite). Acest termen aparține geologului german G. Steinmann și a fost propus de acesta la începutul secolului XX. pentru a desemna „triada” caracteristică a rocilor întâlnite de obicei împreună în zonele centrale ale sistemelor pliate, și anume roci ultramafice serpentinizate (analog stratului 3), gabro (analog stratului 2B), bazaltilor (analog stratului 2A) și radiolarite (analoage stratului 2B). la stratul 1). Esența acestei parageneze de rocă a fost mult timp interpretată eronat, în special, gabroșii și hiperbaziții au fost considerați intruzivi și mai tineri decât bazalții și radiolaritele. Abia în anii 60, când s-au obținut primele informații fiabile despre compoziția scoartei oceanice, a devenit evident că ofiolitele sunt crusta oceanică a trecutului geologic. Această descoperire a fost de o importanță capitală pentru o înțelegere corectă a condițiilor de origine a centurilor în mișcare ale Pământului.

Structurile crustale ale oceanelor

Zone de distribuție continuă crustă oceanică exprimată în relieful Pământului oceanicdepresiuni. În cadrul bazinelor oceanice se disting două elemente mari: platforme oceaniceȘi centuri orogene oceanice. Platforme oceanice(sau tha-lassocratons) din topografia de jos au aspectul unor câmpii abisale extinse plate sau deluroase. LA centuri orogene oceanice Acestea includ crestele mijlocii oceanice care au o înălțime deasupra câmpiei înconjurătoare de până la 3 km (în unele locuri se ridică sub formă de insule deasupra nivelului oceanului). De-a lungul axei crestei este deseori trasata o zona de fisuri - grabeni ingusti de 12-45 km latime la o adancime de 3-5 km, indicand dominatia extensiei crustei in aceste zone. Ele se caracterizează prin seismicitate ridicată, flux de căldură puternic crescut și densitate scăzută a mantalei superioare. Datele geofizice și geologice indică faptul că grosimea acoperirii sedimentare scade pe măsură ce se apropie de zonele axiale ale crestelor, iar scoarța oceanică experimentează o ridicare vizibilă.

Următorul element major al scoarței terestre este zonă de tranzițieîntre continent și ocean. Aceasta este zona de disecție maximă a suprafeței pământului, unde există arcuri insulare, caracterizată prin seismicitate ridicată și vulcanism andezitic și andezit-bazaltic modern, tranșee de adâncime și depresiuni de adâncime ale mărilor marginale. Sursele cutremurelor formează aici o zonă seismofocală (zona Benioff-Zavaritsky), plonjând sub continente. Zona de tranziție este cea mai mare

manifestată în mod clar în partea de vest a Oceanului Pacific. Se caracterizează printr-un tip intermediar de structură a scoarței terestre.

crusta continentală(Khain, Lomise, 1995) este distribuit nu numai în interiorul continentelor în sine, adică în pământ, cu posibila excepție a celor mai adânci depresiuni, ci și în zonele de platformă ale marginilor continentale și zonele individuale din bazinele oceanice-microcontinente. Cu toate acestea, aria totală de dezvoltare a scoarței continentale este mai mică decât cea a crustei oceanice, reprezentând 41% din suprafața terestră. Grosimea medie a scoartei continentale este de 35-40 km; scade spre marginile continentelor si in interiorul microcontinentelor si creste sub structurile montane la 70-75 km.

În întregime, crusta continentală, ca și cel oceanic, are o structură cu trei straturi, dar compoziția straturilor, în special cele două inferioare, diferă semnificativ de cele observate în scoarța oceanică.

1. strat sedimentar, denumit în mod obișnuit acoperirea sedimentară. Grosimea sa variază de la zero pe scuturi și ridicări mai mici ale fundațiilor platformei și zonelor axiale ale structurilor pliate până la 10 și chiar 20 km în depresiunile platformei, jgheaburi înainte și intermontane ale centurii montane. Adevărat, în aceste depresiuni crusta care stă la baza sedimentelor și de obicei numită consolidat, poate fi deja mai aproape în natură de oceanic decât de continental. Compoziția stratului sedimentar include diverse roci sedimentare de origine marină predominant continentală sau de mică adâncime, mai rar de origine batială (din nou în depresiuni adânci) și, de asemenea, mult

nu peste tot, acoperiri și praguri de roci magmatice de bază formând câmpuri de capcane. Viteza undelor longitudinale în stratul sedimentar este de 2,0-5,0 km/s cu un maxim pentru rocile carbonatice. Intervalul de vârstă al rocilor din stratul sedimentar este de până la 1,7 miliarde de ani, adică un ordin de mărime mai mare decât stratul sedimentar al oceanelor moderne.

2. Stratul superior de crusta consolidată iese pe suprafața de zi pe scuturi și rețele de platforme și în zonele axiale ale structurilor pliate; a fost descoperit la o adâncime de 12 km în fântâna Kola și la o adâncime mult mai mică în puțuri din regiunea Volga-Ural de pe Placa Rusă, pe Placa Midcontinent a SUA și pe Scutul Baltic din Suedia. O mină de aur din India de Sud a trecut prin acest strat până la 3,2 km, în Africa de Sud - până la 3,8 km. Prin urmare, compoziția acestui strat, cel puțin partea superioară, este în general bine cunoscută rolul principal în compoziția sa este jucat de diverse șisturi cristaline, gneisuri, amfibolite și granite și, prin urmare, este adesea numit granit-gneis. Viteza undelor longitudinale în el este de 6,0-6,5 km/s. În fundația platformelor tinere, care au o vârstă Rifeo-Paleozoică sau chiar Mezozoică, și parțial în zonele interne ale structurilor tinere pliate, același strat este compus din roci mai puțin puternic metamorfozate (facies de schist verde în loc de amfibolit) și conține mai puține granite. ; de aceea este adesea numit aici strat metamorfic de granit, iar vitezele longitudinale tipice în el sunt de ordinul 5,5-6,0 km/s. Grosimea acestui strat crustal atinge 15-20 km pe platforme și 25-30 km în structurile montane.

3. Stratul inferior al crustei consolidate. Inițial s-a presupus că există o graniță seismică clară între cele două straturi ale crustei consolidate, care a fost numită granița Conrad după descoperitorul său, un geofizician german. Forarea puțurilor tocmai menționate a pus la îndoială existența unei astfel de limite clare; uneori, în schimb, seismicitatea detectează nu una, ci două (K 1 și K 2) limite în crustă, ceea ce a dat motive pentru a distinge două straturi în scoarța inferioară (Fig. 6.2). Compoziția rocilor care compun scoarța inferioară, după cum s-a menționat, nu este suficient de cunoscută, deoarece nu a fost atinsă prin puțuri și este expusă fragmentar la suprafață. Bazat

Orez. 6.2. Structura și grosimea crustei continentale (Khain, Lomise, 1995). A - principalele tipuri de secțiuni conform datelor seismice: I-II - platforme antice (I - scuturi, II

Syneclises), III - rafturi, IV - orogeni tineri. K 1 , K 2 -suprafeţe Conrad, suprafaţă M-Mohorovicic, vitezele sunt indicate pentru unde longitudinale; B - histograma distribuției grosimii crustei continentale; B - profil de rezistență generalizat

Considerații generale, V.V Belousov a ajuns la concluzia că scoarța inferioară ar trebui să fie dominată, pe de o parte, de roci aflate într-un stadiu superior de metamorfism și, pe de altă parte, de roci cu o compoziție mai elementară decât în ​​scoarța superioară. De aceea a numit acest strat de cortex gra-nulit-mafic. Ipoteza lui Belousov este în general confirmată, deși aflorimentele arată că nu numai granulite bazice, ci și acide sunt implicate în compoziția crustei inferioare. În prezent, majoritatea geofizicienilor disting crusta superioară și inferioară pe o altă bază - prin proprietățile lor reologice excelente: crusta superioară este dură și fragilă, crusta inferioară este plastică. Viteza undelor longitudinale în scoarța inferioară este de 6,4-7,7 km/s; aparținând crustei sau mantalei straturilor inferioare ale acestui strat cu viteze care depășesc 7,0 km/s este adesea controversată.

Între cele două tipuri extreme de scoarță terestră - oceanică și continentală - există tipuri de tranziție. Unul din ei - crusta suboceanica - s-a dezvoltat de-a lungul versanților și poalelor continentale și, eventual, stă la baza fundului bazinelor unor mări marginale și interne nu foarte adânci și largi. Scoarta suboceanica este o crusta continentala subtiata la 15-20 km si patrunsa de diguri si praguri de roci magmatice de baza.

latra A fost expus prin foraje la adâncime la intrarea în Golful Mexic și expus pe coasta Mării Roșii. Un alt tip de cortex de tranziție este subcontinental- se formează în cazul în care scoarța oceanică din arcuri vulcanice ensimatice se transformă în continentală, dar nu a atins încă „maturitatea” deplină, având o grosime redusă, sub 25 km, și un grad de consolidare mai mic, ceea ce se reflectă în vitezele undelor seismice - nu mai mult de 5,0-5,5 km/s în crusta inferioară.

Unii cercetători identifică încă două tipuri de crustă oceanică ca tipuri speciale, despre care au fost deja discutate mai sus; aceasta este, în primul rând, crusta oceanică a ridicărilor interne ale oceanului îngroșat la 25-30 km (Islanda etc.) și, în al doilea rând, crusta de tip oceanic, „construit pe” cu o grosime, până la 15-20 km. km, acoperire sedimentară (Bazinul Caspic și etc.).

Suprafața Mohorovicic și compoziția mana superioarătii. Limita dintre crustă și manta, de obicei seismică destul de clar exprimată printr-un salt în vitezele undelor longitudinale de la 7,5-7,7 la 7,9-8,2 km/s, este cunoscută sub numele de suprafața Mohorovicic (sau pur și simplu Moho și chiar M), numită geofizician croat care a stabilit-o. În oceane, această limită corespunde trecerii de la un complex în bandă al stratului al 3-lea cu predominanță de gabroide la peridotite serpentinizate continue (harzburgite, lherzolite), mai rar dunite, în locuri proeminente pe suprafața fundului, și în rocile de Sao Paulo în Atlantic în largul coastei Braziliei și pe o. Zabargad în Marea Roșie, ridicându-se deasupra suprafeței

furia mării. Vârfurile mantalei oceanice pot fi observate în locuri de pe uscat, ca parte a fundului complexelor ofiolite. Grosimea lor în Oman ajunge la 8 km, iar în Papua Noua Guinee, poate chiar 12 km. Sunt compuse din peridotite, în principal harzburgite (Khain și Lomise, 1995).

Studiul incluziunilor din lave și kimberlite din țevi arată că sub continente, mantaua superioară este compusă în principal din peridotite, atât aici, cât și sub oceane în partea superioară acestea sunt peridotite spinel, iar dedesubt sunt cele granat. Dar în mantaua continentală, conform acelorași date, pe lângă peridotite, eclogitele, adică roci de bază profund metamorfozate, sunt prezente în cantități minore. Eclogitele pot fi relicve metamorfozate ale scoarței oceanice, târâte în manta, în timpul procesului de subîmpingere a acestei cruste (subducție).

Partea superioară a mantalei este epuizată secundar într-un număr de componente: silice, alcalii, uraniu, toriu, pământuri rare și alte elemente incoerente din cauza topirii rocilor bazaltice ale scoarței terestre din aceasta. Această manta „sărăcită” (“sărăcită”) se extinde sub continente la o adâncime mai mare (cuprinzând toată sau aproape toată partea sa litosferică) decât sub oceane, dând loc mai adânc mantalei „nesărăcite”. Compoziția primară medie a mantalei ar trebui să fie apropiată de spinelul lherzolit sau de un amestec ipotetic de peridotit și bazalt într-un raport de 3:1, numit de omul de știință australian A.E. Ringwood pirolit.

La o adâncime de aproximativ 400 km, începe o creștere rapidă a vitezei undelor seismice; de aici la 670 km

sters Stratul Golitsyn, numit după seismologul rus B.B. Golitsyn. De asemenea, se distinge ca mantaua mijlocie, sau mezosfera - zona de tranziție între mantaua superioară și cea inferioară. Creșterea ratelor vibrațiilor elastice în stratul Golitsyn se explică printr-o creștere a densității materialului mantalei cu aproximativ 10% datorită trecerii unor specii minerale la altele, cu o împachetare mai densă de atomi: olivina în spinel. , piroxen în granat.

Mantaua inferioară(Hain, Lomise, 1995) începe la o adâncime de aproximativ 670 km. Mantaua inferioară ar trebui să fie compusă în principal din perovskit (MgSiO 3) și wustită de magneziu (Fe, Mg)O - produse ale modificării ulterioare a mineralelor care compun mantaua mijlocie. Miezul Pământului din partea sa exterioară, conform seismologiei, este lichid, iar partea interioară este din nou solidă. Convecția în miezul exterior generează câmpul magnetic principal al Pământului. Compoziția nucleului este acceptată de majoritatea covârșitoare a geofizicienilor drept fier. Dar, din nou, conform datelor experimentale, este necesar să se permită un amestec de nichel, precum și sulf, sau oxigen sau siliciu, pentru a explica densitatea redusă a miezului în comparație cu cea determinată pentru fierul pur.

Conform datelor tomografiei seismice, suprafața miezului este denivelat și formează proeminențe și depresiuni cu o amplitudine de până la 5-6 km. La limita mantalei și a miezului, se distinge un strat de tranziție cu indicele D (crusta este desemnată prin indicele A, mantaua superioară - B, mijlocul - C, inferior - D, partea superioară a mantaua inferioară - D"). Grosimea stratului D” ajunge pe alocuri la 300 km.

Litosferă și astenosferă. Spre deosebire de scoarță și manta, care se disting prin date geologice (prin compoziția materialului) și datele seismologice (prin saltul în vitezele undelor seismice la limita Mohorovicic), litosfera și astenosfera sunt concepte pur fizice, sau mai degrabă reologice. Baza inițială pentru identificarea astenosferei este o carcasă de plastic slăbită. care stă la baza unei litosfere mai rigide și mai fragile, a fost nevoie de explicarea faptului echilibrului izostatic al scoarței, descoperit la măsurarea gravitației la poalele structurilor montane. Inițial era de așteptat ca astfel de structuri, în special cele atât de mari precum Himalaya, să creeze un exces de gravitație. Totuşi, când la mijlocul secolului al XIX-lea. au fost făcute măsurători corespunzătoare, s-a dovedit că o astfel de atracție nu a fost observată. În consecință, chiar și denivelările mari în relieful suprafeței pământului sunt cumva compensate, echilibrate la adâncime astfel încât la nivelul suprafeței pământului să nu existe abateri semnificative de la valorile medii ale gravitației. Astfel, cercetătorii au ajuns la concluzia că există o tendință generală a scoarței terestre de a se echilibra în detrimentul mantalei; acest fenomen se numește izostazie(Hain, Lomise, 1995) .

Există două moduri de a implementa isostasy. Primul este că munții au rădăcinile scufundate în manta, adică izostazia este asigurată de variațiile grosimii scoarței terestre iar suprafața inferioară a acesteia din urmă are un relief opus reliefului suprafeței terestre; aceasta este ipoteza astronomului englez J. Airy

(Fig. 6.3). La scară regională, este de obicei justificat, deoarece structurile montane au de fapt crustă mai groasă și grosimea maximă a crustei se observă la cea mai înaltă dintre ele (Himalaya, Anzi, Hindu Kush, Tien Shan etc.). Dar este posibil și un alt mecanism de implementare a isostaziei: zonele de relief crescut să fie compuse din roci mai puțin dense, iar zonele de relief inferior să fie compuse din altele mai dense; Aceasta este ipoteza unui alt om de știință englez, J. Pratt. În acest caz, baza scoarței terestre poate fi chiar orizontală. Echilibrul dintre continente și oceane este realizat printr-o combinație a ambelor mecanisme - scoarța de sub oceane este mult mai subțire și vizibil mai densă decât sub continente.

Cea mai mare parte a suprafeței Pământului se află într-o stare apropiată de echilibrul izostatic. Cele mai mari abateri de la isostazie - anomalii izostatice - se găsesc în arcurile insulelor și tranșeele de adâncime asociate.

Pentru ca dorința de echilibru izostatic să fie eficientă, adică sub sarcină suplimentară, crusta s-ar scufunda, iar atunci când sarcina este îndepărtată, s-ar ridica, este necesar ca sub crustă să existe un strat suficient de plastic, capabil să curgând din zone cu presiune geostatică crescută către zone cu presiune scăzută. Pentru acest strat, identificat inițial ipotetic, geologul american J. Burrell a propus numele. astenosfera, care înseamnă „coaja slabă”. Această presupunere a fost confirmată abia mult mai târziu, în anii ’60, când a fost seismică

Orez. 6.3. Scheme de echilibru izostatic al scoarței terestre:

A - de J. Erie, b - de J. Pratt (Khain, Koronovsky, 1995)

buștenii (B. Gutenberg) au descoperit existența la o anumită adâncime sub crustă a unei zone de scădere sau absență de creștere, naturală cu creșterea presiunii, a vitezei undelor seismice. Ulterior, a apărut o altă metodă de stabilire a astenosferei — metoda sondajului magnetoteluric, în care astenosfera se manifestă ca o zonă de rezistență electrică redusă. În plus, seismologii au identificat un alt semn al astenosferei - atenuarea crescută a undelor seismice.

Astenosfera joacă, de asemenea, un rol principal în mișcările litosferei. Curgerea materiei astenosferice transportă de-a lungul plăcilor litosferice și provoacă mișcările orizontale ale acestora. Ridicarea suprafeței astenosferei duce la ridicarea litosferei, iar în cazul extrem, la o întrerupere a continuității acesteia, formarea unei separări și tasări. Ieșirea astenosferei duce și la aceasta din urmă.

Astfel, dintre cele două cochilii care alcătuiesc tectonosfera: astenosfera este un element activ, iar litosfera este un element relativ pasiv. Interacțiunea lor determină „viața” tectonică și magmatică a scoarței terestre.

În zonele axiale ale crestelor mijlocii oceanice, în special pe Rise Pacific de Est, vârful astenosferei este situat la o adâncime de numai 3-4 km, adică litosfera este limitată doar la partea superioară a scoarței. Pe măsură ce ne îndreptăm spre periferia oceanelor, grosimea litosferei crește datorită

crusta inferioară, și în principal mantaua superioară și poate ajunge la 80-100 km. În părțile centrale ale continentelor, în special sub scuturile platformelor antice, precum estul european sau siberian, grosimea litosferei este deja măsurată la 150-200 km sau mai mult (în Africa de Sud 350 km); conform unor idei, poate ajunge la 400 km, adică aici întreaga manta superioară de deasupra stratului Golitsyn ar trebui să facă parte din litosferă.

Dificultatea detectării astenosferei la adâncimi de peste 150-200 km a stârnit îndoieli în rândul unor cercetători cu privire la existența ei sub astfel de zone și i-a condus la o idee alternativă că astenosfera ca înveliș continuu, adică geosfera, nu există. , dar există o serie de „asthenolenses” deconectate. Nu putem fi de acord cu această concluzie, care ar putea fi importantă pentru geodinamică, deoarece aceste zone demonstrează un grad ridicat de echilibru izostatic, deoarece acestea includ exemplele de mai sus de zone de glaciare modernă și antică - Groenlanda etc.

Motivul pentru care astenosfera nu este ușor de detectat peste tot este, evident, o modificare a vâscozității sale lateral.

Principalele elemente structurale ale scoarței continentale

Pe continente se disting două elemente structurale ale scoarței terestre: platforme și centuri mobile (Historical Geology, 1985).

Definiție:platformă- o secţiune stabilă, rigidă a scoarţei continentale, având formă izometrică şi structură cu două etaje (Fig. 6.4). Etajul structural inferior (primul) – fond de ten cristalin, reprezentată de roci metamorfozate foarte dislocate, pătrunse de intruziuni. Etajul structural superior (al doilea) este ușor întins acoperire sedimentară, slab luxata si nemetamorfozata. Se numesc ieșirile către suprafața de zi a etajului structural inferior scut. Se numesc zone ale fundației acoperite de acoperire sedimentară cuptor. Grosimea învelișului sedimentar al plăcii este de câțiva kilometri.

Exemplu: pe Platforma Est-Europeană există două scuturi (ucraineană și baltică) și placa rusă.

Structuri de la etajul doi al platformei (caz) Există negative (deviații, sineclize) și pozitive (anteclize). Sineclisele au forma unei farfurii, iar anteclisele au forma unei farfurii inversate. Grosimea sedimentelor este întotdeauna mai mare pe sinecliză și mai mică pe antecliză. Dimensiunile acestor structuri în diametru pot ajunge la sute sau câteva mii de kilometri, iar căderea straturilor pe aripi este de obicei de câțiva metri la 1 km. Există două definiții ale acestor structuri.

Definiție: sinecliza este o structură geologică, a cărei cădere a straturilor este îndreptată de la periferie spre centru. Antecliza este o structură geologică, a cărei cădere a straturilor este îndreptată de la centru spre periferie.

Definiție: sineclise - o structură geologică în miezul căreia ies sedimente mai tinere și de-a lungul marginilor

Orez. 6.4. Diagrama structurii platformei. 1 - fundație pliată; 2 - carcasă platformă; 3 falii (Geologie istorică, 1985)

- mai vechi. Anteclise este o structură geologică, în miezul căreia ies sedimente mai vechi, iar la margini - altele mai tinere.

Definiție: jgheab este un corp geologic alungit (alungit) care are o formă concavă în secțiune transversală.

Exemplu: pe placa rusă a platformei est-europene se remarcă anteclise(Belorusă, Voronezh, Volga-Ural etc.), sineclize(Moscova, Caspică etc.) și jgheaburi (Ulyanovsk-Saratov, Transnistria-Marea Neagră etc.).

Există o structură a orizonturilor inferioare ale acoperirii - av-lacogene.

Definiție: aulacogen - o depresiune îngustă și alungită care se extinde peste platformă. Aulacogenii sunt localizați în partea inferioară a planșeului structural superior (acoperire) și pot atinge o lungime de până la sute de kilometri și o lățime de zeci de kilometri. Aulacogenii se formează în condiții de extindere orizontală. În ele se acumulează straturi groase de sedimente, care pot fi zdrobite în pliuri și sunt similare ca compoziție cu formațiunile miogeosinclinale. Bazalții sunt prezenți în partea inferioară a secțiunii.

Exemplu: Pachelma (Ryazan-Saratov) aulacogen, aulacogen Nipru-Doneț al plăcii rusești.

Istoria dezvoltării platformelor. Istoria dezvoltării poate fi împărțită în trei etape. Primul– geosinclinală, pe care are loc formarea elementului structural inferior (primul) (fundație). Al doilea- aulacogen, pe care, în funcție de climă, se produce acumulare

sedimente de culoare roșie, gri sau purtători de carbon în av-lacogene. Al treilea– placă, pe care se produce sedimentarea pe o suprafață mare și se formează planșeul structural superior (al doilea).

Procesul de acumulare a precipitațiilor, de regulă, are loc ciclic. Se acumulează mai întâi transgresiv maritim terigenă formare, apoi - carbonat formarea (transgresiunea maximă, Tabelul 6.1). În timpul regresiei în condiții climatice aride, purtător de sare cu flori roșii formare, iar în condițiile unui climat umed - paralitic purtător de cărbune formare. La sfârșitul ciclului de sedimentare se formează sedimente continental formațiuni. În orice moment etapa poate fi întreruptă prin formarea unei formațiuni capcane.

Tabelul 6.1. Secvența acumulării plăcii

formațiunile și caracteristicile acestora.

Sfârșitul tabelului 6.1.

Pentru curele mobile (zone pliate) caracteristică:

    liniaritatea contururilor lor;

    grosimea enormă a sedimentelor acumulate (până la 15-25 km);

    consistenta compoziţia şi grosimea acestor depozite de-a lungul grevei zona pliata si schimbări bruște de-a lungul loviturii sale;

    prezența unor particularități formațiuni- complexe de roci formate la anumite stadii de dezvoltare a acestor zone ( ardezie, flysch, spilito-keratofiric, melasași alte formațiuni);

    magmatism intens efuziv și intruziv (în special sunt caracteristice marile intruzii-batolite de granit);

    metamorfism regional puternic;

7) pliere puternică, o abundență de defecte, inclusiv

împingeri indicând dominaţia compresiei. Zonele îndoite (centuri) apar în locul zonelor geosinclinale (centuri).

Definiție: geosinclinal(Fig. 6.5) - o zonă mobilă a scoarței terestre, în care s-au acumulat inițial straturile sedimentare și vulcanogene groase, apoi au fost zdrobite în pliuri complexe, însoțite de formarea de defecte, introducerea de intruziuni și metamorfism. Există două etape în dezvoltarea unui geosinclinal.

Primul stagiu(de fapt geosinclinal) caracterizată printr-o predominanţă a tasării. Rată mare de precipitațiiîntr-un geosinclinal – aceasta este rezultat al întinderii scoarței terestreși deformarea acesteia. ÎN prima jumătate a primeietape sedimentele nisipos-argiloase și argiloase se acumulează de obicei (ca urmare a metamorfismului, formează apoi șisturi argiloase negre, eliberate în ardezie formare) şi calcare. Subducția poate fi însoțită de rupturi prin care magma mafică se ridică și erupe în condiții submarine. Rocile rezultate după metamorfism, împreună cu formațiunile subvulcanice însoțitoare, dau spilite-keratofiric formare. Concomitent cu acesta, se formează de obicei roci silicioase și jasp.

oceanic

Orez. 6.5. Schema structurii geosync

linali pe o secțiune transversală schematică prin Arcul Sondei din Indonezia (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991). Legendă: 1 – sedimente și roci sedimentare; 2 – vulcan-

rase frumoase; 3 – roci cont-metamorfice de subsol

Formatiuni specificate se acumulează simultan, Dar în zone diferite. Acumulare spilito-keratofiric formarea are loc de obicei în partea interioară a geosinclinalului - în eugeosinclinale. Pentru eugeo-sinclinale Caracterizat prin formarea de straturi vulcanogene groase, de obicei de compoziție de bază, și introducerea de intruzii de roci gabro, diabaze și ultrabazice. În partea marginală a geosinclinalului, de-a lungul graniței sale cu platforma, sunt de obicei localizate miogeosinclinale. Aici se acumulează în principal straturi terigene și carbonatice; Nu există roci vulcanice, iar intruziunile nu sunt tipice.

În prima jumătate a primei etape Cea mai mare parte a geosinclinalului este mare cu semnificativeadâncimi. Dovada este oferită de granularitatea fină a sedimentelor și de raritatea descoperirilor faunistice (în principal nekton și plancton).

LA mijlocul primei etape datorită ratelor diferite de tasare, zonele se formează în diferite părți ale geosinclinalului creștere relativă(intrageoantic-linali) Și descendență relativă(intrageosinclinale). În acest moment, poate apărea pătrunderea unor mici intruziuni de plagiogranite.

În a doua jumătate a primei etape Ca urmare a apariției ridicărilor interne, marea din geosinclinal devine mai puțin adâncă. acum asta arhipelag, despărțite de strâmtori. Din cauza lipsei de adâncime, marea avansează pe platformele adiacente. Calcarele, strate groase nisipoase-argiloase construite ritmic, se acumulează în geosinclinal, formând flysch pentru-216

mation; are loc o revărsare de lave de compoziţie intermediară care alcătuiesc porfirice formare.

LA sfârşitul primei etape Intrageosinclinele dispar, intrageoanticlinele se contopesc într-o ridicare centrală. Aceasta este o inversiune generală; se potriveste faza principală a plieriiîntr-un geosinclinal. Plierea este de obicei însoțită de pătrunderea unor intruzii de granit sinorogenice mari (simultan cu pliere). Rocile sunt zdrobite în pliuri, adesea complicate de împingeri. Toate acestea provoacă metamorfism regional. În loc de intrageosinclinale apar sinclinorium- structuri complexe construite de tip sinclinal și în locul intrageoanticlinelor - anticlinorie. Geosinclinul „se închide”, transformându-se într-o zonă pliată.

În structura și dezvoltarea unui geosinclinal îi revine un rol foarte important defecte profunde - rupturi de lungă durată care taie întreaga scoarță terestră și merg în mantaua superioară. Faliile profunde determină contururile geosinclinalelor, magmatismul lor și împărțirea geosinclinalului în zone structural-faciale care diferă prin compoziția sedimentelor, grosimea lor, magmatismul și natura structurilor. În interiorul unui geosinclinal se disting uneori masive medii, limitat de defecte profunde. Acestea sunt blocuri de pliere mai antică, compuse din roci de la fundația pe care s-a format geosinclinul. În ceea ce privește compoziția sedimentelor și grosimea acestora, masivele medii sunt similare cu platformele, dar se disting prin magmatism puternic și plierea rocilor, în principal de-a lungul marginilor masivului.

A doua etapă a dezvoltării geosinclinalei numit orogeneși se caracterizează printr-o predominanță a ridicărilor. Sedimentarea are loc în zone limitate de-a lungul periferiei ridicării centrale - în deflexiuni marginale, apar de-a lungul graniței geosinclinalului și platformei și suprapunând parțial platforma, precum și în jgheaburi intermontane care se formează uneori în interiorul ridicării centrale. Sursa sedimentelor este distrugerea ridicării centrale în continuă creștere. Prima jumătatea doua faza această înălțime are probabil o topografie deluroasă; când este distrus, se acumulează, formându-se sedimente marine și uneori lagunare melasă inferioară formare. În funcție de condițiile climatice, acest lucru poate fi paralic purtător de cărbune sau Sărat grosime. În același timp, se produce de obicei introducerea unor intruzii mari de granit - batoliți.

În a doua jumătate a etapei rata de ridicare a ridicării centrale crește brusc, ceea ce este însoțit de divizarea acesteia și prăbușirea secțiunilor individuale. Acest fenomen se explică prin faptul că, ca urmare a plierii, metamorfismului și introducerii intruziunilor, regiunea pliată (nu mai este o geosinclinală!) devine rigidă și reacționează la ridicarea continuă cu rupturi. Marea părăsește această zonă. Ca urmare a distrugerii ridicării centrale, care la acea vreme era o țară muntoasă, se acumulează strate clastice grosiere continentale, formând melasă superioară formare. Despicarea părții arcuite a ridicării este însoțită de vulcanism la sol; de obicei acestea sunt lave cu compoziție acidă, care, împreună cu

formaţiunile subvulcanice dau porfir formare. Fisura alcaline și mici intruziuni acide sunt asociate cu aceasta. Astfel, ca urmare a dezvoltării geosinclinalului, grosimea crustei continentale crește.

Până la sfârșitul celei de-a doua etape, zona montană pliată care a apărut pe locul geosinclinalului este distrusă, teritoriul se nivelează treptat și devine o platformă. Geosinclinul se transformă dintr-o zonă de acumulare de sedimente într-o zonă de distrugere, dintr-un teritoriu mobil într-un teritoriu sedentar, rigid, nivelat. Prin urmare, gama de mișcări pe platformă este mică. De obicei, marea, chiar și puțin adâncă, acoperă aici suprafețe vaste. Acest teritoriu nu mai experimentează o tasare atât de puternică ca înainte, prin urmare grosimea sedimentelor este mult mai mică (în medie 2-3 km). Taparea este întreruptă în mod repetat, astfel că se observă întreruperi frecvente în sedimentare; apoi se pot forma cruste de intemperii. Nu există ridicări energetice însoțite de pliere. Prin urmare, sedimentele subțiri, de obicei de mică adâncime, nou formate de pe platformă nu sunt metamorfozate și se află orizontal sau ușor înclinate. Rocile magmatice sunt rare și sunt de obicei reprezentate de revărsări terestre de lave bazaltice.

Pe lângă modelul geosinclinal, există un model al plăcilor tectonice litosferice.

Model al plăcilor tectonice

Placi tectonice(Structural Geology and Plate Tectonics, 1991) este un model care a fost creat pentru a explica modelul observat de distribuție a deformațiilor și a seismicității în învelișul exterior al Pământului. Se bazează pe date geofizice extinse obținute în anii 1950 și 1960. Fundamentele teoretice ale tectonicii plăcilor se bazează pe două premise.

    Stratul cel mai exterior al Pământului, numit litosferă, se află direct pe un strat numit actenosfera, care este mai puțin durabilă decât litosfera.

    Litosfera este împărțită într-un număr de segmente rigide, sau plăci (Fig. 6.6), care se mișcă constant unele față de altele și a căror suprafață este, de asemenea, în continuă schimbare. Majoritatea proceselor tectonice cu schimb intens de energie operează la granițele dintre plăci.

Deși grosimea litosferei nu poate fi măsurată cu mare precizie, cercetătorii sunt de acord că în cadrul plăcilor aceasta variază de la 70-80 km sub oceane până la maximum peste 200 km sub unele părți ale continentelor, cu o medie de aproximativ 100 km. Astenosfera care stă la baza litosferei se extinde până la o adâncime de aproximativ 700 km (adâncimea maximă de distribuție a surselor de cutremure cu focalizare profundă). Forța sa crește odată cu adâncimea, iar unii seismologi cred că limita sa inferioară este

Orez. 6.6. Plăcile litosferice ale Pământului și limitele lor active. Liniile duble indică limite divergente (axe de răspândire); linii cu dinti - boabe convergente P.PIT

linii simple - falii de transformare (faliile de alunecare); zonele crustei continentale care sunt supuse faliilor active sunt pete (Geologia structurală și tectonica plăcilor, 1991)

Tsa este situat la o adâncime de 400 km și coincide cu o ușoară modificare a parametrilor fizici.

Limitele dintre plăci sunt împărțite în trei tipuri:

    divergente;

    convergent;

    transforma (cu deplasări de-a lungul loviturii).

La limitele divergente ale plăcilor, reprezentate în principal de rupturi, are loc o nouă formare a litosferei, care duce la răspândirea fundului oceanic (împrăștiere). La limitele convergente ale plăcilor, litosfera este scufundată în astenosferă, adică este absorbită. La limitele de transformare, două plăci litosferice alunecă una față de alta, iar materia litosferică nu este nici creată, nici distrusă pe ele. .

Toate plăcile litosferice se mișcă continuu una față de alta. Se presupune că suprafața totală a tuturor plăcilor rămâne constantă pe o perioadă semnificativă de timp. La o distanță suficientă de marginile plăcilor, deformațiile orizontale din interiorul acestora sunt nesemnificative, ceea ce permite ca plăcile să fie considerate rigide. Deoarece deplasările de-a lungul falilor de transformare au loc de-a lungul loviturii lor, mișcarea plăcii ar trebui să fie paralelă cu faliile de transformare moderne. Deoarece toate acestea se întâmplă pe suprafața unei sfere, atunci, în conformitate cu teorema lui Euler, fiecare secțiune a plăcii descrie o traiectorie echivalentă cu rotația pe suprafața sferică a Pământului. Pentru mișcarea relativă a fiecărei perechi de plăci la un moment dat, poate fi determinată o axă sau pol de rotație. Pe măsură ce vă îndepărtați de acest stâlp (până la colț

distanță de 90°), ratele de răspândire cresc în mod natural, dar viteza unghiulară pentru orice pereche dată de plăci în raport cu polul lor de rotație este constantă. Să remarcăm, de asemenea, că, din punct de vedere geometric, polii de rotație sunt unici pentru orice pereche de plăci și nu sunt în niciun fel conectați cu polul de rotație al Pământului ca planetă.

Tectonica plăcilor este un model eficient al proceselor crustale, deoarece se potrivește bine cu datele observaționale cunoscute, oferă explicații elegante pentru fenomene anterior neînrudite și deschide posibilități de predicție.

Ciclul Wilson(Geologia structurală și tectonica plăcilor, 1991). În 1966, profesorul Wilson de la Universitatea din Toronto a publicat o lucrare în care susținea că deriva continentală a avut loc nu numai după destrămarea timpurie a Pangeei în Mesozoic, ci și în vremurile pre-Pangean. Ciclul de deschidere și închidere a oceanelor în raport cu marginile continentale adiacente este acum numit Ciclul Wilson.

În fig. Figura 6.7 oferă o explicație schematică a conceptului de bază al ciclului Wilson în cadrul ideilor despre evoluția plăcilor litosferice.

Orez. 6.7, dar reprezintă începutul ciclului Wilson– stadiul inițial al rupturii continentale și al formării marginii plăcii acreționare. Cunoscut ca este dur

Orez. 6.7. Schema ciclului Wilson al dezvoltării oceanelor în cadrul evoluției plăcilor litosferice (Structural Geology and Plate Tectonics, 1991)

litosfera acoperă o zonă mai slabă, parțial topită a astenosferei - așa-numitul strat cu viteză mică (Figura 6.7, b) . Pe măsură ce continentele continuă să se separe, se dezvoltă o vale rift (Fig. 6.7, 6) și un mic ocean (Fig. 6.7, c). Acestea sunt etapele deschiderii timpurii a oceanului în ciclul Wilson.. Riftul African și Marea Roșie sunt exemple potrivite. Odată cu continuarea derivării continentelor separate, însoțită de acumularea simetrică a noii litosfere pe marginile plăcilor, sedimentele de raft se acumulează la limita continent-ocean din cauza eroziunii continentului. Ocean complet format(Fig. 6.7, d) cu o creastă mediană la limita plăcii și o platformă continentală dezvoltată se numește ocean de tip atlantic.

Din observațiile tranșeelor ​​oceanice, relația lor cu seismicitatea și reconstrucția după modelele anomaliilor magnetice oceanice din jurul șanțurilor, se știe că litosfera oceanică este dezmembrată și subdusă în mezosferă. În fig. 6.7, d afișate ocean cu aragaz, care are marje simple de acumulare și absorbție a litosferei, - aceasta este etapa inițială a închiderii oceanului V Ciclul Wilson. Dezmembrarea litosferei din vecinătatea marginii continentale duce la transformarea acesteia din urmă într-un orogen de tip andin ca urmare a proceselor tectonice și vulcanice care au loc la limita plăcii absorbante. Dacă această dezmembrare are loc la o distanță considerabilă de la marginea continentală spre ocean, atunci se formează un arc insular ca insulele japoneze. Absorbția oceanicălitosferă duce la o modificare a geometriei plăcilor și în final

se termină la dispariția completă a marginii plăcii acreționare(Fig. 6.7, f). În acest timp, platforma continentală opusă poate continua să se extindă, devenind un semi-ocean de tip atlantic. Pe măsură ce oceanul se micșorează, marginea continentală opusă este în cele din urmă atrasă în modul de absorbție a plăcilor și participă la dezvoltare. Orogen acreționar de tip andin. Acesta este stadiul incipient al ciocnirii a două continente (ciocniri) . În etapa următoare, din cauza flotabilității litosferei continentale, absorbția plăcii se oprește. Placa litosferică se rupe dedesubt, sub un orogen de tip himalayan în creștere și avansează stadiul orogen finalCiclul Wilsoncu o centură montană matură, reprezentând cusătura dintre continentele nou unite. Antipod Orogen acreționar de tip andin este Orogen de coliziune de tip himalayan.

Litosferă. Scoarta terestra. 4,5 miliarde de aniîn urmă, Pământul era o minge formată doar din gaze. Treptat, metalele grele precum fierul și nichelul s-au scufundat în centru și au devenit mai dense. Roci ușoare și minerale au plutit la suprafață, s-au răcit și s-au solidificat.

Structura internă a Pământului.

Se obișnuiește să se împartă corpul Pământului în Trei părți principale - litosferă(Scoarta terestra), mantaȘi miez.

Miezul este centrul Pământului , a cărui rază medie este de aproximativ 3500 km (16,2% din volumul Pământului). Se crede că este compus din fier amestecat cu siliciu și nichel. Partea exterioară a miezului este în stare topită (5000 ° C), partea interioară este aparent solidă (submiez). Mișcarea materiei în miez creează un câmp magnetic pe Pământ care protejează planeta de radiațiile cosmice.

Miezul este înlocuit manta , care se întinde pe aproape 3000 km (83% din volumul Pământului). Se crede că este dur, dar în același timp plastic și fierbinte. Mantaua este formată din trei straturi: stratul Golitsyn, stratul Gutenberg și substratul. Partea superioară a mantalei, numită magmă , conține un strat cu vâscozitate, densitate și duritate reduse - astenosfera, pe care se echilibrează secțiuni ale suprafeței terestre. Granița dintre manta și miez se numește stratul Guttenberg.

Litosferă

Litosferă - învelișul superior al Pământului „solid”, inclusiv scoarța terestră și partea superioară a mantalei superioare subiacente a Pământului.

Scoarta terestra – învelișul superior al Pământului „solid”. Grosimea scoarței terestre variază de la 5 km (sub oceane) la 75 km (sub continente). Scoarța terestră este eterogenă. Se distinge 3 straturi – sedimentare, granit, bazalt. Straturile de granit și bazalt sunt numite astfel deoarece conțin roci similare ca proprietăți fizice cu granitul și bazaltul.

Compus scoarța terestră: oxigen (49%), siliciu (26%), aluminiu (7%), fier (5%), calciu (4%); cele mai comune minerale sunt feldspatul și cuarțul. Limita dintre scoarța terestră și manta se numește Suprafata Moho .

Distinge continental Și oceanic scoarta terestra. oceanic diferit de continental (continental) absența stratului de granit și semnificativ mai puțin puternic (de la 5 la 10 km). Grosime continental crusta la câmpie este de 35-45 km, la munte 70-80 km. La granița continentelor și oceanelor, în zonele insulelor, grosimea scoarței terestre este de 15-30 km, stratul de granit se ciupește.

Poziția straturilor în scoarța continentală indică momente diferite ale formării sale . Stratul de bazalt este cel mai vechi, mai tânăr decât stratul de granit, iar cel mai tânăr este stratul superior, sedimentar, care se dezvoltă și astăzi. Fiecare strat de crustă s-a format pe o perioadă lungă de timp geologic.

Plăci litosferice

Scoarța terestră este în continuă mișcare. Prima ipoteză despre deriva continentală(adică mișcarea orizontală a scoarței terestre) propusă la începutul secolului al XX-lea A. Wegener. Creat pe baza ei teoria plăcilor . Conform acestei teorii, litosfera nu este un monolit, ci este formată din șapte plăci mari și mai multe plăci mai mici „plutind” pe astenosferă. Zonele de limita dintre plăcile litosferice se numesc curele seismice - acestea sunt cele mai „neliniștite” zone ale planetei.

Scoarța terestră este împărțită în zone stabile și mobile.

Zonele stabile ale scoarței terestre - platforme- se formează pe locul geosinclinalelor care și-au pierdut mobilitatea. Platforma este formată dintr-un subsol cristalin și acoperire sedimentară. În funcție de vârsta fundației, se disting platformele antice (Precambriene) și tinere (Paleozoic, Mezozoic). La baza tuturor continentelor se află platforme străvechi.

Zonele mobile, foarte disecate ale suprafeței pământului sunt numite geosinclinale ( zonele pliate ). În dezvoltarea lor există două etape : în prima etapă, scoarța terestră suferă o tasare, rocile sedimentare se acumulează și se metamorfozează. Apoi scoarța pământului începe să se ridice, iar pietrele sunt zdrobite în falduri. Au existat mai multe epoci de construcție intensă a munților pe Pământ: Baikal, Caledonian, Hercynian, Mezozoic, Cenozoic. În conformitate cu aceasta, se disting diferite zone de pliere.

O trăsătură caracteristică a evoluției Pământului este diferențierea materiei, a cărei expresie este structura învelișului planetei noastre. Litosfera, hidrosfera, atmosfera, biosfera formează principalele învelișuri ale Pământului, diferind prin compoziția chimică, grosimea și starea materiei.

Structura internă a Pământului

Compoziția chimică a Pământului(Fig. 1) este similară cu compoziția altor planete terestre, precum Venus sau Marte.

În general, predomină elemente precum fierul, oxigenul, siliciul, magneziul și nichelul. Conținutul de elemente ușoare este scăzut. Densitatea medie a substanței Pământului este de 5,5 g/cm 3 .

Există foarte puține date fiabile despre structura internă a Pământului. Să ne uităm la Fig. 2. Înfățișează structura internă a Pământului. Pământul este format din scoarță, manta și miez.

Orez. 1. Compoziția chimică a Pământului

Orez. 2. Structura internă a Pământului

Miez

Miez(Fig. 3) este situat în centrul Pământului, raza sa este de aproximativ 3,5 mii km. Temperatura miezului ajunge la 10.000 K, adică este mai mare decât temperatura straturilor exterioare ale Soarelui, iar densitatea sa este de 13 g/cm 3 (comparați: apă - 1 g/cm 3). Se crede că miezul este compus din aliaje de fier și nichel.

Miezul exterior al Pământului are o grosime mai mare decât nucleul interior (raza 2200 km) și se află în stare lichidă (topită). Miezul interior este supus unei presiuni enorme. Substanțele care o compun sunt în stare solidă.

Manta

Manta- geosfera Pământului, care înconjoară nucleul și reprezintă 83% din volumul planetei noastre (vezi Fig. 3). Limita sa inferioară este situată la o adâncime de 2900 km. Mantaua este împărțită într-o parte superioară mai puțin densă și plastică (800-900 km), din care se formează magmă(tradus din greacă înseamnă „unguent gros”; aceasta este substanța topită din interiorul pământului - un amestec de compuși chimici și elemente, inclusiv gaze, într-o stare specială semi-lichidă); iar cea inferioară cristalină, de aproximativ 2000 km grosime.

Orez. 3. Structura Pământului: miez, manta și scoarță

Scoarta terestra

Scoarta terestra -învelișul exterior al litosferei (vezi fig. 3). Densitatea sa este de aproximativ două ori mai mică decât densitatea medie a Pământului - 3 g/cm 3 .

Separă scoarța terestră de manta frontiera Mohorovicic(numită adesea granița Moho), caracterizată printr-o creștere bruscă a vitezelor undelor seismice. A fost instalat în 1909 de un om de știință croat Andrei Mohorovicic (1857- 1936).

Deoarece procesele care au loc în partea superioară a mantalei afectează mișcările materiei în scoarța terestră, ele sunt combinate sub denumirea generală litosferă(coaja de piatră). Grosimea litosferei variază de la 50 la 200 km.

Sub litosferă se află astenosferă- mai puțin dur și mai puțin vâscos, dar mai multă carcasă de plastic cu o temperatură de 1200 ° C. Poate traversa granița Moho, pătrunzând în scoarța terestră. Astenosfera este sursa vulcanismului. Conține buzunare de magmă topită, care pătrunde în scoarța terestră sau se revarsă pe suprafața pământului.

Compoziția și structura scoarței terestre

În comparație cu mantaua și miezul, scoarța terestră este un strat foarte subțire, dur și fragil. Este compus dintr-o substanță mai ușoară, care conține în prezent aproximativ 90 de elemente chimice naturale. Aceste elemente nu sunt reprezentate în mod egal în scoarța terestră. Șapte elemente - oxigen, aluminiu, fier, calciu, sodiu, potasiu și magneziu - reprezintă 98% din masa scoarței terestre (vezi Fig. 5).

Combinații deosebite de elemente chimice formează diverse roci și minerale. Cele mai vechi dintre ele au cel puțin 4,5 miliarde de ani.

Orez. 4. Structura scoarței terestre

Orez. 5. Compoziția scoarței terestre

Mineral este un corp natural relativ omogen prin compoziție și proprietăți, format atât în ​​adâncuri cât și la suprafața litosferei. Exemple de minerale sunt diamantul, cuarțul, gipsul, talcul etc. (Veți găsi caracteristici ale proprietăților fizice ale diferitelor minerale în Anexa 2.) Compoziția mineralelor Pământului este prezentată în Fig. 6.

Orez. 6. Compoziţia minerală generală a Pământului

Stânci constau din minerale. Ele pot fi compuse din unul sau mai multe minerale.

Roci sedimentare - argilă, calcar, cretă, gresie etc. - s-au format prin precipitarea unor substanțe în mediul acvatic și pe uscat. Ele zac în straturi. Geologii le numesc pagini ale istoriei Pământului, deoarece pot afla despre condițiile naturale care au existat pe planeta noastră în timpurile străvechi.

Dintre rocile sedimentare se disting organogene și anorganogene (clastice și chimiogene).

Organogene Rocile se formează ca urmare a acumulării de resturi animale și vegetale.

Roci clastice se formează ca urmare a intemperiilor, distrugerii de către apă, gheață sau vânt a produselor de distrugere a rocilor formate anterior (Tabelul 1).

Tabelul 1. Roci clastice în funcție de mărimea fragmentelor

Numele rasei

Dimensiunea dezavantajului (particulelor)

Mai mult de 50 cm

5 mm - 1 cm

1 mm - 5 mm

Nisip și gresie

0,005 mm - 1 mm

Mai puțin de 0,005 mm

chimiogen Rocile se formează ca urmare a precipitării substanţelor dizolvate în ele din apele mărilor şi lacurilor.

În grosimea scoarței terestre se formează magma roci magmatice(Fig. 7), de exemplu granit și bazalt.

Rocile sedimentare și magmatice, atunci când sunt scufundate la adâncimi mari sub influența presiunii și a temperaturilor ridicate, suferă modificări semnificative, transformându-se în roci metamorfice. De exemplu, calcarul se transformă în marmură, gresia de cuarț în cuarțit.

Structura scoarței terestre este împărțită în trei straturi: sedimentar, granit și bazalt.

Stratul sedimentar(vezi Fig. 8) este format în principal din roci sedimentare. Aici predomină argile și șisturi, iar rocile nisipoase, carbonatice și vulcanice sunt larg reprezentate. În stratul sedimentar există depozite de astfel de mineral, precum cărbunele, gazul, petrolul. Toate sunt de origine organică. De exemplu, cărbunele este un produs al transformării plantelor din cele mai vechi timpuri. Grosimea stratului sedimentar variază foarte mult - de la absența completă în unele zone de uscat până la 20-25 km în depresiunile adânci.

Orez. 7. Clasificarea rocilor după origine

Stratul „granit”. constă din roci metamorfice și magmatice, asemănătoare ca proprietăți cu granitul. Cele mai des întâlnite aici sunt gneisurile, granitele, șisturile cristaline etc. Stratul de granit nu se găsește peste tot, dar pe continentele unde este bine exprimat, grosimea sa maximă poate atinge câteva zeci de kilometri.

Stratul „bazalt”. format din roci apropiate de bazalt. Acestea sunt roci magmatice metamorfozate, mai dense decât rocile stratului „granit”.

Grosimea și structura verticală a scoarței terestre sunt diferite. Există mai multe tipuri de scoarță terestră (Fig. 8). Conform celei mai simple clasificări, se face o distincție între crusta oceanică și cea continentală.

Crusta continentală și oceanică variază în grosime. Astfel, grosimea maximă a scoarței terestre este observată în sistemele montane. Este aproximativ 70 km. Sub câmpie grosimea scoarței terestre este de 30-40 km, iar sub oceane este cea mai subțire - doar 5-10 km.

Orez. 8. Tipuri de scoarță terestră: 1 - apă; 2- stratul sedimentar; 3—interstratificarea rocilor sedimentare și bazalților; 4 - bazalt si roci cristaline ultrabazice; 5 – strat granito-metamorfic; 6 – strat granulit-mafic; 7 - manta normala; 8 - mantaua decomprimata

Diferența dintre crusta continentală și cea oceanică în compoziția rocilor se manifestă prin faptul că în scoarța oceanică nu există un strat de granit. Și stratul de bazalt al scoarței oceanice este foarte unic. În ceea ce privește compoziția rocii, aceasta diferă de un strat similar de crustă continentală.

Granița dintre pământ și ocean (marca zero) nu înregistrează trecerea scoarței continentale la cea oceanică. Înlocuirea crustei continentale cu crusta oceanică are loc în ocean la o adâncime de aproximativ 2450 m.

Orez. 9. Structura scoartei continentale și oceanice

Există, de asemenea, tipuri de tranziție ale scoarței terestre - suboceanice și subcontinentale.

Crusta suboceanica situat de-a lungul versanților continentali și de la poalele dealurilor, poate fi găsit în mările marginale și mediteraneene. Reprezinta crusta continentala cu o grosime de pana la 15-20 km.

Crusta subcontinentală situate, de exemplu, pe arcurile insulelor vulcanice.

Pe baza materialelor sondaj seismic - viteza de trecere a undelor seismice - obținem date despre structura profundă a scoarței terestre. Astfel, fântâna superadâncă Kola, care a permis pentru prima dată să se vadă mostre de rocă de la o adâncime de peste 12 km, a adus o mulțime de lucruri neașteptate. S-a presupus că la o adâncime de 7 km ar trebui să înceapă un strat de „bazalt”. În realitate, nu a fost descoperit, iar gneisurile au predominat printre roci.

Modificarea temperaturii scoarței terestre cu adâncimea. Stratul de suprafață al scoarței terestre are o temperatură determinată de căldura solară. Acest stratul heliometric(din grecescul helio - Soare), se confruntă cu fluctuații sezoniere de temperatură. Grosimea medie a acestuia este de aproximativ 30 m.

Mai jos este un strat și mai subțire, a cărui caracteristică este o temperatură constantă corespunzătoare temperaturii medii anuale a locului de observare. Adâncimea acestui strat crește în climatele continentale.

Și mai adânc în scoarța terestră există un strat geotermal, a cărui temperatură este determinată de căldura internă a Pământului și crește odată cu adâncimea.

Creșterea temperaturii se produce în principal din cauza dezintegrarii elementelor radioactive care alcătuiesc rocile, în principal radiu și uraniu.

Se numește cantitatea de creștere a temperaturii în roci cu adâncime gradient geotermal. Acesta variază într-un interval destul de larg - de la 0,1 la 0,01 °C/m - și depinde de compoziția rocilor, de condițiile de apariție a acestora și de o serie de alți factori. Sub oceane, temperatura crește mai repede cu adâncimea decât pe continente. În medie, la fiecare 100 m de adâncime se încălzește cu 3 °C.

Se numește inversul gradientului geotermic etapa geotermală. Se măsoară în m/°C.

Căldura scoarței terestre este o sursă importantă de energie.

Partea scoarței terestre care se extinde până la adâncimi accesibile formelor de studiu geologic măruntaiele pământului. Interiorul Pământului necesită o protecție specială și o utilizare înțeleaptă.

Constă din multe straturi îngrămădite unul peste altul. Cu toate acestea, ceea ce știm cel mai bine este scoarța terestră și litosfera. Acest lucru nu este surprinzător - la urma urmei, nu numai că trăim din ele, ci și extragem din adâncuri majoritatea resurselor naturale disponibile. Dar învelișurile superioare ale Pământului păstrează încă milioane de ani de istorie a planetei noastre și a întregului sistem solar.

Aceste două concepte apar atât de des în presă și literatură încât au intrat în vocabularul cotidian al omului modern. Ambele cuvinte sunt folosite pentru a se referi la suprafața Pământului sau a unei alte planete - totuși, există o diferență între concepte, bazată pe două abordări fundamentale: chimică și mecanică.

Aspect chimic - scoarța terestră

Dacă împărțiți Pământul în straturi pe baza diferențelor de compoziție chimică, stratul superior al planetei va fi scoarța terestră. Aceasta este o coajă relativ subțire, care se termină la o adâncime de 5 până la 130 de kilometri sub nivelul mării - crusta oceanică este mai subțire, iar crusta continentală, în zonele muntoase, este cea mai groasă. Deși 75% din masa crustei este compusă doar din siliciu și oxigen (nu pur, legat în diferite substanțe), aceasta are cea mai mare diversitate chimică dintre toate straturile Pământului.

Bogăția mineralelor joacă, de asemenea, un rol - diverse substanțe și amestecuri create de-a lungul a miliarde de ani din istoria planetei. Scoarța Pământului conține nu numai minerale „native” care au fost create prin procese geologice, ci și moștenire organică masivă, cum ar fi petrolul și cărbunele, precum și incluziuni extraterestre.

Aspect fizic – litosferă

Pe baza caracteristicilor fizice ale Pământului, cum ar fi duritatea sau elasticitatea, vom obține o imagine ușor diferită - interiorul planetei va fi învăluit de litosferă (din grecescul lithos, sfera „stâncoasă, tare” și „sphaira” ). Este mult mai groasă decât scoarța terestră: litosfera se întinde până la 280 de kilometri adâncime și acoperă chiar partea superioară solidă a mantalei!

Caracteristicile acestui înveliș corespund pe deplin numelui - este singurul strat solid al Pământului, în afară de miezul interior. Forța, însă, este relativă - litosfera Pământului este una dintre cele mai mobile din sistemul solar, motiv pentru care planeta și-a schimbat aspectul de mai multe ori. Dar compresia semnificativă, curbura și alte modificări elastice necesită mii de ani, dacă nu mai mult.

  • Un fapt interesant este că este posibil ca planeta să nu aibă o crustă de suprafață. Deci, suprafața este mantaua ei întărită; Planeta cea mai apropiată de Soare și-a pierdut crusta cu mult timp în urmă ca urmare a numeroaselor ciocniri.

Pentru a rezuma, scoarța terestră este partea superioară, diversă din punct de vedere chimic, a litosferei, învelișul dur al Pământului. Inițial aveau aproape aceeași compoziție. Dar când numai astenosfera subiacentă și temperaturile ridicate au afectat adâncimile, hidrosfera, atmosfera, resturile de meteoriți și organismele vii au participat activ la formarea mineralelor la suprafață.

Plăci litosferice

O altă caracteristică care distinge Pământul de alte planete este diversitatea diferitelor tipuri de peisaje de pe el. Desigur, apa a jucat și un rol incredibil de important, despre care vom vorbi puțin mai târziu. Dar chiar și formele de bază ale peisajului planetar al planetei noastre diferă de aceeași Lună. Mările și munții satelitului nostru sunt gropi de la bombardarea meteoriților. Și pe Pământ s-au format ca urmare a mișcării de sute și mii de milioane de ani a plăcilor litosferice.

Probabil ați auzit deja despre plăci - acestea sunt fragmente uriașe stabile ale litosferei care plutesc de-a lungul astenosferei fluide, ca gheața spartă pe un râu. Cu toate acestea, există două diferențe principale între litosferă și gheață:

  • Golurile dintre plăci sunt mici și se închid rapid datorită substanței topite care erupe din ele, iar plăcile în sine nu sunt distruse de ciocniri.
  • Spre deosebire de apă, nu există un flux constant în manta, ceea ce ar putea stabili o direcție constantă pentru mișcarea continentelor.

Astfel, forța motrice din spatele derivei plăcilor litosferice este convecția astenosferei, partea principală a mantalei - fluxurile mai calde din miezul pământului se ridică la suprafață atunci când cele reci cad înapoi. Având în vedere că continentele diferă ca mărime, iar topografia părții lor inferioare oglindește neregularitățile părții superioare, ele se mișcă, de asemenea, neuniform și inconsecvent.

Plăcile principale

De-a lungul a miliarde de ani de mișcare a plăcilor litosferice, acestea s-au contopit în mod repetat în supercontinente, după care s-au separat din nou. În viitorul apropiat, în 200–300 de milioane de ani, este de așteptat și formarea unui supercontinent numit Pangea Ultima. Vă recomandăm să vizionați videoclipul de la sfârșitul articolului - arată clar cum au migrat plăcile litosferice în ultimele câteva sute de milioane de ani. În plus, puterea și activitatea mișcării continentale este determinată de încălzirea internă a Pământului - cu cât este mai mare, cu atât planeta se extinde mai mult și cu atât plăcile litosferice se mișcă mai repede și mai liber. Cu toate acestea, de la începutul istoriei Pământului, temperatura și raza acestuia au scăzut treptat.

  • Un fapt interesant este că deriva plăcilor și activitatea geologică nu trebuie neapărat să fie alimentate de auto-încălzirea internă a planetei. De exemplu, satelitul lui Jupiter are mulți vulcani activi. Dar energia pentru aceasta nu este furnizată de miezul satelitului, ci de frecarea gravitațională c, datorită căreia interiorul lui Io se încălzește.

Limitele plăcilor litosferice sunt foarte arbitrare - unele părți ale litosferei se scufundă sub altele, iar unele, precum placa Pacificului, sunt complet ascunse sub apă. Geologii numără astăzi 8 plăci principale care acoperă 90 la sută din întreaga suprafață a Pământului:

  • australian
  • antarctic
  • african
  • eurasiatică
  • Hindustan
  • Pacific
  • Nord american
  • America de Sud

O astfel de diviziune a apărut recent - de exemplu, placa eurasiatică, acum 350 de milioane de ani, a constat din părți separate, în timpul fuziunii cărora s-au format Munții Urali, unul dintre cei mai vechi de pe Pământ. Oamenii de știință continuă până în prezent să studieze defectele și fundul oceanului, descoperind noi plăci și clarificând granițele celor vechi.

Activitate geologică

Plăcile litosferice se mișcă foarte lent - se strecoară una peste alta cu o viteză de 1–6 cm/an și se îndepărtează cu maximum 10–18 cm/an. Dar interacțiunea dintre continente este cea care creează activitatea geologică a Pământului, vizibilă la suprafață - erupțiile vulcanice, cutremurele și formarea munților au loc întotdeauna în zonele de contact ale plăcilor litosferice.

Cu toate acestea, există și excepții - așa-numitele puncte fierbinți, care pot exista și în adâncul plăcilor litosferice. În ele, fluxurile topite ale materiei astenosferei se sparg în sus, topind litosfera, ceea ce duce la creșterea activității vulcanice și la cutremure regulate. Cel mai adesea, acest lucru se întâmplă în apropierea acelor locuri în care o placă litosferică se strecoară pe alta - partea inferioară, deprimată a plăcii se scufundă în mantaua Pământului, crescând astfel presiunea magmei pe placa superioară. Cu toate acestea, acum oamenii de știință sunt înclinați să creadă că părțile „înecate” ale litosferei se topesc, crescând presiunea în adâncurile mantalei și creând astfel fluxuri ascendente. Acest lucru poate explica distanța anormală a unor puncte fierbinți de faliile tectonice.

  • Un fapt interesant este că vulcanii scut, caracterizați prin forma lor plată, se formează adesea în punctele fierbinți. Ele erup de multe ori, crescând datorită curgerii lavei. Acesta este, de asemenea, un format tipic de vulcan extraterestru. Cel mai faimos dintre ele este pe Marte, cel mai înalt punct de pe planetă - înălțimea sa atinge 27 de kilometri!

Crusta oceanică și continentală a Pământului

Interacțiunile plăcilor au ca rezultat formarea a două tipuri diferite de crustă - oceanică și continentală. Deoarece oceanele, de regulă, sunt joncțiunile diferitelor plăci litosferice, crusta lor se schimbă constant - fiind ruptă sau absorbită de alte plăci. La locul defectelor are loc contactul direct cu mantaua, de unde se ridică magma fierbinte. Pe măsură ce se răcește sub influența apei, creează un strat subțire de bazalt, principala rocă vulcanică. Astfel, crusta oceanică este complet reînnoită la fiecare 100 de milioane de ani - cele mai vechi zone, care sunt situate în Oceanul Pacific, ating o vârstă maximă de 156–160 de milioane de ani.

Important! Scoarta oceanică nu este toată scoarța terestră care se află sub apă, ci doar secțiunile sale tinere la joncțiunea continentelor. O parte a scoarței continentale se află sub apă, în zona plăcilor litosferice stabile.

Vârsta crustei oceanice (roșu corespunde crustei tinere, albastru crustei vechi).