Kerak benua, baik dalam komposisi maupun struktur, sangat berbeda dengan kerak samudera. Ketebalannya bervariasi dari 20-25 km di bawah busur pulau dan daerah dengan jenis kerak transisi hingga 80 km di bawah sabuk lipat muda Bumi, misalnya, di bawah Andes atau sabuk Alpine-Himalaya. Rata-rata, ketebalan kerak benua di bawah platform kuno sekitar 40 km, dan massanya, termasuk kerak benua, mencapai 2,2510 × 25 g. Relief kerak benua sangat kompleks. Namun, ia membedakan dataran yang dipenuhi sedimen yang luas, biasanya terletak di atas platform Proterozoikum, tonjolan perisai paling kuno (Archaean), dan sistem gunung yang lebih muda. Relief kerak benua juga ditandai dengan perbedaan ketinggian maksimum, mencapai 16-17 km dari kaki lereng benua di parit air dalam hingga puncak gunung tertinggi.

Struktur kerak benua sangat heterogen, namun, seperti di kerak samudera, dalam ketebalannya, terutama di platform kuno, kadang-kadang dibedakan tiga lapisan: sedimen atas dan dua lapisan bawah yang terdiri dari batuan kristal. Di bawah sabuk bergerak muda, struktur kerak lebih kompleks, meskipun diseksi umumnya mendekati dua lapisan.

Lapisan sedimen di benua telah dipelajari cukup lengkap baik dengan bantuan metode eksplorasi geofisika maupun pemboran langsung. Struktur permukaan kerak yang terkonsolidasi di tempat-tempat yang terpapar pada perisai kuno dipelajari baik dengan metode geologis dan geofisika langsung, dan pada platform benua yang ditutupi oleh sedimen, terutama dengan metode penelitian geofisika. Dengan demikian, ditemukan bahwa kecepatan gelombang seismik di lapisan kerak bumi meningkat dari atas ke bawah dari 2-3 menjadi 4,5-5,5 km/s di lapisan sedimen bawah; hingga 6-6,5 km/s di lapisan atas batuan kristal dan hingga 6,6-7,0 km/s di lapisan bawah kerak. Hampir di mana-mana, kerak benua, seperti kerak samudera, dilatarbelakangi oleh batuan berkecepatan tinggi dari batas Mokhorovichich dengan kecepatan gelombang seismik dari 8,0 hingga 8,2 km/s, tetapi ini sudah merupakan sifat litosfer subcrustal yang terdiri dari batuan mantel.

Ketebalan lapisan sedimen atas kerak benua sangat bervariasi - dari nol pada perisai kuno hingga 10-12 dan bahkan 15 km di tepi pasif benua dan di bagian depan marjinal platform. Ketebalan rata-rata sedimen pada platform Proterozoikum yang stabil biasanya mendekati 2-3 km. Sedimen pada platform tersebut didominasi oleh sedimen lempung dan karbonat dari cekungan laut dangkal. Di palung marjinal dan di tepi pasif benua tipe Atlantik, bagian sedimen biasanya dimulai dengan fasies klastik kasar, yang digantikan di hulu oleh endapan pasir-argillac dan karbonat fasies pantai. Baik di dasar dan di bagian paling atas dari bagian strata sedimen palung marjinal, sedimen kemogenik kadang-kadang ditemukan - evaporit, yang menandai kondisi sedimentasi di cekungan laut semi-tertutup sempit dengan iklim kering. Biasanya, cekungan seperti itu muncul hanya pada tahap awal atau akhir dari pengembangan cekungan laut dan samudra, jika, tentu saja, samudra dan cekungan ini pada saat pembentukan atau penutupannya terletak di zona iklim kering. Contoh pengendapan formasi tersebut pada tahap awal pembentukan cekungan samudera adalah evaporit di dasar bagian sedimen zona paparan Afrika di Samudra Atlantik dan endapan pembawa garam di Laut Merah. Contoh pengendapan formasi bantalan garam yang terbatas pada cekungan penutup adalah evaporit dari zona Reno-Hercynian di Jerman dan urutan bantalan garam-gipsum Permian di tepi depan marginal Cis-Ural di timur Platform Rusia.

Bagian atas dari bagian kerak benua yang terkonsolidasi biasanya diwakili oleh batuan prakambrium kuno dari komposisi granit-gneiss atau pergantian granitoid dengan sabuk batuan greenstone dari komposisi dasar. Kadang-kadang bagian dari bagian kerak yang keras ini disebut lapisan "granit", dengan demikian menekankan dominasi batuan dari seri granitoid di dalamnya dan subordinasi basaltoid. Batuan lapisan "granit" biasanya ditransformasikan oleh proses metamorfisme regional hingga dan termasuk fasies amfibolit. Bagian atas lapisan ini selalu merupakan permukaan penggundulan, di mana erosi struktur tektonik dan formasi batuan beku dari sabuk kuno (pegunungan) Bumi pernah terjadi. Oleh karena itu, sedimen di atasnya pada batuan dasar kerak benua selalu terjadi dengan ketidakselarasan struktural dan biasanya dengan pergeseran waktu yang besar.

Di bagian kerak yang lebih dalam (kira-kira pada kedalaman sekitar 15-20 km), batas yang tersebar dan tidak stabil sering dilacak, di mana kecepatan rambat gelombang longitudinal meningkat sekitar 0,5 km/s. Inilah yang disebut batas Konrad, yang menguraikan dari atas lapisan bawah kerak benua, kadang-kadang secara kondisional disebut "basal", meskipun kami masih memiliki sedikit data pasti tentang komposisinya. Kemungkinan besar, bagian bawah kerak benua terdiri dari batuan dengan komposisi menengah dan dasar, bermetamorfosis menjadi amfibolit atau bahkan menjadi fasies granulit (pada suhu di atas 600 °C dan tekanan di atas 3-4 kbar). Ada kemungkinan bahwa di dasar blok kerak benua yang pernah terbentuk karena tumbukan busur pulau, mungkin ada fragmen kerak samudera purba, termasuk tidak hanya batuan dasar, tetapi juga batuan ultrabasa yang terserpentinisasi.

Heterogenitas kerak benua sangat jelas terlihat bahkan dengan pandangan sekilas pada peta geologi benua. Biasanya, blok kerak yang terpisah dan terjalin erat, heterogen dalam komposisi dan struktur, adalah struktur geologis dari berbagai usia - sisa-sisa sabuk terlipat kuno Bumi, berturut-turut berdampingan selama pertumbuhan massa benua. Kadang-kadang struktur seperti itu, sebaliknya, adalah jejak bekas pecahan benua kuno (misalnya, aulacogenes). Blok semacam itu biasanya bersentuhan satu sama lain di sepanjang zona jahitan, yang sering disebut, tidak terlalu berhasil, sesar dalam.

Studi tentang struktur dalam kerak benua yang dilakukan dalam dekade terakhir dengan metode seismik gelombang pantul dengan akumulasi sinyal (proyek COCORT) telah menunjukkan bahwa zona jahitan yang memisahkan sabuk lipat dari berbagai usia, sebagai aturan, dorong raksasa kesalahan. Permukaan dorong, yang curam di bagian atas kerak, dengan cepat rata dengan kedalaman. Secara horizontal, struktur dorong seperti itu sering dilacak hingga puluhan dan hingga ratusan kilometer, sementara secara mendalam kadang-kadang mendekati dasar kerak benua, menandai zona purba dan sekarang mati lempeng litosfer atau dorongan sekunder terkait.

Pada suatu waktu saya membaca banyak buku oleh Wells, Doyle, Verne, dan masing-masing penulis ini memiliki karya yang menggambarkan kehidupan bawah laut. Sebagai aturan, itu menyebutkan ciri-ciri kehidupan di dasar laut atau menembus kerak bumi. Oleh karena itu, saya ingin mengetahui bagaimana daratan berbeda dari dasar laut.

Kerak benua berbeda dengan kerak samudera

Tentu saja, perbedaan utama di antara mereka adalah lokasinya: yang pertama membawa semua daratan dan benua, dan yang kedua - laut, samudra, dan tentu saja semua badan air. Tetapi mereka juga berbeda dalam hal lain:

• yang pertama terdiri dari butiran, yang kedua - dari basal;
• kerak benua lebih tebal dari kerak samudera;
• kerak daratan lebih rendah daripada kerak samudera di daerah, tetapi menang dalam volume total;
• kerak samudera lebih mobile dan mampu melapisi kerak benua.

Proses yang dijelaskan dalam paragraf terakhir disebut obduksi dan berarti pelapisan lempeng tektonik satu di atas yang lain.

Karakteristik utama kerak benua

Kerak seperti itu juga disebut benua, dan terdiri dari 3 lapisan.

1. Sedimen atas - terdiri dari batuan dengan nama yang sama, berbeda dalam asal, usia, lokasi. Biasanya ketebalannya mencapai 25 km.
2. Granit-metaforis sedang - terbentuk dari batuan asam, komposisinya mirip dengan granit. Ketebalan lapisan bervariasi dari 15 hingga 30 km (ketebalan terbesarnya tercatat di bawah pegunungan tertinggi).
3. Basaltik bawah - dibentuk oleh batuan bermetamorfosis. Ketebalannya mencapai 10–30 km.

Patut dicatat bahwa lapisan ketiga disebut "basal" secara kondisional: gelombang seismik melewatinya dengan kecepatan yang sama ketika mereka melewati basal.

Parameter kerak samudera

Beberapa ilmuwan hanya membedakan 2 yang utama, tetapi, menurut saya, lebih baik mengambil interpretasi tiga tingkat dari struktur korteks ini.

1. Lapisan atas diwakili oleh batuan sedimen, yang dapat mencapai ketebalan 15 km.
2. Lapisan tengah terdiri dari lava bantal, ketebalannya tidak melebihi 20 km.
3. Lapisan ketiga terdiri dari batuan beku dasar, ketebalannya 4–7 km.

Lapisan terakhir juga disebut "gabro" karena struktur kristal batuan.

Kerak bumi merupakan formasi yang berlapis-lapis. Bagian atasnya - penutup sedimen, atau lapisan pertama - dibentuk oleh batuan sedimen dan sedimen yang tidak dipadatkan ke keadaan batuan. Di bawah, baik di benua maupun di lautan, terletak fondasi kristal. Dalam strukturnya terletak perbedaan utama antara jenis kerak bumi benua dan samudera. Di benua, dua lapisan tebal dibedakan dalam komposisi ruang bawah tanah - "granit" dan basal. Tidak ada lapisan "granit" di bawah dasar abyssal lautan. Namun, ruang bawah tanah basal lautan sama sekali tidak homogen di bagian, itu dibagi menjadi lapisan kedua dan ketiga.

Sebelum pemboran ultra-deep dan deep-water, struktur kerak bumi dinilai terutama dari data geofisika, yaitu dari kecepatan gelombang seismik longitudinal dan transversal. Tergantung pada komposisi dan kepadatan batuan yang membentuk lapisan tertentu dari kerak bumi, kecepatan perjalanan gelombang seismik berubah secara signifikan. Di cakrawala atas, di mana formasi sedimen yang dipadatkan lemah mendominasi, mereka relatif kecil, sementara di batuan kristal mereka meningkat tajam dengan meningkatnya kepadatannya.

Setelah kecepatan rambat gelombang seismik di batuan dasar laut diukur untuk pertama kalinya pada tahun 1949, menjadi jelas bahwa bagian kecepatan kerak benua dan lautan sangat berbeda. Pada kedalaman dangkal dari bawah, di ruang bawah tanah di bawah cekungan abyssal, kecepatan ini mencapai nilai yang tercatat di benua di lapisan terdalam kerak bumi. Alasan perbedaan ini segera menjadi jelas. Faktanya adalah bahwa kerak lautan ternyata sangat tipis. Jika di benua ketebalan kerak bumi rata-rata 35 km, dan di bawah sistem lipatan gunung bahkan 60 dan 70 km, maka di lautan tidak melebihi 5-10, jarang 15 km, dan di beberapa daerah mantel terletak hampir di bagian paling bawah.

Bagian kecepatan standar kerak benua meliputi lapisan sedimen atas dengan kecepatan gelombang P 1-4 km/s, lapisan “granit” menengah, 5,5–6,2 km/s, dan lapisan basaltik bawah, 6,1–7,4 km /dengan. Di bawah, diyakini, terletak apa yang disebut lapisan peridotit, yang sudah menjadi bagian dari astenosfer, dengan kecepatan 7,8–8,2 km/s. Nama-nama lapisan itu bersyarat, karena belum ada yang melihat bagian kontinu nyata dari kerak benua, meskipun sumur super dalam Kola telah menembus 12 km ke dalam Perisai Baltik.

Di cekungan abyssal samudera, di bawah mantel sedimen tipis (0,5-1,5 km), di mana kecepatan gelombang seismik tidak melebihi 2,5 km/s, ada lapisan kedua kerak samudera. Menurut ahli geofisika Amerika J. Worzel dan ilmuwan lain, ia memiliki kecepatan yang sangat mirip - 4,93–5,23 km / s, rata-rata 5,12 km / s, dan ketebalan rata-rata di bawah dasar laut adalah 1,68 km ( di Atlantik - 2,28 , di Pasifik - 1,26 km). Namun, di bagian perifer abyssal, lebih dekat ke tepi benua, ketebalan lapisan kedua meningkat cukup tajam. Di bawah lapisan ini, lapisan ketiga kerak menonjol dengan kecepatan rambat gelombang seismik longitudinal yang tidak kalah seragam, sebesar 6,7 km/s. Ketebalannya berkisar 4,5 hingga 5,5 km.

Dalam beberapa tahun terakhir, menjadi jelas bahwa kecepatan bagian kerak samudera dicirikan oleh penyebaran nilai yang lebih besar daripada yang diperkirakan sebelumnya, yang tampaknya terkait dengan heterogenitas mendalam yang ada di dalamnya (Pushcharovsky, 1987).

Seperti yang dapat kita lihat, kecepatan rambat gelombang seismik longitudinal di lapisan atas (pertama dan kedua) kerak benua dan samudera berbeda secara signifikan.

Adapun tutupan sedimen, ini disebabkan oleh dominasi formasi Mesozoikum, Paleozoikum, dan Prakambrium kuno dalam komposisinya di benua, yang telah mengalami transformasi yang agak rumit di perut. Dasar laut, seperti disebutkan di atas, relatif muda, dan sedimen di atas basal basal dipadatkan dengan lemah. Hal ini disebabkan oleh aksi sejumlah faktor yang menentukan efek underkonsolidasi, yang dikenal sebagai paradoks diagenesis laut dalam.

Lebih sulit untuk menjelaskan perbedaan kecepatan gelombang seismik selama perambatannya melalui lapisan kedua ("granit") kontinental dan lapisan kedua (basal) kerak samudera. Anehnya, di lapisan basal lautan kecepatan ini ternyata lebih rendah (4,82–5,23 km/s) daripada di lapisan “granit” (5,5–6,2 km/s). Maksudnya di sini adalah bahwa kecepatan gelombang seismik longitudinal pada batuan kristal dengan densitas 2,9 g/cm 3 mendekati 5,5 km/s. Dari sini dapat disimpulkan bahwa jika lapisan "granit" di benua memang terdiri dari batuan kristal, di antaranya formasi metamorfik dari tahap transformasi yang lebih rendah mendominasi (menurut data pengeboran ultra-dalam di Semenanjung Kola), maka komposisi lapisan kedua kerak samudera, selain basal, harus mencakup formasi dengan kepadatan kurang dari batuan kristal (2–2,55 g / cm 3).

Memang, pada pelayaran ke-37 kapal pengeboran "Glomar Challenger" bebatuan di ruang bawah tanah samudera terungkap. Bor menembus beberapa lembaran basal, di antaranya ada cakrawala sedimen pelagis karbonat. Di salah satu sumur, lapisan basal setinggi 80 meter dengan lapisan batu kapur dibor, di sumur lainnya, serangkaian batuan asal vulkanogenik-sedimen sepanjang 300 meter. Pengeboran sumur pertama dihentikan di batuan ultrabasa - gabro dan batuan ultrabasa, yang mungkin sudah termasuk dalam lapisan ketiga kerak samudera.

Pengeboran laut dalam dan studi zona keretakan dari kendaraan bawah air berawak (UAV) memungkinkan untuk menjelaskan secara umum struktur kerak samudera. Benar, tidak mungkin untuk menegaskan dengan pasti bahwa kita mengetahui bagiannya yang lengkap dan berkesinambungan, tidak terdistorsi oleh proses-proses selanjutnya yang ditumpangkan. Saat ini, lapisan sedimen atas, sebagian atau seluruhnya tersingkap di hampir 1000 titik dasar, telah dipelajari secara paling rinci oleh latihan Glomar Challenger dan Joydes Resolution. Jauh lebih sedikit dieksplorasi adalah lapisan kedua kerak samudera, yang telah ditembus hingga kedalaman tertentu oleh sejumlah kecil lubang bor (beberapa lusin). Namun, sekarang jelas bahwa lapisan ini dibentuk terutama oleh penutup lava basal, di antaranya berbagai formasi sedimen dengan ketebalan kecil tertutup. Basal milik varietas tholeiite yang muncul dalam kondisi bawah air. Ini adalah lava bantal, sering terdiri dari tabung lava berongga dan bantal. Sedimen yang terletak di antara basal di bagian tengah lautan terdiri dari sisa-sisa organisme planktonik terkecil dengan fungsi karbonat atau silika.

Akhirnya, lapisan ketiga kerak samudera diidentifikasi dengan apa yang disebut sabuk tanggul - serangkaian benda beku kecil (intrusi), yang saling berdekatan. Komposisi intrusi ini adalah dasar hingga ultrabasa. Ini adalah gabro dan hiperbasit, yang terbentuk bukan selama pencurahan magma di permukaan bawah, seperti basal dari lapisan kedua, tetapi di kedalaman kerak itu sendiri. Dengan kata lain, kita berbicara tentang lelehan magmatik yang memadat di dekat dapur magma tanpa mencapai permukaan bawah. Komposisi ultrabasa "lebih berat" mereka menunjukkan sifat sisa dari lelehan magmatik ini. Jika kita ingat bahwa ketebalan lapisan ketiga biasanya 3 kali ketebalan lapisan kedua kerak samudera, maka definisinya sebagai basaltik mungkin tampak berlebihan.

Demikian pula, lapisan "granit" kerak benua, ternyata selama pengeboran sumur super dalam Kola, ternyata bukan granit sama sekali, setidaknya di bagian atasnya. Seperti disebutkan di atas, bagian yang dilalui di sini didominasi oleh batuan metamorf tingkat transformasi bawah dan menengah. Sebagian besar, mereka adalah batuan sedimen kuno yang dimodifikasi pada suhu dan tekanan tinggi yang ada di perut bumi. Dalam hal ini, situasi paradoks telah muncul, yang terdiri dari fakta bahwa kita sekarang tahu lebih banyak tentang kerak samudera daripada tentang kerak benua. Dan ini terlepas dari kenyataan bahwa yang pertama telah dipelajari secara intensif selama dua dekade, sedangkan yang kedua telah menjadi objek penelitian setidaknya selama satu setengah abad.

Kedua varietas kerak bumi ini bukanlah antagonis. Di bagian marginal samudera muda, Atlantik dan India, batas antara kerak benua dan samudera agak "kabur" karena penipisan bertahap yang pertama di wilayah transisi dari benua ke lautan. Secara keseluruhan, batas ini secara tektonik tenang, yaitu, tidak memanifestasikan dirinya sebagai guncangan seismik yang kuat, yang sangat jarang terjadi di sini, atau sebagai letusan gunung berapi.

Namun, situasi ini tidak berlaku di mana-mana. Di Pasifik, batas antara kerak benua dan samudera mungkin merupakan salah satu garis pemisah paling dramatis di planet kita. Jadi, apakah kedua jenis antipoda kerak bumi ini atau bukan? Tampaknya kita dapat menganggap mereka seperti itu. Memang, meskipun ada sejumlah hipotesis yang menunjukkan oseanisasi kerak benua atau, sebaliknya, transformasi substrat samudera menjadi substrat kontinental karena sejumlah transformasi mineral basal, pada kenyataannya tidak ada bukti transisi langsung dari satu jenis kerak ke yang lain. Seperti yang akan ditunjukkan di bawah, kerak benua terbentuk dalam pengaturan tektonik tertentu di zona transisi aktif antara daratan dan lautan, dan terutama sebagai akibat dari transformasi jenis kerak bumi lain, yang disebut sub-samudera. Substrat samudera menghilang di zona Benioff, atau diperas seperti pasta dari tabung ke tepi benua, atau berubah menjadi melange tektonik (batuan tanah yang hancur) di area lautan yang "runtuh". Namun, lebih lanjut tentang itu nanti.

Hipotesis yang menjelaskan asal usul dan perkembangan kerak bumi

Konsep kerak bumi.

kerak bumi adalah kompleks lapisan permukaan benda padat Bumi. Dalam literatur geografis ilmiah tidak ada satu ide pun tentang asal usul dan perkembangan kerak bumi.

Ada beberapa konsep (hipotesis) yang mengungkapkan mekanisme pembentukan dan perkembangan kerak bumi, yang paling dibenarkan adalah sebagai berikut:

1. Teori fixisme (dari lat. fixus - tidak bergerak, tidak berubah) mengklaim bahwa benua selalu tetap di tempat yang mereka tempati saat ini. Teori ini menyangkal adanya pergerakan benua dan sebagian besar litosfer.

2. Teori mobilisme (dari bahasa Latin mobilis - mobile) membuktikan bahwa balok-balok litosfer bergerak secara konstan. Konsep ini telah ditetapkan secara khusus dalam beberapa tahun terakhir sehubungan dengan penerimaan data ilmiah baru dalam studi dasar Samudra Dunia.

3. Konsep pertumbuhan benua dengan mengorbankan dasar laut mengasumsikan bahwa benua asli terbentuk dalam bentuk massa yang relatif kecil, yang sekarang membentuk platform benua kuno. Selanjutnya, massif ini tumbuh karena pembentukan pegunungan di dasar laut yang berdekatan dengan tepi inti tanah asli. Kajian tentang dasar laut, khususnya di zona mid-ocean ridges, memberikan alasan untuk meragukan kebenaran konsep pertumbuhan benua akibat dasar laut.

4. Teori geosynclines menyatakan bahwa pertambahan luas daratan terjadi melalui pembentukan pegunungan di dalam geosynclines. Proses geosinklinal, sebagai salah satu yang utama dalam perkembangan kerak bumi benua, menjadi dasar bagi banyak penjelasan ilmiah modern tentang proses asal usul dan perkembangan kerak bumi.

5. Teori rotasi mendasarkan penjelasannya pada proposisi bahwa karena sosok Bumi tidak bertepatan dengan permukaan bola matematika dan dibangun kembali karena rotasi yang tidak merata, pita zona dan sektor meridional pada planet yang berputar pasti tidak seimbang secara tektonik. Mereka bereaksi dengan berbagai tingkat aktivitas terhadap tekanan tektonik yang disebabkan oleh proses intraterestrial.

Ada dua jenis utama kerak bumi: samudera dan benua. Ada juga jenis transisi kerak bumi.

Kerak samudera. Ketebalan kerak samudera pada zaman geologi modern berkisar antara 5 sampai 10 km. Ini terdiri dari tiga lapisan berikut:

1) lapisan tipis sedimen laut atas (ketebalan tidak lebih dari 1 km);

2) lapisan basal tengah (ketebalan 1,0 hingga 2,5 km);

3) lapisan gabro bawah (tebalnya sekitar 5 km).

Kerak benua (continental). Kerak benua memiliki struktur yang lebih kompleks dan ketebalan yang lebih besar daripada kerak samudera. Ketebalannya rata-rata adalah 35-45 km, dan di negara-negara pegunungan meningkat menjadi 70 km. Ini juga terdiri dari tiga lapisan, tetapi berbeda secara signifikan dari lautan:

1) lapisan bawah terdiri dari basal (tebal sekitar 20 km);

2) lapisan tengah menempati ketebalan utama kerak benua dan secara kondisional disebut granit. Ini terutama terdiri dari granit dan gneisses. Lapisan ini tidak meluas di bawah lautan;

3) lapisan atas adalah sedimen. Ketebalannya rata-rata sekitar 3 km. Di beberapa daerah, ketebalan presipitasi mencapai 10 km (misalnya, di dataran rendah Kaspia). Di beberapa wilayah di Bumi, lapisan sedimen tidak ada sama sekali dan lapisan granit muncul ke permukaan. Daerah seperti itu disebut perisai (misalnya Perisai Ukraina, Perisai Baltik).

Di benua, sebagai hasil pelapukan batuan, terbentuk formasi geologi, yang disebut kerak pelapukan.

Lapisan granit dipisahkan dari basal permukaan conrad , di mana kecepatan gelombang seismik meningkat dari 6,4 menjadi 7,6 km/detik.

Batas antara kerak dan mantel bumi (baik di benua maupun di lautan) membentang Permukaan Mohorovich (garis Moho). Kecepatan gelombang seismik di atasnya melonjak hingga 8 km/jam.

Selain dua tipe utama - samudera dan kontinental - ada juga area tipe campuran (transisi).

Pada beting atau rak benua, ketebalan kerak sekitar 25 km dan umumnya mirip dengan kerak benua. Namun, lapisan basal mungkin jatuh di dalamnya. Di Asia Timur, di daerah busur pulau (Kepulauan Kuril, Kepulauan Aleutian, Kepulauan Jepang, dan lain-lain), kerak bumi adalah tipe peralihan. Akhirnya, kerak bumi dari pegunungan tengah laut sangat kompleks dan masih sedikit dipelajari. Tidak ada batas Moho di sini, dan materi mantel naik sepanjang patahan ke dalam kerak dan bahkan ke permukaannya.

Konsep "kerak bumi" harus dibedakan dari konsep "litosfer". Konsep "litosfer" lebih luas dari "kerak bumi". Di litosfer, sains modern tidak hanya mencakup kerak bumi, tetapi juga mantel paling atas hingga astenosfer, yaitu hingga kedalaman sekitar 100 km.

Konsep isostatis . Studi tentang distribusi gravitasi telah menunjukkan bahwa semua bagian kerak bumi - benua, negara pegunungan, dataran - seimbang di mantel atas. Posisi seimbang ini disebut isostasy (dari bahasa Latin isoc - genap, stasis - posisi). Kesetimbangan isostatik tercapai karena fakta bahwa ketebalan kerak bumi berbanding terbalik dengan kepadatannya. Kerak samudera yang berat lebih tipis dari kerak benua yang lebih ringan.

Isostasy, pada dasarnya, bahkan bukan keseimbangan, tetapi perjuangan untuk keseimbangan, terus-menerus terganggu dan dipulihkan lagi. Jadi, misalnya, Perisai Baltik setelah pencairan es kontinental dari glasiasi Pleistosen naik sekitar 1 meter per abad. Wilayah Finlandia terus meningkat karena dasar laut. Wilayah Belanda, sebaliknya, semakin mengecil. Garis keseimbangan nol saat ini berjalan agak ke selatan dari 60 0 N.L. St. Petersburg modern sekitar 1,5 m lebih tinggi dari St. Petersburg pada masa Peter the Great. Seperti yang ditunjukkan oleh data penelitian ilmiah modern, bahkan beratnya kota-kota besar sudah cukup untuk fluktuasi isostatik wilayah di bawahnya. Akibatnya, kerak bumi di wilayah kota-kota besar sangat mobile. Secara keseluruhan, relief kerak bumi adalah bayangan cermin dari permukaan Moho, satu-satunya kerak bumi: daerah yang lebih tinggi sesuai dengan depresi di mantel, dan daerah yang lebih rendah sesuai dengan tingkat yang lebih tinggi dari batas atasnya. Jadi, di bawah Pamir, kedalaman permukaan Moho adalah 65 km, dan di dataran rendah Kaspia - sekitar 30 km.

Sifat termal kerak bumi . Fluktuasi harian suhu tanah meluas hingga kedalaman 1,0-1,5 m, dan fluktuasi tahunan di garis lintang sedang di negara-negara dengan iklim kontinental hingga kedalaman 20-30 m merupakan lapisan suhu tanah yang konstan. Itu disebut lapisan isotermal . Di bawah lapisan isotermal jauh ke dalam Bumi, suhu naik, dan ini sudah disebabkan oleh panas internal interior bumi. Panas internal tidak berpartisipasi dalam pembentukan iklim, tetapi berfungsi sebagai dasar energi untuk semua proses tektonik.

Banyaknya derajat kenaikan suhu untuk setiap kedalaman 100 m disebut gradien panas bumi . Jarak dalam meter, ketika diturunkan suhunya naik 10 C, disebut tahap panas bumi . Nilai langkah panas bumi tergantung pada relief, konduktivitas termal batuan, kedekatan fokus vulkanik, sirkulasi air tanah, dll. Rata-rata, langkah panas bumi adalah 33 m. Di daerah vulkanik, langkah panas bumi hanya dapat dilakukan sekitar 5 m, dan di daerah yang tenang secara geologis (misalnya, pada platform) dapat mencapai 100 m.

Kerak benua atau kerak benua - kerak bumi benua, yang terdiri dari lapisan sedimen, granit dan basal. Ketebalan rata-rata adalah 35-45 km, ketebalan maksimum hingga 75 km (di bawah pegunungan). Ini bertentangan dengan kerak samudera, yang berbeda dalam struktur dan komposisi. Kerak benua memiliki struktur tiga lapis. Lapisan atas diwakili oleh penutup batuan sedimen yang terputus-putus, yang berkembang luas, tetapi jarang memiliki ketebalan yang besar. Sebagian besar kerak terdiri dari kerak atas, lapisan terutama terdiri dari granit dan gneisses kepadatan rendah dan sejarah kuno. Studi menunjukkan bahwa sebagian besar batuan ini terbentuk sangat lama, sekitar 3 miliar tahun yang lalu. Di bawah ini adalah kerak bawah, terdiri dari batuan metamorf - granulit dan sejenisnya.

5. Jenis struktur laut. Permukaan daratan benua hanya sepertiga dari permukaan bumi. Luas permukaan yang ditempati oleh Samudra Dunia adalah 361,1 ml persegi. km. Margin bawah laut benua (dataran tinggi landas dan lereng benua) mencapai sekitar 1/5 dari luas permukaannya, yang disebut. zona “transisi” (parit dalam, busur pulau, laut marginal) – sekitar 1/10 dari luas wilayah. Sisa permukaan (sekitar 250 ml km persegi.) Diisi oleh dataran laut dalam, depresi dan pengangkatan antar samudra yang memisahkannya. Dasar laut sangat berbeda dalam sifat kegempaan. Hal ini dimungkinkan untuk membedakan daerah dengan aktivitas seismik tinggi dan daerah aseismik. Yang pertama adalah zona luas yang ditempati oleh sistem pegunungan tengah laut, membentang di semua lautan. Daerah-daerah ini kadang-kadang disebut sabuk seluler samudera. Sabuk bergerak dicirikan oleh vulkanisme yang intens (basal tholeiitik), peningkatan aliran panas, relief yang dibedah tajam dengan sistem punggungan memanjang dan melintang, parit, tepian, dan permukaan mantel yang dangkal. Daerah yang tidak aktif secara seismik diekspresikan dalam relief oleh cekungan samudera yang besar, dataran, dataran tinggi, serta punggungan bawah air yang dibatasi oleh tepian tipe patahan dan pengangkatan seperti gelombang intra-samudera yang dipuncaki oleh kerucut gunung berapi aktif dan yang sudah punah. Di dalam wilayah tipe kedua, ada dataran tinggi bawah laut dan pengangkatan dengan kerak tipe benua (mikrokontinen). Tidak seperti sabuk samudera bergerak, wilayah ini, dengan analogi dengan struktur benua, kadang-kadang disebut thalassocratons.

6. Struktur kerak samudera dalam struktur berbagai jenis. Depresi samudera, sebagai struktur negatif terbesar di permukaan kerak bumi, memiliki sejumlah fitur struktural yang memungkinkan mereka untuk menentang struktur positif (benua) dan dibandingkan satu sama lain.

Hal utama yang menyatukan dan membedakan semua depresi samudera adalah rendahnya posisi permukaan kerak bumi di dalamnya dan tidak adanya karakteristik lapisan geofisika granit-metamorfosis benua. Sabuk bergerak membentang melalui semua depresi samudera - sistem pegunungan pegunungan tengah laut dengan aliran panas tinggi, posisi lapisan mantel yang lebih tinggi, yang tidak khas untuk benua. Sistem punggung laut tengah, terpanjang di permukaan Bumi, menembus dan dengan demikian menghubungkan semua depresi samudera, menempati posisi sentral atau marginal di dalamnya. Juga merupakan karakteristik bahwa struktur tektonik dasar laut sering terkait erat. dengan struktur benua. Pertama-tama, koneksi ini diekspresikan dengan adanya sesar umum, dalam transisi lembah celah dari pegunungan tengah laut menjadi celah benua (Teluk California dan Aden), di hadapan blok besar kerak benua yang terendam di lautan , serta depresi dengan kerak tanpa granit di benua, dalam transisi bidang perangkap benua ke rak dan dasar laut. Struktur internal depresi samudera juga berbeda. Menurut posisi zona penyebaran modern, adalah mungkin untuk menentang depresi Samudra Atlantik dengan posisi rata-rata Punggungan Atlantik Tengah ke semua samudra lain, di mana yang disebut. punggungan median dipindahkan ke salah satu tepi. Struktur internal depresi Samudera Hindia sangat kompleks. Di bagian barat menyerupai struktur Samudra Atlantik, di bagian timur lebih dekat dengan wilayah barat Samudra Pasifik. Membandingkan struktur wilayah barat Samudra Pasifik dengan bagian timur Samudra Hindia, orang menarik perhatian pada kesamaan tertentu: kedalaman dasar, usia kerak (Cocos dan Cekungan Australia Barat di Samudra Hindia , Cekungan Barat Samudra Pasifik). Di kedua samudera, bagian ini dipisahkan dari benua dan cekungan laut marginal oleh sistem parit laut dalam dan busur pulau. Hubungan antara margin laut aktif dan struktur lipatan muda benua diamati di Amerika Tengah, di mana Samudra Atlantik dipisahkan dari Laut Karibia oleh palung laut dalam dan busur pulau. Hubungan erat antara palung laut dalam yang memisahkan cekungan laut dari massif benua dengan struktur kerak benua dapat ditelusuri dalam contoh perpanjangan utara palung laut dalam Sunda, yang melewati bagian depan Pra-Arakan .

7. Struktur pinggiran benua (samudera) dan jenis kerak.

8. Jenis batas blok kontinen dan depresi samudera. Massa benua dan depresi samudera dapat memiliki dua jenis batas - pasif (Atlantik) dan aktif (Pasifik). Jenis pertama didistribusikan di sepanjang bingkai sebagian besar samudera Atlantik, India, dan Arktik. Tipe ini dicirikan oleh fakta bahwa melalui lereng benua satu atau beberapa kecuraman dengan sistem sesar normal berjenjang, tepian dan kaki benua yang relatif lembut, massif benua bergabung dengan area dataran abisal di dasar laut. Di zona kaki benua, sistem palung dalam diketahui, tetapi dihaluskan oleh lapisan tebal sedimen yang tidak terkonsolidasi. Jenis margin kedua dinyatakan di sepanjang pembingkaian Samudra Pasifik, di sepanjang tepi timur laut Samudra Hindia, dan di tepi Samudra Atlantik yang berbatasan dengan Amerika Tengah. Di daerah-daerah ini, antara massif benua dan dataran abisal dasar laut, ada zona dengan lebar yang bervariasi dengan parit laut dalam, busur pulau, dan cekungan laut marginal.

9. Lempeng litosfer dan jenis batasnya. Mempelajari litosfer, yang meliputi kerak bumi dan mantel atas, ahli geofisika sampai pada kesimpulan bahwa ia mengandung heterogenitasnya sendiri. Pertama-tama, ketidakhomogenan litosfer ini diekspresikan oleh adanya zona strip yang melintasinya untuk seluruh ketebalan dengan aliran panas tinggi, seismisitas tinggi, dan vulkanisme modern aktif. Daerah yang terletak di antara zona strip tersebut disebut lempeng litosfer, dan zona itu sendiri dianggap sebagai batas lempeng litosfer. Pada saat yang sama, satu jenis batas ditandai dengan tegangan tarik (batas divergensi pelat), jenis lain ditandai dengan tegangan tekan (batas konvergensi pelat), dan jenis ketiga ditandai dengan tegangan dan kompresi yang terjadi selama gunting. Jenis batas pertama adalah batas divergen (konstruktif), yang di permukaan sesuai dengan zona keretakan. Jenis batas kedua adalah subduksi (ketika blok samudera didorong ke bawah blok benua), obductive (ketika blok samudera didorong ke blok benua), dan tabrakan (ketika blok benua bergeser). Di permukaan, mereka diekspresikan oleh parit air dalam, foredeeps, dan zona dorong besar, seringkali dengan ofiolit (jahitan). Jenis batas ketiga (geser) disebut batas transformasi. Hal ini juga sering disertai dengan rantai depresi rift yang terputus-putus. Ada beberapa lempeng litosfer besar dan kecil. Lempeng besar termasuk Eurasia, Afrika, Indo-Australia, Amerika Selatan, Amerika Utara, Pasifik, dan Antartika. Piring kecil termasuk Karibia, Scotia, Filipina, Cocos, Nazca, Arab, dll.

10. Rifting, menyebar, subduksi, obduksi, tumbukan. Rifting adalah proses munculnya dan perkembangan di kerak bumi dari benua dan lautan dari zona-zona seperti pita yang membentang horizontal dalam skala global. Di bagian atas yang rapuh, ia memanifestasikan dirinya dalam pembentukan celah yang diekspresikan dalam bentuk graben linier besar, rongga geser dan bentuk struktural terkait, dan pengisiannya dengan sedimen dan (atau) produk letusan gunung berapi, biasanya menyertai keretakan. Di bagian bawah kerak yang lebih panas, deformasi rapuh selama rifting digantikan oleh tegangan plastis, yang menyebabkan penipisannya (pembentukan "leher"), dan, dengan peregangan yang sangat intens dan berkepanjangan, hingga pecahnya kerak sepenuhnya. kontinuitas kerak yang sudah ada sebelumnya (benua atau samudera) dan pembentukan "celah" kerak baru dari tipe samudera. Proses terakhir, yang disebut penyebaran, berlangsung dengan kuat di akhir Mesozoikum dan Kenozoikum di lautan modern, dan pada skala yang lebih kecil (?) secara berkala memanifestasikan dirinya di beberapa zona sabuk bergerak yang lebih tua.

Subduksi - subduksi lempeng litosfer dari kerak samudera dan batuan mantel di bawah tepi lempeng lain (sesuai dengan konsep lempeng tektonik). Disertai dengan munculnya zona gempa fokus dalam dan pembentukan busur pulau vulkanik aktif.

Obduksi - dorongan lempeng tektonik, terdiri dari fragmen litosfer samudera, ke tepi benua. Akibatnya, kompleks ofiolit terbentuk.Obduksi terjadi ketika ada faktor yang mengganggu penyerapan normal kerak samudera ke dalam mantel. Salah satu mekanisme obduksi adalah terangkatnya kerak samudera ke tepian benua saat memasuki zona subduksi punggungan tengah samudera.Obduksi merupakan fenomena yang relatif jarang terjadi dan hanya terjadi secara periodik dalam sejarah Bumi. Beberapa peneliti percaya bahwa pada zaman kita proses ini terjadi di pantai barat daya Amerika Selatan.

Tumbukan benua adalah tumbukan lempeng benua, yang selalu mengarah pada runtuhnya kerak bumi dan terbentuknya barisan pegunungan. Contoh tumbukan adalah sabuk gunung Alpine-Himalaya, yang terbentuk sebagai akibat dari penutupan Samudra Tethys dan tumbukan dengan lempeng Eurasia di Hindustan dan Afrika. Akibatnya, ketebalan kerak meningkat secara signifikan, di bawah Himalaya adalah 70 km. Ini adalah struktur yang tidak stabil, sisi-sisinya dihancurkan secara intensif oleh erosi permukaan dan tektonik. Di kerak dengan ketebalan yang meningkat tajam, granit dilebur dari batuan sedimen dan batuan beku yang bermetamorfosis.