A crosta continental, tanto em composição quanto em estrutura, difere nitidamente da oceânica. Sua espessura varia de 20 a 25 km sob arcos insulares e áreas com um tipo de crosta transicional a 80 km sob os jovens cinturões dobrados da Terra, por exemplo, sob os Andes ou o cinturão alpino-himalaia. Em média, a espessura da crosta continental sob as plataformas antigas é de aproximadamente 40 km, e sua massa, incluindo a crosta subcontinental, chega a 2,2510 × 25 g. O relevo da crosta continental é muito complexo. No entanto, distingue vastas planícies repletas de sedimentos, geralmente localizadas acima das plataformas proterozóicas, saliências dos escudos mais antigos (arqueanos) e sistemas montanhosos mais jovens. O relevo da crosta continental também é caracterizado por diferenças máximas de altura, atingindo 16-17 km do sopé das encostas continentais em trincheiras de águas profundas até os picos mais altos das montanhas.

A estrutura da crosta continental é muito heterogênea, porém, como na crosta oceânica, em sua espessura, especialmente em plataformas antigas, às vezes se distinguem três camadas: a sedimentar superior e duas camadas inferiores compostas por rochas cristalinas. Sob os cinturões móveis jovens, a estrutura da crosta é mais complexa, embora sua dissecção geral se aproxime de duas camadas.

A camada sedimentar nos continentes tem sido bastante estudada tanto com a ajuda de métodos de exploração geofísica quanto com a perfuração direta. A estrutura da superfície da crosta consolidada em locais onde foi exposta em escudos antigos foi estudada tanto por métodos geológicos e geofísicos diretos, quanto em plataformas continentais cobertas por sedimentos, principalmente por métodos de pesquisa geofísica. Assim, verificou-se que as velocidades das ondas sísmicas nas camadas da crosta terrestre aumentam de cima para baixo de 2-3 para 4,5-5,5 km/s nos estratos sedimentares inferiores; até 6-6,5 km/s na camada superior de rochas cristalinas e até 6,6-7,0 km/s na camada inferior da crosta. Em quase todos os lugares, a crosta continental, como a oceânica, é sustentada por rochas de alta velocidade do limite de Mokhorovichich com velocidades de ondas sísmicas de 8,0 a 8,2 km/s, mas essas já são propriedades da litosfera subcrustal composta por rochas do manto.

A espessura da camada sedimentar superior da crosta continental varia amplamente - de zero em escudos antigos a 10-12 e até 15 km nas margens passivas dos continentes e nas profundezas marginais das plataformas. A espessura média dos sedimentos em plataformas Proterozóicas estáveis ​​é geralmente próxima de 2-3 km. Os sedimentos nessas plataformas são dominados por sedimentos argilosos e carbonatos de bacias marinhas rasas. Nos vales marginais e nas margens passivas dos continentes do tipo atlântico, as seções sedimentares geralmente começam com fácies clásticas grosseiras, que são substituídas mais acima na seção por depósitos arenosos-argilosos e carbonatos de fácies costeiras. Tanto na base como nas partes superiores das secções dos estratos sedimentares dos cavados marginais, encontram-se por vezes sedimentos quimiogénicos - evaporitos, que marcam as condições de sedimentação em bacias marinhas estreitas e semi-fechadas de clima árido. Normalmente, essas bacias surgem apenas no estágio inicial ou final do desenvolvimento de bacias e oceanos marinhos, se, é claro, esses oceanos e bacias no momento de sua formação ou fechamento estivessem localizados em zonas de clima árido. Exemplos da deposição de tais formações nos estágios iniciais da formação de bacias oceânicas são os evaporitos na base das seções sedimentares das zonas de plataforma africana no Oceano Atlântico e os depósitos salinos do Mar Vermelho. Exemplos da deposição de formações salinas confinadas a bacias de fechamento são os evaporitos da zona Reno-Hercyniana na Alemanha e as sequências de sal-gesso do Permiano na profundeza marginal Cis-Ural no leste da Plataforma Russa.

A parte superior da seção da crosta continental consolidada é geralmente representada por rochas antigas, principalmente pré-cambrianas, de composição granito-gnaisse ou alternância de granitóides com cinturões de greenstones de composição básica. Às vezes, essa parte da seção da crosta dura é chamada de camada "granítica", enfatizando assim a predominância de rochas da série granitóide nela e a subordinação dos basaltóides. As rochas da camada "granítica" são usualmente transformadas por processos de metamorfismo regional até e incluindo a fácies anfibolito. A parte superior desta camada é sempre uma superfície de denudação, ao longo da qual ocorreu a erosão de estruturas tectônicas e formações ígneas dos antigos cinturões dobrados (montanhas) da Terra. Portanto, os sedimentos sobrejacentes aos leitos rochosos da crosta continental sempre ocorrem com uma discordância estrutural e geralmente com grande mudança de idade.

Nas partes mais profundas da crosta (aproximadamente em profundidades de cerca de 15-20 km), um limite disperso e instável é frequentemente traçado, ao longo do qual a velocidade de propagação das ondas longitudinais aumenta em cerca de 0,5 km/s. Este é o chamado limite de Konrad, delineando de cima a camada inferior da crosta continental, às vezes chamada condicionalmente de "basalto", embora ainda tenhamos muito poucos dados definidos sobre sua composição. Muito provavelmente, as partes inferiores da crosta continental são compostas por rochas de composição intermediária e básica, metamorfoseadas em fácies anfibolito ou mesmo granulito (em temperaturas acima de 600 °C e pressão acima de 3–4 kbar). É possível que na base desses blocos de crosta continental que se formaram devido a colisões de arcos de ilhas, possam haver fragmentos de crosta oceânica antiga, incluindo não apenas rochas ultrabásicas básicas, mas também serpentinizadas.

A heterogeneidade da crosta continental é especialmente visível mesmo com uma simples olhada no mapa geológico dos continentes. Normalmente, blocos separados e intimamente entrelaçados da crosta, heterogêneos em composição e estrutura, são estruturas geológicas de diferentes idades - os restos de antigos cinturões dobrados da Terra, sucessivamente adjacentes durante o crescimento das massas continentais. Às vezes, essas estruturas, ao contrário, são vestígios de antigas divisões de continentes antigos (por exemplo, aulacogenes). Esses blocos geralmente estão em contato uns com os outros ao longo de zonas de sutura, muitas vezes chamadas, com pouco sucesso, de falhas profundas.

Os estudos da estrutura profunda da crosta continental realizados na última década pelo método sísmico de ondas refletidas com acumulação de sinal (projeto COCORT) mostraram que as zonas de sutura que separam cinturões dobrados de diferentes idades são, em regra, de empurrão gigante falhas, panes. As superfícies de impulso, que são íngremes nas partes superiores da crosta, aplanam rapidamente com a profundidade. Horizontalmente, essas estruturas de empuxo são frequentemente traçadas por muitas dezenas e até centenas de quilômetros, enquanto em profundidade às vezes se aproximam da própria base da crosta continental, marcando zonas antigas e agora mortas de placas litosféricas ou empurrões secundários associados.

Certa vez li muitos livros de Wells, Doyle, Verne, e cada um desses autores tem uma obra que descreve a vida subaquática. Como regra, menciona as características da vida no fundo do oceano ou penetrando na crosta terrestre. Portanto, eu queria descobrir como a terra difere do fundo do mar.

A crosta continental é diferente da oceânica

Obviamente, a principal diferença entre eles será sua localização: o primeiro carrega todas as terras e continentes, e o segundo - os mares, oceanos e, de fato, todos os corpos d'água. Mas eles também diferem de outras maneiras:

• o primeiro consiste em granulitos, o segundo - de basalto;
• a crosta continental é mais espessa que a oceânica;
• a crosta terrestre é inferior à oceânica em área, mas ganha em volume total;
• a crosta oceânica é mais móvel e é capaz de se sobrepor à continental.

O processo descrito no último parágrafo é chamado de obdução e significa a estratificação das placas tectônicas umas sobre as outras.

Principais características da crosta continental

Essa crosta também é chamada de continental e consiste em 3 camadas.

1. Sedimentar superior - consiste em rochas de mesmo nome, diferentes em origem, idade, localização. Geralmente sua espessura chega a 25 km.
2. Granito-metafórico médio - formado a partir de rochas ácidas, de composição semelhante ao granito. A espessura da camada varia de 15 a 30 km (sua maior espessura é registrada sob as montanhas mais altas).
3. Basáltico inferior - formado por rochas metamorfoseadas. Sua espessura atinge 10-30 km.

Vale ressaltar que a terceira camada é chamada de "basalto" condicionalmente: as ondas sísmicas passam por ela na mesma velocidade que passariam pelo basalto.

Parâmetros da crosta oceânica

Alguns cientistas distinguem apenas 2 principais, mas, na minha opinião, é melhor interpretar a estrutura desse córtex em três níveis.

1. A camada superior é representada por rochas sedimentares, que podem atingir uma espessura de 15 km.
2. A camada intermediária é composta por lavas em almofada; sua espessura não excede 20 km.
3. A terceira camada consiste em rochas ígneas básicas, sua espessura é de 4 a 7 km.

A última camada também é chamada de "gabro" devido à estrutura cristalina da rocha.

A crosta terrestre é uma formação de várias camadas. Sua parte superior - a cobertura sedimentar, ou a primeira camada - é formada por rochas sedimentares e sedimentos que não estão compactados ao estado de rochas. Abaixo, tanto nos continentes quanto nos oceanos, encontra-se uma base cristalina. Em sua estrutura residem as principais diferenças entre os tipos continental e oceânico da crosta terrestre. Nos continentes, duas camadas espessas são distinguidas na composição do porão - "granito" e basalto. Não há camada de "granito" sob o leito abissal dos oceanos. No entanto, o embasamento de basalto do oceano não é de forma homogênea em seção; é dividido na segunda e terceira camadas.

Antes das perfurações em águas ultraprofundas e profundas, a estrutura da crosta terrestre era avaliada principalmente a partir de dados geofísicos, nomeadamente, das velocidades das ondas sísmicas longitudinais e transversais. Dependendo da composição e densidade das rochas que compõem determinadas camadas da crosta terrestre, as velocidades de passagem das ondas sísmicas mudam significativamente. Nos horizontes superiores, onde predominam formações sedimentares fracamente compactadas, elas são relativamente pequenas, enquanto nas rochas cristalinas aumentam acentuadamente à medida que sua densidade aumenta.

Depois que as velocidades de propagação das ondas sísmicas nas rochas do fundo do oceano foram medidas pela primeira vez em 1949, ficou claro que as seções de velocidade da crosta dos continentes e oceanos são muito diferentes. A uma profundidade rasa do fundo, no subsolo sob a bacia abissal, essas velocidades atingiram valores que foram registrados nos continentes nas camadas mais profundas da crosta terrestre. A razão para essa discrepância logo ficou clara. O fato é que a crosta dos oceanos acabou sendo incrivelmente fina. Se nos continentes a espessura da crosta terrestre é em média 35 km, e sob sistemas de dobra de montanha até 60 e 70 km, então no oceano não excede 5-10, raramente 15 km, e em algumas áreas o manto está localizado quase na parte inferior.

A seção de velocidade padrão da crosta continental inclui a camada sedimentar superior com uma velocidade de onda P de 1–4 km/s, uma camada intermediária de “granito”, 5,5–6,2 km/s, e uma camada basáltica inferior, 6,1–7,4 km /Com. Abaixo, acredita-se, encontra-se a chamada camada de peridotito, que já faz parte da astenosfera, com velocidades de 7,8 a 8,2 km/s. Os nomes das camadas são condicionais, já que ninguém ainda viu seções contínuas reais da crosta continental, embora o poço superprofundo de Kola já tenha penetrado 12 km de profundidade no Escudo Báltico.

Nas bacias abissais do oceano, sob um manto sedimentar fino (0,5–1,5 km), onde as velocidades das ondas sísmicas não ultrapassam 2,5 km/s, existe uma segunda camada de crosta oceânica. De acordo com o geofísico americano J. Worzel e outros cientistas, tem velocidades surpreendentemente semelhantes - 4,93-5,23 km / s, uma média de 5,12 km / s, e a espessura média sob o fundo do oceano é de 1,68 km (no Atlântico - 2,28 , no Pacífico - 1,26 km). No entanto, nas partes periféricas do abissal, mais próximas das margens continentais, as espessuras da segunda camada aumentam bastante. Sob esta camada, destaca-se uma terceira camada da crosta com velocidades não menos uniformes de propagação das ondas sísmicas longitudinais, iguais a 6,7 ​​km/s. Sua espessura varia de 4,5 a 5,5 km.

Nos últimos anos, ficou claro que as seções de velocidade da crosta oceânica são caracterizadas por uma maior dispersão de valores do que se pensava anteriormente, o que aparentemente está associado a profundas heterogeneidades que existem nela (Pushcharovsky, 1987).

Como podemos ver, as velocidades de propagação das ondas sísmicas longitudinais nas camadas superiores (primeira e segunda) da crosta continental e oceânica são significativamente diferentes.

Quanto à cobertura sedimentar, isso se deve à predominância de antigas formações mesozóicas, paleozóicas e pré-cambrianas em sua composição nos continentes, que sofreram transformações bastante complexas nas entranhas. O fundo oceânico, como mencionado acima, é relativamente jovem, e os sedimentos que recobrem os basaltos do embasamento são fracamente compactados. Isso se deve à ação de uma série de fatores que determinam o efeito da subconsolidação, o que é conhecido como o paradoxo da diagênese do fundo do mar.

É mais difícil explicar a diferença nas velocidades das ondas sísmicas durante sua propagação através da segunda camada ("granito") da crosta continental e da segunda camada (basalto) da crosta oceânica. Curiosamente, na camada de basalto do oceano essas velocidades acabaram sendo mais baixas (4,82–5,23 km/s) do que na camada de “granito” (5,5–6,2 km/s). A questão aqui é que as velocidades das ondas sísmicas longitudinais em rochas cristalinas com densidade de 2,9 g/cm 3 se aproximam de 5,5 km/s. Segue-se daí que se a camada de "granito" dos continentes é realmente composta por rochas cristalinas, entre as quais predominam formações metamórficas de estágios inferiores de transformação (segundo os dados de perfuração ultraprofunda na Península de Kola), então a a composição da segunda camada da crosta oceânica, além dos basaltos, deve incluir formações com densidade menor que a das rochas cristalinas (2–2,55 g / cm 3).

De fato, na 37ª viagem do navio de perfuração "Glomar Challenger", as rochas do porão oceânico foram descobertas. A broca penetrou em vários lençóis de basalto, entre os quais se situavam horizontes de sedimentos pelágicos carbonáticos. Em um dos poços, foi perfurado um estrato de basaltos de 80 metros com intercamadas calcárias, no outro, uma série de 300 metros de rochas de origem vulcanogênico-sedimentar. A perfuração do primeiro desses poços foi interrompida em rochas ultramáficas - gabro e rochas ultramáficas, que provavelmente já pertencem à terceira camada da crosta oceânica.

A perfuração em alto mar e o estudo de zonas de rifte de veículos submarinos tripulados (UAVs) permitiram elucidar em termos gerais a estrutura da crosta oceânica. É verdade que é impossível afirmar com certeza que conhecemos sua seção completa e contínua, não distorcida por processos subsequentes sobrepostos. Atualmente, a camada sedimentar superior, parcial ou totalmente exposta em quase 1.000 pontos do fundo, tem sido estudada com mais detalhes pelas brocas Glomar Challenger e Joydes Resolution. Muito menos explorada é a segunda camada da crosta oceânica, que foi penetrada até certa profundidade por um número muito menor de furos (algumas dezenas). No entanto, é agora evidente que esta camada foi formada principalmente por coberturas lávicas de basaltos, entre as quais se encerram várias formações sedimentares de pequena espessura. Os basaltos pertencem a variedades toleíticas que surgiram em condições subaquáticas. Estas são lavas em almofada, muitas vezes compostas por tubos de lava ocos e almofadas. Os sedimentos localizados entre os basaltos nas partes centrais do oceano consistem nos restos dos menores organismos planctônicos com função carbonatada ou siliciosa.

Finalmente, a terceira camada da crosta oceânica é identificada com o chamado cinturão de diques - uma série de pequenos corpos ígneos (intrusões), bem encaixados uns aos outros. A composição dessas intrusões é básica a ultrabásica. Estes são o gabro e o hiperbasito, que se formaram não durante o derramamento de magmas na superfície inferior, como basaltos da segunda camada, mas nas profundezas da própria crosta. Em outras palavras, estamos falando de derretimentos magmáticos que solidificaram perto da câmara magmática sem atingir a superfície inferior. Sua composição ultramáfica "mais pesada" indica a natureza residual desses fundidos magmáticos. Se lembrarmos que a espessura da terceira camada costuma ser 3 vezes a espessura da segunda camada da crosta oceânica, então sua definição como basáltica pode parecer um grande exagero.

Da mesma forma, a camada de “granito” da crosta continental, como ficou durante a perfuração do poço superprofundo Kola, acabou não sendo granito, pelo menos em sua metade superior. Como mencionado acima, o trecho aqui passado foi dominado por rochas metamórficas dos estágios inferior e médio de transformação. Em sua maioria, são rochas sedimentares antigas modificadas em altas temperaturas e pressões que existem nas entranhas da Terra. Nesse sentido, surgiu uma situação paradoxal, que consiste no fato de que agora sabemos mais sobre a crosta oceânica do que sobre a continental. E isso apesar de a primeira ter sido estudada intensamente por duas décadas, enquanto a segunda foi objeto de pesquisa por pelo menos um século e meio.

Ambas as variedades da crosta terrestre não são antagonistas. Nas partes marginais dos oceanos jovens, o Atlântico e o Índico, a fronteira entre a crosta continental e a oceânica é um tanto “borrada” devido ao afinamento gradual do primeiro deles na região de transição do continente para o oceano. No conjunto, esta fronteira é tectonicamente calma, ou seja, não se manifesta nem como fortes abalos sísmicos, que aqui ocorrem muito raramente, nem como erupções vulcânicas.

No entanto, esta situação não se verifica em todos os lugares. No Pacífico, a fronteira entre a crosta continental e oceânica é talvez uma das linhas divisórias mais dramáticas do nosso planeta. Afinal, o que são ou não essas duas variedades de antípodas da crosta terrestre? Parece que podemos, com razão, considerá-los como tal. Com efeito, apesar da existência de várias hipóteses sugerindo a oceanização da crosta continental ou, pelo contrário, a transformação do substrato oceânico em continental devido a uma série de transformações minerais dos basaltos, na verdade não há evidência de uma transição direta de um tipo de crosta para outro. Como será mostrado a seguir, a crosta continental é formada em configurações tectônicas específicas em zonas de transição ativas entre o continente e o oceano, e principalmente como resultado da transformação de outro tipo de crosta terrestre, chamada suboceânica. O substrato oceânico desaparece nas zonas de Benioff, ou é espremido como pasta de um tubo para a borda do continente, ou se transforma em melange tectônica (rochas moídas) nas áreas de oceanos em "colapso". No entanto, mais sobre isso mais tarde.

Hipóteses que explicam a origem e o desenvolvimento da crosta terrestre

O conceito de crosta terrestre.

crosta terrestre é um complexo de camadas superficiais do corpo sólido da Terra. Na literatura geográfica científica não há uma ideia única da origem e desenvolvimento da crosta terrestre.

Existem vários conceitos (hipóteses) que revelam os mecanismos de formação e desenvolvimento da crosta terrestre, sendo os mais justificados os seguintes:

1. A teoria do fixismo (do lat. fixus - imóvel, imutável) afirma que os continentes sempre permaneceram nos lugares que ocupam atualmente. Esta teoria nega qualquer movimento de continentes e grandes partes da litosfera.

2. A teoria do mobilismo (do latim mobilis - mobile) prova que os blocos da litosfera estão em constante movimento. Este conceito foi especialmente estabelecido nos últimos anos em conexão com o recebimento de novos dados científicos no estudo do fundo do Oceano Mundial.

3. O conceito de crescimento dos continentes em detrimento do fundo oceânico pressupõe que os continentes originais foram formados na forma de maciços relativamente pequenos, que agora compõem as antigas plataformas continentais. Posteriormente, esses maciços cresceram devido à formação de montanhas no fundo do oceano adjacentes às bordas dos núcleos terrestres originais. O estudo do fundo oceânico, especialmente na zona de dorsais meso-oceânicas, deu motivos para duvidar da correção do conceito de crescimento dos continentes devido ao fundo oceânico.

4. A teoria dos geossinclinais afirma que o aumento do tamanho da terra ocorre através da formação de montanhas nos geossinclinais. O processo geossinclinal, como um dos principais no desenvolvimento da crosta terrestre dos continentes, é a base de muitas explicações científicas modernas sobre o processo de origem e desenvolvimento da crosta terrestre.

5. A teoria rotacional baseia sua explicação na proposição de que, como a figura da Terra não coincide com a superfície de um esferóide matemático e é reconstruída devido à rotação desigual, as bandas zonais e os setores meridionais em um planeta em rotação são inevitavelmente tectonicamente desiguais. Eles reagem com vários graus de atividade a tensões tectônicas causadas por processos intraterrestres.

Existem dois tipos principais de crosta terrestre: oceânica e continental. Há também um tipo de transição da crosta terrestre.

Crosta oceânica. A espessura da crosta oceânica na época geológica moderna varia de 5 a 10 km. É composto pelas seguintes três camadas:

1) a fina camada superior de sedimentos marinhos (espessura não superior a 1 km);

2) camada média de basalto (espessura de 1,0 a 2,5 km);

3) a camada inferior de gabro (cerca de 5 km de espessura).

Crosta continental (continental). A crosta continental tem uma estrutura mais complexa e maior espessura que a crosta oceânica. Sua espessura média é de 35 a 45 km e, em países montanhosos, aumenta para 70 km. Também consiste em três camadas, mas difere significativamente do oceano:

1) a camada inferior composta por basaltos (cerca de 20 km de espessura);

2) a camada intermediária ocupa a espessura principal da crosta continental e é condicionalmente chamada de granito. É composto principalmente por granitos e gnaisses. Esta camada não se estende sob os oceanos;

3) a camada superior é sedimentar. Sua espessura média é de cerca de 3 km. Em algumas áreas, a espessura da precipitação chega a 10 km (por exemplo, na planície do Cáspio). Em algumas regiões da Terra, a camada sedimentar está totalmente ausente e uma camada de granito vem à superfície. Essas áreas são chamadas de escudos (por exemplo, Escudo Ucraniano, Escudo Báltico).

Nos continentes, como resultado do intemperismo das rochas, forma-se uma formação geológica, denominada crostas de intemperismo.

A camada de granito é separada do basalto Superfície de Conrad , em que a velocidade das ondas sísmicas aumenta de 6,4 para 7,6 km/s.

A fronteira entre a crosta terrestre e o manto (tanto nos continentes quanto nos oceanos) corre ao longo Superfície Mohorovichic (linha Moho). A velocidade das ondas sísmicas sobre ele salta até 8 km/h.

Além dos dois tipos principais - oceânicos e continentais - existem também áreas de tipo misto (transicional).

Em bancos ou plataformas continentais, a crosta tem cerca de 25 km de espessura e é geralmente semelhante à crosta continental. No entanto, uma camada de basalto pode cair nele. No leste da Ásia, na área dos arcos insulares (as Ilhas Curilas, as Ilhas Aleutas, as Ilhas Japonesas e outras), a crosta terrestre é do tipo transicional. Finalmente, a crosta terrestre das dorsais meso-oceânicas é muito complexa e ainda pouco estudada. Não há fronteira de Moho aqui, e o material do manto sobe ao longo de falhas na crosta e até mesmo em sua superfície.

O conceito de "crosta terrestre" deve ser distinguido do conceito de "litosfera". O conceito de "litosfera" é mais amplo do que "crosta terrestre". Na litosfera, a ciência moderna inclui não apenas a crosta terrestre, mas também o manto superior à astenosfera, ou seja, a uma profundidade de cerca de 100 km.

O conceito de isostasia . O estudo da distribuição da gravidade mostrou que todas as partes da crosta terrestre - continentes, países montanhosos, planícies - estão equilibradas no manto superior. Esta posição equilibrada é chamada isostasia (do latim isoc - mesmo, estase - posição). O equilíbrio isostático é alcançado devido ao fato de que a espessura da crosta terrestre é inversamente proporcional à sua densidade. A crosta oceânica pesada é mais fina que a crosta continental mais leve.

A isostasia não é, em essência, nem mesmo um equilíbrio, mas um esforço pelo equilíbrio, continuamente perturbado e restaurado novamente. Assim, por exemplo, o Escudo Báltico após o derretimento do gelo continental da glaciação do Pleistoceno aumenta cerca de 1 metro por século. A área da Finlândia está aumentando constantemente devido ao fundo do mar. O território dos Países Baixos, pelo contrário, está a diminuir. A linha de equilíbrio zero está atualmente funcionando um pouco ao sul de 60 0 N.L. A moderna São Petersburgo é cerca de 1,5 m mais alta do que São Petersburgo na época de Pedro, o Grande. Como mostram os dados da pesquisa científica moderna, mesmo o peso das grandes cidades é suficiente para a flutuação isostática do território sob elas. Consequentemente, a crosta terrestre nas áreas das grandes cidades é muito móvel. No conjunto, o relevo da crosta terrestre é uma imagem espelhada da superfície de Moho, a sola da crosta terrestre: áreas elevadas correspondem a depressões no manto e áreas inferiores correspondem a um nível mais alto de seu limite superior. Assim, sob os Pamirs, a profundidade da superfície de Moho é de 65 km e na planície do Cáspio - cerca de 30 km.

Propriedades térmicas da crosta terrestre . As flutuações diárias na temperatura do solo se estendem a uma profundidade de 1,0 a 1,5 m, e as flutuações anuais em latitudes temperadas em países com clima continental a uma profundidade de 20 a 30 m, uma camada de temperatura constante do solo. É chamado camada isotérmica . Abaixo da camada isotérmica nas profundezas da Terra, a temperatura aumenta, e isso já é causado pelo calor interno do interior da Terra. O calor interno não participa da formação dos climas, mas serve como base energética para todos os processos tectônicos.

O número de graus pelos quais a temperatura aumenta a cada 100 m de profundidade é chamado de gradiente geotérmico . A distância em metros, quando abaixada pela qual a temperatura aumenta em 1 0 C, é chamada estágio geotérmico . O valor do degrau geotérmico depende do relevo, da condutividade térmica das rochas, da proximidade de focos vulcânicos, da circulação de águas subterrâneas, etc. Em média, o degrau geotérmico é de 33 m. Em áreas vulcânicas, o degrau geotérmico pode ser apenas cerca de 5 m, e em áreas geologicamente calmas (por exemplo, em plataformas) pode chegar a 100 m.

Crosta continental ou crosta continental - a crosta terrestre dos continentes, que consiste em camadas sedimentares, de granito e basalto. A espessura média é de 35-45 km, a espessura máxima é de até 75 km (sob cordilheiras). Ele se opõe à crosta oceânica, que é diferente em estrutura e composição. A crosta continental tem uma estrutura de três camadas. A camada superior é representada por uma cobertura descontínua de rochas sedimentares, que é amplamente desenvolvida, mas raramente apresenta grande espessura. A maior parte da crosta é composta pela crosta superior, uma camada composta principalmente por granitos e gnaisses de baixa densidade e história antiga. Estudos mostram que a maioria dessas rochas foi formada há muito tempo, cerca de 3 bilhões de anos atrás. Abaixo está a crosta inferior, composta por rochas metamórficas - granulitos e afins.

5. Tipos de estruturas oceânicas. A superfície terrestre dos continentes representa apenas um terço da superfície da Terra. A área de superfície ocupada pelo Oceano Mundial é de 361,1 ml sq. km. As margens submarinas dos continentes (platôs de plataforma e talude continental) representam cerca de 1/5 de sua superfície, os chamados. zonas “transicionais” (trincheiras profundas, arcos insulares, mares marginais) – cerca de 1/10 da área. O resto da superfície (cerca de 250 ml km2) é ocupado por planícies oceânicas de águas profundas, depressões e elevações interoceânicas que as separam. O fundo do oceano difere nitidamente na natureza da sismicidade. É possível distinguir áreas com alta atividade sísmica e áreas assísmicas. As primeiras são zonas estendidas ocupadas por sistemas de dorsais meso-oceânicas, que se estendem por todos os oceanos. Essas áreas às vezes são chamadas de cintos móveis oceânicos. Cinturões móveis são caracterizados por intenso vulcanismo (basaltos toleíticos), aumento do fluxo de calor, relevo nitidamente dissecado com sistemas de cristas longitudinais e transversais, trincheiras, saliências e superfície rasa do manto. As áreas sismicamente inativas são expressas no relevo por grandes bacias oceânicas, planícies, planaltos, assim como cordilheiras submarinas delimitadas por saliências tipo falha e soerguimentos intra-oceânicos encimados por cones de vulcões ativos e extintos. Dentro das regiões do segundo tipo, existem planaltos subaquáticos e soerguimentos com crosta do tipo continental (microcontinentes). Ao contrário dos cinturões oceânicos móveis, essas regiões, por analogia com as estruturas dos continentes, às vezes são chamadas de talassocrátons.

6. A estrutura da crosta oceânica em estruturas de vários tipos. As depressões oceânicas, como as maiores estruturas negativas na superfície da crosta terrestre, possuem uma série de características estruturais que permitem que sejam opostas às estruturas positivas (continentes) e comparadas entre si.

O principal que une e distingue todas as depressões oceânicas é a baixa posição da superfície da crosta terrestre dentro delas e a ausência de uma camada geofísica granito-metamórfica característica dos continentes. Cinturões móveis se estendem por todas as depressões oceânicas - sistemas montanhosos de dorsais meso-oceânicas com alto fluxo de calor, uma posição elevada da camada do manto, o que não é típico dos continentes. O sistema de dorsais meso-oceânicas, o mais longo da superfície da Terra, penetra e conecta todas as depressões oceânicas, ocupando uma posição central ou marginal nelas. às estruturas dos continentes. Em primeiro lugar, essas conexões se expressam na presença de falhas comuns, nas transições de vales de riftes de dorsais meso-oceânicas em rifts continentais (Golfos da Califórnia e Aden), na presença de grandes blocos submersos de crosta continental nos oceanos , bem como depressões com crosta granítica nos continentes, em transições aprisionam campos dos continentes à plataforma e ao fundo do oceano. A estrutura interna das depressões oceânicas também é diferente. De acordo com a posição da zona de expansão moderna, é possível opor a depressão do Oceano Atlântico com a posição mediana da Dorsal Meso-Atlântica a todos os demais oceanos, nos quais o chamado. a crista mediana é deslocada para uma das bordas. A estrutura interna da depressão do Oceano Índico é complexa. Na parte ocidental assemelha-se à estrutura do Oceano Atlântico, na parte oriental está mais próxima da região ocidental do Oceano Pacífico. Comparando a estrutura da região ocidental do Oceano Pacífico com a parte oriental do Oceano Índico, chama-se a atenção para certas semelhanças: as profundezas do fundo, a idade da crosta (os Cocos e as Bacias da Austrália Ocidental do Oceano Índico , a Bacia Ocidental do Oceano Pacífico). Em ambos os oceanos, essas partes são separadas do continente e das bacias dos mares marginais por sistemas de fossas de profundidade e arcos insulares.A conexão entre margens oceânicas ativas e estruturas dobradas jovens dos continentes é observada na América Central, onde o O Oceano Atlântico é separado do Mar do Caribe por uma trincheira em alto mar e um arco de ilhas. A estreita relação entre as fossas de águas profundas que separam as bacias oceânicas dos maciços continentais com as estruturas da crosta continental pode ser traçada no exemplo da extensão norte da fossa de Sunda, que passa para o foredeep pré-Arakan .

7. Estruturas das margens dos continentes (oceanos) e tipos de crosta.

8. Tipos de limites de blocos continentais e depressões oceânicas. Os maciços continentais e as depressões oceânicas podem ter dois tipos de limites - passivos (Atlântico) e ativos (Pacífico). O primeiro tipo é distribuído ao longo do enquadramento da maior parte dos oceanos Atlântico, Índico e Ártico. Este tipo é caracterizado pelo fato de que através de um talude continental de uma ou outra inclinação com um sistema de falhas normais escalonadas, saliências e um pé continental relativamente suave, os maciços continentais se fundem com a área de planícies abissais do fundo do oceano. Na zona do pé continental são conhecidos sistemas de cavados profundos, mas alisados ​​por espessas camadas de sedimentos não consolidados. O segundo tipo de margens é expresso ao longo do enquadramento do Oceano Pacífico, ao longo da margem nordeste do Oceano Índico e na margem do Oceano Atlântico adjacente à América Central. Nestas áreas, entre os maciços continentais e as planícies abissais do fundo oceânico, existe uma zona de largura variável com fossas de profundidade, arcos de ilhas e bacias de mares marginais.

9. Placas litosféricas e tipos de seus limites. Estudando a litosfera, que inclui a crosta terrestre e o manto superior, os geofísicos chegaram à conclusão de que ela contém suas próprias heterogeneidades. Em primeiro lugar, essas heterogeneidades da litosfera são expressas pela presença de zonas de faixa que a atravessam por toda a espessura com alto fluxo de calor, alta sismicidade e vulcanismo moderno ativo. As áreas localizadas entre essas zonas de tiras são chamadas de placas litosféricas, e as próprias zonas são consideradas os limites das placas litosféricas. Ao mesmo tempo, um tipo de contorno é caracterizado por tensões de tração (bordas de divergência de placas), outro tipo é caracterizado por tensões de compressão (bordas de convergência de placas) e o terceiro tipo é caracterizado por tensões e compressões que ocorrem durante tesoura de jardim. O primeiro tipo de limites são limites divergentes (construtivos), que na superfície correspondem a zonas de rift. O segundo tipo de limites são subducção (quando os blocos oceânicos são empurrados sob os continentais), obdutivos (quando os blocos oceânicos são empurrados para os continentais) e colisional (quando os blocos continentais são deslocados). Na superfície, eles são expressos por trincheiras de águas profundas, foredeeps e zonas de grandes empurrões, muitas vezes com ofiolitos (suturas). O terceiro tipo de limites (cisalhamento) é chamado de limites de transformação. Também é frequentemente acompanhado por cadeias descontínuas de depressões de fenda. Existem várias placas litosféricas grandes e pequenas. As placas grandes incluem a Eurásia, a África, a Indo-Australiana, a América do Sul, a América do Norte, o Pacífico e a Antártica. Pequenos pratos incluem o Caribe, Escócia, Filipinas, Cocos, Nazca, Arábia, etc.

10. Rifting, espalhamento, subducção, obdução, colisão. Rifting é o processo de surgimento e desenvolvimento na crosta terrestre de continentes e oceanos de zonas semelhantes a faixas de alongamento horizontal em escala global. Em sua parte superior frágil, manifesta-se na formação de riftes expressos na forma de grandes grabens lineares, cavidades deslizantes e formas estruturais relacionadas, e seu preenchimento com sedimentos e (ou) produtos de erupções vulcânicas, geralmente acompanhando rifting. Na parte inferior e mais aquecida da crosta, as deformações frágeis durante o rifting são substituídas pela tensão plástica, levando ao seu afinamento (formação de um “pescoço”) e, com estiramento especialmente intenso e prolongado, à ruptura completa da crosta. continuidade da crosta pré-existente (continental ou oceânica) e a formação de "lacunas" da nova crosta do tipo oceânico. O último processo, chamado de espalhamento, ocorreu poderosamente no final do Mesozóico e Cenozóico dentro dos oceanos modernos, e em uma escala menor (?) manifestou-se periodicamente em algumas zonas de cinturões móveis mais antigos.

Subducção - subducção de placas litosféricas da crosta oceânica e rochas do manto sob as bordas de outras placas (de acordo com os conceitos de placas tectônicas). Acompanhado pelo surgimento de zonas de terremotos de foco profundo e a formação de arcos de ilhas vulcânicas ativos.

Obdução - empurrão de placas tectônicas, compostas por fragmentos da litosfera oceânica, sobre a margem continental. Como resultado, forma-se um complexo de ofiolitos, que ocorre quando qualquer fator interrompe a absorção normal da crosta oceânica para o manto. Um dos mecanismos de obdução é o levantamento da crosta oceânica para a margem continental ao entrar na zona de subducção da dorsal meso-oceânica, fenômeno relativamente raro e que ocorreu apenas periodicamente na história da Terra. Alguns pesquisadores acreditam que em nosso tempo esse processo está ocorrendo na costa sudoeste da América do Sul.

Uma colisão continental é uma colisão de placas continentais, que sempre leva ao colapso da crosta e à formação de cadeias de montanhas. Um exemplo de colisão é o cinturão de montanhas Alpino-Himalaia, formado como resultado do fechamento do Oceano Tétis e uma colisão com a placa eurasiana do Hindustão e da África. Como resultado, a espessura da crosta aumenta significativamente, sob o Himalaia é de 70 km. Esta é uma estrutura instável, suas laterais são intensamente destruídas pela erosão superficial e tectônica. Na crosta com uma espessura acentuadamente aumentada, os granitos são fundidos a partir de rochas sedimentares e ígneas metamorfoseadas.