As entranhas da Terra são muito misteriosas e praticamente inacessíveis. Infelizmente, ainda não existe tal aparato com o qual você possa penetrar e estudar a estrutura interna da Terra. Os pesquisadores descobriram que no momento a mina mais profunda do mundo tem uma profundidade de 4 km, e o poço mais profundo está localizado na Península de Kola e tem 12 km.
No entanto, certo conhecimento sobre as profundezas do nosso planeta ainda está estabelecido. Os cientistas estudaram sua estrutura interna usando o método sísmico. A base deste método é a medição das vibrações durante um terremoto ou explosões artificiais produzidas nas entranhas da Terra. Substâncias com densidade e composição diferentes passavam vibrações por si mesmas a uma certa velocidade. Isso possibilitou medir essa velocidade com a ajuda de instrumentos especiais e analisar os resultados obtidos.
opinião dos cientistas
Os pesquisadores descobriram que nosso planeta tem várias conchas: crosta terrestre, manto e núcleo. Os cientistas acreditam que cerca de 4,6 bilhões de anos atrás, a estratificação das entranhas da Terra começou e continua a estratificar até hoje. Na opinião deles, todas as substâncias pesadas descem ao centro da Terra, juntando-se ao núcleo do planeta, enquanto as substâncias mais leves sobem e se tornam a crosta terrestre. Quando a estratificação interna terminar, nosso planeta se tornará frio e morto.
crosta terrestre
É a casca mais fina do planeta. Sua participação é de 1% da massa total da Terra. As pessoas vivem na superfície da crosta terrestre e dela extraem tudo o que é necessário para a sobrevivência. Na crosta terrestre, em muitos lugares, existem minas e poços. Sua composição e estrutura são estudadas a partir de amostras coletadas na superfície.
Manto
Representa a concha mais extensa da terra. Seu volume e massa são 70 - 80% de todo o planeta. O manto é sólido, mas menos denso que o núcleo. Quanto mais profundo o manto estiver localizado, maiores serão sua temperatura e pressão. O manto tem uma camada parcialmente derretida. Com a ajuda desta camada, os sólidos se movem para o núcleo da terra.
Testemunho
É o centro da terra. Tem uma temperatura muito alta (3000 - 4000 o C) e pressão. O núcleo consiste nas substâncias mais densas e pesadas. É aproximadamente 30% da massa total. A parte sólida do núcleo flutua em sua camada líquida, criando assim o campo magnético da Terra. É o protetor da vida no planeta, protegendo-o dos raios cósmicos.
Filme de não ficção sobre moldar nosso mundo
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A estrutura interna da Terra estabelecido com base em levantamentos geofísicos (a natureza da passagem das ondas sísmicas). Existem três conchas principais.
1. Crosta terrestre - a maior espessura é de até 70 km.
2. Manto - desde o limite inferior da crosta terrestre até uma profundidade de 2.900 km.
3. Núcleo - estende-se até o centro da Terra (até uma profundidade de 6.371 km).
A fronteira entre a crosta terrestre e o manto é chamada de fronteira Mohorovichic (Moho), entre o manto e o núcleo - fronteira Gutenberg.
núcleo da Terra dividido em duas camadas. Externo no núcleo (a uma profundidade de 5.120 km a 2.900 km), a substância é líquida, pois as ondas transversais não penetram nela e a velocidade das ondas longitudinais cai para 8 km / s (consulte "Terremotos"). interno o núcleo (de uma profundidade de 6.371 km a 5.120 km), a substância aqui está em estado sólido (a velocidade das ondas longitudinais aumenta para 11 km/s ou mais). A composição do núcleo é dominada por uma fusão de ferro-níquel com uma mistura de silício e enxofre. A densidade da substância no núcleo atinge 13 g/cc.
Manto dividido em duas partes: superior e inferior.
Manto superior consiste em três camadas, afunda a uma profundidade de 800 - 900 km. topo º a camada, com até 50 km de espessura, consiste em uma substância cristalina dura e quebradiça (a velocidade das ondas longitudinais é de até 8,5 km/se mais). Juntamente com a crosta terrestre, forma litosfera- concha de pedra da Terra.
camada média - astenosfera(concha flexível) é caracterizada por um estado vítreo amorfo da matéria, e parcialmente (em 10%) tem um estado viscoplástico fundido (isso é evidenciado por uma queda acentuada na velocidade das ondas sísmicas). A espessura da camada média é de cerca de 100 km. A astenosfera encontra-se em diferentes profundidades. Sob as dorsais meso-oceânicas, onde a espessura da litosfera é mínima, a astenosfera fica a uma profundidade de vários quilômetros. Nos arredores dos oceanos, à medida que a espessura da litosfera cresce, a astenosfera afunda para 60-80 km. Sob os continentes, encontra-se a profundidades de cerca de 200 km e, sob as fendas continentais, novamente sobe para uma profundidade de 10 a 25 km. Camada inferior do manto superior (camada de golicina) às vezes são distinguidos como uma camada de transição ou como uma parte independente - o manto do meio. Desce a uma profundidade de 800 a 900 km, a substância aqui é sólida cristalina (a velocidade das ondas longitudinais é de até 9 km / s).
Mais baixo manto se estende até 2.900 km, é composto de uma substância cristalina sólida (a velocidade das ondas longitudinais aumenta para 13,5 km/s). A composição do manto é dominada por olivina e piroxênio, sua densidade na parte inferior chega a 5,8 g/cm3.
crosta terrestreÉ subdividida em dois tipos principais (continental e oceânico) e dois transicionais (subcontinental e suboceânico). Os tipos de casca diferem em estrutura e espessura.
Continental a crosta, distribuída nos continentes e na zona de plataforma, tem espessura de 30 a 40 km nas áreas de plataforma e até 70 km nas terras altas. A camada inferior é basáltico (máfico- enriquecido com magnésio e ferro), consiste em rochas pesadas, sua espessura é de 15 a 40 km. Acima encontra-se composta de rochas mais leves granito-gnaisse camada ( siálico- enriquecido com silício e alumínio), com espessura de 10 a 30 km. Essas camadas podem se sobrepor no topo. sedimentar camada, espessura de 0 a 15 km. O limite entre as camadas de basalto e granito-gnaisse identificado por dados sísmicos ( fronteira Conrado) nem sempre é clara.
Oceânico a crosta, com até 6 a 8 km de espessura, também possui uma estrutura de três camadas. A camada inferior é pesada basáltico, até 4-6 km de espessura. A camada intermediária, com cerca de 1 km de espessura, é composta por camadas intercaladas denso sedimentar raças e basalto lava. A camada superior é composta por solto sedimentar rochas de até 0,7 km de espessura.
Subcontinental a crosta, que tem uma estrutura próxima da crosta continental, está presente na periferia dos mares marginais e interiores (nas zonas do talude continental e sopé) e sob os arcos insulares, e caracteriza-se por uma espessura bastante reduzida (até 0 m) da camada sedimentar. A razão para esta diminuição da espessura da camada sedimentar é a grande inclinação da superfície, que contribui para o deslizamento dos sedimentos acumulados. A espessura deste tipo de crosta é de até 25 km, incluindo a camada de basalto até 15 km, granito-gnaisse até 10 km; A fronteira de Konrad é mal expressa.
suboceânico a crosta, de estrutura próxima à oceânica, desenvolve-se nas partes de águas profundas dos mares interiores e marginais e nas fossas oceânicas de profundidade. Distingue-se por um aumento acentuado da espessura da camada sedimentar e pela ausência de uma camada de granito-gnaisse. A espessura extremamente alta da camada sedimentar se deve ao nível hipsométrico muito baixo da superfície - sob a influência da gravidade, estratos gigantes de rochas sedimentares se acumulam aqui. A espessura total da crosta suboceânica também atinge 25 km, incluindo a camada de basalto até 10 km e a camada sedimentar até 15 km. Nesse caso, a espessura da camada de rochas sedimentares e basálticas densas pode ser de 5 km.
Densidade e pressão As terras também mudam com a profundidade. A densidade média da Terra é de 5,52 g/cu. Ver. A densidade das rochas da crosta terrestre varia de 2,4 a 3,0 g/cu. cm (em média - 2,8 g / cc). A densidade do manto superior abaixo do limite de Moho se aproxima de 3,4 g/cu. cm, a uma profundidade de 2.900 km atinge 5,8 g/cu. cm, e no núcleo interno até 13 g/cu. veja De acordo com os dados fornecidos pressão a uma profundidade de 40 km é 10 3 MPa, na fronteira de Gutenberg 137 * 10 3 MPa, no centro da Terra 361 * 10 3 MPa. A aceleração da gravidade na superfície do planeta é de 982 cm/s2, atinge um máximo de 1037 cm/s2 a uma profundidade de 2900 km e é mínima (zero) no centro da Terra.
Um campo magnético
A Terra é presumivelmente devido aos movimentos convectivos da matéria líquida do núcleo externo que ocorrem durante a rotação diária do planeta. O estudo de anomalias magnéticas (variações na intensidade do campo magnético) é amplamente utilizado na busca de depósitos de minério de ferro.
Propriedades térmicas
As Terras são formadas pela radiação solar e fluxo de calor que se propaga das entranhas do planeta. A influência do calor solar não se estende a mais de 30 m. Dentro desses limites, a uma certa profundidade, existe um cinturão de temperatura constante igual à temperatura média anual do ar da área. Mais profundo do que este cinturão, a temperatura aumenta gradualmente sob a influência do fluxo de calor da própria Terra. A intensidade do fluxo de calor depende da estrutura da crosta terrestre e do grau de atividade dos processos endógenos. O valor planetário médio do fluxo de calor é de 1,5 μkal/cm 2 * s, em escudos cerca de 0,6 - 1,0 μkal/cm 2 * s, nas montanhas até 4,0 μkal/cm 2 * s, e nas fendas meso-oceânicas a 8,0 μcal/cm 2 * s. Entre as fontes que formam o calor interno da Terra, assumem-se as seguintes: a energia de decaimento dos elementos radioativos, as transformações químicas da matéria, a redistribuição gravitacional da matéria no manto e no núcleo. Gradiente geotérmico - a quantidade de aumento de temperatura por unidade de profundidade. Etapa geotérmica - o valor da profundidade além da qual a temperatura aumenta em 1 ° C. Esses indicadores variam muito em diferentes lugares do planeta. Os valores máximos do gradiente são observados nas zonas móveis da litosfera, enquanto os valores mínimos são observados nos antigos maciços continentais. Em média, o gradiente geotérmico da parte superior da crosta terrestre é de cerca de 30°C por 1 km, e o degrau geotérmico é de cerca de 33 m. Supõe-se que com o aumento da profundidade, o gradiente geotérmico diminui e o degrau geotérmico aumenta . Com base na hipótese sobre a predominância do ferro na composição do núcleo, suas temperaturas de fusão foram calculadas em diferentes profundidades (levando em conta o aumento regular da pressão): 3700°C no limite do manto e do núcleo, 4300°C C no limite do núcleo interno e externo.
Composição química
Terra considerados semelhantes à composição química média dos meteoritos estudados. Os meteoritos são compostos por:
– ferro(níquel ferro com mistura de cobalto e fósforo) perfazem 5,6% dos encontrados;
– pedra de ferro (siderólitos- uma mistura de ferro e silicatos) são os menos comuns - representam apenas 1,3% dos conhecidos;
– pedra (aerólitos- enriquecidos com silicatos de ferro e magnésio com uma mistura de ferro-níquel) são os mais comuns - 92,7%.
Assim, a composição química média da Terra é dominada por quatro elementos. Oxigênio e ferro contêm aproximadamente 30% cada, magnésio e silício - 15% cada. O enxofre representa cerca de 2 a 4%; níquel, cálcio e alumínio - 2% cada.
A composição das camadas profundas da Terra continua a ser uma das questões mais intrigantes da ciência moderna e, no entanto, no início do século XX, os sismólogos Beno Gutenberg e G. Jefferson desenvolveram um modelo da estrutura interna do nosso planeta , segundo a qual a Terra consiste nas seguintes camadas:
Testemunho;
- manto;
- Crosta terrestre.
Um olhar moderno sobre a estrutura interna do planeta
Em meados do século passado, com base nos dados sismológicos mais recentes da época, os cientistas chegaram à conclusão de que as conchas profundas têm uma estrutura mais complexa. Ao mesmo tempo, os sismólogos descobriram que o núcleo da Terra é dividido em interno e externo, e o manto consiste em duas camadas: superior e inferior.
A casca exterior da terra
A crosta terrestre não é apenas a mais superior, a mais fina, mas também a mais bem estudada de todas as camadas. Sua espessura (espessura) atinge seu máximo sob as montanhas (cerca de 70 km) e o mínimo - sob as águas dos oceanos (5 -10 km), a média A espessura da crosta terrestre sob as planícies varia de 35 a 40 km. A transição da crosta terrestre para o manto é chamada de fronteira de Mohorovich ou Moho.
Também vale a pena notar que a crosta terrestre, juntamente com a parte superior do manto, formam a casca de pedra da terra - a litosfera, cuja espessura varia de 50 a 200 km.
Seguindo a litosfera está a astenosfera - uma camada líquida amolecida com viscosidade aumentada. Além de tudo, é esse componente da superfície terrestre que é chamado de fonte do vulcanismo, pois contém bolsões de magma que se derramam na crosta terrestre e na superfície.
Na ciência, costuma-se distinguir vários tipos de crosta terrestre
Espalhadas continentais ou continentais dentro dos limites dos continentes e plataformas, consiste em basalto, granito-geiss e camadas sedimentares. A transição da camada de granito-geiss para a camada de basalto é chamada de fronteira de Konrad.
A crosta subcontinental é do tipo transicional, localizada na periferia dos arcos internos e também sob os arcos insulares.
A crosta suboceânica é semelhante em estrutura à oceânica e é especialmente bem desenvolvida nas partes profundas dos mares e nas grandes profundidades das fossas oceânicas.
Geosfera média
Camada profunda do planeta Terra
É o menos estudado, há muito pouca informação confiável sobre ele, com plena confiança só podemos dizer que seu diâmetro é de cerca de 7 mil quilômetros. Acredita-se que a composição do núcleo da Terra inclui uma liga de níquel e ferro. Também vale a pena notar que o núcleo externo do planeta tem uma grande espessura e está em líquido, enquanto o interno é menor em espessura e mais duro na consistência. A chamada fronteira de Gutenberg separa o núcleo da Terra do manto.
Há uma característica interessante na estrutura do nosso planeta: encontramos a estrutura mais complexa e diversificada nas camadas superficiais da crosta terrestre; quanto mais fundo descemos nas entranhas da Terra, mais simples se torna sua estrutura. Pode-se, é claro, expressar a suspeita de que só nos parece assim, porque quanto mais fundo descemos, mais aproximadas e incertas se tornam nossas informações. Aparentemente, este ainda não é o caso, e a simplificação da estrutura com profundidade é um fato objetivo, independente do grau de nosso conhecimento.
Começaremos nossa consideração de cima, com as camadas superiores mais complexas da crosta terrestre. Essas camadas, como sabemos, são estudadas principalmente com a ajuda de métodos geológicos diretos.
Aproximadamente dois terços da superfície da Terra são cobertos por oceanos; um terço está nos continentes. A estrutura da crosta terrestre sob os oceanos e continentes é diferente. Portanto, primeiro consideraremos as características dos continentes e depois nos voltaremos para os oceanos.
Rochas de diferentes idades são encontradas na superfície da Terra nos continentes em diferentes lugares. Algumas áreas dos continentes são compostas na superfície das rochas mais antigas - arqueozóicas ou, como são mais comumente chamadas, arqueanas e proterozóicas. Juntos, eles são chamados de rochas pré-paleozoicas ou pré-cambrianas. Sua peculiaridade é que a maioria deles é altamente metamorfoseada: as argilas se transformaram em xistos metamórficos, arenitos - em quartzitos cristalinos, calcários - em mármores. Um papel importante entre essas rochas é desempenhado pelos gnaisses, ou seja, granitos de xisto, bem como granitos comuns. As áreas onde essas rochas mais antigas chegam à superfície são chamadas de maciços cristalinos ou escudos. Um exemplo é o Escudo Báltico, que abrange a Carélia, a Península de Kola, toda a Finlândia e a Suécia. Outro escudo cobre a maior parte do Canadá. Da mesma forma, a maior parte da África é um escudo, assim como grande parte do Brasil, quase toda a Índia e toda a Austrália Ocidental. Todas as rochas dos antigos escudos não são apenas metamorfoseadas e recristalizadas, mas também fortemente dobradas em pequenas dobras complexas.
Outras áreas nos continentes são ocupadas principalmente por rochas mais jovens - de idade Paleozóica, Mesozóica e Cenozóica. São principalmente rochas sedimentares, embora entre elas também existam rochas de origem ígnea, despejadas à superfície na forma de lava vulcânica ou intrudidas e solidificadas a uma certa profundidade. Existem duas categorias de áreas: na superfície de algumas camadas de rochas sedimentares encontram-se muito silenciosamente, quase na horizontal, e nelas apenas raras e pequenas dobras são observadas. Nesses locais, as rochas ígneas, especialmente as intrusivas, desempenham um papel relativamente pequeno. Tais áreas são chamadas plataformas. Em outros lugares, as rochas sedimentares são fortemente amassadas em dobras, crivadas de rachaduras profundas. Entre eles, rochas ígneas intrudidas ou erupcionadas são frequentemente encontradas. Esses lugares geralmente coincidem com montanhas. Eles são chamados zonas dobradas, ou geossinclinais.
As diferenças entre plataformas individuais e zonas dobradas estão na idade das rochas calmas ou amassadas em dobras. Entre as plataformas, destacam-se plataformas antigas, nas quais todas as rochas paleozóicas, mesozóicas e cenozóicas repousam quase horizontalmente sobre uma "base cristalina" altamente metamorfoseada e dobrada composta por rochas pré-cambrianas. Um exemplo de plataforma antiga é a plataforma russa, dentro da qual todas as camadas, a partir do Cambriano, são geralmente muito calmas.
Existem plataformas nas quais não apenas as camadas pré-cambrianas, mas também cambrianas, ordovicianas e silurianas são amassadas em dobras, e rochas mais jovens, a partir do Devoniano, repousam silenciosamente em cima dessas dobras em sua superfície erodida (como dizem, “ inconforme”). Em outros lugares, a "fundação dobrada" é formada, exceto no Pré-Cambriano, por todas as rochas do Paleozóico, e apenas as rochas do Mesozóico e Cenozóico ficam quase horizontalmente. As plataformas das duas últimas categorias são chamadas de jovens. Alguns deles, como podemos ver, foram formados após o período Siluriano (antes disso havia zonas dobradas) e outros - após o final da era paleozóica. Assim, verifica-se que nos continentes existem plataformas de diferentes idades, formadas mais cedo ou mais tarde. Antes da formação da plataforma (em alguns casos - até o final da era proterozóica, em outros - até o final do período siluriano, em outros - até o final da era paleozóica), ocorreu um forte colapso das camadas em dobras na crosta terrestre, rochas ígneas fundidas foram introduzidas nela, os sedimentos foram submetidos a metamorfização, recristalização. E só depois disso veio a calmaria, e as camadas subsequentes de rochas sedimentares, acumuladas horizontalmente no fundo das bacias marítimas, geralmente mantiveram sua ocorrência calma no futuro.
Finalmente, em outros lugares todas as camadas são amassadas em dobras e penetradas por rochas ígneas - até o Neógeno.
Dizendo que as plataformas podem ter se formado em momentos diferentes, também apontamos para diferentes idades das zonas de dobra. De fato, em antigos escudos cristalinos, o colapso das camadas em dobras, a intrusão de rochas ígneas e a recristalização terminaram antes do início do Paleozóico. Portanto, os escudos são zonas de dobragem pré-cambriana. Onde as camadas não foram perturbadas desde o período Devoniano, o dobramento das camadas em dobras continuou até o final do Siluriano, ou, como dizem, até o final do início do Paleozóico. Consequentemente, este grupo de plataformas jovens é ao mesmo tempo uma área de dobragem do Paleozóico Inferior. A dobra desta época é chamada de dobra caledoniana. Onde a plataforma se formou desde o início do Mesozóico, temos zonas de dobragem do Paleozóico Superior ou Herciniano. Finalmente, as áreas onde todas as camadas, até e inclusive o Neógeno, estão fortemente dobradas em dobras, são zonas do dobramento mais jovem, Alpine, que deixou apenas as camadas formadas no Quaternário não dobradas.
Mapas que descrevem a localização de plataformas e zonas dobradas de diferentes idades e algumas outras características da estrutura da crosta terrestre são chamados tectônicos (tectônica é um ramo da geologia que estuda os movimentos e deformações da crosta terrestre). Esses mapas servem como um complemento aos mapas geológicos. Estes últimos são documentos geológicos primários que iluminam mais objetivamente a estrutura da crosta terrestre. Os mapas tectônicos já contêm algumas conclusões: sobre a idade das plataformas e zonas dobradas, sobre a natureza e o tempo da formação das dobras, sobre a profundidade do embasamento dobrado sob as camadas calmas das plataformas, etc. Os princípios para a compilação dos mapas tectônicos foram desenvolvido na década de 30 por geólogos soviéticos, principalmente o acadêmico A. D. Arkhangelsky. Após a Grande Guerra Patriótica, os mapas tectônicos da União Soviética foram compilados sob a orientação do acadêmico N. S. Shatsky. Esses mapas são tomados como exemplo para a compilação de mapas tectônicos internacionais da Europa, outros continentes e toda a Terra como um todo.
A espessura das suítes sedimentares naqueles lugares onde elas repousam silenciosamente (ou seja, em plataformas), e onde elas são fortemente dobradas, é diferente. Por exemplo, os depósitos jurássicos na plataforma russa não são mais espessos ou "espessos" do que 200 metros, enquanto sua espessura no Cáucaso, onde são fortemente amassados em dobras, atinge 8 quilômetros em alguns lugares. Depósitos do período Carbonífero na mesma plataforma russa têm uma espessura não superior a algumas centenas de metros, e nos Urais, onde os mesmos depósitos são fortemente amassados em dobras, sua espessura em alguns lugares cresce até 5-6 quilômetros. Isso indica que quando depósitos da mesma idade se acumularam na plataforma e nas regiões da zona dobrada, a crosta terrestre cedeu muito pouco na plataforma e cedeu muito mais fortemente na zona dobrada. Portanto, não havia lugar na plataforma para o acúmulo de formações tão espessas que poderiam ser acumuladas em cavas profundas da crosta terrestre em zonas dobradas.
Dentro de plataformas e zonas dobradas, a espessura das rochas sedimentares acumuladas não permanece a mesma em todos os lugares. Varia de site para site. Mas nas plataformas, essas mudanças são suaves, graduais e pequenas. Eles indicam que durante o acúmulo de sedimentos, a plataforma cedeu um pouco mais em alguns lugares, um pouco menos em alguns lugares, e largas cavas suaves (sinéclises) se formaram em seu embasamento, separadas por elevações igualmente suaves (antéclise). Em contraste, nas zonas dobradas, a espessura das rochas sedimentares da mesma idade varia muito acentuadamente de local para local, em distâncias curtas, aumentando para vários quilômetros, diminuindo para várias centenas ou dezenas de metros, ou mesmo desaparecendo. Isso indica que durante o acúmulo de sedimentos na zona dobrada, algumas áreas cederam forte e profundamente, outras pouco ou mesmo não cederam, e outras ainda subiram fortemente, como evidenciado pelos depósitos clásticos grosseiros encontrados próximos a elas, que formadas como resultado da erosão de áreas soerguidas. Além disso, é significativo que todas essas áreas, que estavam intensamente cedendo e subindo intensamente, fossem estreitas e localizadas na forma de faixas próximas umas das outras, o que levou a contrastes muito grandes nos movimentos da crosta terrestre a curtas distâncias.
Tendo em mente todas as características acima dos movimentos da crosta terrestre: subsidência e elevação muito contrastantes e fortes, forte dobramento, atividade magmática vigorosa, ou seja, todas as características do desenvolvimento histórico das zonas dobradas, essas zonas são geralmente chamadas geossinclinais, deixando o nome "zona dobrada" apenas para caracterizar sua estrutura moderna, que foi o resultado de todos os eventos violentos anteriores na crosta terrestre. Continuaremos a usar o termo "geossinclinal" quando não estivermos falando sobre a estrutura moderna da zona dobrada, mas sobre as características de seu desenvolvimento anterior.
Plataformas e zonas de dobra diferem significativamente umas das outras em termos dos minerais que estão localizados em seu território. Existem poucas rochas ígneas nas plataformas que se intrometeram nas calmas camadas de rochas sedimentares. Portanto, minerais de origem ígnea raramente são encontrados nas plataformas. Mas nas camadas sedimentares calmas da plataforma, carvão, petróleo, gases naturais, bem como sal-gema, gesso, materiais de construção, etc.. Nas zonas dobradas, a vantagem está do lado dos minerais ígneos. São vários metais que se formaram em diferentes estágios de solidificação das câmaras magmáticas.
No entanto, quando falamos do confinamento predominante de minerais sedimentares às plataformas, não devemos esquecer que estamos falando de camadas que jazem silenciosamente, e não daquelas rochas cristalinas altamente metamorfoseadas e amassadas da antiga "fundação dobrada" das plataformas, que é melhor visto em "escudos". Essas rochas do embasamento refletem a época em que a plataforma ainda não existia aqui, mas o geossinclinal existia. Portanto, os minerais encontrados no embasamento dobrado são geossinclinais em seu tipo, ou seja, predominantemente magmáticos. Consequentemente, nas plataformas existem, por assim dizer, dois pisos de minerais: o piso inferior é antigo, pertencente à fundação, geossinclinal; caracteriza-se por minérios metálicos; o piso superior é, na verdade, plataforma, pertencente à cobertura de rochas sedimentares que repousa tranquilamente sobre a fundação; estes são minerais sedimentares, isto é, predominantemente minerais não metálicos.
Algumas palavras devem ser ditas sobre as dobras.
A dobragem forte nas zonas dobradas e a dobragem fraca nas plataformas foram mencionadas acima. Deve-se notar que devemos falar não apenas sobre a diferente intensidade de dobragem, mas também sobre o fato de que dobras de diferentes tipos são características de zonas e plataformas dobradas. Nas zonas dobradas, as dobras pertencem a um tipo chamado linear, ou completo. São dobras longas e estreitas que, como ondas, seguem umas às outras, contíguas umas às outras em um círculo e cobrindo áreas completamente grandes. As dobras têm formas diferentes: algumas são arredondadas, outras são afiadas, algumas são retas, verticais, outras são oblíquas. Mas todos eles são semelhantes entre si e, o mais importante, cobrem a zona dobrada em uma série contínua.
Nas plataformas - dobras de um tipo diferente. Estas são elevações isoladas separadas de camadas. Alguns deles são em forma de mesa ou, como se costuma dizer, em forma de peito ou em forma de caixa, muitos têm a aparência de cúpulas ou muralhas suaves. As dobras aqui não são alongadas, como na zona dobrada, em listras, mas são dispostas em formas mais complexas ou espalhadas aleatoriamente. Esta dobra é “descontínua”, ou em forma de cúpula.
Dobras do tipo descontínuo - elevações do peito, cúpulas e muralhas - são encontradas não apenas na plataforma, mas também na borda das zonas dobradas. Portanto, há uma transição um tanto gradual das dobras de plataforma para aquelas típicas das zonas de dobra.
Nas plataformas e na borda das zonas dobradas, há outro tipo peculiar de dobras - as chamadas "cúpulas diapíricas". Eles são formados onde camadas grossas de sal-gema, gesso ou argila mole se encontram em alguma profundidade. A gravidade específica do sal-gema é menor que a gravidade específica de outras rochas sedimentares (sal-gema 2.1, areias e argilas 2.3). Assim, o sal mais leve está sob argilas mais pesadas, areias, calcários. Devido à capacidade das rochas de se deformarem plasticamente lentamente sob a ação de pequenas forças mecânicas (o fenômeno de fluência mencionado acima), o sal tende a flutuar para a superfície, perfurando e empurrando as camadas mais pesadas sobrejacentes. Isso é ajudado pelo fato de que o sal sob pressão é extremamente fluido e ao mesmo tempo forte: flui facilmente, mas não quebra. O sal flutua em colunas. Ao mesmo tempo, ele levanta as camadas sobrejacentes, dobra-as em forma de cúpula e, saindo para cima, faz com que elas se dividam em pedaços separados. Portanto, na superfície, essas cúpulas diapíricas geralmente parecem uma “placa quebrada”. De maneira semelhante, formam-se dobras diapíricas, nos “núcleos perfurantes” dos quais encontramos não sal, mas argilas moles. Mas as dobras diapíricas de argila geralmente não se parecem com colunas redondas, como cúpulas diapíricas de sal, mas com longas cristas alongadas.
As cúpulas (incluindo diápiros) e ondulações encontradas nas plataformas desempenham um papel importante na formação de acumulações de petróleo e gás. Nas zonas dobradas, os depósitos minerais estão principalmente associados a fissuras.
Passemos agora às camadas mais profundas da crosta terrestre. Teremos que deixar a área que conhecemos por observação direta da superfície e ir para algum lugar onde a informação possa ser obtida apenas por pesquisa geofísica.
Como já mencionado, dentro da parte visível da crosta terrestre, as rochas metamórficas da era arqueana são as mais profundas. Entre eles, os gnaisses e os granitos são os mais comuns. As observações mostram que quanto mais profundo o corte da crosta terrestre que observamos na superfície, mais granitos encontramos. Portanto, pode-se pensar que ainda mais profundamente - alguns quilômetros abaixo da superfície dos escudos cristalinos ou cerca de 10 km abaixo da superfície das plataformas e zonas dobradas - teríamos encontrado uma camada contínua de granito sob os continentes. A superfície superior desta camada de granito é muito irregular: ou sobe para a superfície diurna ou desce 5-10 km abaixo dela.
Só podemos adivinhar a profundidade da superfície inferior desta camada com base em alguns dados sobre a velocidade de propagação de vibrações sísmicas elásticas na crosta terrestre. A velocidade de movimento das chamadas ondas sísmicas longitudinais em granitos é em média cerca de 5 km/s.
Nas ondas longitudinais, as oscilações das partículas ocorrem na direção do movimento da onda: para frente e para trás. As chamadas ondas transversais são caracterizadas por flutuações na direção do movimento das ondas: cima - baixo ou direita - esquerda.
Mas em vários lugares verificou-se que a uma profundidade de 10, 15, 20 km, a velocidade de propagação das mesmas ondas sísmicas longitudinais torna-se maior e atinge 6 ou 6,5 km/s. Como essa velocidade é muito alta para o granito e próxima da velocidade de propagação das vibrações elásticas, o que caracteriza uma rocha como basalto em testes de laboratório, a camada da crosta terrestre com maior velocidade de propagação das ondas sísmicas foi denominada basalto. Começa em diferentes profundidades em diferentes áreas - geralmente a uma profundidade de 15 ou 20 km, mas em algumas áreas chega muito mais perto da superfície, e um poço de 6 a 8 km de profundidade pode alcançá-lo.
No entanto, até agora nem um único poço penetrou na camada de basalto e ninguém viu as rochas que se encontram nessa camada. São realmente basaltos? Há dúvidas sobre isso. Alguns pensam que em vez de basaltos encontraremos lá os mesmos gnaisses, granitos e rochas metamórficas que são característicos da camada de granito sobrejacente, mas que em maior profundidade são fortemente compactados pela pressão das rochas sobrejacentes e, portanto, pela velocidade de propagação. de ondas sísmicas neles é maior. A solução desta questão é de grande interesse e não apenas teórica: algures na parte inferior do granito e na parte superior das camadas basálticas, os processos de formação dos granitos e o nascimento dessas soluções e gases quentes, de onde vários minérios minerais cristalizam acima, quando eles se movem para a superfície, ocorrem. Conhecer o que realmente é a camada de basalto significa compreender melhor os processos de formação dos minérios metálicos na crosta terrestre e as leis de sua distribuição. É por isso que o projeto de perfuração de poços ultraprofundos para estudar a estrutura de todo o granito e pelo menos a parte superior da camada de basalto merece todo apoio.
A camada de basalto é a camada inferior da crosta continental. Na parte inferior, está separado das partes mais profundas da Terra por uma divisão muito nítida chamada seção de Mohorovicic(em homenagem ao sismólogo iugoslavo que descobriu a existência desta seção no início do nosso século). Nesta seção do Mohorovichic (ou, abreviadamente, Moho), a velocidade das ondas sísmicas de compressão muda abruptamente: acima da seção geralmente é de 6,5 km/s, e imediatamente abaixo aumenta para 8 km/s. Esta seção é considerada o limite inferior da crosta terrestre. Sua distância da superfície, portanto, é a espessura da crosta terrestre. As observações mostram que a espessura da crosta sob os continentes está longe de ser uniforme. Em média, são 35 km, mas sob as montanhas aumenta para 50, 60 e até 70 km. Ao mesmo tempo, quanto mais altas as montanhas, mais espessa é a crosta terrestre: uma grande protuberância da superfície da terra para cima corresponde a uma protuberância muito maior para baixo; assim, as montanhas têm, por assim dizer, "raízes" que se aprofundam nas camadas mais profundas da Terra. Sob as planícies, pelo contrário, a espessura da crosta é menor que a média. O papel relativo das camadas de granito e basalto na seção da crosta terrestre também varia de região para região. É especialmente interessante que sob algumas montanhas as "raízes" são formadas principalmente devido ao aumento da espessura da camada de granito e sob outras - devido ao aumento da espessura da camada de basalto. O primeiro caso é observado, por exemplo, no Cáucaso, o segundo - no Tien Shan. Mais adiante veremos que a origem dessas montanhas é diferente; isso também se refletia na estrutura diferente da crosta terrestre sob eles.
Uma propriedade da crosta terrestre, intimamente relacionada com as "raízes" das montanhas, deve ser especialmente notada: é a chamada isostasia, ou equilíbrio. Observações sobre a magnitude da gravidade na superfície da Terra mostram, como vimos, a presença de certas flutuações nessa magnitude de lugar para lugar, ou seja, a existência de certas anomalias na gravidade. No entanto, essas anomalias (após subtrair a influência da posição geográfica e de altitude do ponto de observação) são extremamente pequenas; eles podem causar uma mudança no peso de uma pessoa em apenas alguns gramas. Tais desvios da força normal da gravidade são extremamente pequenos em comparação com os que se poderiam esperar, tendo em conta a topografia da superfície terrestre. De fato, se as cadeias de montanhas fossem um amontoado de massas supérfluas na superfície da Terra, essas massas deveriam criar uma atração mais forte. Pelo contrário, sobre os mares, onde em vez de rochas densas o corpo atrativo é água menos densa, a força da gravidade teria que enfraquecer.
Na verdade, não existem tais diferenças. A força da gravidade não se torna maior nas montanhas e menor no mar, é aproximadamente a mesma em todos os lugares, e os desvios observados do valor médio são muito menores do que a influência que o desnível do relevo ou a substituição de rochas por água do mar deve ter. A partir disso, apenas uma conclusão é possível: as massas adicionais na superfície, formando as cristas, devem corresponder à falta de massas em profundidade; somente neste caso a massa total e a atração total das rochas sob as montanhas não excederão o valor normal. Pelo contrário, a falta de massas na superfície dos mares deve corresponder a algumas massas mais pesadas em profundidade. As mudanças acima na espessura da crosta sob as montanhas e planícies apenas atendem a essas condições. A densidade média das rochas da crosta terrestre é de 2,7. Abaixo da crosta terrestre, logo abaixo da seção Moho, a matéria tem uma densidade maior, chegando a 3,3. Portanto, onde a crosta terrestre é mais fina (sob as planícies), um pesado "substrato" subcrustal aproxima-se da superfície e sua influência de atração compensa a "falta" de massas na superfície. Pelo contrário, nas montanhas, um aumento na espessura da crosta leve reduz a força de atração global, compensando assim o aumento da atração causado por massas superficiais adicionais. As condições são criadas sob as quais a crosta terrestre, por assim dizer, flutua sobre um lixo pesado como blocos de gelo na água: um bloco de gelo mais espesso afunda mais na água, mas também se projeta acima dela; um bloco de gelo menos espesso afunda menos, mas também se projeta menos.
Este comportamento dos blocos de gelo corresponde à conhecida lei de Arquimedes, que determina o equilíbrio dos corpos flutuantes. A crosta terrestre também obedece à mesma lei: onde é mais espessa, penetra mais profundamente no substrato em forma de "raízes", mas também se projeta mais alto na superfície; onde a crosta é mais fina, o substrato pesado se aproxima da superfície e a superfície da crosta é relativamente rebaixada e forma uma planície ou um fundo do mar. Assim, o estado da crosta corresponde ao equilíbrio dos corpos flutuantes, razão pela qual esse estado é chamado de isostasia.
Deve-se notar que a conclusão sobre o equilíbrio da crosta terrestre em relação à sua gravidade e substrato é válida se levarmos em conta a espessura média da crosta e a altura média de sua superfície para grandes áreas - várias centenas de quilômetros de diâmetro . Se, no entanto, investigarmos o comportamento de seções muito menores da crosta terrestre, encontraremos desvios do equilíbrio, discrepâncias entre a espessura da crosta e a altura de sua superfície, que se expressam na forma das anomalias de gravidade correspondentes . Imagine um grande bloco de gelo. Seu equilíbrio, como um corpo flutuando na água, dependerá de sua espessura média. Mas em lugares diferentes, um bloco de gelo pode ter espessuras muito diferentes, pode ser corroído pela água e sua superfície inferior pode ter muitos pequenos bolsões e protuberâncias. Dentro de cada bolsão ou de cada protuberância, a posição do gelo em relação à água pode ser muito diferente do equilíbrio: se retirarmos o pedaço de gelo correspondente do bloco de gelo, ele afundará mais profundamente do que o bloco de gelo ao redor ou flutuar acima dele. Mas, em geral, o bloco de gelo está em equilíbrio, e esse equilíbrio depende da espessura média do bloco de gelo.
Sob a crosta terrestre, entramos na próxima e muito poderosa concha da Terra, chamada manto da terra. Estende-se para o interior por 2900 km. Nesta profundidade, há a próxima seção afiada na substância da Terra, separando o manto do núcleo da Terra. No interior do manto, à medida que se aprofunda, a velocidade de propagação das ondas sísmicas aumenta e no fundo do manto atinge 13,6 km/s para ondas longitudinais. Mas o aumento dessa velocidade é desigual: é muito mais rápido na parte superior, até uma profundidade de cerca de 1000 km, e extremamente lento e gradual em profundidades maiores. A este respeito, o manto pode ser dividido em duas partes - o manto superior e inferior. Agora, mais e mais dados estão se acumulando, indicando que tal divisão do manto em superior e inferior é de grande importância fundamental, já que o desenvolvimento da crosta terrestre, aparentemente, está diretamente relacionado aos processos que ocorrem no manto superior. A natureza desses processos será discutida mais adiante. O manto inferior aparentemente tem pouco efeito direto sobre a crosta terrestre.
O material que compõe o manto é sólido. Isso confirma a natureza da passagem das ondas sísmicas através do manto. Em relação à composição química do manto, há divergências de opinião. Algumas pessoas pensam que o manto superior é feito de uma rocha chamada peridotito. Esta rocha contém muito pouca sílica; seu principal constituinte é o mineral olivina, um silicato rico em ferro e magnésio. Outros sugerem que o manto superior é muito mais rico em sílica e de composição semelhante ao basalto, mas que os minerais que compõem esse basalto profundo são mais densos que os do basalto superficial. Por exemplo, no basalto profundo, as granadas desempenham um papel significativo - minerais com um "empacotamento" muito denso de átomos na rede cristalina. Esse basalto profundo, obtido como se estivesse pressionando basalto superficial comum, é chamado de eclogita.
Há argumentos a favor de ambos os pontos de vista. Em particular, o segundo ponto de vista é confirmado pelo grande número de basaltos que são muito uniformes em sua composição química e estão em erupção agora durante as erupções vulcânicas. Sua fonte só pode estar no manto superior.
Se esse ponto de vista estiver correto, devemos considerar que na seção de Moho não há uma mudança na composição química da matéria, mas uma transição da mesma substância na composição química para um novo, mais denso, “profundo”. ” estado, para outro, como se costuma dizer, “fase”. Tais transições são chamadas de "transições de fase". Esta transição depende da mudança de pressão com a profundidade. Quando uma certa pressão é atingida, o basalto comum se transforma em eclogita e os feldspatos menos densos são substituídos por granadas mais densas. Essas transições também são afetadas pela temperatura: aumentá-la na mesma pressão dificulta a passagem do basalto para o eclolito. Portanto, o limite inferior da crosta terrestre torna-se móvel, dependendo das mudanças de temperatura. Se a temperatura aumenta, parte do eclogito volta para o basalto comum, o limite da crosta cai, a crosta se torna mais espessa; enquanto o volume da substância aumenta em 15%. Se a temperatura diminui, então, na mesma pressão, parte do basalto nas camadas inferiores da crosta passa para eclogito, o limite da crosta aumenta, a crosta se torna mais fina e o volume do material que passou para um novo fase diminui em 15%. Esses processos podem explicar as flutuações da crosta terrestre para cima e para baixo: como resultado de seu espessamento, a crosta subirá, subirá, enquanto reduz a espessura, afundará, afundará.
No entanto, a questão da composição química e do estado físico do manto superior será finalmente resolvida, aparentemente, apenas como resultado da perfuração superprofunda, quando os furos, tendo passado por toda a crosta, atingirem a substância do manto superior.
Uma característica importante da estrutura do manto superior é o "cinturão de amolecimento", localizado a uma profundidade entre 100 e 200 km. Neste cinto, que também é chamado astenosfera, a velocidade de propagação das vibrações elásticas é ligeiramente menor do que acima e abaixo dela, e isso indica um estado um pouco menos sólido da substância. No futuro, veremos que o "cinturão de amolecimento" desempenha um papel muito importante na vida da Terra.
No manto inferior, a matéria torna-se muito mais pesada. Sua densidade aumenta, aparentemente, para 5,6. Supõe-se que seja constituído por silicatos, muito ricos em ferro e magnésio e pobres em sílica. É possível que o sulfeto de ferro esteja disseminado no manto inferior.
A uma profundidade de 2900 km, conforme indicado, o manto termina e começa núcleo da terra. A característica mais importante do núcleo é que ele transmite vibrações sísmicas longitudinais, mas acaba sendo intransitável para vibrações transversais. Como as vibrações elásticas transversais passam pelos sólidos, mas desaparecem rapidamente nos líquidos, enquanto as vibrações longitudinais passam pelos sólidos e líquidos, deve-se concluir que o núcleo da Terra está em estado líquido. Claro, não é nem de longe tão líquido quanto a água; é uma substância muito espessa, próxima do estado sólido, mas ainda muito mais fluida que a substância do manto.
Dentro do núcleo é alocado mais núcleo interno, ou nucléolo. Seu limite superior está localizado a uma profundidade de 5.000 km, ou seja, a uma distância de 1.370 km do centro da Terra. Aqui, observa-se uma seção não muito acentuada, na qual a velocidade das oscilações sísmicas cai novamente rapidamente e, em seguida, em direção ao centro da Terra, começa a aumentar novamente. Há uma suposição de que o núcleo interno é sólido e que apenas o núcleo externo está em estado líquido. No entanto, como este impede a passagem de vibrações transversais, a questão do estado do núcleo interno ainda não pode ser definitivamente resolvida.
Tem havido muita controvérsia sobre a composição química do núcleo. Eles ainda estão acontecendo. Muitos ainda aderem ao antigo ponto de vista, acreditando que o núcleo da Terra consiste em ferro com uma pequena mistura de níquel. O protótipo desta composição são meteoritos de ferro. Os meteoritos são geralmente considerados como fragmentos de planetas pré-existentes e em decomposição, ou como pequenos corpos cósmicos “não usados”, dos quais os planetas foram “coletados” há vários bilhões de anos. Em ambos os casos, os meteoritos devem parecer representar a composição química de uma ou outra concha do planeta. Os meteoritos pedregosos provavelmente correspondem à composição química do manto, pelo menos a inferior. Os meteoritos de ferro mais pesados correspondem, como muitas pessoas pensam, às entranhas mais profundas - o núcleo do planeta.
No entanto, outros pesquisadores encontram argumentos contra o conceito da composição de ferro do núcleo e acreditam que o núcleo deve ser constituído de silicatos, em geral os mesmos que compõem o manto, mas que esses silicatos estão em estado "metálico" como resultado da enorme pressão no núcleo no limite superior do núcleo. é igual a 1,3 milhões de atmosferas, e no centro da Terra 3 milhões de atm.). Isso significa que, sob a influência da pressão, os átomos de silicato foram parcialmente destruídos e os elétrons individuais se separaram deles, que foram capazes de se mover independentemente. Este, como nos metais, é responsável por certas propriedades metálicas do núcleo: alta densidade; atingindo no centro da Terra 12,6 condutividade elétrica, condutividade térmica.
Finalmente, há um ponto de vista intermediário, que agora começa a prevalecer, a saber, que o núcleo interno é de ferro e o externo é composto de silicatos em estado metálico.
De acordo com a teoria moderna, o campo magnético da Terra está associado ao núcleo externo. Elétrons carregados se movem no núcleo externo a uma profundidade entre 2.900 e 5.000 km, descrevendo círculos ou loops, e é seu movimento que leva à criação de um campo magnético. É bem sabido que os foguetes soviéticos lançados à Lua não detectaram um campo magnético em nosso satélite natural. Isso é consistente com a suposição de que a Lua não tem um núcleo semelhante ao da Terra.
Considere agora a estrutura do interior da Terra sob os oceanos.
Embora recentemente, desde o Ano Geofísico Internacional, o fundo do oceano e as profundezas da Terra sob os oceanos tenham sido estudados de forma extremamente intensiva (as numerosas viagens do navio de pesquisa soviético Vityaz são bem conhecidas), ainda conhecemos a estrutura geológica do oceano territórios muito piores do que a estrutura dos continentes. Foi estabelecido, no entanto, que no fundo dos oceanos não existem escudos, plataformas ou zonas dobradas semelhantes às conhecidas nos continentes. De acordo com o relevo do fundo dos oceanos, planícies (ou bacias), dorsais oceânicas e valas de águas profundas podem ser distinguidas como os maiores elementos.
As planícies ocupam amplos espaços no fundo de todos os oceanos. Eles estão localizados quase sempre na mesma profundidade (5-5,5 km).
As dorsais oceânicas são ondulações largas e esburacadas. A cordilheira submarina atlântica é especialmente característica. Estende-se de norte a sul, exatamente ao longo da linha média do oceano, curvando-se paralelamente às margens dos continentes marginais. A sua crista situa-se normalmente a cerca de 2 km de profundidade, mas os picos individuais elevam-se acima do nível do mar sob a forma de ilhas vulcânicas (Açores, São Paulo, Ascensão, Tristão da Cunha). Bem na continuação da cordilheira submarina está a Islândia com seus vulcões.
A cordilheira submarina no Oceano Índico também se estende na direção meridional ao longo da linha média do oceano. Nas Ilhas de Chagos, esta gama bifurca-se. Um de seus ramos segue direto para o norte, onde se conhecem enormes fluxos congelados de basaltos vulcânicos (Dekkan Plateau) em sua continuação na região de Bombaim. O outro ramo segue para noroeste e se perde antes de entrar no Mar Vermelho.
As cordilheiras submarinas do Atlântico e da Índia estão interconectadas. Por sua vez, o Indian Ridge se conecta com o East Pacific Submarine Ridge. Este último se estende em direção latitudinal para o sul da Nova Zelândia, mas no meridiano de 120° de longitude oeste ele vira bruscamente para o norte. Aproxima-se da costa do México e aqui se perde em águas rasas antes de entrar no Golfo da Califórnia.
Uma série de cordilheiras submarinas mais curtas ocupa a parte central do Oceano Pacífico. Quase todos eles são alongados de sudeste para noroeste. No topo de uma dessas cordilheiras submarinas estão as ilhas havaianas, no topo de outras - numerosos arquipélagos de ilhas menores.
Um exemplo de uma cordilheira oceânica submarina também é a crista Lomonosov descoberta por cientistas soviéticos no Oceano Ártico.
Quase todas as principais cordilheiras submarinas estão interconectadas e formam, por assim dizer, um único sistema. Ainda não está claro a relação do Lomonosov Ridge com outros cumes.
As ravinas oceânicas de profundidade são trincheiras estreitas (100-300 km) e longas (vários milhares de quilômetros) no fundo do oceano, dentro das quais se observam as profundidades máximas. Foi em um desses buracos, o Mariana, que o navio expedicionário soviético Vityaz encontrou a maior profundidade do Oceano Mundial, chegando a 11.034 m. Os buracos de águas profundas estão localizados ao longo da periferia dos oceanos. Na maioria das vezes eles fazem fronteira com arcos de ilhas. Estes últimos em vários lugares são um traço característico da estrutura das zonas de transição entre os continentes e o oceano. Arcos de ilhas são especialmente desenvolvidos ao longo da periferia ocidental do Oceano Pacífico - entre o oceano, por um lado, e a Ásia e a Austrália, por outro. De norte a sul, os arcos das ilhas Aleutas, Curilas, Japonesas, Bonino-Marianas, Filipinas, Tonga, Kermadec e Nova Zelândia descem como guirlandas. Quase todos esses arcos são delimitados por sulcos profundos no lado externo (convexo). A mesma rotina faz fronteira com o arco insular das Antilhas na América Central. Outra rotina faz fronteira com o arco da ilha da Indonésia do lado do Oceano Índico. Alguns buracos, localizados na periferia do oceano, não estão ligados a arcos de ilhas. Tal é, por exemplo, a ravina de Atakama, na costa da América do Sul. A posição periférica dos sulcos do fundo do mar não é, obviamente, acidental.
Falando sobre a estrutura geológica do fundo do oceano, deve-se notar em primeiro lugar que, em mar aberto, a espessura dos sedimentos soltos acumulados no fundo é pequena - não mais que um quilômetro e, muitas vezes, menos. Esses sedimentos consistem em lodos calcários muito finos, formados principalmente por conchas microscopicamente pequenas de organismos unicelulares - globigerina, bem como pelas chamadas argilas vermelhas do fundo do mar, contendo os menores grãos de óxidos de ferro e manganês. Recentemente, em muitos locais a grandes distâncias da costa, foram descobertas bandas inteiras de sedimentos de origem detrítica - areias. Eles são claramente trazidos para essas regiões dos oceanos a partir das regiões costeiras e por sua existência indicam a presença de fortes correntes profundas nos oceanos.
Outra característica é o enorme e generalizado desenvolvimento de vestígios de atividade vulcânica. No fundo de todos os oceanos, conhece-se um grande número de enormes montanhas em forma de cone; estes são vulcões antigos extintos. Muitos no fundo dos oceanos e vulcões ativos. Desses vulcões, apenas basaltos entraram em erupção e estão em erupção, e ao mesmo tempo são muito uniformes em composição, iguais em todos os lugares. Ao longo da periferia dos oceanos, em arcos de ilhas, também são conhecidas outras lavas contendo mais sílica - andesitos, mas nas partes médias dos oceanos as erupções vulcânicas são apenas basálticas. E, em geral, nas partes médias dos oceanos, quase nenhuma outra rocha sólida é conhecida, exceto basaltos. A draga oceanográfica sempre levantou apenas fragmentos de basalto do fundo, exceto algumas rochas sedimentares. De referir também as enormes fissuras latitudinais profundas, com vários milhares de quilómetros de comprimento, que cortam o fundo da parte nordeste do Oceano Pacífico. Ao longo dessas rachaduras, saliências afiadas no fundo do oceano podem ser rastreadas.
A estrutura profunda da crosta terrestre no oceano é muito mais simples do que sob os continentes. Não há camada de granito nos oceanos e sedimentos soltos estão diretamente na camada de basalto, cuja espessura é muito menor do que nos continentes: geralmente são apenas 5 km. Assim, a parte sólida da crosta terrestre nos oceanos é composta por um quilômetro de sedimentos soltos e cinco quilômetros de camada de basalto. Que essa camada seja de fato composta de basalto é muito mais provável para os oceanos do que para os continentes, dada a ampla distribuição de basaltos no fundo do oceano e nas ilhas oceânicas. Se adicionarmos cinco quilômetros da espessura média da camada de água do oceano a isso, a profundidade do limite inferior da crosta terrestre (a seção de Moho) sob os oceanos será de apenas 11 km - muito menos do que sob os continentes. Assim, a crosta oceânica é mais fina que a continental. Por isso, os engenheiros americanos começaram a perfurar toda a crosta terrestre precisamente no oceano, a partir de uma sonda flutuante, na esperança de alcançar as camadas superiores do manto ali com mais facilidade e descobrir sua composição.
Há evidências que sugerem que a crosta oceânica está ficando mais espessa sob as cordilheiras submarinas. Lá sua espessura é de 20 a 25 km e permanece basáltica. É interessante que a crosta tenha uma estrutura oceânica não só sob o mar aberto, mas também sob alguns mares profundos: a crosta basáltica e a ausência de uma camada de granito foram estabelecidas sob a parte profunda do Mar Negro, sob o Cáspio Sul, sob as depressões mais profundas do Mar do Caribe, sob o Mar do Japão e em outros lugares. Mares de profundidade intermediária também têm uma estrutura intermediária da crosta: sob eles é mais fina que uma continental típica, mas mais espessa que uma oceânica, possui camadas de granito e basalto, mas a camada de granito é muito mais fina que no continente . Essa crosta intermediária é observada em áreas rasas do Mar do Caribe, no Mar de Okhotsk e em outros lugares.
A estrutura do manto e do núcleo sob os oceanos é geralmente semelhante à sua estrutura sob os continentes. A diferença é observada no manto superior: o "cinturão de amolecimento" (astenosfera) sob os oceanos é mais espesso do que sob os continentes; sob os oceanos, este cinturão começa já a uma profundidade de 50 km e continua até uma profundidade de 400 km, enquanto nos continentes se concentra entre 100 e 200 km de profundidade. Assim, as diferenças de estrutura entre continentes e oceanos se estendem não apenas a toda a espessura da crosta terrestre, mas também ao manto superior até uma profundidade de pelo menos 400 km. Mais profundo - nas camadas inferiores do manto superior, no manto inferior, no núcleo externo e interno - ainda não foram encontradas alterações na estrutura na direção horizontal, não foram encontradas diferenças entre os setores continental e oceânico da Terra.
Para concluir, digamos algumas palavras sobre algumas propriedades gerais do globo.
O globo irradia calor. Um fluxo constante de calor flui do interior da Terra para a superfície. A este respeito, existe o chamado gradiente de temperatura - um aumento da temperatura com a profundidade. Em média, assume-se que este gradiente é de 30° por 1 km, ou seja, com uma profundidade de 1 km, a temperatura aumenta em 30° Celsius. Este gradiente, no entanto, varia muito de lugar para lugar. Além disso, é correto apenas para as partes mais superficiais da crosta terrestre. Se permanecesse a mesma até o centro da Terra, então nas regiões mais internas da Terra a temperatura seria tão alta que nosso planeta simplesmente explodiria. Agora não há dúvida de que com a profundidade a temperatura sobe cada vez mais lentamente. No manto inferior e no núcleo, eleva-se muito fracamente e aparentemente não ultrapassa os 4000° no centro da Terra.
Com base no gradiente de temperatura próximo à superfície, bem como na condutividade térmica das rochas, é possível calcular quanto calor flui da profundidade para o exterior. Acontece que a cada segundo a Terra perde 6 ∙ 10 12 calorias de toda a sua superfície. Recentemente, muitas medições do tamanho do fluxo de calor da Terra foram feitas em diferentes lugares - nos continentes e no fundo dos oceanos. Descobriu-se que o fluxo de calor médio é de 1,2 ∙ 10 -6 cal/cm 2 por segundo. Em alguns dos casos mais comuns, flutua entre 0,5 e 3 ∙ 10 -6 cal/cm 2 por segundo, e não há diferenças na liberação de calor nos continentes e no oceano. No entanto, contra esse pano de fundo uniforme, foram encontradas zonas anômalas - com uma transferência de calor muito alta, 10 vezes maior que o fluxo de calor normal. Essas zonas são dorsais oceânicas submarinas. Especialmente muitas medições foram feitas no East Pacific Ridge.
Essas observações levantam uma questão interessante para os geofísicos. Agora está bem claro que a fonte de calor dentro da Terra são elementos radioativos. Estão presentes em todas as rochas, em todo o material do globo e, quando se decompõem, liberam calor. Se levarmos em conta o conteúdo médio de elementos radioativos nas rochas, suponha que seu conteúdo no manto seja igual ao conteúdo em meteoritos pedregosos, e o conteúdo no núcleo seja considerado igual ao conteúdo em meteoritos de ferro, então acontece que a quantidade total de elementos radioativos é mais do que suficiente para formar o fluxo de calor observado. Mas sabe-se que os granitos contêm, em média, 3 vezes mais elementos radioativos do que os basaltos e, consequentemente, devem gerar mais calor. Como há uma camada granítica na crosta terrestre sob os continentes e ausente sob os oceanos, pode-se supor que o fluxo de calor nos continentes seja maior do que no fundo do oceano. Na verdade, não é assim, em geral o fluxo é o mesmo em todos os lugares, mas existem zonas com um fluxo de calor anormalmente alto no fundo dos oceanos. A seguir, tentaremos explicar essa anomalia.
A forma da Terra, como você sabe, é uma bola, ligeiramente achatada nos pólos. Devido ao achatamento, o raio do centro da Terra ao pólo é 1/300 fração menor do que o raio dirigido do centro ao equador. Essa diferença é de aproximadamente 21 km. Em um globo com um diâmetro de 1 m, terá pouco mais de um milímetro e meio e é quase invisível. Calculou-se que uma bola líquida, do tamanho da Terra, girando na mesma velocidade teria que tomar essa forma. Isso significa que devido à propriedade de fluência, como discutimos acima, o material da Terra, submetido a uma ação muito longa da força centrífuga, foi deformado e tomou uma forma de equilíbrio tal que (claro, muito mais rápido) um líquido tomaram.
A inconsistência das propriedades da matéria da Terra é interessante. As vibrações elásticas causadas pelos terremotos se propagam nele como em um corpo muito sólido, e diante de uma força centrífuga de ação prolongada, a mesma substância se comporta como um líquido muito móvel. Tal inconsistência é comum a muitos corpos: eles se tornam sólidos quando uma força de curto prazo age sobre eles, um choque semelhante a um choque sísmico, e tornam-se plásticos quando a força age sobre eles lentamente, gradualmente. Esta propriedade já foi mencionada na descrição do esmagamento de camadas de rochas duras em dobras. No entanto, surgiram recentemente dados que nos permitem pensar que a substância da Terra se adapta à ação da força centrífuga com algum atraso. O fato é que a Terra está gradualmente diminuindo sua rotação. A razão para isso são as marés causadas pela atração da lua. Há sempre duas protuberâncias na superfície do Oceano Mundial, uma das quais está voltada para a Lua e a outra está na direção oposta. Essas protuberâncias se movem pela superfície devido à rotação da Terra. Mas devido à inércia e viscosidade da água, a crista da protuberância voltada para a Lua está sempre um pouco atrasada, sempre ligeiramente deslocada na direção da rotação da Terra. Portanto, a Lua atrai uma onda não ao longo de uma perpendicular à superfície da Terra, mas ao longo de uma linha um tanto inclinada. É essa inclinação que leva ao fato de que a atração da Lua o tempo todo diminui um pouco a rotação da Terra. A frenagem é muito pouco. Graças a isso, o dia aumenta em dois milésimos de segundo a cada 100 anos. Se essa taxa de desaceleração permaneceu inalterada durante o tempo geológico, no período jurássico o dia era mais curto em uma hora e há dois bilhões de anos - no final da era arqueana - a Terra girava duas vezes mais rápido.
Junto com a desaceleração da rotação, a força centrífuga também deve diminuir; consequentemente, a forma da Terra deve mudar - seu achatamento diminui gradualmente. No entanto, os cálculos mostram que a forma da Terra observada agora não corresponde à velocidade atual de sua rotação, mas à que era há aproximadamente 10 milhões de anos. A substância da Terra, embora fluida sob condições de pressão prolongada, possui uma viscosidade significativa, alto atrito interno e, portanto, submete-se a novas condições mecânicas com um atraso perceptível.
Em conclusão, apontamos algumas consequências interessantes dos terremotos. As oscilações causadas por terremotos comuns têm períodos diferentes. Alguns terremotos têm um período curto - cerca de um segundo. O registro de tais oscilações é de extrema importância para o estudo de terremotos ocorridos próximos à estação sísmica, ou seja, terremotos locais. Com a distância da fonte do terremoto, tais oscilações decaem rapidamente. Pelo contrário, as oscilações de longo período (18-20 seg.) propagam-se longe; durante um terremoto de grande força, eles podem atravessar o globo ou contorná-lo na superfície. Tais oscilações são registradas em muitas estações sísmicas e são convenientes para estudar terremotos distantes. É com a ajuda de oscilações de longo período que a estação sísmica "Moskva" pode registrar terremotos que ocorrem na América do Sul ou nas Filipinas.
Nos últimos anos, foram encontradas vibrações causadas por terremotos com um período muito longo de cerca de uma hora. Ondas sísmicas superlongas foram, por exemplo, formadas pelo terremoto mais forte no Chile em 1960. Essas ondas, antes de morrer, dão a volta ao mundo sete a oito vezes, ou até mais.
Os cálculos mostram que as ondas ultralongas são causadas por oscilações de todo o globo. A energia de alguns terremotos é tão grande que parecem sacudir o globo inteiro, fazendo-o pulsar como um todo. É verdade que a amplitude de tais oscilações é insignificante: longe da fonte do terremoto, ela só pode ser percebida por instrumentos sensíveis e desaparece completamente em poucos dias. No entanto, o fenômeno de "tremer" de toda a Terra como um todo não pode deixar de causar uma impressão. As flutuações gerais de toda a Terra provaram ser úteis na determinação de algumas das propriedades físicas do globo.
Nossa casa
O planeta em que vivemos é usado por nós em absolutamente todas as esferas de nossa vida: nele construímos nossas cidades e moradias; comemos os frutos das plantas que crescem nele; usar para nossos próprios fins os recursos naturais extraídos de suas entranhas. A terra é a fonte de todas as bênçãos disponíveis para nós, nosso lar. Mas poucas pessoas sabem qual é a estrutura da Terra, quais são suas características e por que ela é interessante. Para pessoas que estão especificamente interessadas nesta questão, este artigo foi escrito. Alguém, depois de lê-lo, refrescará o conhecimento que já tem em sua memória. E alguém, talvez, descobrirá algo que ele não fazia ideia. Mas antes de falar sobre o que caracteriza a estrutura interna da Terra, vale falar um pouco sobre o próprio planeta.
Brevemente sobre o planeta Terra
A Terra é o terceiro planeta a partir do Sol (Vênus está na frente dele, Marte está atrás dele). A distância do Sol é de cerca de 150 milhões de km. Pertence a um grupo de planetas chamado "grupo da terra" (também inclui Mercúrio, Vênus e Marte). Sua massa é 5,98 * 10 27 e o volume é 1,083 * 10 27 cm³. A velocidade orbital é de 29,77 km/s. A Terra faz uma revolução completa em torno do Sol em 365,26 dias, e uma revolução completa em torno de seu próprio eixo - em 23 horas e 56 minutos. Com base em dados científicos, os cientistas concluíram que a idade da Terra é de aproximadamente 4,5 bilhões de anos. O planeta tem a forma de uma bola, mas seus contornos às vezes mudam devido a processos dinâmicos internos inevitáveis. A composição química é semelhante à do resto dos planetas terrestres - é dominada por oxigênio, ferro, silício, níquel e magnésio.
Estrutura da Terra
A terra consiste em vários componentes - este é o núcleo, o manto e a crosta terrestre. Um pouco sobre tudo.
crosta terrestre
Esta é a camada superior da terra. É ele quem é usado ativamente por uma pessoa. E esta camada é a melhor estudada. Contém depósitos de rochas e minerais. É composto por três camadas. A primeira é sedimentar. É representado por rochas mais moles formadas como resultado da destruição de rochas sólidas, depósitos de restos vegetais e animais e sedimentação de várias substâncias no fundo dos oceanos do mundo. A próxima camada é o granito. É formado a partir de magma solidificado (substância fundida das profundezas da Terra que preenche fendas na crosta) sob condições de pressão e altas temperaturas. Além disso, esta camada contém vários minerais: alumínio, cálcio, sódio, potássio. Como regra, essa camada está ausente sob os oceanos. Após a camada de granito vem a camada de basalto, constituída principalmente por basalto (uma rocha de origem profunda). Esta camada contém mais cálcio, magnésio e ferro. Essas três camadas contêm todos os minerais que uma pessoa usa. A espessura da crosta terrestre varia de 5 km (sob os oceanos) a 75 km (sob os continentes). A crosta terrestre representa cerca de 1% do seu volume total.
Manto
Está localizado sob o córtex e circunda o núcleo. Representa 83% do volume total do planeta. O manto é dividido em partes superior (a uma profundidade de 800-900 km) e inferior (a uma profundidade de 2900 km). A partir da parte superior, é formado o magma, que mencionamos acima. O manto consiste em rochas de silicato densas, que contêm oxigênio, magnésio e silício. Também com base em dados sismológicos, os cientistas chegaram à conclusão de que na base do manto existe uma camada alternadamente interrompida composta por continentes gigantes. E eles, por sua vez, poderiam ter se formado como resultado da mistura das rochas do próprio manto com a substância do núcleo. Mas outra possibilidade é que essas áreas possam representar o fundo dos oceanos antigos. As notas são detalhes. Além disso, a estrutura geológica da Terra continua com o núcleo.
Testemunho
A formação do núcleo é explicada pelo fato de que no início do período histórico da Terra, substâncias de maior densidade (ferro e níquel) se estabeleceram no centro e formaram o núcleo. É a parte mais densa, representando a estrutura da Terra. É dividido em um núcleo externo fundido (aproximadamente 2.200 km de espessura) e um núcleo interno sólido (aproximadamente 2.500 km de diâmetro). Compõe 16% do volume total da Terra e 32% de sua massa total. Seu raio é de 3500 km. O que acontece dentro do núcleo é dificilmente imaginável - aqui a temperatura é superior a 3000 ° C e uma pressão colossal.
Convecção
O calor acumulado durante a formação da Terra ainda está sendo liberado de suas profundezas à medida que o núcleo esfria e os elementos radioativos decaem. Não vem à tona apenas pelo fato de existir um manto, cujas rochas possuem excelente isolamento térmico. Mas esse calor põe em movimento a própria substância do manto - primeiro, rochas quentes sobem do núcleo e depois, sendo resfriadas por ele, retornam novamente. Este processo é chamado de convecção. Isso resulta em erupções vulcânicas e terremotos.
Um campo magnético
O ferro fundido no núcleo externo tem uma circulação que cria correntes elétricas que geram o campo magnético da Terra. Ele se espalha pelo espaço e cria uma concha magnética ao redor da Terra, que reflete os fluxos do vento solar (partículas carregadas ejetadas pelo Sol) e protege os seres vivos da radiação mortal.
De onde são os dados
Todas as informações são obtidas usando vários métodos geofísicos. Na superfície da Terra, sismólogos (cientistas que estudam as vibrações da Terra) montam estações sismológicas, onde são registradas quaisquer vibrações da crosta terrestre. Ao observar a atividade das ondas sísmicas em diferentes partes da Terra, os computadores mais poderosos reproduzem uma imagem do que está acontecendo nas profundezas do planeta da mesma forma que os raios X “brilham” o corpo humano.
Finalmente
Nós só falamos um pouco sobre qual é a estrutura da Terra. Na verdade, esta questão pode ser estudada por muito tempo, porque. é cheio de nuances e recursos. Para isso, existem sismólogos. O resto é suficiente para ter informações gerais sobre sua estrutura. Mas em nenhum caso devemos esquecer que o planeta Terra é a nossa casa, sem o qual não existiríamos. E deve ser tratado com amor, respeito e cuidado.
