Trabalho nº 1, ano letivo de 2016-2017

Estruturas da crosta terrestre de continentes e oceanos

A camada externa da Terra é chamada a crosta terrestre. O limite inferior da crosta terrestre foi estabelecido objetivamente com a ajuda de estudos sismográficos no início do século XX. geofísico croata A. Mohorovičić com base em um aumento abrupto na velocidade das ondas a uma certa profundidade. Isso indicou um aumento na densidade das rochas e uma mudança em sua composição. O limite é chamado de superfície Mohorovicic (Moho). Abaixo desse limite, ocorrem rochas ultramáficas densas do manto superior, empobrecidas em sílica e enriquecidas em magnésio (peridotitos, dunites, etc.), de fato ocorrem. A profundidade da superfície de Moho determina a espessura da crosta terrestre, que é mais espessa sob o continente do que sob os oceanos.

No estudo da crosta terrestre, descobriu-se também que sua estrutura não é a mesma sob os continentes, incluindo suas margens submarinas, por depressões oceânicas.

crosta continental (continente) consiste em uma fina camada sedimentar descontínua; a segunda camada granito-metamórfica (granitos, gnaisses, xistos cristalinos, etc.) camada de basalto, que provavelmente consiste em rochas metamórficas densas (granulitos, eclogitos) e ígneas (gabro). Poder maximo crosta continental 70-75 km sob altas montanhas - Himalaia, Andes, etc.

crosta oceânica mais fino, e não possui camada granítico-metamórfica. Sobrepõe-se uma fina camada de sedimentos não consolidados. Abaixo da segunda camada há uma camada de basalto, na parte superior da qual as lavas em almofada de basalto se alternam com finas camadas de rochas sedimentares, na parte inferior há um complexo de diques basálticos paralelos. A terceira camada consiste em rochas cristalinas ígneas de composição predominantemente básica (gabro, etc.). A espessura da crosta oceânica é de 6 a 10 km.

Nas zonas de transição dos continentes para o fundo oceânico - cinturões móveis modernos - existem tipos subcontinentais e suboceânicos de transição da crosta terrestre de espessura média.

A maior parte da crosta terrestre é composta de rochas ígneas e metamórficas, embora seus afloramentos na superfície diurna sejam pequenos. Das rochas ígneas, as mais comuns são rochas intrusivas - granitos e efusivas - basaltos, de rochas metamórficas - gnaisses, xistos, quartzitos, etc.

Na superfície da Terra devido a muitos fatores externos vários sedimentos se acumulam, que então por vários milhões de anos como resultado diagênese(compactação e alterações físico-bioquímicas) são transformadas em rochas sedimentares: argila, clástica, química, etc.

Processos internos de formação de relevo

Montanhas, planícies e planaltos diferem em altura, na natureza da ocorrência das rochas, no tempo e no método de formação. Ambas as forças internas e externas da Terra participaram de sua criação. Todos os fatores formadores de relevo modernos são divididos em dois grupos: internos ( endógeno) e externo ( exógeno).

A base energética dos processos internos de formação de relevo é a energia proveniente das profundezas da terra - rotacional, decaimento radioativo e a energia dos acumuladores geoquímicos. Energia Rotacional associada à liberação de energia quando a rotação da Terra em torno de seu eixo diminui devido à influência do atrito (frações de segundos por milênio). Energia de acumuladores geoquímicos- esta é a energia do Sol acumulada ao longo de muitos milênios nas rochas, que é liberada quando as rochas são imersas nas camadas internas.

Exógenas (forças externas) são chamadas assim porque a principal fonte de sua energia está fora da Terra - esta é a energia vinda diretamente do Sol. Para a manifestação da ação de forças exógenas, devem estar envolvidas irregularidades superfície da Terra, criando uma diferença de potencial e a possibilidade de mover partículas sob a ação da gravidade.

Forças internas tendem a criar irregularidades e forças externas tendem a nivelar essas irregularidades.

Forças internas criam estrutura(base) do relevo, e forças externas atuam como um escultor, processando forças internas solavancos. Portanto, as forças endógenas às vezes são chamadas de primárias e externas - secundárias. Mas isso não significa que as forças externas sejam mais fracas que as internas. Ao longo da história geológica, os resultados da manifestação dessas forças são comparáveis.

Podemos observar os processos que ocorrem no interior da Terra em movimentos tectônicos, terremotos e vulcanismo. Os movimentos tectônicos são chamados de todo o conjunto de movimentos horizontais e movimentos verticais litosfera. Eles são acompanhados pelo aparecimento de falhas e dobras da crosta terrestre.

Por muito tempo a ciência dominou conceito "plataforma-geossinclinal" desenvolvimento do relevo terrestre. Sua essência está na alocação de partes calmas e móveis da crosta terrestre, plataformas e geossinclinais. Supõe-se que a evolução da estrutura da crosta terrestre procede de geossinclinais para plataformas. Existem dois estágios principais no desenvolvimento de geossinclinais.

A primeira (principal em duração) fase de subsidência com regime marinho, acumulação de um estrato espesso (até 15-20 km) de rochas sedimentares e vulcânicas, derramamento de lava, metamorfismo e, posteriormente, com dobras. A segunda fase (de duração mais curta) é a dobra e a ruptura durante a elevação geral (construção da montanha), resultando na formação de montanhas. As montanhas posteriormente desmoronam sob a influência de forças exógenas.

Nas últimas décadas, a maioria dos cientistas aderiu a uma hipótese diferente - hipóteses placas litosféricas . Placas litosféricas- São vastas áreas da crosta terrestre que se movem ao longo da astenosfera a uma velocidade de 2-5 cm/ano. É feita uma distinção entre placas continentais e oceânicas; quando elas interagem, a borda mais fina da placa oceânica afunda sob a borda da placa continental. Como resultado, formam-se montanhas, trincheiras de alto mar, arcos de ilhas (por exemplo, a Fossa das Curilas e as Ilhas Curilas, a Fossa de Atakama e a Cordilheira dos Andes). Quando as placas continentais colidem, as montanhas são formadas (por exemplo, o Himalaia quando as placas indo-australiana e eurasiana colidem). Os movimentos das placas podem ser causados ​​por movimentos convectivos da matéria do manto. Nos lugares onde essa substância sobe, as falhas se formam e as placas começam a se mover. O magma que se intromete ao longo das falhas solidifica e constrói as bordas das placas divergentes - é assim que dorsais meso-oceânicas, estendendo-se ao longo do fundo de todos os oceanos e formando sistema único 60.000 km de extensão. Sua altura chega a 3 km, e quanto maior a largura, maior a velocidade de expansão.
O número de placas litosféricas não é constante - elas são conectadas e divididas em partes durante a formação de rifts, grandes estruturas tectônicas lineares, como desfiladeiros profundos na parte axial das dorsais meso-oceânicas. Acredita-se que no Paleozóico, por exemplo, os modernos continentes do sul eram um continente - gondwana, norte - Laurásia, e ainda antes havia um único supercontinente - Pangeia e um oceano.
Junto com lento movimentos horizontais os verticais também ocorrem na litosfera. Quando as placas colidem ou quando as cargas da superfície mudam, por exemplo, devido ao derretimento de grandes camadas de gelo, ocorre o soerguimento (a Península Escandinava ainda está soerguindo). Essas oscilações são chamadas glacioisostático.

Os movimentos tectônicos da crosta terrestre do período Neógeno-Quaternário são chamados de neotectônico. Esses movimentos foram e estão sendo manifestados com intensidade variável em quase todos os lugares da Terra.

Movimentos tectônicos são acompanhados terremotos(choques e vibrações rápidas da superfície terrestre) e vulcanismo(introdução de magma na crosta terrestre e despejo para a superfície).

Os terremotos são caracterizados a profundidade do foco (local de deslocamento na litosfera, a partir do qual as ondas sísmicas se propagam em todas as direções) e a força do terremoto, estimada pelo grau de destruição por ele causado em pontos da escala Richter (de 1 a 12 ). A maior força de um terremoto é atingida diretamente acima da fonte - no epicentro. Nos vulcões, distinguem-se uma câmara de magma e um canal ou fendas ao longo das quais a lava sobe.

A maioria dos terremotos e vulcões ativos estão confinados às margens das placas litosféricas - as chamadas cintos sísmicos. Um deles circunda o Oceano Pacífico ao longo do perímetro, o outro se estende por Ásia Central do Oceano Atlântico ao Pacífico.

Processos externos de formação de relevo

Excitado pela energia raios solares e gravidade, as forças exógenas, por um lado, destroem as formas criadas pelas forças endógenas, por outro lado, criam novas formas. Nesse processo, existem:

1) destruição de rochas (intemperismo - não cria relevos, mas prepara o material);

2) remoção do material destruído, geralmente é demolição na encosta (desnudação); 3) redeposição (acumulação) do material demolido.

Os agentes de manifestação mais importantes forças externas são ar e água.

Distinguir Intemperismo físico, químico e biogênico.

intemperismo físico ocorre devido à expansão e contração desiguais de partículas de rocha com flutuações de temperatura. É especialmente intenso em épocas de transição e em áreas com clima continental, grandes faixas de temperatura diária - nas terras altas do Saara ou nas montanhas da Sibéria, enquanto muitas vezes formavam rios de pedra inteiros - kurums. Se a água penetra nas rachaduras das rochas e então, solidificando e expandindo, aumenta essas rachaduras, elas falam de intemperismo gelado.

intemperismo químico- esta é a destruição de rochas e minerais sob a ação da água, rochas e solos contidos no ar substâncias ativas(oxigênio, dióxido de carbono, sais, ácidos, álcalis, etc.) como resultado de reações químicas. Por outro lado, o intemperismo químico é favorecido por condições úmidas e quentes típicas de regiões marítimas, trópicos úmidos e subtrópicos.

O intemperismo biogênico é frequentemente reduzido a substâncias químicas e impacto físico nas rochas dos organismos.

Normalmente, vários tipos de intemperismo são observados simultaneamente, e quando se fala em intemperismo físico ou químico, isso não significa que outras forças não estejam envolvidas nisso - apenas o nome é dado pelo fator principal.

A água é "a escultora da face da terra" e um dos mais poderosos agentes de reconstrução do relevo. águas correntes afetam o relevo, destruindo rochas. Fluxos de água temporários e permanentes, rios e córregos por milhões de anos "mordem" na superfície da terra, erodem-na (erosão), movem e redepositam as partículas lavadas. Se não fosse a constante elevação da crosta terrestre, apenas 200 milhões de anos seriam suficientes para a água lavar todas as áreas salientes acima do mar e toda a superfície do nosso planeta representaria um único oceano sem limites. As formas de relevo erosivas mais comuns são formas de erosão linear: vales fluviais, barrancos e vigas.

Para entender os processos de formação de tais formas, é importante perceber o fato de que base de erosão(o local onde a água tende, o nível em que o fluxo perde sua energia - para rios, esta é a foz ou confluência, ou uma área rochosa no canal) muda sua posição ao longo do tempo. Geralmente diminui quando o rio erode as rochas através das quais flui, isso ocorre de forma especialmente intensa com o aumento do teor de água dos rios ou flutuações tectônicas.

Ravinas e ravinas são formadas por riachos temporários que aparecem depois que a neve derrete ou chuvas fortes caem. Eles diferem um do outro porque as ravinas estão em constante crescimento, cortando rochas soltas, sulcos estreitos e íngremes e vigas - com um fundo largo e cavidades que pararam de se desenvolver, são ocupadas por prados ou florestas.

Os rios criam uma grande variedade de formas de relevo. Nos vales dos rios, distinguem-se as seguintes formas: banco raiz(os sedimentos do rio não participam de sua estrutura), Compreendo(parte do vale inundada em enchentes ou inundações), terraços(antigas planícies de inundação que se elevaram acima da linha de água como resultado da diminuição da base de erosão), mulheres velhas(seções do rio separadas do antigo canal por meandros).

Exceto fatores naturais(presença de taludes superficiais, solos facilmente erodidos, chuvas fortes, etc.), a formação de formas erosivas é facilitada pela atividade humana irracional - desmatamento claro e lavoura de encostas.

Além da água um fator importante força exógena é o vento. Geralmente tem menos força que a água, mas trabalhar com material solto pode fazer maravilhas. As formas criadas pelo vento são chamadas eólico. Eles predominam em áreas secas, ou onde as condições secas foram no passado ( formas eólicas relíquias). Isso é dunas(montanhas de areia em forma de meia-lua) e dunas(colinas ovais), virou pedras.

Tarefas

Exercício 1.

Com base nas informações fornecidas na tabela, adivinhe qual sistema de montanha o número de faixas altitudinais será o maior. Justifique sua resposta.

Tarefa 2.

O navio no ponto com coordenadas 30 s. sh. 70c. d. caiu, o operador de rádio transmitiu as coordenadas de sua nave e pediu ajuda. Dois navios Nadezhda (30 S 110 E) e Vera (20 S 50 E) se dirigiram para a área do desastre. Qual navio virá mais rápido em socorro de um navio afundando?

Tarefa 3.

Onde estão: 1) latitudes dos cavalos; 2) latitudes rugindo; 3) latitudes furiosas? Que fenômenos naturais são característicos desses lugares? Explique a origem de seus nomes.

Tarefa 4.

Em diferentes países, eles são chamados de maneira diferente: ushkuyniki, corsários, flibusteiros. Quando foi a idade de ouro deles? Onde estava área principal seu foco? Em que áreas eles caçavam na Rússia? Por que exatamente aqui? Nomeie a pessoa mais famosa do mundo cujo nome está nos mapas. O que é interessante sobre esta característica geográfica?

Tarefa 5.

Antes de ir para 1886 em circunavegação nesta corveta, seu capitão escreveu em seu diário: O trabalho do comandante é nomear seu navio... "Ele conseguiu atingir seu objetivo - a pesquisa oceanográfica, realizada durante uma expedição que durou quase três anos, glorificou tanto a corveta que mais tarde se tornou uma tradição dar seu nome aos navios de pesquisa científica.

Qual era o nome da corveta? Que conquistas da ciência e descobertas geográficas quatro navios ficaram famosos, em diferentes momentos usando este nome orgulhoso? O que você sabe sobre o capitão cujo trecho do diário é dado na tarefa?

Testes

1 . De acordo com a teoria das placas tectônicas litosféricas, a crosta terrestre e o manto superior são divididos em grandes blocos. A Rússia está localizada em uma placa litosférica

1) Africano 2) Indo-australiano 3) Eurasiático 4) Pacífico

2. Especificamos errado demonstração:

1) O sol está no sul ao meio-dia no Hemisfério Norte;

2) os líquenes tornam-se mais densos no lado norte do tronco;
3) o azimute é medido a partir da direção sul no sentido anti-horário;
4) um dispositivo com o qual você pode navegar é chamado de bússola.

3. Determine a altura aproximada da montanha, se souber que no sopé a temperatura do ar era +16ºС e no topo -8ºС:

1) 1,3 km; 2) 4km; 3) 24km; 4) 400m.

4. Qual afirmação sobre placas litosféricas é verdadeira?

1) As dorsais meso-oceânicas estão confinadas à zona de divergência das placas litosféricas oceânicas

2) Os limites das placas litosféricas coincidem exatamente com os contornos dos continentes
3) A estrutura das placas litosféricas continentais e oceânicas é a mesma
4) Quando as placas litosféricas colidem, formam-se vastas planícies

5. Qual é a escala numérica do plano em que a distância de ponto de ônibus ao estádio, que tem 750 m, é mostrado como um segmento de 3 cm de comprimento.

1) 1: 25 2) 1: 250 3) 1: 2500 4) 1: 25 000 5) 1: 250 000

6 . Qual seta no fragmento do mapa-múndi corresponde à direção sudeste?

7. A ciência que estuda os nomes geográficos:

1) geodésia; 2) cartografia; 3) toponímia; 4) topografia.

8. Nomeie os incríveis "arquitetos", como resultado da atividade incansável de vários acidentes geográficos que dominam a Terra. __________________________________________________________________

9. Especifique a afirmação correta.

1) A planície do leste europeu tem uma superfície plana;

2) As montanhas de Altai estão localizadas no continente da Eurásia;

3) O vulcão Klyuchevskaya Sopka está localizado na Península Escandinava;

4) O Monte Kazbek é o pico mais alto do Cáucaso.

10. Qual dos formulários listados relevo é de origem glacial?

1) cumeeira 2) duna 3) planalto 4) duna

11. A que hipótese científica se dedicam as linhas de Vladimir Vysotsky?

“No início houve uma palavra de tristeza e saudade,

O planeta nasceu no auge da criatividade -

Pedaços enormes foram rasgados do sushi para lugar nenhum

E as ilhas se tornaram em algum lugar"

1) a busca pela Atlântida; 2) a morte de Pompéia; 3) deriva continental;

4) a formação do sistema solar.

12. Linhas tropicais e círculos polares são limites...

1) zonas climáticas; 2) áreas naturais; 3) áreas geográficas;

4) cintos de iluminação.

13. Altitude Vulcão Kilimanjaro - 5895 m. Calcule sua altura relativa se foi formado em uma planície que se eleva a 500 m acima do nível do mar:

1) 5395 m; 2) 5805m; 3) 6395; 4) 11,79 m

14 . A velocidade de movimento das placas litosféricas em relação umas às outras

é 1-12

1) mm/ano 2) cm/mês 3) cm/ano 4) m/ano

15 . Organize os objetos de acordo com suas localização geográfica de oeste para leste:

1) o deserto do Saara; 2) oceano Atlântico; 3) a cidade dos Andes; 4) sobre. Nova Zelândia.

A Terra é um corpo cósmico que faz parte sistema solar. Considerando a origem dos continentes e oceanos, vale tocar na questão da origem do planeta.

Como nosso planeta foi formado

A origem dos continentes e oceanos é a segunda questão. A primeira é explicar as causas e o método de formação da Terra. Sua solução foi tratada pelos especialistas da antiguidade. Muitas hipóteses foram apresentadas para explicar sua consideração - a prerrogativa da astronomia. Uma das mais comuns é a hipótese de O.Yu. Schmidt, que afirma que nosso planeta surgiu de uma nuvem fria de gás e poeira. As partículas que o compõem, enquanto giravam em torno do Sol, estavam em contato umas com as outras. Eles ficaram grudados e a massa resultante aumentou de tamanho, sua densidade aumentou e a estrutura mudou.

Existem outras hipóteses que explicam o aparecimento dos planetas. Alguns deles sugerem que corpos espaciais, incluindo a Terra - resultado de explosões em espaço sideral alta potência, o que levou ao decaimento da matéria estelar. Muitos cientistas ainda buscam a verdade sobre a origem do planeta.

A estrutura da crosta terrestre sob os continentes e oceanos

Estudando a origem dos continentes e oceanos 7ª série ensino médio. Até os alunos sabem que a camada superior da litosfera é chamada de crosta terrestre. É uma espécie de "manto" que cobre as entranhas fervilhantes do planeta. Se você comparar com outros, parecerá o filme mais fino. Sua espessura média é de apenas 0,6% do raio do planeta.

A origem dos continentes e depressões dos oceanos que determinam aparência Terra, ficará mais claro se você estudar primeiro a estrutura da litosfera. consiste em placas continentais e oceânicas. A primeira é composta por três camadas (de baixo para cima): basalto, granito e sedimentar. As placas oceânicas são desprovidas das duas últimas, então sua espessura é muito menor.

Diferenças na estrutura das placas

A questão que a geografia estuda (7º ano) é a origem dos continentes e oceanos, bem como as características distintivas da sua estrutura. De acordo com a grande maioria dos cientistas, apenas as placas oceânicas surgiram originalmente na Terra. Sob a influência de processos que ocorrem nas entranhas da terra, a superfície se dobrou, as montanhas apareceram. A crosta tornou-se mais espessa, começaram a aparecer saliências, que mais tarde se transformaram em continentes.

Outras transformações de continentes e depressões oceânicas não são tão inequívocas. Os estudiosos estão divididos sobre esta questão. De acordo com uma hipótese, os continentes não se movem, de acordo com outra, eles estão em constante movimento.

Recentemente, outra hipótese sobre a estrutura da crosta terrestre foi comprovada. A base para isso foi a teoria do movimento dos continentes, cujo autor foi A. Wegener no início do século XX. Ao mesmo tempo, ele falhou em responder a perguntas legítimas sobre as forças que fazem os continentes se moverem.

Placas litosféricas

A camada superior do manto, juntamente com a crosta terrestre, é a litosfera. A origem dos continentes e oceanos está intimamente relacionada com a teoria das placas que são capazes de se mover e não são acorrentadas monoliticamente. muitas rachaduras chegando ao manto. Eles quebram a litosfera em grandes áreas com uma espessura de 60-100 km.

As junções de placas coincidem com as dorsais oceânicas que atravessam o meio dos oceanos. Parecem árvores enormes. A fronteira pode ser na forma de desfiladeiros que correm ao longo do fundo do oceano. As fissuras também existem no território dos continentes, elas passam por cadeias de montanhas (os Himalaias, os Urais, etc.). Podemos dizer que são velhas cicatrizes no corpo da Terra. Existem também falhas relativamente recentes, incluindo fendas na África Oriental.

Encontrados 7 blocos enormes e dezenas de pequenas áreas. O principal número de placas captura os oceanos e continentes.

O movimento das placas da litosfera

Sob as placas há um manto bastante macio e plástico, o que possibilita sua deriva. A hipótese da origem dos continentes e oceanos diz que os blocos são acionados devido às forças decorrentes do movimento da substância na parte superior do manto.

Fortes correntes direcionadas do centro da Terra causam rupturas na litosfera. Você pode ver esse tipo de falhas nos continentes, mas a maioria delas está localizada na zona de dorsais meso-oceânicas sob a espessura águas do oceano. Neste local, a crosta terrestre é muito mais fina. Substâncias no estado fundido sobem das profundezas do manto e, afastando as placas, aumentam a espessura da litosfera. E as bordas das placas são movidas em direções opostas.

Pedaços da crosta terrestre se movem das cristas no fundo dos oceanos para os vales. A velocidade de seu movimento é de 1-6 cm/ano. Esses números são devidos Imagem de satélite criado em anos diferentes. As placas em contato se movem em direção, ao longo ou divergem. Seu movimento ao longo da camada superior do manto se assemelha a blocos de gelo na água.

Quando duas placas se movem uma em direção à outra (oceânica e continental), a primeira, tendo feito uma curva, passa por baixo da segunda. O resultado são trincheiras profundas, arquipélagos, serras. Exemplos: as ilhas do Japão, os Andes, a Fossa das Curilas.

Quando as placas continentais colidem, o dobramento é formado como resultado do esmagamento das bordas contendo camadas sedimentares. Assim, as montanhas do Himalaia apareceram na junção das placas indo-australiana e eurasiana.

Evolução continental

Por que a geografia estuda a origem dos continentes e oceanos? Porque a compreensão desses processos é necessária para a percepção de outras informações relacionadas a essa ciência. A teoria das placas litosféricas sugere que no início um único continente apareceu no planeta, o resto foi ocupado pelo Oceano Mundial. As profundas falhas da crosta que surgiram levaram à sua divisão em dois continentes. Laurásia está localizada no hemisfério norte e Gondwana está no hemisfério sul.

Todas as novas rachaduras apareceram na crosta terrestre, levaram à divisão desses continentes. Surgiram os continentes que existem agora, assim como os oceanos: o Índico e o Atlântico. A base dos continentes modernos são plataformas - áreas alinhadas, muito antigas e estáveis ​​da crosta. Em outras palavras, são placas que se formaram há muito tempo pelos padrões geológicos.

Em lugares onde seções da crosta terrestre colidiram, surgiram montanhas. Em continentes individuais, são visíveis vestígios do contato de várias placas. Sua área de superfície aumentou gradualmente. De maneira semelhante surgiu o continente eurasiano.

Previsão de Movimento de Placa

A teoria das placas litosféricas envolve cálculos de seu movimento futuro. Os cálculos feitos pelos cientistas indicam que:

• Os oceanos Índico e Atlântico se expandirão.
• O continente africano será deslocado para o hemisfério norte.
• O Pacífico ficará menor.
• O continente australiano ultrapassará o equador e se juntará ao euro-asiático.

De acordo com as previsões, isso não acontecerá antes de 50 milhões de anos. No entanto, esses resultados precisam ser refinados. A origem dos continentes e oceanos, bem como o seu movimento, é um processo muito lento.

Nas dorsais meso-oceânicas, novas placas litosféricas estão sendo formadas. A crosta do tipo oceânica resultante diverge suavemente da falha. Em 15 ou 20 milhões de anos, esses blocos chegarão ao continente e passarão por baixo dele até o manto que os criou. O ciclo das placas litosféricas se encerra com isso.

cintos sísmicos

Estudando a origem dos continentes e oceanos 7ª série de uma escola abrangente. Conhecer o básico ajudará os alunos a entender questões mais complexas no assunto. As articulações entre as placas da litosfera são chamadas de cinturões sísmicos. Esses locais demonstram claramente os processos que ocorrem no limite das placas. A grande maioria das erupções vulcânicas e terremotos estão confinados a essas áreas. Agora existem cerca de 800 vulcões no planeta.

A origem dos continentes e oceanos deve ser conhecida para a previsão desastres naturais e prospecção de minerais. Há uma suposição de que diferentes minérios são formados nos locais de contato das placas como resultado da entrada de magma na crosta.

resumo

A estrutura e origem dos continentes

A estrutura e a idade da crosta terrestre

Os principais elementos do relevo da superfície do nosso planeta são os continentes e fossas oceânicas. Esta divisão não é acidental, deve-se a profundas diferenças na estrutura da crosta terrestre sob os continentes e oceanos. Portanto, a crosta terrestre é dividida em dois tipos principais: crosta continental e crosta oceânica.

A espessura da crosta terrestre varia de 5 a 70 km, difere acentuadamente sob os continentes e o fundo do oceano. A crosta terrestre mais poderosa sob as áreas montanhosas dos continentes é de 50 a 70 km, sob as planícies sua espessura diminui para 30 a 40 km e sob o fundo do oceano é de apenas 5 a 15 km.

crosta terrestre continentes consiste em três camadas poderosas, diferindo em sua composição e densidade. A camada superior é composta por rochas sedimentares relativamente soltas, a do meio é chamada de granito e a inferior é chamada de basalto. Os nomes "granito" e "basalto" vêm da semelhança dessas camadas em composição e densidade com granito e basalto.

A crosta terrestre sob os oceanos difere do continente não apenas em sua espessura, mas também na ausência de uma camada de granito. Assim, sob os oceanos existem apenas duas camadas - sedimentar e basalto. Há uma camada de granito na plataforma; aqui se desenvolve a crosta do tipo continental. A mudança da crosta do tipo continental para a oceânica ocorre na zona do talude continental, onde a camada de granito se torna mais fina e se rompe. A crosta oceânica ainda é muito pouco estudada em comparação com a crosta terrestre dos continentes.

A idade da Terra é agora estimada em aproximadamente 4,2-6 bilhões de anos de acordo com dados astronômicos e radiométricos. As rochas mais antigas da crosta continental estudadas pelo homem têm até 3,98 bilhões de anos (parte sudoeste da Groenlândia), e as rochas da camada de basalto têm mais de 4 bilhões de anos. Sem dúvida, essas raças não são substância primária Terra. A pré-história dessas rochas antigas durou muitas centenas de milhões e talvez até bilhões de anos. Portanto, a idade da Terra é estimada em aproximadamente 6 bilhões de anos.

A estrutura e o desenvolvimento da crosta terrestre dos continentes

As maiores estruturas da crosta terrestre dos continentes são cinturões geossinclinais dobrados e plataformas antigas. Eles são muito diferentes uns dos outros em sua estrutura e história. desenvolvimento geológico.

Antes de proceder à descrição da estrutura e desenvolvimento dessas estruturas principais, é necessário falar sobre a origem e a essência do termo "geossinclinal". Este termo vem das palavras gregas "geo" - Terra e "synclino" - deflexão. Foi usado pela primeira vez pelo geólogo americano D. Dan há mais de 100 anos, enquanto estudava as montanhas Apalaches. Ele estabeleceu que os depósitos marinhos paleozóicos que compõem os Apalaches têm uma espessura máxima na parte central das montanhas, muito maior do que em suas encostas. Dan explicou esse fato muito corretamente. Durante o período de sedimentação na era paleozóica, no local das Montanhas Apalaches havia uma depressão flácida, que ele chamou de geossinclinal. Em sua parte central, a flacidez foi mais intensa do que nas asas, o que é evidenciado pela grande espessura dos depósitos. Dan confirmou suas descobertas com um desenho representando o geossinclinal dos Apalaches. Considerando que a sedimentação no Paleozóico ocorreu em condições marinhas, ele depositou a partir da linha horizontal - o nível do mar estimado - todas as espessuras medidas de depósitos no centro e nas encostas dos Montes Apalaches. A figura acabou sendo uma grande depressão claramente expressa no local das modernas Montanhas Apalaches.

No início do século 20, o famoso cientista francês E. Og provou que os geossinclinais tiveram um grande papel na história do desenvolvimento da Terra. Ele estabeleceu que cadeias de montanhas dobradas se formavam no local de geossinclinais. E. Og dividiu todas as áreas dos continentes em geossinclinais e plataformas; ele desenvolveu os fundamentos da teoria dos geossinclinais. Grande contribuição Essa doutrina foi introduzida pelos cientistas soviéticos A. D. Arkhangelsky e N. S. Shatsky, que estabeleceram que o processo geossinclinal não ocorre apenas em calhas individuais, mas também cobre vastas áreas da superfície da Terra, que eles chamaram de regiões geossinclinais. Mais tarde, começaram a ser distinguidos enormes cinturões geossinclinais, dentro dos quais se localizam várias regiões geossinclinais. Em nosso tempo, a teoria dos geossinclinais se transformou em uma teoria fundamentada do desenvolvimento geossinclinal da crosta terrestre, na criação da qual os cientistas soviéticos desempenham um papel importante.

Cintos de dobras geossinclinais são seções móveis da crosta terrestre, história geológica que se caracterizou por intensa sedimentação, múltiplos processos de dobramento e forte atividade vulcânica. Espessos estratos de rochas sedimentares se acumularam aqui, rochas ígneas se formaram e terremotos ocorreram com frequência. Cinturas geossinclinais ocupam vastas áreas dos continentes, localizadas entre plataformas antigas ou ao longo de suas bordas em forma de faixas largas. Os cinturões geossinclinais surgiram no Proterozóico, possuem uma estrutura complexa e uma longa história de desenvolvimento. Existem 7 cinturões geossinclinais: Mediterrâneo, Pacífico, Atlântico, Ural-Mongol, Ártico, Brasileiro e Intra-Africano.

Plataformas antigas são as partes mais estáveis ​​e inativas dos continentes. Ao contrário dos cinturões geossinclinais, as plataformas antigas apresentavam movimentos oscilatórios lentos, rochas sedimentares, geralmente de pequena espessura, acumulavam-se dentro delas, não havia processos de dobramento, e vulcanismo e terremotos eram raros. Plataformas antigas formam partes dos continentes que são a espinha dorsal de todos os continentes. Estas são as partes mais antigas dos continentes, formadas no Arqueano e no início do Proterozóico.

Nos continentes modernos, distinguem-se de 10 a 16 plataformas antigas. Os maiores são do leste europeu, siberiano, norte-americano, sul-americano, afro-árabe, hindustão, australiano e antártico.

Cintos de dobra geossinclinais

Cintos dobrados geossinclinais são divididos em grandes e pequenos, diferindo em seu tamanho e história de desenvolvimento. Existem dois pequenos cinturões, localizados na África (Intra-Africano) e na América do Sul (Brasil). Seu desenvolvimento geossinclinal continuou ao longo era proterozóica. Grandes cinturões começaram seu desenvolvimento geossinclinal mais tarde - a partir do final do Proterozóico. Três deles - Ural-Mongol, Atlântico e Ártico - completaram seu desenvolvimento geossinclinal no final da era paleozóica, e dentro dos cinturões do Mediterrâneo e do Pacífico, vastos territórios onde os processos geossinclinais continuam ainda são preservados. Cada cinturão geossinclinal tem sua própria características específicas estrutura e desenvolvimento geológico, mas também há padrões gerais em sua estrutura e desenvolvimento.

A maioria peças grandes cinturões geossinclinais são áreas geossinclinais dobradas, dentro das quais se distinguem estruturas menores - cavas geossinclinais e elevações geoanticlinais (geoanticlinais). Os cavados são os principais elementos de cada região geossinclinal - áreas de intenso arqueamento, sedimentação e vulcanismo. Dentro da região geossinclinal pode haver dois, três ou mais desses cavados. Os cavados geossinclinais são separados uns dos outros por áreas soerguidas - geoanticlinais, onde ocorreram principalmente processos erosivos. Vários cavados geossinclinais e soerguimentos geoanticlinais localizados entre eles formam um sistema geossinclinal.

Um exemplo é o vasto cinturão mediterrâneo, que se estende por todo o hemisfério oriental de Costa oeste Europa e noroeste da África até e incluindo as ilhas da Indonésia. Dentro deste cinturão, várias regiões dobradas geossinclinais são distinguidas: Europa Ocidental, Alpina, Norte da África, Indochina, etc. Em cada uma dessas regiões dobradas, muitos sistemas geossinclinais são distinguidos. Existem especialmente muitos deles na região dobrada alpina de construção complexa: sistemas geossinclinais dos Pirinéus, Alpes, Cárpatos, Crimeano-Caucasiano, Himalaia, etc.

Na complexa e longa história do desenvolvimento de áreas dobradas geossinclinais, distinguem-se duas etapas - a principal e a final (orogênica).

palco principal caracterizada por processos de profunda subsidência da crosta terrestre em calhas geossinclinais, que são as principais áreas de sedimentação. Ao mesmo tempo, ocorre soerguimento em geoanticlinais vizinhos, que se tornam locais de erosão e remoção de material detrítico. Processos nitidamente diferenciados de subsidência em geossinclinais e soerguimento em geoanticlinais levam à fragmentação da crosta terrestre e ao surgimento de inúmeras rupturas profundas nela, chamadas falhas profundas. Uma massa colossal de material vulcânico sobe ao longo dessas falhas de grandes profundidades, que se forma na superfície da crosta terrestre - em terra ou no fundo do oceano - numerosos vulcões derramando lava e expelindo cinzas vulcânicas e uma massa de fragmentos de rocha durante as explosões. Assim, no fundo dos mares geossinclinais, juntamente com os sedimentos marinhos - areias e argilas - também se acumula material vulcânico, que ou forma enormes estratos de rochas efusivas, ou se intercala com camadas de rochas sedimentares. Este processo ocorre continuamente durante o rebaixamento de longo prazo dos cavados geossinclinais, pelo que se acumulam muitos quilômetros de rochas vulcano-sedimentares, que se combinam sob o nome de formação vulcano-sedimentar. Esse processo ocorre de forma desigual, dependendo da magnitude dos movimentos da crosta terrestre nas áreas geossinclinais. Durante os períodos de subsidência mais calma, falhas profundas “curam” e não fornecem material vulcânico. Nesses períodos de tempo, acumulam-se formações carbonáticas menores (calcários e dolomitos) e terrígenas (areias e argilosas). Em áreas profundas de calhas geossinclinais, deposita-se material fino, a partir do qual se forma uma formação argilosa.

O processo de acumulação de poderosas formações geossinclinais é sempre acompanhado por movimentos da crosta terrestre - subsidência em cavados geossinclinais e soerguimentos em áreas geoanticlinais. Como resultado desses movimentos, as camadas de sedimentos espessos acumulados sofrem várias deformações e adquirem uma estrutura dobrada complexa. Os processos de dobramento manifestam-se mais fortemente no final do estágio principal de desenvolvimento das áreas geossinclinais, quando cessa a subsidência dos cavados geossinclinais e inicia-se um soerguimento geral, que primeiro abrange as áreas geoanticlinais e as partes marginais dos cavados e, em seguida, suas áreas centrais. partes. Isso leva a um intenso dobramento em dobras de todas as camadas formadas em calhas geossinclinais. O mar recua, a sedimentação pára e as camadas se dobram em dobras complexas acima do nível do mar; surge uma complexa região montanhosa dobrada. Por esta altura - no final da fase geossinclinal principal - é cronometrada a introdução de grandes intrusões graníticas, às quais está associada a formação de muitos depósitos de minerais metálicos.

As áreas dobradas geossinclinais entram no segundo estágio orogênico de seu desenvolvimento, seguindo soerguimentos que ocorreram no final do estágio principal. No estágio orogênico, os processos de soerguimento e a formação de grandes cadeias de montanhas e maciços continuam. Paralelamente à formação das cadeias montanhosas, formam-se grandes depressões, separadas por cadeias montanhosas. Nessas depressões, denominadas intermontanas, há um acúmulo de rochas clásticas grosseiras - conglomerados e areias grossas, denominada formação de melaço. Além das depressões intermontanas, a formação de melaço também se acumula nas partes marginais das plataformas adjacentes às serras formadas. Aqui, na fase orogénica, surgem as chamadas calhas marginais, nas quais se acumula não só a formação de melaço, mas também a formação salina ou carvoeira, dependendo da condições climáticas e condições de sedimentação. A fase orogénica é acompanhada por processos de dobragem e pela intrusão de grandes intrusões graníticas. A região geossinclinal gradualmente se transforma em uma região montanhosa dobrada de construção muito complexa. O fim do estágio orogênico marca o fim do desenvolvimento geossinclinal - os processos de construção de montanhas, dobras e subsidência de depressões entre montanhas cessam. O país montanhoso entra no estágio de plataforma, que é acompanhado por um alisamento gradual do relevo e um acúmulo lento de rochas de ocorrência calma da cobertura da plataforma sobre depósitos geossinclinais complexamente dobrados, mas nivelados a partir da superfície. Uma plataforma é formada, cuja base dobrada (fundação) são rochas amassadas em dobras, formadas em condições geossinclinais. As rochas sedimentares da cobertura da plataforma são, na verdade, rochas da plataforma.

O processo de desenvolvimento de regiões geossinclinais desde a formação dos primeiros cavados geossinclinais até sua transformação em regiões de plataforma continuou por dezenas e centenas de milhões de anos. Como resultado desse longo processo, muitas regiões geossinclinais dentro de cinturões geossinclinais e até mesmo cinturões geossinclinais inteiros se transformaram completamente em áreas de plataforma. As plataformas que se formaram no interior dos cinturões geossinclinais são chamadas de jovens, pois sua base dobrada foi formada muito mais tarde que as plataformas antigas. De acordo com o tempo de formação da fundação, distinguem-se três tipos principais de plataformas jovens: com base dobrada pré-cambriana, paleozóica e mesozóica. A fundação das primeiras plataformas foi formada no final do Proterozóico após o dobramento Baikal, o que resultou na formação de estruturas dobradas - Baikalids. A fundação das segundas plataformas foi formada no final do Paleozóico após o dobramento herciniano, o que resultou na formação de estruturas dobradas - Hercynides. A fundação do terceiro tipo de plataformas foi formada no final do Mesozóico após o dobramento do Mesozóico, o que resultou na formação de estruturas dobradas - mesozóides.

QUEBRA DE PÁGINA--

Dentro das áreas de dobras Baikal e Paleozóica, que se formaram como áreas dobradas há muitas centenas de milhões de anos, grandes áreas são cobertas por uma cobertura de plataforma bastante espessa (centenas de metros e alguns quilômetros). Dentro das áreas de dobramento mesozóico, que se formaram como áreas dobradas muito mais tarde (o tempo de manifestação do dobramento é de 100 a 60 milhões de anos), a cobertura da plataforma poderia ser formada em áreas relativamente pequenas, e estruturas mesozóicas dobradas estão expostas aqui em grandes áreas da superfície da Terra.

Finalizando a descrição da estrutura e desenvolvimento dos cinturões geossinclinais dobrados, é necessário caracterizá-los estrutura moderna. Já foi observado anteriormente que ambos os pequenos cinturões - brasileiro e intra-africano, bem como três dos grandes cinturões - Ural-Mongol, Atlântico e Ártico - completaram há muito seu desenvolvimento geossinclinal. Em nosso tempo, o regime geossinclinal continua a persistir em grandes áreas dos cinturões do Mediterrâneo e do Pacífico. As regiões geossinclinais modernas do Cinturão do Pacífico estão no estágio principal, mantiveram sua mobilidade até os dias atuais, aqui a subsidência e o soerguimento se manifestam intensamente. seções individuais, processos de dobradura modernos, terremotos, vulcanismo. Uma imagem diferente é observada dentro do cinturão mediterrâneo, onde a região geossinclinal alpina moderna foi coberta por dobras alpinas cenozóicas jovens e agora está no estágio orogênico. Aqui estão os maciços montanhosos mais altos da Terra (Himalaias, Karakoram, Pamir, etc.), que ainda são fornecedores de material clástico grosseiro para depressões entre montanhas próximas. Na região geossinclinal alpina, os terremotos ainda são bastante frequentes, e vulcões individuais às vezes manifestam seu efeito. O regime geossinclinal termina aqui.

As áreas de dobras geossinclinais são as principais fontes de extração dos minerais mais importantes. Entre eles, os minérios de vários metais desempenham o maior papel: cobre, chumbo, zinco, ouro, prata, estanho, tungstênio, molibdênio, níquel, cobalto, etc. grandes depósitos carvão, petróleo e campos de gás.

plataformas antigas

Característica principal A estrutura de todas as plataformas é a presença de dois pavimentos estruturais bastante distintos entre si, denominados fundação e cobertura da plataforma. A fundação tem uma estrutura complexa, é formada por rochas altamente dobradas e metamorfoseadas, cortadas por várias intrusões. A cobertura da plataforma repousa quase horizontalmente na superfície do subsolo erodida com uma acentuada discordância angular. É formado por camadas de rochas sedimentares.

Plataformas antigas e jovens diferem no tempo de formação do porão dobrado. Nas plataformas antigas, as rochas do embasamento foram formadas no Arqueano, Proterozóico Inferior e Médio, e as rochas da cobertura da plataforma começaram a se acumular a partir do Proterozóico Superior e continuaram a se formar durante as eras Paleozóica, Mesozóica e Cenozóica. Nas plataformas jovens, a fundação foi formada mais tarde do que nas antigas; portanto, o acúmulo das rochas da cobertura da plataforma começou mais tarde.

Plataformas antigas são cobertas por uma cobertura sedimentar, mas em alguns lugares onde essa cobertura está ausente, a fundação vem à superfície. As áreas de saída da fundação são chamadas de escudos, e os territórios cobertos com uma cobertura são chamados de lajes. Existem dois tipos de depressões de plataforma nas lajes. Algumas delas - sinéclises - são depressões planas e extensas. Outros - aulacogenes - são estreitos, longos, limitados lateralmente por falhas, vales profundos. Além disso, existem áreas nas lajes onde a fundação é elevada, mas não chega à superfície. Estas são antéclises, geralmente separam sinéclises adjacentes.

O porão está exposto no noroeste dentro do Escudo Báltico, e a maior parte da seção está localizada na placa russa. Na placa russa, uma ampla e suave sinéclise de Moscou é visível, parte central que está localizado nas proximidades de Moscou. Mais a sudeste, nas regiões de Kursk e Voronezh, está localizada a anteclísia de Voronezh. Aqui a fundação é elevada e coberta com uma cobertura de plataforma de baixa potência. Ainda mais ao sul, dentro da Ucrânia, há um estreito, mas muito profundo, aulacógeno Dnieper-Donetsk. Aqui, o embasamento está submerso a uma profundidade muito grande ao longo de grandes falhas localizadas em ambos os lados do aulacógeno.

As rochas de fundação das plataformas antigas foram formadas ao longo de muito tempo (Arqueano - início do Proterozóico). Eles foram repetidamente submetidos aos processos de dobramento e metamorfismo, como resultado dos quais se tornaram fortes - cristalinos. Eles são amassados ​​em dobras extremamente complexas, possuem grande espessura e rochas ígneas (efusivas e intrusivas) são amplamente difundidas em sua composição. Todos esses sinais indicam que as rochas do embasamento foram formadas em condições geossinclinais. Os processos de dobramento terminaram no início do Proterozóico, completaram o modo de desenvolvimento geossinclinal.

Uma nova etapa começou - uma plataforma, que continua até hoje.

As rochas da cobertura da plataforma, que começaram a se acumular a partir do Proterozóico tardio, diferem nitidamente em estrutura e composição das rochas cristalinas do embasamento. Não são dobrados, não metamorfoseados, possuem pequenas espessuras e raramente são encontradas rochas ígneas em sua composição. Normalmente, as rochas que compõem a cobertura da plataforma ficam na horizontal e são de origem sedimentar marinha ou continental. Eles formam diferentes formações de plataformas geossinclinais. Estas formações que cobrem placas e depressões de preenchimento - sinéclises e aulacogenes - são representadas por alternâncias de argilas, areias, arenitos, margas, calcários, dolomitos, que formam camadas muito consistentes em composição e espessura. Uma formação de plataforma característica também é o giz de escrita, que forma camadas de várias dezenas de metros. Às vezes, há rochas vulcânicas, chamadas de formação de armadilha. Em condições continentais, em clima quente e úmido, acumulou-se uma poderosa formação carbonífera (alternância de arenitos e rochas argilosas com camadas intermediárias e lentes de carvão), e em climas secos e quentes, uma formação de arenitos e argilas vermelhas ou sal -formação de rolamentos (argilas e arenitos com camadas intermediárias e lentes de sais) .

A estrutura nitidamente diferente do embasamento e da cobertura da plataforma testemunha dois grandes estágios no desenvolvimento de plataformas antigas: geossinclinais (formação do embasamento) e plataforma (acumulação da cobertura da plataforma). A etapa de plataforma foi precedida pela etapa geossinclinal.

A estrutura do fundo do oceano

Apesar do fato de que a pesquisa oceanológica aumentou muito nas últimas duas décadas e está sendo amplamente realizada no momento, a estrutura geológica do fundo do oceano permanece pouco compreendida.

Sabe-se que dentro da plataforma continuam as estruturas da crosta continental, e na zona do talude continental, o tipo continental da crosta terrestre é substituído pelo oceânico. Portanto, o próprio fundo oceânico inclui as depressões do fundo oceânico localizadas atrás do talude continental. Essas enormes depressões diferem dos continentes não apenas na estrutura da crosta terrestre, mas também em sua estruturas tectônicas.

As áreas mais extensas do fundo do oceano são planícies de águas profundas localizadas em profundidades de 4-6 km e separadas por alturas submarinas. Particularmente grandes planícies de águas profundas são encontradas no Oceano Pacífico. Ao longo das bordas dessas vastas planícies existem trincheiras de profundidade - vales estreitos e muito longos, esticados por centenas e milhares de quilômetros.

A profundidade do fundo neles atinge 10-11 km e a largura não excede 2-5 km. Estas são as áreas mais profundas da superfície da Terra. Nos arredores dessas trincheiras há cadeias de ilhas chamadas arcos de ilhas. Estes são os arcos Aleutas e Curilas, as ilhas do Japão, as Filipinas, Samoa, Tonga, etc.

No fundo do oceano existem muitas colinas submarinas diferentes. Alguns deles formam verdadeiras cadeias de montanhas submarinas e cadeias de montanhas, outros sobem do fundo na forma de colinas e montanhas individuais, e outros aparecem acima da superfície do oceano na forma de ilhas.

De excepcional importância na estrutura do fundo do oceano são as dorsais meso-oceânicas, que receberam esse nome porque foram descobertas pela primeira vez no meio do Oceano Atlântico. Eles são traçados no fundo de todos os oceanos, formando um único sistema de soerguimentos a uma distância de mais de 60 mil km. Esta é uma das zonas tectônicas mais grandiosas da Terra. Começando nas águas do Norte Oceano Ártico, estende-se numa ampla cordilheira (700-1000 km) na parte central do Oceano Atlântico e, contornando a África, passa para o Oceano Índico. Aqui, este sistema de cumes subaquáticos forma dois ramos. Um vai para o Mar Vermelho; o outro circunda a Austrália pelo sul e continua na parte sul oceano Pacífico para a costa da América. No sistema de dorsais meso-oceânicas, os terremotos ocorrem frequentemente e o vulcanismo subaquático é altamente desenvolvido.

Os escassos dados geológicos atuais sobre a estrutura das depressões oceânicas ainda não nos permitem resolver o problema de sua origem. Até agora, só podemos dizer que diferentes depressões oceânicas têm origens e idades diferentes. A idade mais antiga tem uma depressão do Oceano Pacífico. A maioria dos pesquisadores acredita que se originou no Pré-Cambriano e seu leito é um remanescente da crosta terrestre primária mais antiga. As bacias de outros oceanos são mais jovens, a maioria dos cientistas acredita que se formaram no local de massas continentais pré-existentes. A mais antiga delas é a depressão oceano Índico, supõe-se que surgiu na era paleozóica. O Oceano Atlântico surgiu no início do Mesozóico e o Oceano Ártico - no final do Mesozóico ou no início do Cenozóico.

Literatura

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É diferente, e a dependência da composição da crosta da natureza do relevo e estrutura interna território. Os resultados da pesquisa geofísica e da perfuração profunda permitiram identificar dois tipos principais e dois tipos de transição da crosta terrestre. Tipos básicos marcam tais elementos estruturais crostas como continentes e oceanos. Essas estruturas são perfeitamente expressas na Terra e são caracterizadas por tipos de crosta continental e oceânica.

A crosta continental se desenvolve sob os continentes e, como já mencionado, tem uma espessura diferente. Dentro das áreas de plataforma correspondentes às continentais, são 35-40 km, em estruturas de montanha jovens - 55-70 km. A espessura máxima da crosta terrestre - 70-75 km - é estabelecida sob os Andes. Dois estratos são distinguidos na crosta continental: o superior é sedimentar e o inferior é crosta consolidada. A crosta consolidada contém duas camadas de velocidades diferentes: a camada granítico-metamórfica superior, composta por granitos e gnaisses, e a camada granulito-máfica inferior, composta por rochas básicas do tipo gabro altamente metamorfoseadas ou rochas ígneas ultrabásicas. Camada granito-metamórfica estudada por núcleos poços ultraprofundos; granulito-basito - de acordo com dados geofísicos e resultados de dragagem, o que ainda torna hipotética sua existência.

Na parte inferior da camada superior, encontra-se uma zona de rochas enfraquecidas, que pouco difere em composição e características sísmicas. O motivo de sua ocorrência é o metamorfismo das rochas e sua descompactação devido à perda de água constitucional. É provável que as rochas da camada granulito-máfica sejam todas as mesmas rochas, mas ainda mais altamente metamorfoseadas.

A crosta oceânica é característica de. Difere do continental em espessura e composição. Sua espessura varia de 5 a 12 km, com média de 6 a 7 km. De cima para baixo, distinguem-se três camadas na crosta oceânica: a camada superior de rochas sedimentares marinhas soltas com até 1 km de espessura; médio, representado por estratificação de basaltos, carbonatos e rochas siliciosas, com 1-3 km de espessura; a inferior, composta por rochas básicas do tipo gabro, muitas vezes metamorfoseadas em anfibolitos, e anfibolitos ultrabásicos, com espessura de 3,5-5 km. As duas primeiras camadas foram perfuradas, a terceira foi caracterizada por material de dragagem.

A crosta suboceânica desenvolve-se sob as bacias profundas dos mares marginais e interiores (Chernoe, etc.), e encontra-se também em algumas depressões profundas em terra (a parte central do Mar Cáspio). A espessura da crosta suboceânica é de 10 a 25 km, e é aumentada principalmente devido à camada sedimentar, que se encontra diretamente na camada inferior da crosta oceânica.

A crosta subcontinental é característica dos arcos (Aleutas, Curilas, Antilhas do Sul, etc.) e das margens dos continentes. Em estrutura, está perto da crosta continental, mas tem uma espessura menor - 20-30 km. Uma característica da crosta subcontinental é o limite indistinto entre as camadas de rochas consolidadas.

Assim, vários tipos de crosta terrestre dividem distintamente a Terra em blocos oceânicos e continentais. posição alta continentes é explicado por uma crosta terrestre mais poderosa e menos densa, e a posição submersa do fundo do oceano é explicada por uma crosta mais fina, porém mais densa e pesada. A área da plataforma é sustentada pela crosta continental e é a extremidade submarina dos continentes.

Elementos estruturais do córtex. Além de se dividir em elementos estruturais planetários como oceanos e continentes, a crosta terrestre (e) revela regiões (tectonicamente ativas) e assísmicas (calmas). Calmos são regiões internas continentes e leitos oceânicos - plataformas continentais e oceânicas. Entre as plataformas existem zonas sísmicas estreitas, que são marcadas por movimentos tectónicos. Estas zonas correspondem a dorsais meso-oceânicas e junções de arcos insulares ou serras marginais e trincheiras do mar profundo na beira do oceano.

Nos oceanos, distinguem-se os seguintes elementos estruturais:

• dorsais meso-oceânicas - cinturões móveis com fendas axiais como grabens;
• as plataformas oceânicas são áreas calmas de bacias abissais com soerguimentos que as complicam.

Nos continentes, os principais elementos estruturais são:

• estruturas montanhosas (orógenos), que, como as dorsais meso-oceânicas, podem apresentar atividade tectônica;
• As plataformas são, em sua maioria, vastos territórios tectonicamente calmos com uma espessa cobertura de rochas sedimentares.

As estruturas montanhosas são separadas e delimitadas por áreas baixas - vales e depressões entre montanhas, que são preenchidas com produtos da destruição das cordilheiras. Por exemplo, o Grande Cáucaso é limitado pelas profundezas de Kuban Ocidental, Kuban Oriental e Terek-Kaspisky, e é separado do Pequeno pelas depressões entre montanhas Rionskaya e Kura.

Mas nem todas as estruturas montanhosas antigas estavam envolvidas na construção repetida de montanhas. A maioria deles, após o nivelamento, afundou lentamente, foi inundada pelo mar, e a espessura do mar cobriu as relíquias das serras. Foi assim que as plataformas foram formadas. NO estrutura geológica plataformas, há sempre dois pisos estrutural-tectônicos: o inferior, composto pelos restos metamorfoseados das antigas montanhas, que é a fundação, e o superior, representado por rochas sedimentares.

Plataformas com embasamento pré-cambriano são consideradas antigas, enquanto plataformas com embasamento paleozóico e mesozóico inicial são consideradas jovens. Plataformas jovens estão localizadas entre as antigas ou as limitam. Por exemplo, entre as antigas plataformas da Europa Oriental e da Sibéria há uma jovem e, nos arredores sul e sudeste da plataforma da Europa Oriental, começam as plataformas jovens citas e turanas. Dentro das plataformas, encontram-se grandes estruturas de perfil anticlinal e sinclinal, denominadas antéclises e sinéclises.

Assim, as plataformas são orógenos desnudados antigos, não afetados por movimentos orogenéticos posteriores (jovens).

Ao contrário das regiões calmas da plataforma, existem regiões geossinclinais tectonicamente ativas na Terra. O processo geossinclinal pode ser comparado ao trabalho de um enorme caldeirão profundo, onde o material ultrabásico e básico e da litosfera é “fervido” nova Luz crosta continental, que, emergindo, constrói continentes em marginais () e os une em geossinclinais intercontinentais (mediterrâneos). Este processo termina com a formação de estruturas montanhosas dobradas, na parte arqueada das quais ainda há muito tempo pode trabalhar. Com o tempo, o crescimento das montanhas para, o vulcanismo desaparece, a crosta terrestre entra em um novo ciclo de seu desenvolvimento: começa o alinhamento da estrutura da montanha.

Assim, onde hoje se localizam as serras, existiam geossinclinais. Grandes estruturas de perfil anticlinal e sinclinal em regiões geossinclinais são chamadas de anticlinoria e sinclinoria.

PRINCIPAIS ELEMENTOS ESTRUTURAIS DA CROSTA TERRESTRE: Os maiores elementos estruturais da crosta terrestre são os continentes e os oceanos.

Dentro dos oceanos e continentes, distinguem-se elementos estruturais menores, em primeiro lugar, são estruturas estáveis ​​- plataformas que podem estar tanto nos oceanos quanto nos continentes. Caracterizam-se, em regra, por um relevo nivelado e calmo, que corresponde à mesma posição da superfície em profundidade, apenas sob as plataformas continentais está a uma profundidade de 30-50 km e sob os oceanos 5-8 km, pois a crosta oceânica é muito mais fina que a continental.

Nos oceanos, como elementos estruturais, destacam-se os cinturões móveis meso-oceânicos, representados por dorsais meso-oceânicas com zonas de fenda em sua parte axial, atravessada por falhas transformantes e que atualmente são zonas espalhando, ou seja extensões fundo do mar e acúmulo de crosta oceânica recém-formada.

Nos continentes, como elementos estruturais do mais alto grau, destacam-se as áreas estáveis ​​- plataformas e cinturões orogênicos epiplataformas que se formaram no período Neógeno-Quaternário em elementos estruturais estáveis ​​da crosta terrestre após um período de desenvolvimento da plataforma. Esses cinturões incluem estruturas montanhosas modernas de Tien Shan, Altai, Sayan, Western e Transbaikalia Oriental, este de África e outros. também no período Neogeno-Quaternário, formam cinturões orogênicos epigeossinclinais, como os Alpes, Cárpatos, Dinarídeos, Cáucaso, Kopetdag, Kamchatka, etc.

A estrutura da crosta terrestre de continentes e oceanos: A crosta terrestre é a casca sólida externa da Terra (geosfera). Abaixo da crosta está o manto, que difere em composição e propriedades físicas- é mais denso, contém principalmente elementos refratários. A crosta e o manto são separados pela fronteira Mohorovichic, na qual há um aumento acentuado nas velocidades das ondas sísmicas.

A massa da crosta terrestre é estimada em 2,8 1019 toneladas (das quais 21% é crosta oceânica e 79% é continental). A casca é de apenas 0,473% peso total Terra.

Oceânicoª casca: A crosta oceânica é composta principalmente por basaltos. De acordo com a teoria das placas tectônicas, ela se forma continuamente nas dorsais meso-oceânicas, diverge delas e é absorvida pelo manto em zonas de subducção (o local onde a crosta oceânica afunda no manto). Portanto, a crosta oceânica é relativamente jovem. Oceano. a crosta tem uma estrutura de três camadas (sedimentar - 1 km, basalto - 1-3 km, rochas ígneas - 3-5 km), sua espessura total é de 6-7 km.

Crosta continental: 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 dobrada sob a 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 córtex inferior, constituído por rochas metamórficas - granulitos e afins. A espessura média é de 35 km.

Composição química Terra e crosta terrestre. Minerais e rochas: definição, princípios e classificação.

A composição química da Terra: consiste principalmente de ferro (32,1%), oxigênio (30,1%), silício (15,1%), magnésio (13,9%), enxofre (2,9%), níquel (1,8%), cálcio (1,5%) e alumínio (1,4%) ; os restantes elementos representam 1,2%. Por segregação em massa espaço interior, presumivelmente composto de ferro (88,8%), uma pequena quantidade de níquel (5,8%), enxofre (4,5%)

A composição química da crosta terrestre: A crosta terrestre tem pouco mais de 47% de oxigênio. Os minerais constituintes de rochas mais comuns da crosta terrestre consistem quase inteiramente em óxidos; o teor total de cloro, enxofre e flúor nas rochas é geralmente inferior a 1%. Os principais óxidos são sílica (SiO2), alumina (Al2O3), óxido de ferro (FeO), óxido de cálcio (CaO), óxido de magnésio (MgO), óxido de potássio (K2O) e óxido de sódio (Na2O). A sílica serve principalmente como meio ácido e forma silicatos; a natureza de todas as principais rochas vulcânicas está associada a ela.

Minerais: - compostos químicos naturais resultantes de certos processos físicos e químicos. A maioria dos minerais são sólidos cristalinos. A forma cristalina é devido à estrutura da rede cristalina.

De acordo com a prevalência, os minerais podem ser divididos em rochosos - formando a base da maioria das rochas, acessórios - frequentemente presentes nas rochas, mas raramente compondo mais de 5% da rocha, raros, cujas ocorrências são únicas ou poucas , e minério, amplamente representado em jazidas de minério.

Ilha Sagrada de minerais: dureza, morfologia cristalina, cor, brilho, transparência, coesão, densidade, solubilidade.

Rochas: uma coleção natural de minerais de composição mineralógica mais ou menos constante, formando um corpo independente na crosta terrestre.

Por origem, as rochas são divididas em três grupos: ígneo(efusivo (congelado em profundidade) e intrusivo (vulcânico, em erupção)), sedimentar e metamórfico(rochas formadas na espessura da crosta terrestre como resultado de mudanças nas rochas sedimentares e ígneas devido a mudanças nas condições físico-químicas). As rochas ígneas e metamórficas representam cerca de 90% do volume da crosta terrestre, porém, na superfície moderna dos continentes, suas áreas de distribuição são relativamente pequenas. Os 10% restantes são rochas sedimentares, que ocupam 75% da superfície terrestre.