Scoarta continentală, atât ca compoziție, cât și ca structură, diferă puternic de cea oceanică. Grosimea sa variază de la 20-25 km sub arcurile insulare și zonele cu un tip de crustă de tranziție până la 80 km sub curelele tinere pliate ale Pământului, de exemplu, sub Anzi sau centura alpino-himalaya. În medie, grosimea scoartei continentale de sub platformele antice este de aproximativ 40 km, iar masa ei, inclusiv crusta subcontinentală, ajunge la 2,2510 × 25 g. Relieful scoartei continentale este foarte complex. Cu toate acestea, distinge câmpii vaste pline de sedimente, de obicei situate deasupra platformelor proterozoice, proeminențe ale celor mai vechi scuturi (arheice) și sisteme montane mai tinere. Relieful scoarței continentale se caracterizează și prin diferențe maxime de înălțime, ajungând la 16-17 km de la poalele versanților continentali în șanțuri de adâncime până la cele mai înalte vârfuri muntoase.

Structura scoartei continentale este foarte eterogenă, totuși, ca și în crusta oceanică, în grosimea ei, mai ales în platformele antice, se disting uneori trei straturi: sedimentarul superior și două straturi inferioare compuse din roci cristaline. Sub curelele mobile tinere, structura crustei este mai complexă, deși disecția sa generală se apropie de două straturi.

Stratul sedimentar de pe continente a fost studiat destul de complet atât cu ajutorul metodelor de explorare geofizică, cât și cu ajutorul forajelor directe. Structura suprafeței scoarței consolidate în locurile în care aceasta a fost expusă pe scuturi antice a fost studiată atât prin metode geologice și geofizice directe, cât și pe platforme continentale acoperite de sedimente, în principal prin metode de cercetare geofizică. Astfel, s-a constatat că vitezele undelor seismice în straturile scoarței terestre cresc de sus în jos de la 2-3 la 4,5-5,5 km/s în straturile sedimentare inferioare; până la 6-6,5 km/s în stratul superior al rocilor cristaline și până la 6,6-7,0 km/s în stratul inferior al crustei. Aproape peste tot, scoarța continentală, ca și cea oceanică, se află la baza rocilor de mare viteză ale limitei Mokhorovichich cu viteze ale undelor seismice de la 8,0 la 8,2 km/s, dar acestea sunt deja proprietăți ale litosferei subcrustale compuse din roci de manta.

Grosimea stratului sedimentar superior al crustei continentale variază într-o gamă largă - de la zero pe scuturile antice până la 10-12 și chiar 15 km pe marginile pasive ale continentelor și în jgheaburile marginale ale platformelor. Grosimea medie a sedimentelor de pe platformele proterozoice stabile este de obicei apropiată de 2-3 km. Sedimentele de pe astfel de platforme sunt dominate de sedimente argiloase și carbonați din bazinele marine de mică adâncime. În adâncuri și pe marginile pasive ale continentelor de tip atlantic, secțiunile sedimentare încep de obicei cu facies clastic grosier, care sunt înlocuite în amonte de depozite nisipos-argilacee și carbonați de facies de coastă. Atât la baza, cât și în părțile superioare ale secțiunilor straturilor sedimentare ale jgheaburilor marginale se găsesc uneori sedimente chemogene - evaporiți, care marchează condițiile de sedimentare în bazine marine înguste semiînchise cu un climat arid. De obicei, astfel de bazine apar numai în stadiul inițial sau final al dezvoltării bazinelor și oceanelor marine, dacă, desigur, aceste oceane și bazine la momentul formării sau închiderii lor erau situate în zone climatice aride. Exemple de depunere a unor astfel de formațiuni în stadiile incipiente ale formării bazinelor oceanice sunt evaporitele de la baza secțiunilor sedimentare ale zonelor platformei africane din Oceanul Atlantic și depozitele cu sare din Marea Roșie. Exemple de depunere a formațiunilor purtătoare de sare limitate la bazinele de închidere sunt evaporitele zonei Reno-Hercynian din Germania și secvențele permiene purtătoare de sare-gips din adâncimea marginală Cis-Ural din estul Platformei Ruse.

Partea superioară a secțiunii scoarței continentale consolidate este reprezentată de regulă de roci antice, în principal precambriene, de compoziție granito-gneis sau alternanță de granitoide cu centuri de roci de piatră verde de compoziție de bază. Uneori, această parte a secțiunii crustei dure este numită stratul „granit”, subliniind astfel predominanța rocilor din seria granitoide în ea și subordonarea bazaltoizilor. Rocile stratului „granit” sunt de obicei transformate prin procese de metamorfism regional până la faciesul amfibolit inclusiv. Partea superioară a acestui strat este întotdeauna o suprafață de denudare, de-a lungul căreia a avut loc odată erodarea structurilor tectonice și a formațiunilor magmatice ale străvechilor centuri pliate (muntoase) ale Pământului. Prin urmare, sedimentele supraiacente de pe rocile de bază ale scoarței continentale apar întotdeauna cu o neconformitate structurală și de obicei cu o schimbare mare în timp a vârstei.

În părțile mai adânci ale scoarței (aproximativ la adâncimi de aproximativ 15-20 km), este adesea trasată o limită împrăștiată și instabilă, de-a lungul căreia viteza de propagare a undelor longitudinale crește cu aproximativ 0,5 km/s. Aceasta este așa-numita graniță Konrad, conturând de deasupra stratul inferior al crustei continentale, numit uneori condiționat „bazalt”, deși avem încă foarte puține date certe despre compoziția sa. Cel mai probabil, părțile inferioare ale scoarței continentale sunt compuse din roci de compoziție intermediară și de bază, metamorfozate în facies amfibolit sau chiar granulit (la temperaturi peste 600 °C și presiune peste 3–4 kbar). Este posibil ca la baza acelor blocuri de scoarță continentală care s-au format cândva din cauza ciocnirilor arcurilor insulare, să existe fragmente de crustă oceanică antică, incluzând nu numai roci ultrabazice de bază, ci și serpentinizate.

Eterogenitatea scoarței continentale este deosebit de clar vizibilă chiar și cu o simplă privire asupra hărții geologice a continentelor. De obicei, blocurile separate și strâns împletite ale scoarței, eterogene ca compoziție și structură, sunt structuri geologice de diferite vârste - rămășițele străvechilor centuri pliate ale Pământului, alăturate succesiv unele cu altele în timpul creșterii maselor continentale. Uneori, astfel de structuri, dimpotrivă, sunt urme ale fostelor despărțiri ale continentelor antice (de exemplu, aulacogenes). Astfel de blocuri sunt de obicei în contact unul cu celălalt de-a lungul zonelor de sutură, adesea numite, nu cu mare succes, defecte profunde.

Studiile structurii profunde a scoarței continentale efectuate în ultimul deceniu prin metoda seismică a undelor reflectate cu acumulare de semnal (proiectul COCORT) au arătat că zonele de sutură care separă curele pliate de diferite vârste sunt, de regulă, împingere gigant. defecte. Suprafețele de împingere, care sunt abrupte în părțile superioare ale crustei, se aplatizează rapid cu adâncimea. Pe orizontală, astfel de structuri de împingere sunt adesea urmărite pe mai multe zeci și până la sute de kilometri, în timp ce în profunzime se apropie uneori de însăși baza crustei continentale, marcând zone antice și acum moarte ale subîmpingerii plăcii litosferice sau împingeri secundare asociate.

La un moment dat, am citit multe cărți de Wells, Doyle, Verne și fiecare dintre acești autori are o lucrare care descrie viața subacvatică. De regulă, menționează caracteristicile vieții de pe fundul oceanului sau care pătrunde prin scoarța terestră. Prin urmare, am vrut să-mi dau seama cum diferă pământul de fundul mării.

Scoarta continentală este diferită de cea oceanică

Desigur, principala diferență dintre ele va fi locația lor: primul transportă toate pământurile și continentele, iar al doilea - mările, oceanele și, într-adevăr, toate corpurile de apă. Dar ele diferă și în alte moduri:

• primul este format din granulite, al doilea - din bazalt;
• crusta continentală este mai groasă decât cea oceanică;
• scoarța terestră este inferioară celei oceanice ca suprafață, dar câștigă în volum total;
• scoarţa oceanică este mai mobilă şi este capabilă să se stratifice pe cea continentală.

Procesul descris în ultimul paragraf se numește obducție și înseamnă stratificarea plăcilor tectonice una peste alta.

Principalele caracteristici ale crustei continentale

O astfel de crustă se mai numește și continentală și este formată din 3 straturi.

1. Sedimentar superior - este format din roci cu același nume, diferite ca origine, vârstă, locație. De obicei, grosimea sa ajunge la 25 km.
2. Mediu granit-metaforic - format din roci acide, asemănătoare ca compoziție cu granitul. Grosimea stratului variază de la 15 la 30 km (cea mai mare grosime a acestuia se înregistrează sub cei mai înalți munți).
3. Bazaltic inferior - format din roci metamorfozate. Grosimea sa ajunge la 10-30 km.

Este de remarcat faptul că al treilea strat se numește „bazalt” în mod condiționat: undele seismice trec prin el cu aceeași viteză cu care ar trece prin bazalt.

Parametrii crustei oceanice

Unii oameni de știință disting doar 2 principale, dar, în opinia mea, este mai bine să luăm o interpretare pe trei niveluri a structurii acestui cortex.

1. Stratul superior este reprezentat de roci sedimentare, care pot atinge o grosime de 15 km.
2. Stratul mijlociu este compus din lave de pernă, grosimea sa nu depășește 20 km.
3. Al treilea strat este format din roci magmatice de bază, grosimea sa este de 4-7 km.

Ultimul strat mai este numit și „gabro” datorită structurii cristaline a rocii.

Scoarța terestră este o formațiune cu mai multe straturi. Partea sa superioară - învelișul sedimentar, sau primul strat - este formată din roci sedimentare și sedimente care nu sunt compactate la starea de roci. Mai jos, atât pe continente, cât și în oceane, se află o fundație cristalină. În structura sa se află principalele diferențe dintre tipurile continentale și oceanice ale scoarței terestre. Pe continente, în compoziția subsolului se disting două straturi groase - „granit” și bazalt. Nu există un strat de „granit” sub albia abisală a oceanelor. Cu toate acestea, subsolul de bazalt al oceanului nu este deloc omogen în secțiune; este împărțit în al doilea și al treilea strat.

Înainte de forarea ultraprofundă și în apă adâncă, structura scoarței terestre a fost judecată în principal din datele geofizice, și anume din vitezele undelor seismice longitudinale și transversale. În funcție de compoziția și densitatea rocilor care alcătuiesc anumite straturi ale scoarței terestre, vitezele de trecere a undelor seismice se modifică semnificativ. În orizonturile superioare, unde predomină formațiunile sedimentare slab compactate, acestea sunt relativ mici, în timp ce în rocile cristaline cresc brusc pe măsură ce densitatea lor crește.

După ce vitezele de propagare a undelor seismice în rocile fundului oceanului au fost măsurate pentru prima dată în 1949, a devenit clar că secțiunile de viteză ale scoarței continentelor și oceanelor sunt foarte diferite. La o adâncime mică de jos, în subsolul de sub bazinul abisal, aceste viteze au atins valori care au fost înregistrate pe continente în straturile cele mai adânci ale scoarței terestre. Motivul acestei discrepanțe a devenit curând clar. Faptul este că crusta oceanelor s-a dovedit a fi uimitor de subțire. Dacă pe continente grosimea scoarței terestre este în medie de 35 km, iar în sistemele de pliuri montane chiar 60 și 70 km, atunci în ocean nu depășește 5-10, rar 15 km, iar în unele zone mantaua este situat aproape în partea de jos.

Secțiunea de viteză standard a crustei continentale include stratul superior, sedimentar, cu o viteză a undei longitudinale de 1–4 km/s, un strat intermediar, „granitic”, 5,5–6,2 km/s, și un strat inferior, bazaltic, 6,1. –7,4 km /cu. Dedesubt, se crede, se află așa-numitul strat de peridotită, care face deja parte din astenosferă, cu viteze de 7,8–8,2 km/s. Numele straturilor sunt condiționate, deoarece nimeni nu a văzut încă secțiuni continue reale ale crustei continentale, deși fântâna superadâncă Kola a pătruns deja la 12 km adâncime în Scutul Baltic.

În bazinele abisale ale oceanului, sub o mantie sedimentară subțire (0,5–1,5 km), unde vitezele undelor seismice nu depășesc 2,5 km/s, există un al doilea strat de crustă oceanică. Potrivit geofizicianului american J. Worzel și alți oameni de știință, se distinge prin valori surprinzător de similare ale vitezei - 4,93–5,23 km / s, în medie 5,12 km / s, iar grosimea medie sub fundul oceanului este de 1,68 km (în Atlantic - 2,28, în Pacific - 1,26 km). Cu toate acestea, în părțile periferice ale abisului, mai aproape de marginile continentale, grosimile celui de-al doilea strat cresc destul de brusc. Sub acest strat iese în evidență un al treilea strat al crustei cu viteze nu mai puțin uniforme de propagare a undelor seismice longitudinale, egale cu 6,7 km/s. Grosimea sa variază de la 4,5 la 5,5 km.

În ultimii ani, a devenit clar că secțiunile de viteză ale scoarței oceanice sunt caracterizate de o împrăștiere mai mare de valori decât se credea anterior, care aparent este asociată cu eterogenități profunde care există în ea (Pushcharovsky, 1987).

După cum putem vedea, vitezele de propagare a undelor seismice longitudinale în straturile superioare (primul și al doilea) ale scoarței continentale și oceanice sunt semnificativ diferite.

În ceea ce privește acoperirea sedimentară, aceasta se datorează predominanței formațiunilor antice mezozoice, paleozoice și precambriene în compoziția sa pe continente, care au suferit transformări destul de complexe în intestine. Fundul oceanului, așa cum s-a menționat mai sus, este relativ tânăr, iar sedimentele care acoperă bazalții din subsol sunt slab compactate. Acest lucru se datorează acțiunii unui număr de factori care determină efectul subconsolidării, care este cunoscut sub numele de paradoxul diagenezei de adâncime.

Este mai dificil de explicat diferența dintre vitezele undelor seismice în timpul propagării lor prin al doilea strat ("granit") al stratului continental și al doilea (bazalt) al crustei oceanice. În mod ciudat, în stratul de bazalt al oceanului, aceste viteze s-au dovedit a fi mai mici (4,82–5,23 km/s) decât în ​​stratul „granit” (5,5–6,2 km/s). Ideea aici este că vitezele undelor seismice longitudinale în rocile cristaline cu o densitate de 2,9 g/cm 3 se apropie de 5,5 km/s. De aici rezultă că dacă stratul „granit” de pe continente este într-adevăr compus din roci cristaline, printre care predomină formațiunile metamorfice ale stadiilor inferioare de transformare (conform datelor forajelor ultraprofunde din Peninsula Kola), atunci compoziția celui de-al doilea strat al scoarței oceanice, pe lângă bazalt, ar trebui să includă formațiuni cu o densitate mai mică decât cea a rocilor cristaline (2–2,55 g / cm 3).

Într-adevăr, în cea de-a 37-a călătorie a navei de foraj „Glomar Challenger” au fost descoperite rocile subsolului oceanic. Forajul a pătruns în mai multe foi de bazalt, între care se aflau orizonturi de sedimente pelagice carbonatice. Într-una dintre fântâni a fost forată un strat de bazalt de 80 de metri cu interstraturi de calcar, în cealaltă, o serie de 300 de metri de roci de origine vulcanogen-sedimentară. Forarea primei dintre aceste puțuri a fost oprită în roci ultramafice - roci gabro și ultramafice, care aparțin probabil deja celui de-al treilea strat al scoarței oceanice.

Forajul la adâncime și studiul zonelor de rift de la vehiculele subacvatice cu echipaj (UAV) au făcut posibilă elucidarea în termeni generali a structurii scoartei oceanice. Adevărat, este imposibil să afirmăm cu certitudine că îi cunoaștem secțiunea completă și continuă, nedistorsionată de procesele ulterioare suprapuse. În prezent, stratul superior, sedimentar, expus parțial sau complet în aproape 1000 de puncte ale fundului, a fost studiat în cel mai detaliu de către forajele Glomar Challenger și Joydes Resolution. Mult mai puțin explorat este al doilea strat al scoarței oceanice, care a fost pătruns la o anumită adâncime de un număr mult mai mic de foraje (câteva zeci). Cu toate acestea, acum este evident că acest strat a fost format în principal din învelișuri de lavă de bazalt, între care sunt închise diverse formațiuni sedimentare de grosime mică. Bazalții aparțin soiurilor de toleiite care au apărut în condiții subacvatice. Acestea sunt lave de pernă, adesea compuse din tuburi de lavă goale și perne. Sedimentele situate între bazalți din părțile centrale ale oceanului constau din rămășițele celor mai mici organisme planctonice cu funcție carbonatică sau silicioasă.

În cele din urmă, cel de-al treilea strat al scoarței oceanice este identificat cu așa-numita centură de dig - o serie de corpuri magmatice mici (intruzii), strâns montate unul cu celălalt. Compoziția acestor intruziuni este de bază pentru ultrabazic. Acestea sunt gabro și hiperbazit, care s-au format nu în timpul revărsării magmelor pe suprafața inferioară, ca bazalții din al doilea strat, ci în adâncurile crustei în sine. Cu alte cuvinte, vorbim de topituri magmatice care s-au solidificat în apropierea camerei de magmă fără a ajunge la suprafața inferioară. Compoziția lor ultramafică „mai grea” indică natura reziduală a acestor topituri magmatice. Dacă ne amintim că grosimea celui de-al treilea strat este de obicei de 3 ori grosimea celui de-al doilea strat al scoarței oceanice, atunci definiția sa ca bazaltică poate părea o mare exagerare.

În mod similar, stratul „granit” al crustei continentale, așa cum s-a dovedit în timpul forării puțului superadânc Kola, s-a dovedit a nu fi deloc granit, cel puțin în jumătatea sa superioară. După cum am menționat mai sus, secțiunea trecută aici a fost dominată de roci metamorfice din stadiile inferioare și medii de transformare. În cea mai mare parte, sunt roci sedimentare antice modificate la temperaturi și presiuni ridicate care există în intestinele Pământului. În acest sens, a apărut o situație paradoxală, care constă în faptul că acum știm mai multe despre scoarța oceanică decât despre cea continentală. Și asta în ciuda faptului că primul a fost studiat intens timp de două decenii, în timp ce al doilea a făcut obiectul cercetării de cel puțin un secol și jumătate.

Ambele soiuri ale scoarței terestre nu sunt antagoniste. În părțile marginale ale oceanelor tinere, Atlantic și Indian, granița dintre scoarța continentală și cea oceanică este oarecum „încețoșată” din cauza subțierii treptate a primului dintre ele în regiunea de tranziție de la continent la ocean. În ansamblu, această limită este calmă din punct de vedere tectonic, adică nu se manifestă nici ca șocuri seismice puternice, care apar aici extrem de rar, nici ca erupții vulcanice.

Cu toate acestea, această situație nu este valabilă peste tot. În Pacific, granița dintre crusta continentală și cea oceanică este poate una dintre cele mai dramatice linii de despărțire de pe planeta noastră. Deci, ce sunt, până la urmă, aceste două varietăți de antipozi ai scoarței terestre sau nu? Se pare că le putem considera în mod justificat ca atare. Într-adevăr, în ciuda existenței unui număr de ipoteze care sugerează oceanizarea scoarței continentale sau, dimpotrivă, transformarea substratului oceanic într-unul continental datorită unui număr de transformări minerale ale bazalților, de fapt nu există dovezi ale o tranziție directă a unui tip de crustă la altul. După cum se va arăta mai jos, scoarța continentală se formează în setări tectonice specifice în zone de tranziție activă între continent și ocean și, în principal, ca urmare a transformării unui alt tip de scoarță terestră, numită suboceanic. Substratul oceanic dispare în zonele Benioff sau este stors ca o pastă dintr-un tub până la marginea continentului sau se transformă în amestec tectonic (roci de pământ zdrobite) în zonele oceanelor „prăbușite”. Cu toate acestea, mai multe despre asta mai târziu.

Ipoteze care explică originea și dezvoltarea scoarței terestre

Conceptul de scoarță terestră.

Scoarta terestra este un complex de straturi de suprafață ale corpului solid al Pământului. În literatura științifică geografică nu există o idee unică despre originea și dezvoltarea scoarței terestre.

Există mai multe concepte (ipoteze) care dezvăluie mecanismele de formare și dezvoltare a scoarței terestre, dintre care cele mai justificate sunt următoarele:

1. Teoria fixismului (din lat. fixus - nemișcat, neschimbător) susține că continentele au rămas mereu în locurile pe care le ocupă în prezent. Această teorie neagă orice mișcare a continentelor și a unor părți mari ale litosferei.

2. Teoria mobilismului (din latină mobilis - mobile) demonstrează că blocurile litosferei sunt în continuă mișcare. Acest concept a fost stabilit mai ales în ultimii ani în legătură cu primirea de noi date științifice în studiul fundului Oceanului Mondial.

3. Conceptul de creștere a continentelor în detrimentul fundului oceanului presupune că continentele originale s-au format sub formă de masive relativ mici, care alcătuiesc acum vechile platforme continentale. Ulterior, aceste masive au crescut din cauza formării munților pe fundul oceanului adiacent marginilor nucleelor ​​de pământ originale. Studiul fundului oceanului, în special în zona crestelor mijlocii oceanice, a dat motive să se îndoiască de corectitudinea conceptului de creștere a continentelor din cauza fundului oceanului.

4. Teoria geosinclinalelor afirmă că creșterea dimensiunii terenului are loc prin formarea munților în geosinclinale. Procesul geosinclinal, ca unul dintre principalele în dezvoltarea scoarței terestre a continentelor, stă la baza multor explicații științifice moderne ale procesului de origine și dezvoltare a scoarței terestre.

5. Teoria rotației își bazează explicația pe propoziția că, întrucât figura Pământului nu coincide cu suprafața unui sferoid matematic și este reconstruită din cauza rotației inegale, benzile zonale și sectoarele meridionale de pe o planetă în rotație sunt inevitabil inegale din punct de vedere tectonic. Ele reacţionează cu grade diferite de activitate la stresurile tectonice cauzate de procesele intraterestre.

Există două tipuri principale de scoarță terestră: oceanică și continentală. Există, de asemenea, un tip de tranziție al scoarței terestre.

Crustă oceanică. Grosimea scoartei oceanice în epoca geologică modernă variază de la 5 la 10 km. Este format din următoarele trei straturi:

1) stratul subțire superior de sedimente marine (grosimea nu este mai mare de 1 km);

2) strat de bazalt mijlociu (grosime de la 1,0 la 2,5 km);

3) stratul inferior de gabro (aproximativ 5 km grosime).

Crusta continentală (continentală). Scoarta continentală are o structură mai complexă și o grosime mai mare decât crusta oceanică. Grosimea sa medie este de 35-45 km, iar în țările muntoase crește la 70 km. Este, de asemenea, format din trei straturi, dar diferă semnificativ de ocean:

1) stratul inferior compus din bazalt (aproximativ 20 km grosime);

2) stratul mijlociu ocupă grosimea principală a scoarței continentale și se numește condiționat granit. Este compus în principal din granite și gneisuri. Acest strat nu se extinde sub oceane;

3) stratul superior este sedimentar. Grosimea medie a acestuia este de aproximativ 3 km. În unele zone, grosimea precipitațiilor ajunge la 10 km (de exemplu, în câmpia Caspică). În unele regiuni ale Pământului, stratul sedimentar este absent cu totul și un strat de granit iese la suprafață. Astfel de zone sunt numite scuturi (de exemplu, Scutul Ucrainean, Scutul Baltic).

Pe continente, ca urmare a meteorizării rocilor, se formează o formațiune geologică, numită cruste de intemperii.

Stratul de granit este separat de bazalt Suprafata Conrad , la care viteza undelor seismice crește de la 6,4 la 7,6 km/sec.

Granița dintre scoarța terestră și mantaua (atât pe continente, cât și pe oceane) trece de-a lungul Suprafata Mohorovichic (linia Moho). Viteza undelor seismice pe acesta sare până la 8 km/h.

Pe lângă cele două tipuri principale - oceanice și continentale - există și zone de tip mixt (de tranziție).

Pe bancurile sau rafturile continentale, crusta are o grosime de aproximativ 25 km și este în general asemănătoare cu crusta continentală. Cu toate acestea, un strat de bazalt poate cădea în el. În Asia de Est, în zona arcurilor insulare (Insulele Kuril, Insulele Aleutine, Insulele Japoneze și altele), scoarța terestră este de tip tranzițional. În cele din urmă, scoarța terestră a crestelor mijlocii oceanice este foarte complexă și încă puțin studiată. Nu există o graniță Moho aici, iar materialul mantalei se ridică de-a lungul falilor în crustă și chiar la suprafața acesteia.

Conceptul de „crustă terestră” ar trebui să fie distins de conceptul de „litosferă”. Conceptul de „litosferă” este mai larg decât „scoața terestră”. În litosferă, știința modernă include nu numai scoarța terestră, ci și mantaua cea mai superioară a astenosferei, adică la o adâncime de aproximativ 100 km.

Conceptul de isostazie . Studiul distribuției gravitației a arătat că toate părțile scoarței terestre - continente, țări muntoase, câmpii - sunt echilibrate pe mantaua superioară. Această poziție echilibrată se numește isostasy (din latină isoc - par, stasis - poziție). Echilibrul izostatic se realizează datorită faptului că grosimea scoarței terestre este invers proporțională cu densitatea acesteia. Crusta oceanică grea este mai subțire decât crusta continentală mai ușoară.

Isostazia nu este, în esență, nici măcar un echilibru, ci o luptă pentru echilibru, perturbată și restabilită continuu. Deci, de exemplu, Scutul Baltic după topirea gheții continentale din glaciația Pleistocenă crește cu aproximativ 1 metru pe secol. Zona Finlandei este în continuă creștere din cauza fundului mării. Teritoriul Olandei, dimpotrivă, este în scădere. Linia de echilibru zero rulează în prezent oarecum la sud de 60 0 N.L. Sankt Petersburg modern este cu aproximativ 1,5 m mai înalt decât Sankt Petersburg în timpul lui Petru cel Mare. După cum arată datele cercetării științifice moderne, chiar și greutatea orașelor mari este suficientă pentru fluctuația izostatică a teritoriului de sub ele. În consecință, scoarța terestră din zonele marilor orașe este foarte mobilă. În ansamblu, relieful scoarței terestre este o imagine în oglindă a suprafeței Moho, talpa scoarței terestre: zonele ridicate corespund depresiunilor din manta, iar zonele inferioare corespund unui nivel superior al limitei sale superioare. Deci, sub Pamir, adâncimea suprafeței Moho este de 65 km, iar în câmpia Caspică - aproximativ 30 km.

Proprietățile termice ale scoarței terestre . Fluctuațiile zilnice ale temperaturii solului se extind până la o adâncime de 1,0–1,5 m, iar fluctuațiile anuale ale latitudinilor temperate în țările cu climă continentală la o adâncime de 20–30 m. un strat de temperatură constantă a solului. Se numeste strat izoterm . Sub stratul izoterm adânc în Pământ, temperatura crește, iar acest lucru este deja cauzat de căldura internă a interiorului pământului. Căldura internă nu participă la formarea climatelor, dar servește drept bază energetică pentru toate procesele tectonice.

Se numește numărul de grade cu care temperatura crește la fiecare 100 m de adâncime gradient geotermal . Distanța în metri, când este coborâtă cu care temperatura crește cu 1 0 C, se numește etapa geotermală . Valoarea treptei geotermale depinde de relief, conductivitatea termică a rocilor, apropierea focarelor vulcanice, circulația apei subterane etc. În medie, treapta geotermală este de 33 m. În zonele vulcanice, treapta geotermală poate fi doar aproximativ 5 m, iar în zonele calme din punct de vedere geologic (de exemplu, pe platforme) poate ajunge la 100 m.

Crusta continentală sau crusta continentală - scoarța terestră a continentelor, care constă din straturi sedimentare, granitice și bazalt. Grosimea medie este de 35-45 km, grosimea maximă este de până la 75 km (sub lanțuri muntoase). Se opune scoarței oceanice, care este diferită ca structură și compoziție. Scoarta continentală are o structură cu trei straturi. Stratul superior este reprezentat de o acoperire discontinuă de roci sedimentare, care este larg dezvoltată, dar rareori are o grosime mare. Cea mai mare parte a crustei este compusă din crusta superioară, un strat compus în principal din granite și gneisuri de densitate scăzută și istorie antică. Studiile arată că majoritatea acestor roci s-au format cu mult timp în urmă, cu aproximativ 3 miliarde de ani în urmă. Mai jos este crusta inferioară, constând din roci metamorfice - granulite și altele asemenea.

5. Tipuri de structuri oceanice. Suprafața terestră a continentelor reprezintă doar o treime din suprafața Pământului. Suprafața ocupată de Oceanul Mondial este de 361,1 ml mp. km. Marginile subacvatice ale continentelor (platouri și versant continental) reprezintă aproximativ 1/5 din suprafața sa, așa-numita. zone „de tranziție” (tranșee adânci, arcuri insulare, mări marginale) – aproximativ 1/10 din zonă. Restul suprafeței (aproximativ 250 ml km²) este ocupată de câmpii oceanice de adâncime, depresiuni și ridicări interoceanice care le separă. Fundul oceanului diferă puternic în natura seismicității. Este posibil să se distingă zone cu activitate seismică ridicată și zone aseismice. Primele sunt zone extinse ocupate de sisteme de creste mijlocii oceanice, care se întind pe toate oceanele. Aceste zone sunt uneori numite centuri mobile oceanice. Centurile mobile se caracterizează prin vulcanism intens (bazalt toleiitic), flux de căldură crescut, relief brusc disecat cu sisteme de creste longitudinale și transversale, șanțuri, șanțuri și suprafață superficială a mantalei. Zonele inactive din punct de vedere seismic sunt exprimate în relief prin bazine oceanice mari, câmpii, podișuri, precum și creste subacvatice mărginite de margini de tip falie și ridicări de tip swell intra-oceanic acoperite de conuri de vulcani activi și dispăruți. În regiunile de al doilea tip se întâlnesc platouri subacvatice și ridicări cu crustă de tip continental (microcontinente). Spre deosebire de centurile oceanice mobile, aceste regiuni, prin analogie cu structurile continentelor, sunt uneori numite talassocratonii.

6. Structura scoartei oceanice în structuri de diferite tipuri. Depresiunile oceanice, ca cele mai mari structuri negative de pe suprafața scoarței terestre, au o serie de caracteristici structurale care le permit să fie opuse structurilor pozitive (continente) și comparate între ele.

Principalul lucru care unește și distinge toate depresiunile oceanice este poziția joasă a suprafeței scoarței terestre în interiorul acestora și absența unui strat granit-metamorfic geofizic caracteristic continentelor. Centurile mobile se întind prin toate depresiunile oceanice - sisteme montane ale crestelor mijlocii oceanice cu un flux ridicat de căldură, o poziție ridicată a stratului de manta, ceea ce nu este tipic pentru continente. Sistemul crestelor mijlocii oceanice, cel mai lung de pe suprafata Pamantului, patrunde si astfel leaga toate depresiunile oceanice, ocupand o pozitie centrala sau marginala in ele.De asemenea, este caracteristic ca structurile tectonice ale fundului oceanului sunt adesea strans legate. la structurile continentelor. În primul rând, aceste conexiuni se exprimă în prezența faliilor comune, în tranzițiile văilor rift ale crestelor mijlocii oceanice în rifturi continentale (golfurile California și Aden), în prezența unor blocuri mari scufundate de crustă continentală în oceane. , precum și depresiuni cu crustă fără granit de pe continente, în tranziții capcane câmpuri ale continentelor către raftul și fundul oceanului. Structura internă a depresiunilor oceanice este, de asemenea, diferită. În funcție de poziția zonei de răspândire modernă, este posibil să se opună depresiunea Oceanului Atlantic cu poziția mediană a creastei Mid-Atlantic față de toate celelalte oceane, în care așa-numitele. creasta mediană este deplasată către una dintre margini. Structura internă a depresiunii Oceanului Indian este complexă. În partea de vest seamănă cu structura Oceanului Atlantic, în partea de est este mai aproape de regiunea de vest a Oceanului Pacific. Comparând structura regiunii de vest a Oceanului Pacific cu partea de est a Oceanului Indian, se atrage atenția asupra anumitor asemănări ale acestora: adâncimea fundului, vârsta crustei (Cocos și bazinele australiene de vest ale Oceanului Indian). , Bazinul de Vest al Oceanului Pacific). În ambele oceane, aceste părți sunt separate de continent și bazinele mărilor marginale prin sisteme de tranșee de adâncime și arce insulare.Legătura dintre marginile oceanelor active și structurile tinere pliate ale continentelor se observă în America Centrală, unde Oceanul Atlantic este separat de Marea Caraibelor printr-un șanț de adâncime și un arc insular. Relația strânsă dintre șanțurile de adâncime care separă bazinele oceanice de masivele continentale cu structurile scoarței continentale poate fi urmărită în exemplul extinderii nordice a șanțului de adâncime Sunda, care trece în adâncimea pre-aracană. .

7. Structuri ale marginilor continentelor (oceanelor) și tipuri de crustă.

8. Tipuri de limite ale blocurilor continentale și depresiunilor oceanice. Masivele continentale și depresiunile oceanice pot avea două tipuri de granițe - pasive (Atlantice) și active (Pacific). Primul tip este distribuit de-a lungul încadrării majorității oceanelor Atlantic, Indian și Arctic. Acest tip se caracterizează prin faptul că printr-o pantă continentală de una sau alta abruptă cu un sistem de falii normale în trepte, margini și un picior continental relativ blând, masivele continentale se îmbină cu zona câmpiilor abisale ale fundului oceanului. În zona piciorului continental sunt cunoscute sisteme de jgheaburi adânci, dar acestea sunt netezite de straturi groase de sedimente libere. Al doilea tip de margini este exprimat de-a lungul încadrării Oceanului Pacific, de-a lungul marginii de nord-est a Oceanului Indian și pe marginea Oceanului Atlantic adiacent Americii Centrale. În aceste zone, între masivele continentale și câmpiile abisale ale fundului oceanului, există o zonă de lățime variabilă cu tranșee de adâncime, arcuri insulare și bazine ale mărilor marginale.

9. Plăci litosferice și tipuri de limite ale acestora. Studiind litosfera, care include scoarța terestră și mantaua superioară, geofizicienii au ajuns la concluzia că aceasta conține propriile sale eterogenități. În primul rând, aceste neomogenități ale litosferei sunt exprimate prin prezența zonelor de fâșii care o traversează pe toată grosimea cu un flux de căldură ridicat, seismicitate ridicată și vulcanism modern activ. Zonele situate între astfel de zone de bandă sunt numite plăci litosferice, iar zonele în sine sunt considerate limite ale plăcilor litosferice. În același timp, un tip de limite se caracterizează prin tensiuni de tracțiune (granițe de divergență ale plăcilor), un alt tip este caracterizat de tensiuni de compresiune (granițe de convergență a plăcilor), iar al treilea tip este caracterizat de tensiuni și compresiuni care apar în timpul foarfece. Primul tip de granițe sunt granițe divergente (constructive), care la suprafață corespund zonelor de rift. Al doilea tip de granițe sunt subducția (când blocurile oceanice sunt împinse sub cele continentale), obductive (când blocurile oceanice sunt împinse pe cele continentale) și colizionale (când blocurile continentale sunt deplasate). La suprafață, ele sunt exprimate prin tranșee de apă adâncă, adâncituri și zone de împingeri mari, adesea cu ofiolite (suturi). Al treilea tip de limite (de forfecare) se numește limite de transformare. De asemenea, este adesea însoțită de lanțuri discontinue de depresiuni de rift. Există mai multe plăci litosferice mari și mici. Plăcile mari includ cele eurasiatice, africane, indo-australiene, sud-americane, nord-americane, din Pacific și antarctice. Farfuriile mici includ Caraibe, Scotia, Filipine, Cocos, Nazca, Arabian etc.

10. Rifting, răspândire, subducție, obducție, ciocnire. Rifting-ul este procesul de apariție și dezvoltare în scoarța terestră a continentelor și oceanelor a zonelor sub formă de benzi de întindere orizontală la scară globală. În partea sa superioară fragilă, se manifestă prin formarea de fisuri exprimate sub formă de grabeni liniare mari, cavități de alunecare și forme structurale aferente și umplerea acestora cu sedimente și (sau) produse ale erupțiilor vulcanice, care însoțesc de obicei riftingul. În partea inferioară, mai încălzită a crustei, deformările fragile în timpul riftingului sunt înlocuite cu tensiune plastică, ducând la subțierea acesteia (formarea unui „gât”) și, cu întindere deosebit de intensă și prelungită, la o întrerupere completă a continuității. a scoarţei preexistente (continentală sau oceanică) şi formarea de „goluri” noii cruste de tip oceanic. Ultimul proces, numit răspândire, s-a desfășurat puternic la sfârșitul Mezozoicului și Cenozoicul în interiorul oceanelor moderne, iar la o scară mai mică (?) s-a manifestat periodic în unele zone ale centurilor mobile mai vechi.

Subducția - subducția plăcilor litosferice ale scoarței oceanice și a rocilor de manta sub marginile altor plăci (conform conceptelor tectonicei plăcilor). Însoțită de apariția unor zone cu cutremure cu focalizare profundă și formarea de arce active de insula vulcanica.

Obducție - împingere a plăcilor tectonice, compuse din fragmente din litosfera oceanică, pe marginea continentală. Ca urmare, se formează un complex ofiolit.Obducția are loc atunci când orice factori perturbă absorbția normală a crustei oceanice în manta. Unul dintre mecanismele de obducție este ridicarea scoarței oceanice la marginea continentală atunci când intră în zona de subducție a crestei mijlocii oceanice.Obducția este un fenomen relativ rar și s-a produs doar periodic în istoria Pământului. Unii cercetători cred că în vremea noastră acest proces are loc pe coasta de sud-vest a Americii de Sud.

O coliziune continentală este o ciocnire a plăcilor continentale, care duce întotdeauna la prăbușirea scoarței și formarea lanțurilor muntoase. Un exemplu de coliziune este centura munților Alpino-Himalaya, formată ca urmare a închiderii Oceanului Tethys și a unei coliziuni cu placa eurasiatică a Hindustanului și Africii. Ca urmare, grosimea crustei crește semnificativ, sub Himalaya este de 70 km. Aceasta este o structură instabilă, părțile sale sunt intens distruse de eroziunea de suprafață și tectonă. În crusta cu o grosime puternic crescută, granitele sunt topite din roci sedimentare și magmatice metamorfozate.