Preguntas a considerar:
1. Métodos para estudiar la estructura interna de la Tierra.
2. Estructura interna Tierra.
3. Propiedades físicas y composición química de la Tierra.
4. Historia del surgimiento y desarrollo de las capas terrestres. Movimiento de la corteza terrestre.
5. Volcanes y terremotos.
1. Métodos para estudiar la estructura interna de la Tierra.
1) Observaciones visuales de afloramientos rocosos.
afloramiento rocoso - Se trata de afloramientos de rocas en la superficie terrestre en barrancos, valles fluviales, canteras, explotaciones mineras y en las laderas de montañas.
Al estudiar un afloramiento, se presta atención a las rocas que lo componen, cuál es la composición y el espesor de estas rocas y el orden de aparición. De cada capa se toman muestras para su posterior estudio en el laboratorio para determinar la composición química de las rocas, su origen y edad.
2) Perforación de pozos le permite extraer muestras de rocas – centro, y luego determinar la composición, estructura, aparición de rocas y construir un dibujo de los estratos perforados. sección geológica terreno. La comparación de muchas secciones permite establecer cómo se depositan las rocas y elaborar un mapa geológico del territorio. El pozo más profundo se perforó a una profundidad de 12 km. Estos dos métodos nos permiten estudiar la Tierra sólo superficialmente.
3) Exploración sísmica.
Al crear una onda sísmica artificial con una explosión, la gente controla la velocidad de su paso a través de varias capas. Cuanto más denso es el medio, mayor es la velocidad. Conociendo estas velocidades y siguiendo sus cambios, los científicos pueden determinar la densidad de las rocas subyacentes. Este método se llama sondeo sísmico y ayudó a mirar dentro de la Tierra.
2. Estructura interna de la Tierra.
El sondeo sísmico de la Tierra permitió distinguir tres partes: la litosfera, el manto y el núcleo.Litosfera (del griego litos - piedra y esfera - bola): la capa rocosa superior de la Tierra, incluida la corteza terrestre y la capa superior del manto (astenosfera). La profundidad de la litosfera alcanza más de 80 km. La sustancia de la astenosfera se encuentra en un estado viscoso. Como resultado, la corteza terrestre parece flotar sobre una superficie líquida.
La corteza terrestre tiene un espesor de 3 a 75 km. Su estructura es heterogénea (de arriba a abajo):
1 – rocas sedimentarias (arena, arcilla, caliza) – 0-20 km. Las rocas sueltas tienen velocidades de onda sísmica bajas.
2 – la capa de granito (ausente bajo el océano) tiene una alta velocidad de onda de 5,5-6 km/s;
3 – capa de basalto (velocidad de las olas 6,5 km/s);
Hay dos tipos de corteza: continente Y oceánico. Debajo de los continentes, la corteza contiene las tres capas: sedimentaria, granítica y basáltica. Su espesor en las llanuras alcanza los 15 km, y en las montañas aumenta hasta los 80 km, formando “raíces de montaña”. Bajo los océanos, en muchos lugares la capa de granito está completamente ausente y los basaltos están cubiertos por una fina capa de rocas sedimentarias. En las partes profundas del océano, el espesor de la corteza no supera los 3-5 km, y el manto superior se encuentra debajo.
La temperatura en el espesor de la corteza alcanza los 600 o C. Se compone principalmente de óxidos de silicio y aluminio.
Manto - una capa intermedia ubicada entre la litosfera y el núcleo de la Tierra. Su límite inferior supuestamente se encuentra a una profundidad de 2900 km. El manto representa el 83% del volumen de la Tierra.. La temperatura del manto oscila entre los 1000 oh C en las capas superiores hasta 3700 oh C en los inferiores. La interfaz entre la corteza y el manto es la superficie de Moho (Mohorovicic).
Los terremotos ocurren en el manto superior y se forman minerales, diamantes y otros minerales. Aquí es donde el calor interno llega a la superficie de la Tierra. El material del manto superior se mueve constante y activamente, provocando el movimiento de la litosfera y la corteza terrestre. Se compone de silicio y magnesio. El manto interior se mezcla constantemente con el núcleo líquido. Los elementos pesados se hunden en el núcleo y los elementos ligeros suben a la superficie. La sustancia que forma el manto ha completado el circuito 20 veces. Este proceso debe repetirse solo 7 veces y se detendrá el proceso de formación de la corteza terrestre, los terremotos y los volcanes.
Centro Consiste en una capa líquida exterior (hasta una profundidad de 5 mil km) y una capa sólida interior. Es una aleación de hierro y níquel. La temperatura del núcleo líquido es de 4000 o C y la interna es de 5000 o C. El núcleo tiene una densidad muy alta, especialmente el interior, por lo que es sólido. La densidad del núcleo es 12 veces mayor que la del agua.
3. Propiedades físicas y composición química de la Tierra.A las propiedades físicas La Tierra incluye temperatura (calor interno), densidad y presión.
En la superficie de la Tierra, la temperatura cambia constantemente y depende de la afluencia de calor solar. Las fluctuaciones diarias de temperatura se extienden hasta una profundidad de 1 a 1,5 m, estacionales, hasta 30 m. Debajo de esta capa se encuentra zona de temperaturas constantes, donde siempre siguen siendo los mismos
85 y corresponden a las temperaturas medias anuales de un área determinada de la superficie terrestre.
La profundidad de la zona de temperatura constante no es la misma en diferentes lugares y depende del clima y la conductividad térmica de las rocas. Por debajo de esta zona las temperaturas comienzan a aumentar, en promedio 30 °C cada 100 m, aunque este valor no es constante y depende de la composición de las rocas, la presencia de volcanes y la actividad de la radiación térmica de las entrañas del planeta. Tierra.
Conociendo el radio de la Tierra, se puede calcular que en el centro su temperatura debería alcanzar los 200.000 °C. Sin embargo, a esta temperatura la Tierra se convertiría en gas caliente. En general, se acepta que solo se produce un aumento gradual de las temperaturas en la litosfera y que la fuente del calor interno de la Tierra es el manto superior. Abajo, el aumento de temperatura se ralentiza y en el centro de la Tierra no supera los 5000.° CON.
Densidad de la Tierra. Cuanto más denso es el cuerpo, mayor es la masa por unidad de volumen. Se considera que el estándar de densidad es el agua, de la cual 1 cm 3 pesa 1 g, es decir, la densidad del agua es 1 g/cm 3 . La densidad de otros cuerpos está determinada por la relación entre su masa y la masa de agua del mismo volumen. De esto se desprende claramente que todos los cuerpos con una densidad superior a 1 se hunden y los que tienen menos densidad flotan.
La densidad de la Tierra no es la misma en diferentes lugares. Las rocas sedimentarias tienen una densidad de 1,5 - 2 g/cm 3, el granito - 2,6 g/cm 3 3 y basaltos: 2,5-2,8 g/cm3. Densidad media La Tierra pesa 5,52 g/cm 3 . En el centro de la Tierra, la densidad de las rocas que la componen aumenta y asciende a 15-17 g/cm 3 .
Presión dentro de la Tierra. Las rocas ubicadas en el centro de la Tierra experimentan una enorme presión por parte de las capas suprayacentes. Se calcula que a una profundidad de sólo 1 km la presión es de 10 4 hPa, y en el manto superior supera los 6 10 4 hPa. Experimentos de laboratorio demuestran que a esta presión los sólidos, como el mármol, se doblan e incluso pueden fluir, es decir, adquieren propiedades intermedias entre un sólido y un líquido. Este estado de la materia se llama el plastico. Este experimento sugiere que en el interior profundo de la Tierra, la materia se encuentra en un estado plástico.
Composición química Tierra. EN Todo se puede encontrar en la tierra. elementos químicos tablas de D.I.Mendeleev. Sin embargo, su número no es el mismo, están distribuidos de forma muy desigual. Por ejemplo, en la corteza terrestre, el oxígeno (O) constituye más del 50% y el hierro (Fe), menos del 5% de su masa. Se estima que las capas de basalto y granito están compuestas principalmente de oxígeno, silicio y aluminio, y en el manto aumenta la proporción de silicio, magnesio y hierro. En general, se acepta que 8 elementos (oxígeno, silicio, aluminio, hierro, calcio, magnesio, sodio, hidrógeno) representan el 99,5% de la composición de la corteza terrestre, y todos los demás, el 0,5%. Los datos sobre la composición del manto y del núcleo son especulativos.
4. Historia del surgimiento y desarrollo de las capas terrestres. Movimiento de la corteza terrestre.
Hace unos 5 mil millones de años, el cuerpo cósmico Tierra se formó a partir de una nebulosa de gas y polvo. Hacía frío. Aún no existían límites claros entre los caparazones. Los gases surgieron de las profundidades de la Tierra en una corriente tormentosa, sacudiendo la superficie con explosiones.
Como resultado de una fuerte compresión, comenzaron a ocurrir reacciones nucleares en el núcleo, lo que provocó la liberación de una gran cantidad de calor. La energía del núcleo del planeta se calienta. En el proceso de fusión de los metales del subsuelo, las sustancias más ligeras flotaban hacia la superficie y formaban una costra, mientras que las sustancias más pesadas se hundían. La fina película congelada se hundió en el magma caliente y se formó de nuevo. Después de un tiempo, grandes masas de óxidos ligeros de silicio y aluminio comenzaron a acumularse en la superficie, que ya no se hundieron. Con el tiempo, formaron grandes masas y se enfriaron. Estas formaciones se llaman placas litosfrénicas(plataformas continentales). Flotaron como icebergs gigantes y continúan su deriva sobre la superficie plástica del manto.
Hace 2 mil millones de años, apareció una capa de agua como resultado de la condensación del vapor de agua.
Hace unos 500-430 millones de años, había 4 continentes: Angaria (parte de Asia), Gondwana, las placas norteamericana y europea. Como resultado del movimiento de las placas, las dos últimas placas chocaron formando montañas. Se formó Euroamérica.
Hace unos 275 millones de años, se produjo una colisión entre Euroamérica y Angaria, y en el lugar surgieron los Montes Urales. Como resultado de esta colisión, surgió Laurasia.
Pronto, Laurasia y Gondwana se unieron para formar Pangea (hace 175 millones de años) y luego volvieron a divergir. Cada uno de estos continentes se dividió en fragmentos, formando continentes modernos.
Las corrientes de convección se producen en el manto superior bajo la influencia de flujos de calor ascendentes. La gran presión profunda obliga a la litosfera, que consta de bloques individuales: placas, a moverse. La litosfera está dividida en aproximadamente 15 grandes placas que se mueven en diferentes direcciones. Al chocar entre sí, su superficie se comprime en pliegues y se eleva, formando montañas. Se forman grietas en otros lugares ( zonas de ruptura) y los flujos de lava, estallando, llenan el espacio. Estos procesos ocurren tanto en la tierra como en el fondo del océano.
Vídeo 1. Formación de la Tierra y sus placas litosféricas.
Movimiento de placas litosféricas.
Tectónica– el proceso de movimiento de las placas litosféricas a lo largo de la superficie del manto. El movimiento de la corteza terrestre se llama movimiento tectónico.
Estudio de estructura de rocas, electrónico. encuesta topográfica El fondo del océano desde el espacio confirmó la teoría de la tectónica de placas.
Vídeo 2. Evolución de los continentes.
5. Volcanes y terremotos.
Vulcano –Formación geológica situada en la superficie de la corteza terrestre a través de la cual estallan flujos de roca fundida, gases, vapor y cenizas. Es necesario distinguir entre magma y lava. El magma es roca líquida que se encuentra en el cráter de un volcán. Lava: flujos de roca a lo largo de las laderas de un volcán. Se forman montañas volcánicas a partir de lava enfriada
Hay alrededor de 600 en la Tierra. volcanes activos. Se forman donde la corteza terrestre está dividida por grietas y capas de magma fundido se encuentran cerca. La alta presión lo obliga a subir. Los volcanes son terrestres o submarinos.
Un volcán es una montaña que tiene canal terminando con un agujero - cráter. También puede haber canales laterales. A través del canal del volcán, el magma líquido fluye desde el depósito de magma hacia la superficie, formando coladas de lava. Si la lava se enfría en el cráter de un volcán, se forma un tapón que, bajo la influencia de la presión del gas, puede explotar, despejando el camino para el magma fresco (lava). Si la lava es lo suficientemente líquida (contiene mucha agua), fluye rápidamente por la ladera del volcán. La lava espesa fluye lentamente y se endurece, aumentando la altura y el ancho del volcán. La temperatura de la lava puede alcanzar los 1000-1300 o C y moverse a una velocidad de 165 m/s.
La actividad volcánica suele ir acompañada de la liberación de grandes cantidades de cenizas, gases y vapor de agua. Antes de la erupciónPor encima del volcán, una columna de emisiones puede alcanzar varias decenas de kilómetros de altura. Puede formarse un cráter en lugar de la montaña después de una erupción. tamaño gigantesco con un lago de lava burbujeante en su interior - caldera.
Los volcanes se forman en zonas sísmicamente activas: en lugares donde se tocan las placas litosféricas. En las fallas, el magma se acerca a la superficie de la Tierra, derritiendo rocas y formando un conducto volcánico. Los gases atrapados aumentan la presión y empujan el magma a la superficie.
Estructura de caparazón de la Tierra. Estado físico (densidad, presión, temperatura), composición química, movimiento de ondas sísmicas en el interior de la Tierra. Magnetismo terrestre. Fuentes de energía interna del planeta. Edad de la Tierra. Geocronología.
La Tierra, como otros planetas, tiene una estructura de caparazón. Cuando las ondas sísmicas (longitudinales y transversales) atraviesan el cuerpo de la Tierra, sus velocidades en algunos niveles profundos cambian notablemente (y abruptamente), lo que indica un cambio en las propiedades del medio por el que pasan las ondas. En la tabla se dan ideas modernas sobre la distribución de la densidad y la presión dentro de la Tierra.
Cambios de densidad y presión con la profundidad del interior de la Tierra.
(S.V. Kalesnik, 1955)
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Profundidad, km |
Densidad, g/cm 3 |
Presión, millones de atm |
La tabla muestra que en el centro de la Tierra la densidad alcanza los 17,2 g/cm 3 y que cambia con un salto especialmente brusco (de 5,7 a 9,4) a una profundidad de 2.900 km y luego a una profundidad de 5.000 km. El primer salto permite aislar un núcleo denso, y el segundo, subdividir este núcleo en partes externas (2900-5000 km) e internas (de 5 mil km al centro).
Dependencia de la velocidad de longitudinal y ondas transversales desde la profundidad
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Profundidad, km |
Velocidad de onda longitudinal, km/seg |
Velocidad de onda cortante, km/seg |
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60 (arriba) | ||
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60 (abajo) | ||
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2900 (arriba) | ||
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2900 (abajo) | ||
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5100 (arriba) | ||
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5100 (abajo) | ||
Por lo tanto, hay esencialmente dos cambios bruscos en las velocidades: a una profundidad de 60 km y a una profundidad de 2900 km. En otras palabras, la corteza terrestre y el núcleo interno están claramente separados. En el cinturón intermedio entre ellos, así como dentro del núcleo, solo hay un cambio en la tasa de aumento de velocidades. También se puede ver que la Tierra está en estado sólido hasta una profundidad de 2900 km, porque Por este espesor pasan libremente ondas elásticas transversales (ondas de corte), que son las únicas que pueden surgir y propagarse en un medio sólido. No se observó el paso de ondas transversales a través del núcleo, lo que dio motivos para considerarlo líquido. Sin embargo, los últimos cálculos muestran que el módulo de corte en el núcleo es pequeño, pero aún no es igual a cero (como es típico de un líquido) y, por lo tanto, el núcleo de la Tierra está más cerca de un estado sólido que de un estado líquido. Por supuesto, en este caso los conceptos de “sólido” y “líquido” no pueden identificarse con conceptos similares aplicados a los estados agregados de la materia en superficie de la Tierra: En el interior de la Tierra prevalecen altas temperaturas y enormes presiones.
Así, la estructura interna de la Tierra se divide en corteza, manto y núcleo.
la corteza terrestre - la primera capa del cuerpo sólido de la Tierra, tiene un espesor de 30 a 40 km. En volumen es el 1,2% del volumen de la Tierra, en masa - 0,4%, la densidad media es 2,7 g / cm 3. Se compone principalmente de granitos; Las rocas sedimentarias tienen en él una importancia subordinada. La capa de granito, en la que el silicio y el aluminio desempeñan un papel importante, se llama "siálica". La corteza terrestre está separada del manto por una sección sísmica llamada frontera moho, del nombre del geofísico serbio A. Mohorovicic (1857-1936), quien descubrió esta “sección sísmica”. Este límite es claro y se observa en todos los lugares de la Tierra a profundidades de 5 a 90 km. La sección Moho no es simplemente un límite entre rocas de diferentes tipos, sino que representa un plano de transición de fase entre eclogitas y gabros del manto y basaltos de la corteza terrestre. Durante la transición del manto a la corteza, la presión cae tanto que el gabro se convierte en basaltos (silicio, aluminio + magnesio - “sima” - silicio + magnesio). La transición va acompañada de un aumento de volumen del 15% y, en consecuencia, una disminución de la densidad. La superficie de Moho se considera el límite inferior de la corteza terrestre. Una característica importante de esta superficie es que es bosquejo general Es, por así decirlo, un reflejo del relieve de la superficie terrestre: bajo los océanos es más alto, bajo las llanuras continentales es más bajo, bajo las montañas más altas desciende más bajo (estas son las llamadas raíces del montañas).
Hay cuatro tipos de corteza terrestre; corresponden a las cuatro formas más grandes de la superficie terrestre. El primer tipo se llama continente, su espesor es de 30 a 40 km, bajo montañas jóvenes aumenta a 80 km. Este tipo de corteza terrestre corresponde en relieve a protuberancias continentales (se incluye el margen submarino del continente). La división más común es en tres capas: sedimentaria, granítica y basáltica. capa sedimentaria, hasta 15-20 km de espesor, complejo sedimentos en capas(Predominan las arcillas y lutitas, las rocas arenosas, carbonatadas y volcánicas están ampliamente representadas). capa de granito(espesor 10-15 km) está formado por rocas metamórficas e ígneas ácidas con un contenido de sílice superior al 65%, similares en propiedades al granito; los más comunes son gneises, granodioritas y dioritas, granitos, esquistos cristalinos). La capa inferior, la más densa, de 15 a 35 km de espesor, se llama basalto por su parecido con los basaltos. La densidad media de la corteza continental es de 2,7 g/cm3. Entre las capas de granito y basalto se encuentra la frontera Conrad, que lleva el nombre del geofísico austríaco que la descubrió. Los nombres de las capas (granito y basalto) son arbitrarios, se dan según la velocidad de paso de las ondas sísmicas. El nombre moderno de las capas es algo diferente (E.V. Khain, M.G. Lomize): la segunda capa se llama granito-metamórfica, porque Casi no contiene granitos, está compuesto de gneises y esquistos cristalinos. La tercera capa es granulita-basita, está formada por rocas muy metamorfoseadas.
Segundo tipo de corteza terrestre. – transicional o geosinclinal – Corresponde a zonas de transición (geosinclinales). Las zonas de transición están ubicadas frente a las costas orientales del continente euroasiático, frente a las costas oriental y occidental de América del Norte y del Sur. Tienen la siguiente estructura clásica: una cuenca marina marginal, arcos de islas y una fosa profunda. Debajo de las cuencas de los mares y las fosas profundas no hay una capa de granito, la corteza terrestre está formada por una capa sedimentaria de mayor espesor y basalto. La capa de granito aparece sólo en arcos de islas. El espesor medio del tipo geosinclinal de la corteza terrestre es de 15 a 30 km.
Tercer tipo - oceánico La corteza terrestre corresponde al fondo del océano, el espesor de la corteza es de 5 a 10 km. Tiene una estructura bicapa: la primera capa es sedimentaria, formada por rocas arcillo-silíceas-carbonatadas; la segunda capa está formada por rocas ígneas holocristalinas de composición básica (gabro). Entre las capas sedimentaria y basáltica hay una capa intermedia formada por lavas basálticas con capas intermedias de rocas sedimentarias. Por eso, a veces se habla de la estructura de tres capas de la corteza oceánica.
Cuarto tipo - riftógeno La corteza terrestre, es característica de las dorsales oceánicas, su espesor es de 1,5 a 2 km. En las dorsales oceánicas, las rocas del manto se acercan a la superficie. El espesor de la capa sedimentaria es de 1 a 2 km, la capa de basalto se aprieta en los valles del rift.
Existen los conceptos de “corteza terrestre” y “litosfera”. Litosfera– la capa rocosa de la Tierra, formada por la corteza terrestre y parte del manto superior. Su espesor es de 150-200 km, limitado por la astenosfera. Sólo la parte superior de la litosfera se llama corteza terrestre.
Manto en volumen es el 83% del volumen de la Tierra y el 68% de su masa. La densidad de la sustancia aumenta a 5,7 g/cm3. En el límite con el núcleo, la temperatura aumenta a 3800 0 C, la presión a 1,4 x 10 11 Pa. El manto superior se distingue hasta una profundidad de 900 km y el manto inferior hasta una profundidad de 2900 km. En el manto superior, a una profundidad de 150-200 km, se encuentra una capa astenosférica. astenosfera(Astenes griego - débil): una capa de dureza y resistencia reducidas en el manto superior de la Tierra. La astenosfera es la principal fuente de magma, donde se ubican los centros de alimentación volcánica y se mueven las placas litosféricas.
Centro Ocupa el 16% del volumen y el 31% de la masa del planeta. La temperatura en él alcanza los 5000 0 C, la presión – 37 x 10 11 Pa, la densidad – 16 g/cm 3. El núcleo se divide en un núcleo exterior, hasta una profundidad de 5.100 km, y un núcleo interior. El núcleo exterior está fundido y consta de hierro o silicatos metalizados, el núcleo interior es sólido, de hierro-níquel.
La masa de un cuerpo celeste depende de la densidad de la materia; la masa determina el tamaño de la Tierra y la fuerza de gravedad. Nuestro planeta tiene suficiente tamaño y gravedad, conserva la hidrosfera y la atmósfera. La metalización de la materia se produce en el núcleo de la Tierra, provocando la formación de corrientes eléctricas y la magnetosfera.
Hay varios campos alrededor de la Tierra, la influencia más significativa sobre GO es la gravitacional y la magnética.
campo de gravedad en la Tierra es el campo de gravedad. La gravedad es la fuerza resultante entre la fuerza de atracción y la fuerza centrífuga que se produce cuando la Tierra gira. La fuerza centrífuga alcanza su máximo en el ecuador, pero incluso aquí es pequeña y equivale a 1/288 de la fuerza de gravedad. La fuerza de gravedad en la Tierra depende principalmente de la fuerza de atracción, que está influenciada por la distribución de masas dentro de la Tierra y en la superficie. La fuerza de gravedad actúa en todas partes de la Tierra y se dirige directamente a la superficie del geoide. La fuerza del campo gravitacional disminuye uniformemente desde los polos hasta el ecuador (en el ecuador la fuerza centrífuga es mayor), desde la superficie hacia arriba (a una altitud de 36.000 km es cero) y desde la superficie hacia abajo (en el centro de En la Tierra la fuerza de gravedad es cero).
Campo gravitacional normal La forma de la Tierra es la que tendría la Tierra si tuviera forma de elipsoide con una distribución uniforme de masas. La intensidad del campo real en un punto específico difiere de la normal y se produce una anomalía del campo gravitacional. Las anomalías pueden ser positivas y negativas: las cadenas montañosas crean masa adicional y deberían provocar anomalías positivas, las fosas oceánicas, por el contrario, negativas. Pero, de hecho, la corteza terrestre está en equilibrio isostático.
isostasia (del griego isostasios - igual en peso) - equilibrio de la corteza terrestre sólida y relativamente liviana con un manto superior más pesado. La teoría del equilibrio fue propuesta en 1855 por el científico inglés G.B. Aireado. Gracias a la isostasia, un exceso de masa por encima del nivel de equilibrio teórico corresponde a una escasez por debajo. Esto se expresa en el hecho de que a cierta profundidad (100-150 km) en la capa de astenosfera, la materia fluye hacia aquellos lugares donde falta masa en la superficie. Sólo bajo montañas jóvenes, donde aún no se ha producido una compensación completa, se observan anomalías positivas débiles. Sin embargo, el equilibrio se altera constantemente: los sedimentos se depositan en los océanos y el fondo del océano se dobla bajo su peso. Por otro lado, las montañas se destruyen, su altura disminuye, lo que significa que su masa disminuye.
La gravedad crea la forma de la Tierra; es una de las principales fuerzas endógenas. Gracias a ello, cae la precipitación atmosférica, fluyen los ríos, se forman horizontes freáticos y se observan procesos de pendiente. La gravedad explica la altura máxima de las montañas; Se cree que en nuestra Tierra no puede haber montañas de más de 9 km. La gravedad mantiene unidas las capas de gas y agua del planeta. Sólo las moléculas más ligeras (hidrógeno y helio) abandonan la atmósfera del planeta. La presión masiva de la materia, realizada en el proceso de diferenciación gravitacional en el manto inferior, junto con la desintegración radiactiva, genera energía térmica, una fuente de procesos internos (endógenos) que reconstruyen la litosfera.
El régimen térmico de la capa superficial de la corteza terrestre (en promedio hasta 30 m) tiene una temperatura determinada por el calor solar. Este capa heliométrica experimentando fluctuaciones estacionales de temperatura. A continuación se muestra un horizonte aún más delgado de temperatura constante (unos 20 m), correspondiente a la temperatura media anual del sitio de observación. Debajo de la capa permanente, la temperatura aumenta con la profundidad. capa geotérmica. Para cuantificar la magnitud de este incremento se utilizan dos conceptos mutuamente relacionados. El cambio de temperatura al profundizar 100 m en el suelo se llama gradiente geotérmico(varía de 0,1 a 0,01 0 S/m y depende de la composición de las rocas, las condiciones de su aparición), y la plomada a la que es necesario profundizar para obtener un aumento de temperatura de 1 0 se llama etapa geotérmica(varía de 10 a 100 m/ 0 C).
Magnetismo terrestre - una propiedad de la Tierra que determina la existencia de un campo magnético a su alrededor causado por procesos que ocurren en el límite entre el núcleo y el manto. Por primera vez, la humanidad aprendió que la Tierra es un imán gracias a los trabajos de W. Gilbert.
Magnetosfera – una región del espacio cercano a la Tierra llena de partículas cargadas que se mueven en el campo magnético de la Tierra. Está separado del espacio interplanetario por la magnetopausa. Este es el límite exterior de la magnetosfera.
En el corazón de la educación campo magnético Hay razones internas y externas. Se forma un campo magnético constante debido a las corrientes eléctricas que surgen en el núcleo exterior del planeta. Los flujos corpusculares solares forman el campo magnético alterno de la Tierra. Los mapas magnéticos proporcionan una representación visual del estado del campo magnético de la Tierra. Los mapas magnéticos se compilan para un período de cinco años: la era magnética.
La Tierra tendría un campo magnético normal si fuera una esfera uniformemente magnetizada. En una primera aproximación, la Tierra es un dipolo magnético: es una varilla cuyos extremos tienen polos magnéticos opuestos. Los lugares donde el eje magnético del dipolo se cruza con la superficie terrestre se llaman polos geomagnéticos. Los polos geomagnéticos no coinciden con los geográficos y se mueven lentamente a una velocidad de 7-8 km/año. Las desviaciones del campo magnético real de lo normal (calculadas teóricamente) se denominan anomalías magnéticas. Pueden ser globales (Óvalo de Siberia Oriental), regionales (KMA) y locales, asociados con la proximidad de rocas magnéticas a la superficie.
El campo magnético se caracteriza por tres cantidades: declinación magnética, inclinación magnética y fuerza. Declinación magnética- el ángulo entre el meridiano geográfico y la dirección de la aguja magnética. La declinación es oriental (+), si el extremo norte de la aguja de la brújula se desvía al este del geográfico, y occidental (-), cuando la flecha se desvía hacia el oeste. Inclinación magnética- el ángulo entre el plano horizontal y la dirección de la aguja magnética suspendida sobre el eje horizontal. La inclinación es positiva cuando el extremo norte de la flecha apunta hacia abajo y negativa cuando el extremo norte apunta hacia arriba. La inclinación magnética varía de 0 a 90 0 . La fuerza del campo magnético se caracteriza por tensión. La intensidad del campo magnético es baja en el ecuador, 20-28 A/m, en el polo, 48-56 A/m.
La magnetosfera tiene forma de lágrima. En el lado que mira al Sol, su radio es igual a 10 radios de la Tierra; en el lado nocturno, bajo la influencia del "viento solar", aumenta a 100 radios. La forma se debe a la influencia del viento solar que, al chocar con la magnetosfera de la Tierra, fluye a su alrededor. Las partículas cargadas, que llegan a la magnetosfera, comienzan a moverse a lo largo del campo magnético. líneas eléctricas y forma cinturones de radiación. El cinturón de radiación interior está formado por protones y tiene una concentración máxima a una altitud de 3.500 km sobre el ecuador. El cinturón exterior está formado por electrones y se extiende hasta 10 radios. En los polos magnéticos, la altura de los cinturones de radiación disminuye y aparecen zonas en las que partículas cargadas invaden la atmósfera, ionizando los gases atmosféricos y provocando auroras.
La importancia geográfica de la magnetosfera es muy grande: protege a la Tierra de la radiación cósmica y solar corpuscular. Las anomalías magnéticas están asociadas con la búsqueda de minerales. Las líneas de fuerza magnéticas ayudan a los turistas y a los barcos a navegar en el espacio.
Edad de la Tierra. Geocronología.
La Tierra surgió como un cuerpo frío a partir de una acumulación de partículas sólidas y cuerpos como asteroides. Entre las partículas también había radiactivas. Una vez dentro de la Tierra, se desintegraron allí liberando calor. Si bien el tamaño de la Tierra era pequeño, el calor escapaba fácilmente al espacio interplanetario. Pero con el aumento del volumen de la Tierra, la producción de calor radiactivo comenzó a superar su fuga, se acumuló y calentó las entrañas del planeta, provocando su ablandamiento. El estado plástico que abrió oportunidades para la diferenciación gravitacional de la materia.– flotación de masas minerales más ligeras hacia la superficie y descenso gradual de las más pesadas hacia el centro. La intensidad de la diferenciación se desvaneció con la profundidad, porque en la misma dirección, debido al aumento de presión, aumentó la viscosidad de la sustancia. El núcleo de la Tierra no fue capturado por la diferenciación y conservó su composición de silicato original. Pero se espesó bruscamente debido a la presión más alta, superando el millón de atmósferas.
La edad de la Tierra se determina mediante el método radiactivo; solo se puede aplicar a rocas que contienen elementos radiactivos. Si asumimos que todo el argón de la Tierra es un producto de la desintegración del potasio-49, entonces la edad de la Tierra será de al menos 4 mil millones de años. Cálculos de O.Yu. Schmidt da una cifra aún mayor: 7,6 mil millones de años. Y EN. Para calcular la edad de la Tierra, Baranov tomó la relación entre las cantidades modernas de uranio-238 y actinouranio (uranio-235) en rocas y minerales y obtuvo la edad del uranio (la sustancia de la que luego surgió el planeta) de 5- 7 mil millones de años.
Por tanto, la edad de la Tierra se determina en el rango de 4 a 6 mil millones de años. Hasta ahora, la historia del desarrollo de la superficie terrestre ha podido reconstruirse directamente en términos generales sólo a partir de aquellos tiempos en los que se conservan las rocas más antiguas, es decir, hace aproximadamente 3 - 3,5 mil millones de años (Kalesnik S.V.).
La historia de la Tierra suele dividirse en dos eón: criptozoico(oculto y con vida: no hay restos de fauna esquelética) y fanerozoico(explícito y vida) . La criptosa contiene dos Eras: Arcaica y Proterozoica. El Fanerozoico abarca los últimos 570 millones de años, incluye Eras Paleozoica, Mesozoica y Cenozoica, que a su vez se dividen en períodos. A menudo se llama a todo el período anterior al Fanerozoico. precámbrico(Cámbrico - el primer período de la era Paleozoica).
Períodos de la era Paleozoica:
Períodos de la era Mesozoica:
Períodos de la era Cenozoica:
Paleógeno (épocas: Paleoceno, Eoceno, Oligoceno)
Neógeno (épocas: Mioceno, Plioceno)
Cuaternario (épocas: Pleistoceno y Holoceno).
Conclusiones:
1. Todas las manifestaciones de la vida interna de la Tierra se basan en la transformación de la energía térmica.
2. En la corteza terrestre, la temperatura aumenta con la distancia a la superficie (gradiente geotérmico).
3. El calor de la Tierra tiene su origen en la desintegración de elementos radiactivos.
4. La densidad de la sustancia terrestre aumenta con la profundidad desde 2,7 en la superficie hasta 17,2 en las partes centrales. La presión en el centro de la Tierra alcanza los 3 millones de atm. La densidad aumenta abruptamente a profundidades de 60 y 2900 km. De ahí la conclusión: la Tierra está formada por capas concéntricas que se abrazan entre sí.
5. La corteza terrestre está compuesta principalmente de rocas como granitos, sobre las cuales se encuentran rocas como basaltos. Se calcula que la edad de la Tierra oscila entre 4 y 6 mil millones de años.
¡Recordar! ¿Qué sabes sobre la estructura interna de la Tierra, sobre los tipos de estructura de la corteza terrestre? ¿Qué son las plataformas y los geosinclinales? ¿Cuáles son las diferencias entre plataformas antiguas y jóvenes? Utilizando el mapa "Estructura de la corteza terrestre" del atlas "Geografía de continentes y océanos", determine los patrones de ubicación de plataformas antiguas y cinturones plegados de diferentes edades. ¿Qué sabes sobre el relieve, las montañas y las llanuras, bajo la influencia de qué procesos se forma el relieve de la Tierra?
La tierra tiene una estructura interna compleja. La estructura de la Tierra se juzga principalmente a partir de datos sísmicos: la velocidad de las ondas que se producen durante los terremotos. Las observaciones directas sólo son posibles a poca profundidad: los pozos más profundos penetraron poco más de 12 km del espesor de la Tierra (Kola superdeep).
Hay tres capas principales en la estructura de la Tierra (Fig. 15): la corteza terrestre, el manto y el núcleo.
Arroz. 15. Estructura interna de la Tierra:
1 - corteza terrestre, 2 - manto, 3 - astenosfera, 4 - centro
la corteza terrestre en la escala de la Tierra es una película delgada. Su espesor medio es de unos 35 km.
Manto se extiende a una profundidad de 2900 km. Dentro del manto, a una profundidad de 100 a 250 km bajo los continentes y de 50 a 100 km bajo los océanos, comienza una capa de mayor plasticidad de la materia, a punto de derretirse, la llamada astenosfera. La base de la astenosfera se encuentra a una profundidad de unos 400 km. La corteza terrestre, junto con la capa sólida superior del manto sobre la astenosfera, se llama litosfera (del griego lithos - piedra). La litosfera, a diferencia de la astenosfera, es una capa relativamente frágil. Está dividido por fallas profundas en grandes bloques llamados placas litosféricas. Las placas se mueven lentamente horizontalmente a lo largo de la astenosfera.
Centro se encuentra a profundidades de 2900 a 6371 km, es decir, el radio del núcleo ocupa más de la mitad del radio de la Tierra. Se supone, según datos sismológicos, que en la parte exterior del núcleo hay sustancias en estado móvil fundido y que, debido a la rotación del planeta, Corrientes eléctricas que crean El campo magnético de la Tierra; la parte interna del grano es dura.
Con la profundidad aumentan la presión y la temperatura, que en el núcleo, según los cálculos, es de unos 5000°C.
Las capas de la Tierra tienen una composición material diferente, lo que está asociado con la diferenciación de la sustancia fría primaria del planeta en condiciones de fuerte calentamiento y fusión parcial. Se supone que en este caso los elementos más pesados (hierro, níquel, etc.) “se hundieron” y los relativamente ligeros (silicio, aluminio) “flotaron”. El primero formó el núcleo, el segundo, la corteza terrestre. Del fundido se liberaron simultáneamente gases y vapor de agua, que formaron la atmósfera primaria y la hidrosfera.
Edad de la Tierra y cronología geológica.
La edad absoluta de la Tierra, según los conceptos modernos, se supone que es de 4.600 millones de años. La edad de las rocas más antiguas de la Tierra, los gneises de granito descubiertos en la tierra, es de aproximadamente 3.800 a 4.000 millones de años.
Los acontecimientos del pasado geológico en su secuencia cronológica están representados por un único internacional. escala geocronológica(Tabla 1). Sus principales divisiones de tiempo son eras: Arcaico, Proterozoico, Paleozoico, Mesozoico, Cenozoico. El intervalo de tiempo geológico más antiguo, incluidos el Arcaico y el Proterozoico, se llama precámbrico Cubre un período de tiempo enorme: casi el 90% de toda la historia geológica de la Tierra. Siguiente resaltado Paleozoico (« vida antigua"") era (de hace 570 a 225-230 millones de años), mesozoico era (“vida promedio”) (desde hace 225-230 a 65-67 millones de años) y Cenozoico Era (“nueva vida”) (desde hace 65-67 millones de años hasta la actualidad). Dentro de las eras, se distinguen períodos de tiempo más pequeños: períodos.
N. Kelder en el libro "Tierra inquieta" (Moscú, 1975) ofrece la siguiente comparación interesante para tener una idea clara del tiempo geológico: "Si convencionalmente tomamos un megasiglo (10 8 años) como un año, entonces la edad de nuestro planeta será igual a 46 años. Los biógrafos no saben nada sobre los primeros siete años de su vida. La información sobre una "infancia" posterior está registrada en las rocas más antiguas de Groenlandia y Sudáfrica... La mayor parte de la información de la historia de la Tierra, incluido un momento tan importante como el surgimiento de la vida, se refiere a los últimos seis años... Hasta los 42 años, sus continentes estaban prácticamente sin vida. En el año 45 de nuestra vida, hace apenas un año, la Tierra estaba decorada con una exuberante vegetación. En ese momento entre
Tabla 1.
Escala geocronológica
| Era | |||
| (continuación - | Periodos | Plegable | Organismos típicos |
| idad, millones de años) | |||
| Cenozoico | Cuaternario | El surgimiento del hombre | |
| (65+3) | Neógeno | Cenozoico | El florecimiento de la fauna. |
| (alpino) | acaparadores y pájaros | ||
| paleógeno | Flor cubierta | ||
| plantas con semillas | |||
| mesozoico | Gredoso | mesozoico | La aparición de los pájaros. |
| (170+5) | jurásico | El apogeo de los gigantes. | |
| reptiles | |||
| Triásico | Floración de gimnospermas. | ||
| Nuevas plantas | |||
| Paleozoico | Pérmico | Paleo-tardío | corales marinos, |
| (340+10) | zoya (hercyn- | trilobites, grandes | |
| cielo) | anfibios | ||
| Carbón- | |||
| Nueva York | |||
| devoniano | Paleo temprano | Floración de los musgos | |
| siluriano | zoyskaya (col rizada | y helechos | |
| Donskaya) | |||
| Ordovícico | |||
| cambriano | |||
| Baikalskaya | |||
| Proterozoico | Algas verdiazules, animales marinos primitivos. | ||
| (~2000) | generalmente aceptado | ||
| divisiones | |||
| arqueas | No | ||
| (~ 2000) |
Los animales estaban dominados por reptiles gigantes, particularmente dinosaurios. Aproximadamente el mismo período marca el comienzo del colapso del último supercontinente gigante.
Los dinosaurios desaparecieron de la faz de la Tierra hace ocho meses. Fueron reemplazados por animales más organizados: los mamíferos. En algún momento a mediados de la semana pasada, algunos simios se transformaron en personas parecidas a simios en África, y al final de la misma semana, una serie de las últimas y grandiosas glaciaciones golpearon la Tierra. Han pasado poco más de cuatro horas desde que un nuevo género de animales altamente organizados, más tarde conocido como Homo sapiens, comenzó a obtener alimento mediante la caza de animales salvajes; y sólo una hora resume su experiencia en la agricultura y la transición al sedentarismo. El florecimiento del poder industrial de la sociedad humana se produce en el último minuto…”
Composición y estructura de la corteza terrestre.
La corteza terrestre está formada por rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas. Rocas ígneas se forman durante la erupción de magma de las zonas profundas de la Tierra y su endurecimiento. Si el magma penetra en la corteza terrestre y se solidifica lentamente bajo condiciones de alta presión en la profundidad, rocas intrusivas(granito, gabro, etc.), cuando se derrama y solidifica rápidamente en la superficie - efusivo(basalto, toba volcánica, etc.). Muchos minerales están asociados con rocas ígneas: titanio-magnesio, cromo, cobre-níquel y otros minerales, apatitas, diamantes, etc.
Rocas sedimentarias se forman directamente en la superficie terrestre de diferentes maneras: ya sea debido a la actividad vital de los organismos - rocas organogénicas(piedra caliza, tiza, carbón, etc.), o durante la destrucción y posterior deposición de diversas rocas - rocas clasticas(arcilla, arena, margas canto rodadas, etc.), o por reacciones químicas, que suele ocurrir en ambiente acuático, - rocas de origen químico(bauxita, fosforita, sal, minerales de algunos metales, etc.). Muchas rocas sedimentarias son minerales valiosos: petróleo, gas, carbón, turba, bauxita, fosforitas, sales, minerales de hierro y manganeso, diversos materiales de construcción, etc.
Rocas metamórficas surgen como resultado de cambios (metamorfismo) de varias rocas que se encuentran en profundidad, bajo la influencia altas temperaturas y presión, así como soluciones calientes y gases que se elevan desde el manto (gneis, mármol, esquistos cristalinos, etc.). En el proceso de metamorfismo de las rocas se forman diversos minerales: hierro, cobre, polimetálicos, uranio y otros minerales, oro, grafito, gemas, refractarios, etc.
La corteza terrestre está compuesta principalmente por rocas cristalinas de origen ígneo y metamórfico. Sin embargo, es heterogéneo en composición, estructura y poder. Distinguir dos tipos principales de corteza terrestre: continental Y oceánico. El primero es característico de los continentes (continentes), incluidas sus márgenes submarinas hasta una profundidad de 3,5 a 4,0 km por debajo del nivel del Océano Mundial, el segundo, las cuencas oceánicas (lecho oceánico).
corteza continental Consta de tres capas: sedimentaria con un espesor de 20-25 km, granito (granito-gneis) y basalto. Su espesor total es de unos 60-75 km en zonas montañosas, de 30-40 km en llanuras.
corteza oceánica también de tres capas. Encima se encuentra una capa delgada (en promedio alrededor de 1 km) de sedimentos marinos sueltos de composición de carbonato silíceo. Debajo hay una capa de lavas basálticas. Entre las capas sedimentaria y basáltica no existe una capa de granito (a diferencia de la corteza continental), lo que se confirma con numerosas perforaciones. La tercera capa (según los datos del dragado) está formada por rocas ígneas, principalmente gabro. El espesor total de la corteza oceánica es de 5 a 7 km en promedio. En algunos lugares del fondo del Océano Mundial (normalmente a lo largo de grandes fallas) afloran a la superficie incluso rocas del manto superior, que también forman la isla de Sao Paulo frente a la costa de Brasil.
Así, la corteza oceánica, tanto en composición como en espesor, así como en edad (no tiene más de 160-180 millones de años), difiere significativamente de la corteza continental. Junto a estos dos tipos principales de corteza terrestre, existen varias opciones. corteza de tipo transicional.
continentes, incluyendo sus alrededores submarinos, y océanos Son los elementos estructurales más grandes de la corteza terrestre. Dentro de sus límites, el área principal pertenece a áreas de plataformas tranquilas, el área más pequeña pertenece a cinturones geosinclinales móviles (geosinclinales). La evolución de la estructura de la corteza terrestre procedió principalmente de geosinclinales a plataformas. Pero en parte este proceso resulta reversible debido a la formación de fisuras (rift - inglés, grieta, falla) en las plataformas, su mayor apertura (por ejemplo, el Mar Rojo) y su transformación en un océano.
Geosinclinales - Vastas áreas móviles y altamente disecadas de la corteza terrestre con movimientos tectónicos de diferente intensidad y dirección. Hay dos etapas principales en el desarrollo de los geosinclinales.
La primera, la etapa principal en duración, caracterizado por la inmersión y el modo de mar. Al mismo tiempo, en la cuenca del mar profundo, predeterminada por fallas profundas, se acumula un espesor grueso (hasta 15-20 km) de rocas sedimentarias y volcánicas. El derrame de lavas, así como la intrusión y solidificación de magma a diferentes profundidades, es más típico de las partes internas de los geosinclinales. El metamorfismo y, posteriormente, el plegamiento, también se manifiestan aquí de forma más enérgica. En las partes marginales del geosinclinal se acumulan estratos predominantemente sedimentarios, el magmatismo está debilitado o incluso ausente.
La segunda etapa del desarrollo de geosinclinales. de menor duración, caracterizados por intensos movimientos ascendentes, que las últimas hipótesis tectónicas asocian con la convergencia y colisión de placas litosféricas. Debido a la presión lateral, se produce una enérgica trituración de las rocas en pliegues complejos y una intrusión de magma con la formación principalmente de granito. Al mismo tiempo, la fina corteza oceánica primaria, gracias a diversas deformaciones de las rocas, magmatismo, metamorfismo y otros procesos, se convierte en una composición más compleja, espesa y dura. corteza continental (continental). Como resultado de la elevación del territorio, el mar retrocede, primero se forman archipiélagos de islas volcánicas y luego un país montañoso complejo y plegado.
Posteriormente, durante decenas o cientos de millones de años, las montañas se destruyen, una gran superficie de la corteza terrestre se cubre con una capa de rocas sedimentarias y se convierte en una plataforma.
Plataformas - Bloques extensos, más estables y predominantemente planos de la corteza terrestre. Suelen tener una forma poligonal irregular provocada por grandes fallas. Las plataformas tienen una corteza típicamente continental u oceánica y, en consecuencia, se dividen en continente Y oceánico. Corresponden a las etapas principales y planas del relieve de la superficie terrestre en la tierra y el fondo del océano. Las plataformas continentales tienen una estructura de dos niveles. El nivel inferior se llama base. Consiste en rocas metamórficas arrugadas en pliegues, impregnadas de magma solidificado, rotas en bloques por fallas. La fundación se formó durante la etapa de desarrollo geosinclinal. Nivel superior - cubierta sedimentaria - compuesto predominantemente de rocas sedimentarias de edad posterior, situadas relativamente horizontalmente. La formación de la cubierta corresponde a la etapa de desarrollo de la plataforma.
Las áreas de plataformas donde la base se sumerge a una profundidad bajo la cubierta sedimentaria se denominan losas. Ocupan el área principal de los andenes. Los lugares donde la base cristalina emerge a la superficie se llaman escudos. Hay plataformas antiguas y jóvenes. Se diferencian, en primer lugar, en la edad de la base plegada: en las plataformas antiguas se formó en el Precámbrico, hace más de 1.500 millones de años, en las más jóvenes, en el Paleozoico.
Hay nueve grandes plataformas precámbricas antiguas en la Tierra. Las plataformas de América del Norte, Europa del Este y Siberia forman la fila norte, las plataformas de América del Norte, África-Árabe, India, Australia y Antártida forman la fila sur. Hasta mediados del Mesozoico, las plataformas de la serie sur formaban parte de un único supercontinente Gondwana. Ocupa una posición intermedia Plataforma china. Existe la opinión de que todas las plataformas antiguas son fragmentos de un enorme macizo precámbrico de corteza continental: Pangea.
Las plataformas antiguas son los bloques más estables en la composición de los continentes, por lo que son su base, un esqueleto rígido. Ellos estan separados cinco cinturones geosinclinales, Surgió al final del Precámbrico en relación con la división de Pangea. Tres de ellos, el Atlántico Norte, el Ártico y los Urales-Ojotsk, completaron su desarrollo principalmente en el Paleozoico. Dos, el Mediterráneo (Alpino-Himalaya) y el Pacífico, continúan parcialmente su desarrollo en la era moderna.
Dentro de los cinturones geosinclinales, sus distintas partes completaron su desarrollo en diferentes épocas tectónicas. En la historia geológica de los últimos mil millones de años, varios ciclos tectónicos (épocas): Baikal ciclo limitado al final del Proterozoico - el comienzo del Paleozoico (1000-550 millones de años en términos absolutos), Caledonio - Paleozoico temprano (550-400 millones de años), herciniano- Paleozoico tardío (400-210 millones de años), mesozoico(210-100 millones de años) y cenozoico, o alpino(100 millones de años - hasta ahora). En consecuencia, en tierra distinguen áreas de los pliegues Baikal, Caledonian, Hercinian, Mesozoico y Cenozoico (Alpino). A menudo se les llama Baikal, Caledonian y otros cinturones plegados.
Las condiciones de aparición de las rocas dentro de la corteza terrestre se reflejan en la descripción general. Mapa tectónico del mundo. Destaca áreas cuya formación de estructura plegada se completó en diferentes etapas de plegado. Están mejor estudiados y se muestran de forma más fiable dentro del terreno. En determinados colores están representadas las antiguas plataformas y los cinturones (áreas) plegadas que las enmarcan, de diferentes épocas. Las plataformas antiguas (nueve grandes y varias pequeñas) están pintadas en tonos rojizos: más brillantes en los escudos, menos brillantes en las losas. Las áreas del pliegue del Baikal se muestran en azul azulado, Caledonia - lila, Hercinian - marrón, Mesozoico - verde y Cenozoico - amarillo.
En las zonas de los pliegues del Baikal, Caledonia y Hercinia, las estructuras montañosas sufrieron posteriormente una destrucción significativa. En grandes áreas, sus estructuras plegadas fueron cubiertas en la parte superior por rocas sedimentarias continentales y marinas poco profundas y adquirieron estabilidad. En relieve se expresan como llanuras. Estos son los llamados plataformas jóvenes(por ejemplo, Siberia occidental, Turania, etc.). En un mapa tectónico se representan como tonos más claros del color principal del cinturón plegado dentro del cual se encuentran. Las plataformas jóvenes, a diferencia de las antiguas, no forman macizos aislados, sino que están unidas a plataformas antiguas.
De una comparación de los mapas físicos y tectónicos del mundo se desprende que las montañas corresponden principalmente a cinturones plegados móviles de diferentes edades, las llanuras, a plataformas antiguas y jóvenes.
El concepto de alivio. Procesos de formación de relieve geológico.
El relieve moderno es un conjunto de irregularidades de la superficie terrestre de diferentes escalas. Se llaman accidentes geográficos. El relieve se formó como resultado de la interacción de procesos geológicos internos (endógenos) y externos (exógenos).
Los accidentes geográficos varían en tamaño, estructura, origen, historia de desarrollo, etc. accidentes geográficos convexos (positivos)(cordillera, cerro, cerro, etc.) y formas cóncavas (negativas)(cuenca intermontañosa, llanura, barrancos, etc.).
Las formas más grandes de relieve (continentes y cuencas oceánicas y formas grandes), montañas y llanuras, se formaron principalmente debido a la actividad de las fuerzas internas de la Tierra. Las formas de relieve de tamaño mediano y pequeño (valles de ríos, colinas, barrancos, dunas y otros), superpuestas a formas más grandes, son creadas por diversas fuerzas externas.
Los procesos geológicos se basan en diferentes fuentes de energía. La fuente de los procesos internos es el calor generado durante la desintegración radiactiva y la diferenciación gravitacional de sustancias dentro de la Tierra. La fuente de energía para los procesos externos es la radiación solar, que en la Tierra se convierte en energía del agua, el hielo, el viento, etc.
Procesos internos (endógenos)
Varios movimientos tectónicos de la corteza terrestre están asociados con procesos internos, creando las principales formas del relieve de la Tierra, el magmatismo y los terremotos. Los movimientos tectónicos se manifiestan en lentas vibraciones verticales de la corteza terrestre, en la formación de pliegues y fallas rocosas.
Movimientos oscilatorios verticales lentos - Los levantamientos y hundimientos de la corteza terrestre ocurren continuamente y en todas partes, alternándose en el tiempo y el espacio a lo largo de la historia geológica. Son específicos de plataformas. Asociado a ellos está el avance del mar y, en consecuencia, un cambio en la forma de los continentes y océanos. Por ejemplo, actualmente la península escandinava está aumentando lentamente, pero la costa sur del Mar del Norte se está hundiendo. La velocidad de estos movimientos es de hasta varios milímetros por año.
Bajo perturbaciones tectónicas plegadas de capas de roca Esto significa doblar las capas sin violar su continuidad. Los pliegues varían en tamaño, siendo los pequeños los que suelen complicar a los grandes, en forma, en origen, etc.
A ruptura tectónica perturbaciones de capas de roca relatar fallas. Pueden ser diferentes en profundidad (ya sea dentro de la corteza terrestre, o diseccionarla y adentrarse en el manto hasta 700 km), en longitud, duración de desarrollo, sin desplazamiento de secciones de la corteza terrestre o con desplazamiento de bloques de la corteza terrestre. corteza en dirección horizontal y vertical, etc. d.
Las deformaciones (perturbaciones) plegadas y fracturadas de las capas de la corteza terrestre en el contexto de un levantamiento tectónico general del territorio conducen a la formación de montañas. Por tanto, los movimientos de plegado y desgarro se combinan bajo el nombre general. orogénico(del griego ogo - montaña, genos - nacimiento), es decir, movimientos que crean montañas (orógenos).
Durante la construcción de montañas, el ritmo de elevación es siempre más intenso que los procesos de destrucción y eliminación de material.
Los movimientos tectónicos plegados y defectuosos van acompañados, especialmente en las montañas, de magmatismo, metamorfismo de rocas y terremotos.
magmatismo asociado principalmente con fallas profundas que cruzan la corteza terrestre y se extienden hacia el manto. Dependiendo del grado de penetración del magma del manto en la corteza terrestre, se divide en dos tipos: intruso, cuando el magma, sin llegar a la superficie de la Tierra, se congela en las profundidades y efusivo, o vulcanismo, cuando el magma atraviesa la corteza terrestre y se derrama sobre la superficie terrestre. Al mismo tiempo, se liberan muchos gases, la composición original cambia y se convierte en lava La composición de las lavas es muy diversa. Las erupciones ocurren a lo largo de fisuras (este tipo de erupción prevalecía en las primeras etapas de la formación de la Tierra) o a través de canales estrechos en la intersección de fallas, llamados respiraderos.
Durante las erupciones de fisuras, extensas láminas de lava(en la meseta de Deccan, en las tierras altas de Armenia y Etiopía, en la meseta de Siberia central, etc.). En tiempos históricos se produjeron importantes efusiones de lava en las islas hawaianas e Islandia, muy características de las dorsales oceánicas.
Si el magma sube a través de un respiradero, durante los derrames, generalmente múltiples, se forman elevaciones: volcanes con una extensión en forma de embudo en la parte superior llamada cráter. La mayoría de los volcanes tienen forma de cono y consisten en productos de erupción sueltos intercalados con lava endurecida. Por ejemplo, Klyuchevskaya Sopka, Fuji, Elbrus, Ararat, Vesubio, Krakatau, Chimbarazo, etc. Los volcanes se dividen en activos.(hay más de 600 de ellos) y extinguido. La mayoría de los volcanes activos se encuentran entre montañas jóvenes del plegamiento cenozoico. También hay muchos de ellos a lo largo de grandes fallas en áreas tectónicamente móviles, incluso en el fondo del océano a lo largo de los ejes de las dorsales oceánicas. La principal zona volcánica se encuentra a lo largo de la costa del Pacífico. Anillo de Fuego del Pacífico donde hay más de 370 volcanes activos (en el este de Kamchatka, etc.).
En los lugares donde la actividad volcánica disminuye, son típicas las aguas termales, incluidas las que brotan periódicamente: géiseres, emisiones de gases provenientes de cráteres y grietas, que indican procesos activos en lo más profundo de las entrañas
Las erupciones volcánicas permiten a los científicos mirar a decenas de kilómetros de profundidad en la Tierra y comprender los secretos de la formación de muchos tipos de minerales. Los empleados de las estaciones vulcanológicas mantienen una vigilancia las 24 horas del día para predecir rápidamente el inicio de las erupciones volcánicas y prevenir los desastres naturales asociados con ellas. Por lo general, los mayores daños no los causan tanto los flujos de lava como los de lodo. Son causadas por el rápido derretimiento de los glaciares y la nieve en las cimas de los volcanes y la lluvia de poderosas nubes sobre las “cenizas” volcánicas frescas, compuestas de escombros y polvo. La velocidad de las corrientes de lodo puede alcanzar los 70 km/h y extenderse a una distancia de hasta 180 km. Así, como consecuencia de la erupción del volcán Ruiz en Colombia el 13 de noviembre de 1985, la lava derritió cientos de miles de metros cúbicos de nieve. Las corrientes de lodo resultantes se tragaron la ciudad de Armero, con una población de 23 mil personas.
Los procesos endógenos también están asociados. Los terremotos son sacudidas, temblores y desplazamientos subterráneos repentinos de capas y bloques de la corteza terrestre. Las fuentes de los terremotos se limitan a las zonas de falla. En la mayoría de los casos, los focos de los terremotos se encuentran a una profundidad de las primeras decenas de kilómetros en la corteza terrestre. Sin embargo, a veces se encuentran en el manto superior a una profundidad de 600 a 700 km, por ejemplo a lo largo de la costa del Pacífico, en el Mar Caribe y otras zonas. Las ondas elásticas que surgen en la fuente y llegan a la superficie provocan la formación de grietas, su oscilación hacia arriba y hacia abajo y su desplazamiento en dirección horizontal. Así, a lo largo de la falla de San Andrés más estudiada en California (más de 1000 km de largo, que recorre el Golfo de California hasta la ciudad de San Francisco), el desplazamiento horizontal total de las rocas desde el momento de su formación en el Jurásico hasta el presente. Se estima en 580 km. La tasa media de desplazamiento es ahora de hasta 1,5 cm/año. Se asocian frecuentes terremotos. La intensidad de los terremotos se evalúa en una escala de doce en función de la deformación de las capas de la Tierra y el grado de daño a los edificios. Cada año se registran cientos de miles de terremotos en la Tierra, lo que significa que vivimos en un planeta inquieto. Durante los terremotos catastróficos, la topografía cambia en cuestión de segundos, se producen deslizamientos de tierra y deslizamientos de tierra en las montañas, las ciudades se destruyen y la gente muere. Los terremotos en las costas y fondos marinos provocan olas - tsunami. Los terremotos catastróficos de las últimas décadas incluyen: Ashgabat (1948), chileno (1960), Tashkent (1966), Ciudad de México (1985), Armenia (1988). Las erupciones volcánicas también van acompañadas de terremotos, pero estos terremotos son de naturaleza limitada.
Procesos externos (exógenos)
Además de los procesos internos, el relieve de la superficie terrestre se ve afectado simultáneamente por diversas fuerzas externas. La actividad de cualquier factor externo consiste en los procesos de destrucción y demolición de rocas (denudación) y deposición de material en depresiones (acumulación). Esto está precedido por meteorización - proceso de destrucción de rocas bajo la influencia de fuertes fluctuaciones de temperatura y congelación del agua en las grietas de las rocas, así como cambios químicos en su composición bajo la influencia del aire y el agua que contienen ácidos, álcalis y sales. Los organismos vivos también participan en la meteorización. Hay dos tipos principales de meteorización: físico Y químico. Como resultado de la erosión de las rocas, se forman depósitos sueltos que son convenientes para el movimiento del agua, el hielo, el viento, etc.
El proceso externo más importante en la superficie terrestre es la actividad del agua que fluye. . Es casi universal, excepto en las regiones polares y montañas glaciares, y está limitado en los desiertos. Debido al flujo de agua, se produce un descenso general de la superficie bajo la influencia de la eliminación de suelo y rocas, y formas de relieve erosivas como barrancos, barrancos, valles fluviales, así como formas acumulativas: conos aluviales de barrancos y barrancos, Se forman deltas fluviales.
Los barrancos son depresiones alargadas con pendientes pronunciadas, sin césped y un pico creciente. Son creados por cursos de agua temporales. Su formación, además de factores naturales (presencia de pendientes, suelos fácilmente erosionables, fuertes precipitaciones, rápido deshielo, etc.), es facilitada por las personas a través de sus actividades irracionales (limpieza de bosques y prados, arado de pendientes, especialmente de arriba a abajo). , etc.).
Los Balki, a diferencia de los barrancos, han dejado de crecer, sus laderas suelen ser menos pronunciadas y están ocupadas por prados y bosques. El relieve de barrancos y barrancos es muy típico de Rusia Central, el Volga y otras tierras altas. el domina Altas Llanuras en los EE. UU., en la meseta de Ordos en China, etc. Los barrancos y barrancos crean dificultades para el desarrollo agrícola del territorio, las carreteras y otras construcciones, reducen el nivel del agua subterránea y causan otras consecuencias negativas.
En las montañas, flujos temporales de lodo y piedras llamados Selamí. El contenido de material sólido en ellos puede alcanzar el 75% de la masa total del flujo. Los flujos de lodo mueven enormes cantidades de escombros hacia las estribaciones de las montañas. Los flujos de lodo están asociados con la destrucción catastrófica de aldeas, carreteras y represas.
Tanto en las montañas como en las llanuras se lleva a cabo un trabajo constante y destructivo. ríos. En la montaña, utilizando valles intermontañosos y fallas tectónicas, se forman valles fluviales profundos y estrechos con pendientes pronunciadas como gargantas, en las que se desarrollan diversos procesos de pendiente que bajan las montañas. En las llanuras, los ríos también actúan activamente, erosionando las laderas y ampliando el valle hasta decenas de kilómetros de ancho. A diferencia de los ríos de montaña, tienen llanura aluvial Las laderas de los valles fluviales de las llanuras suelen tener terrazas sobre llanuras aluviales - antiguas llanuras aluviales, lo que indica la incisión periódica de los ríos. Las llanuras aluviales y los lechos de los ríos sirven como niveles a los que se “unen” barrancos y barrancos. Por tanto, su disminución provoca el crecimiento y corte de barrancos, aumento de la pendiente de las laderas adyacentes, erosión del suelo, etc.
Las aguas superficiales que fluyen durante un largo tiempo geológico son capaces de producir un enorme trabajo destructivo en las montañas y llanuras. Es con ellos con quienes se asocia principalmente la formación de llanuras en el sitio de países que alguna vez fueron montañosos.
Ciertos trabajos destructivos se realizan en las montañas y llanuras. glaciares. Ocupan alrededor del 11% de la tierra. Más del 98% de la glaciación moderna se produce en las capas de hielo de la Antártida, Groenlandia y las islas polares, y sólo alrededor del 2% en los glaciares de montaña. El espesor de la capa de glaciares es de hasta 2-3 km o más. En las montañas, los glaciares ocupan cimas planas, depresiones en laderas y valles entre montañas. Los glaciares de valle extraen de las montañas todo el material que sale a su superficie desde las laderas, y el que arrastra al desplazarse por el lecho subglacial. El material transportado por el glaciar en forma de marga desordenada y marga arenosa con cantos rodados, la llamada morrena, se deposita en el borde del glaciar y luego es transportado hasta el pie de las montañas por los ríos que nacen en el borde del glaciar. glaciares.
Durante la glaciación cuaternaria máxima, el área de glaciares en las llanuras era tres veces mayor que ahora, y los glaciares de montaña en latitudes subpolares y templadas descendían hasta las estribaciones.
Durante las glaciaciones cuaternarias, los centros y áreas de demolición de glaciares fueron las montañas escandinavas, los Urales polares, las Montañas Rocosas del norte, así como las tierras altas de la península de Kola, Karelia, la península de Labrador, etc. Aquí hay protuberancias glacialmente pulidas. de rocas duras cristalinas en forma de colinas, que se llaman frentes de oveja, oblongo en la dirección del movimiento del glaciar cuencas de arado y otros Al sur, a una distancia de 1000-2000 km de los centros de glaciación, hay áreas de sedimento glacial en forma de montones aleatorios de colinas y crestas que han sobrevivido hasta el día de hoy. En consecuencia, en las llanuras los glaciares de cobertura realizaron no sólo un trabajo destructivo, sino también creativo.
Viento- un factor omnipresente en la Tierra. Sin embargo, su trabajo destructivo y creativo se manifiesta más plenamente en los desiertos. Está seco, casi no hay vegetación, hay muchas partículas sueltas, productos de una intensa erosión física provocada por un cambio brusco de temperatura durante el día. Los accidentes geográficos creados por el viento se llaman eólico(por nombre Dios griego Eolo - señor de los vientos). En los desiertos rocosos, el viento no sólo se lleva las pequeñas partículas formadas durante los procesos de destrucción. El viento y la arena desgastan las rocas, les dan formas extrañas y finalmente las destruyen y nivelan la superficie.
En los desiertos arenosos se forma el viento. dunas - colinas en forma de media luna que se mueven a velocidades de hasta 50 m/año, así como crestas, montículos y otras formas eólicas fijadas por la vegetación. En las costas de mares y ríos, la brisa diurna forma colinas arenosas. dunas(por ejemplo; en la costa del Golfo de Vizcaya en Francia, a lo largo de la costa sur del Mar Báltico, donde están cubiertos de bosques de pinos y brezos).
En zonas esteparias y semidesérticas aradas con humedad inestable, no es infrecuente tormentas de polvo, durante el cual se arranca la capa superior de tierra, junto con las semillas y, a veces, las plántulas vientos fuertes y es transportado a decenas de kilómetros del lugar de la demolición y depositado frente a obstáculos o en depresiones donde amaina la fuerza del viento.
Una cierta contribución al cambio en la superficie de la tierra la hace El agua subterránea, disolviendo algunas rocas, permafrost, actividad de las olas en las costas marinas, y Humano.
Por lo tanto, la topografía de la Tierra se forma debido a fuerzas internas y externas, eternas antagonistas. Los procesos internos crean las principales irregularidades en la superficie de la Tierra, y procesos externos Debido a la destrucción de formas convexas y la acumulación de material en formas cóncavas, se esfuerzan por destruirlas y nivelar la superficie terrestre.
Hay uno característica interesante en la estructura de nuestro planeta: la estructura más compleja y diversa la encontramos en las capas superficiales de la corteza terrestre; Cuanto más descendemos a las entrañas de la Tierra, más simple resulta su estructura. Por supuesto, se puede sospechar que sólo a nosotros nos parece así, porque cuanto más profundizamos, más aproximada e incierta se vuelve nuestra información. Al parecer, este no es el caso, y la simplificación de la estructura con profundidad es un hecho objetivo, independiente del grado de nuestro conocimiento.
Comenzaremos nuestra consideración desde arriba, con las capas superiores más complejas de la corteza terrestre. Estas capas, como sabemos, se estudian principalmente mediante métodos geológicos directos.
Aproximadamente dos tercios de la superficie terrestre están cubiertos por océanos; un tercio cae en los continentes. La estructura de la corteza terrestre debajo de los océanos y continentes es diferente. Por lo tanto, primero consideraremos las características de los continentes y luego pasaremos a los océanos.
En la superficie de la Tierra, en los continentes, se encuentran rocas de diferentes edades en diferentes lugares. Algunas áreas de los continentes están compuestas en la superficie de las rocas más antiguas: Arqueozoicas o, como se las llama más a menudo, Arcaicas y Proterozoicas. En conjunto se les llama rocas prepaleozoicas o precámbricas. Su peculiaridad es que la mayoría de ellos están altamente metamorfoseados: las arcillas se han convertido en lutitas metamórficas, las areniscas en cuarcitas cristalinas y las calizas en mármoles. Entre estas rocas desempeñan un papel importante los gneises, es decir, los granitos esquistosos, así como los granitos ordinarios. Las zonas donde afloran estas rocas más antiguas se denominan macizos cristalinos o escudos. Un ejemplo es el Escudo Báltico, que abarca Karelia, la península de Kola, toda Finlandia y Suecia. Otro escudo cubre la mayor parte de Canadá. Similar La mayoría deÁfrica es un escudo, como lo es gran parte de Brasil, casi toda la India y toda Australia Occidental. Todas las rocas de los escudos antiguos no solo se metamorfosearon y se recristalizaron, sino que también se trituraron muy fuertemente en pequeños pliegues complejos.
Otras áreas de los continentes están ocupadas por rocas predominantemente más jóvenes: de edad Paleozoica, Mesozoica y Cenozoica. Se trata principalmente de rocas sedimentarias, aunque entre ellas también hay rocas de origen ígneo, erupcionadas en la superficie en forma de lava volcánica o incrustadas y congeladas a cierta profundidad. Hay dos categorías de áreas: en la superficie de algunas, capas de rocas sedimentarias se encuentran muy tranquilamente, casi horizontalmente, y en ellas solo se observan pequeños y raros pliegues. En tales lugares, las rocas ígneas, especialmente las intrusivas, desempeñan un papel relativamente pequeño. Estas áreas se llaman plataformas. En otros lugares, las rocas sedimentarias están fuertemente plegadas y plagadas de profundas grietas. Entre ellos, a menudo se encuentran rocas ígneas intruidas o extruidas. Estos lugares suelen coincidir con montañas. Ellos se llaman zonas plegadas, o geosinclinales.
La diferencia entre plataformas individuales y zonas plegadas está en la edad de las rocas que yacen en reposo o plegadas. Entre las plataformas destacan las plataformas antiguas, en las que todas las rocas paleozoicas, mesozoicas y cenozoicas se encuentran casi horizontalmente sobre una “base cristalina” altamente metamorfoseada y plegada compuesta por rocas precámbricas. Un ejemplo de plataforma antigua es la plataforma rusa, dentro de la cual todas las capas, empezando por el Cámbrico, se encuentran en general muy tranquilas.
Hay plataformas en las que se pliegan no sólo las capas precámbricas, sino también las del Cámbrico, el Ordovícico y el Silúrico, y rocas más jóvenes, empezando por las del Devónico, yacen tranquilamente sobre estos pliegues en su superficie erosionada (como dicen, "discordantes"). En otros lugares, la “base plegada” la forman, además del Precámbrico, todas las rocas paleozoicas, y sólo las rocas mesozoicas y cenozoicas se encuentran casi horizontalmente. Las dos últimas categorías de plataformas se denominan jóvenes. Algunos de ellos, como vemos, se formaron después del período Silúrico (antes existían aquí zonas plegadas), y otros, después del final de la era Paleozoica. Así, resulta que en los continentes existen plataformas de diferentes edades, formadas antes o después. Antes de que se formara la plataforma (en algunos casos, hasta el final de la era Proterozoica, en otros, hasta el final del período Silúrico, en otros, hasta el final de la era Paleozoica), se produjo un fuerte colapso de las capas en pliegues en La corteza terrestre, se introdujeron en ella rocas ígneas fundidas, los sedimentos fueron sometidos a metamorfización y recristalización. Y solo después de esto se produjo la calma, y las capas posteriores de rocas sedimentarias, que se acumularon horizontalmente en el fondo de las cuencas marinas, en general continuaron en calma en el futuro.
Finalmente, en otros lugares todas las capas están plegadas y atravesadas por rocas ígneas, incluso neógenas.
Decir que las plataformas podrían haberse formado en diferente tiempo, también señalamos las diferentes edades de las zonas plegadas. De hecho, en los antiguos escudos cristalinos, el colapso de las capas en pliegues, la intrusión de rocas ígneas y la recristalización terminaron antes del comienzo del Paleozoico. En consecuencia, los escudos son zonas de plegamiento precámbrico. Donde el tranquilo lecho de las capas no había sido perturbado desde el período Devónico, el plegamiento de las capas en pliegues continuó hasta el final del período Silúrico o, como se suele decir, hasta el final del Paleozoico temprano. En consecuencia, este grupo de plataformas jóvenes es al mismo tiempo una zona de plegamiento del Paleozoico temprano. El plegamiento de esta época se llama plegamiento de Caledonia. Donde la plataforma se formó desde principios del Mesozoico, tenemos zonas de plegamiento del Paleozoico Tardío o Hercínico. Finalmente, las áreas donde todas las capas, hasta las neógenas inclusive, están fuertemente plegadas son zonas del plegamiento alpino más joven, que dejó desplegadas sólo las capas formadas en el período Cuaternario.
Los mapas que representan la ubicación de plataformas y zonas plegadas de diferentes edades y algunas otras características de la estructura de la corteza terrestre se denominan tectónicos (la tectónica es una rama de la geología que estudia los movimientos y deformaciones de la corteza terrestre). Estos mapas sirven como complemento a los mapas geológicos. Estos últimos son documentos geológicos primarios que iluminan de manera más objetiva la estructura de la corteza terrestre. Los mapas tectónicos ya contienen algunas conclusiones: sobre la edad de las plataformas y las zonas plegadas, sobre la naturaleza y el momento de formación de los pliegues, sobre la profundidad de la base plegada bajo las capas tranquilas de las plataformas, etc. Se desarrollaron los principios para la elaboración de mapas tectónicos. en los años 30 por geólogos soviéticos, principalmente el académico A.D. Arkhangelsky. Después de la Gran Guerra Patria, los mapas tectónicos de la Unión Soviética se compilaron bajo la dirección del académico N. S. Shatsky. Estos mapas se toman como ejemplo para la elaboración de mapas tectónicos internacionales de Europa, otros continentes y toda la Tierra en su conjunto.
El espesor de las formaciones sedimentarias es diferente en aquellos lugares donde se encuentran tranquilamente (es decir, en plataformas) y donde están fuertemente plegadas. Por ejemplo, los depósitos jurásicos en la Plataforma Rusa no tienen más de 200 metros de espesor o “espesor”, mientras que su espesor en el Cáucaso, donde están fuertemente plegados, alcanza en algunos lugares los 8 kilómetros. Los depósitos del período Carbonífero en la misma plataforma rusa tienen un espesor de no más de varios cientos de metros, y en los Urales, donde los mismos depósitos están fuertemente plegados, su espesor en algunos lugares aumenta a 5-6 kilómetros. Esto indica que cuando se acumularon sedimentos de la misma edad en la plataforma y en áreas de la zona plegada, la corteza terrestre se flexionó muy poco en la plataforma y se flexionó mucho más en la zona plegada. Por lo tanto, no había lugar en la plataforma para la acumulación de formaciones tan gruesas como las que podrían acumularse en las depresiones profundas de la corteza terrestre en zonas plegadas.
Dentro de las plataformas y zonas plegadas, el espesor de las rocas sedimentarias acumuladas no es el mismo en todas partes. Varía de un sitio a otro. Pero en las plataformas estos cambios son suaves, graduales y pequeños. Indican que durante la acumulación de sedimentos, la plataforma se hundió en algunos lugares un poco más, en algunos lugares un poco menos, y en su base se formaron amplias y suaves depresiones (sínéclises), separadas por elevaciones igualmente suaves (anteclises). Por el contrario, en las zonas plegadas, el espesor de las rocas sedimentarias de la misma edad varía muy marcadamente de un lugar a otro, en distancias cortas, a veces aumentando hasta varios kilómetros, otras disminuyendo hasta varios cientos o decenas de metros, o incluso desapareciendo. Esto indica que durante la acumulación de sedimentos en la zona plegada, algunas áreas se hundieron fuerte y profundamente, otras se hundieron poco o incluso nada, y otras al mismo tiempo se elevaron con fuerza, como lo demuestran los sedimentos gruesos encontrados junto a ellas. , formado como resultado de la erosión de áreas elevadas. Es significativo que todas estas áreas, que se hundían intensamente y se elevaban intensamente, eran estrechas y estaban ubicadas en forma de franjas muy juntas unas de otras, lo que provocaba contrastes muy grandes en los movimientos de la corteza terrestre a distancias cercanas.
Teniendo en cuenta todas las características indicadas de los movimientos de la corteza terrestre: hundimiento y levantamiento muy contrastantes y fuertes, fuerte plegamiento, actividad magmática vigorosa, es decir, todas las características del desarrollo histórico de las zonas plegadas, estas zonas suelen denominarse geosinclinales, reservando el nombre de “zona plegada” sólo para caracterizar su estructura moderna, que fue el resultado de todos los eventos turbulentos anteriores en la corteza terrestre. Continuaremos usando el término "geosinclinal" cuando no hablemos de la estructura moderna de la zona plegada, sino de las características de su desarrollo anterior.
Las plataformas y las zonas plegadas se diferencian significativamente entre sí en los recursos minerales que se encuentran en su territorio. En las plataformas hay poca roca ígnea que se ha introducido en capas silenciosas de roca sedimentaria. Por lo tanto, los minerales de origen ígneo rara vez se encuentran en plataformas. Pero en las tranquilas capas sedimentarias de la plataforma están muy extendidos el carbón, el petróleo, los gases naturales, así como la sal gema, el yeso, los materiales de construcción, etc.. En las zonas plegadas, la ventaja está del lado de los minerales ígneos. Estos son varios metales que se formaron en etapas diferentes Solidificación de cámaras magmáticas.
Sin embargo, cuando hablamos del confinamiento predominante de minerales sedimentarios en plataformas, no debemos olvidar que estamos hablando de capas que yacen tranquilamente, y no de esas rocas cristalinas altamente metamorfoseadas y arrugadas de la antigua "base plegada" de las plataformas, que Se ve mejor en "escudos". Estas rocas del basamento reflejan la época en la que la plataforma aún no estaba aquí, pero existía un geosinclinal. Por tanto, los minerales que se encuentran en el basamento plegado son de tipo geosinclinal, es decir, predominantemente ígneos. En consecuencia, en las plataformas hay, por así decirlo, dos pisos de minerales: el piso inferior es antiguo, perteneciente a la fundación, geosinclinal; se caracteriza por minerales metálicos; el piso superior es la plataforma propiamente dicha, perteneciente a la cubierta de rocas sedimentarias que descansan tranquilamente sobre los cimientos; Se trata de minerales sedimentarios, es decir, predominantemente no metálicos.
Hay que decir algunas palabras sobre los pliegues.
Anteriormente se mencionaron un fuerte plegado en las zonas plegadas y un débil plegado en las plataformas. Cabe señalar que no solo debemos hablar de diferentes intensidades de plegado, sino también del hecho de que las zonas y plataformas plegadas se caracterizan por pliegues. diferentes tipos. En las zonas plegadas, los pliegues son de un tipo denominado lineales o completos. Se trata de pliegues largos y estrechos que, como olas, se suceden, contiguos en círculo y cubriendo por completo grandes superficies. Los pliegues tienen diferentes formas: algunos son redondos, otros agudos, algunos rectos, verticales, otros inclinados. Pero todos son similares entre sí y, lo más importante, cubren la zona plegada en una secuencia continua.
Las plataformas tienen pliegues de diferente tipo. Estos son levantamientos de capas separados y aislados. Algunos de ellos tienen forma de mesa o, como dicen, de cofre o de caja, muchos tienen la apariencia de cúpulas o ejes suavemente inclinados. Los pliegues aquí no son alargados, como en la zona plegada, en franjas, sino que están dispuestos en formas más complejas o dispersos de forma más bien aleatoria. Se trata de un plegado “intermitente” o en forma de cúpula.
Los pliegues de tipo intermitente (elevaciones de cofres, cúpulas y ejes) se encuentran no solo en la plataforma, sino también en el borde de las zonas plegadas. Por tanto, hay hasta cierto punto una transición gradual de los pliegues de plataforma a los típicos de las zonas de pliegue.
En las plataformas y en los bordes de las zonas plegadas se produce otro tipo único de pliegues: las llamadas "cúpulas diapíricas". Se forman donde se encuentran a cierta profundidad gruesas capas de sal gema, yeso o arcillas blandas. Gravedad específica sal de roca menor que la gravedad específica de otras rocas sedimentarias (sal gema 2.1, arenas y arcillas 2.3). Por lo tanto, la sal más ligera termina debajo de arcillas, arenas y calizas más pesadas. Debido a la capacidad de las rocas para deformarse plásticamente lentamente bajo la influencia de pequeñas fuerzas mecánicas (el fenómeno de fluencia, mencionado anteriormente), la sal tiende a flotar hacia la superficie, perforando y separando las capas más pesadas que se encuentran encima. A esto contribuye el hecho de que la sal bajo presión es extremadamente fluida y al mismo tiempo duradera: fluye fácilmente, pero no se rompe. La sal flota en forma de columnas. Al mismo tiempo, levanta las capas superpuestas, las dobla en forma de cúpula y, sobresaliendo hacia arriba, las divide en pedazos separados. Por lo tanto, en la superficie, estas cúpulas diapíricas suelen tener la apariencia de una "placa rota". De manera similar, se forman pliegues diapíricos, en cuyos “núcleos perforadores” no encontramos sal, sino arcillas blandas. Pero los pliegues diapíricos de arcilla generalmente no parecen columnas redondas, como cúpulas diapíricas de sal, sino crestas largas y alargadas.
Las cúpulas (incluidas las diapíricas) y los pozos que se encuentran en las plataformas juegan un papel importante en la formación de acumulaciones de petróleo y gas. En las zonas plegadas, los depósitos minerales se limitan principalmente a las grietas.
Pasemos ahora a las capas más profundas de la corteza terrestre. Tendremos que abandonar la zona que conocemos por observaciones directas desde la superficie e ir a un lugar donde sólo se puede obtener información mediante investigaciones geofísicas.
Como ya se mencionó, las rocas metamórficas de la era Arcaica se encuentran en las profundidades de la parte visible de la corteza terrestre. Entre ellos, los más habituales son los gneises y los granitos. Las observaciones muestran que cuanto más profunda es la sección de la corteza terrestre que observamos en la superficie, más granitos encontramos. Por lo tanto, se puede pensar que incluso más profundamente, varios kilómetros por debajo de la superficie de los escudos cristalinos o unos 10 km por debajo de la superficie de las plataformas y zonas plegadas, encontraríamos una capa continua de granito debajo de los continentes. La superficie superior de esta capa de granito es muy desigual: sube hasta la superficie del día o desciende entre 5 y 10 km por debajo de ella.
La profundidad de la superficie inferior de esta capa sólo podemos adivinarla basándose en algunos datos sobre la velocidad de propagación de las vibraciones sísmicas elásticas en la corteza terrestre. La velocidad de movimiento de las llamadas ondas sísmicas longitudinales en los granitos es de unos 5 km/s en promedio.
En las ondas longitudinales, las oscilaciones de las partículas se producen en la dirección del movimiento de las ondas: hacia adelante y hacia atrás. Las llamadas ondas transversales se caracterizan por oscilaciones en la dirección del movimiento de las ondas: arriba - abajo o derecha - izquierda.
Pero en varios lugares se ha descubierto que a una profundidad de 10, 15, 20 km la velocidad de propagación de las mismas ondas sísmicas longitudinales aumenta y alcanza los 6 o 6,5 km/s. Dado que esta velocidad es demasiado alta para el granito y se acerca a la velocidad de propagación de las vibraciones elásticas, que caracteriza a una roca como el basalto en pruebas de laboratorio, la capa de la corteza terrestre con una mayor velocidad de propagación de las ondas sísmicas se llama basalto. En diferentes zonas comienza a diferentes profundidades, normalmente a 15 o 20 km de profundidad, pero en algunas zonas se acerca mucho más a la superficie y un pozo de 6 a 8 km de profundidad podría alcanzarlo.
Sin embargo, hasta ahora ningún pozo ha penetrado en la capa de basalto y nadie ha visto las rocas que se encuentran en esta capa. ¿Son realmente basaltos? Se han expresado dudas al respecto. Algunas personas piensan que en lugar de basaltos encontraremos allí los mismos gneises, granitos y rocas metamórficas características de la capa de granito suprayacente, pero que a mayores profundidades están fuertemente compactadas por la presión de las rocas suprayacentes y, por tanto, por la velocidad de propagación. de ondas sísmicas en ellos es mayor. La solución a esta cuestión es de gran interés y no sólo teórica: en algún lugar de la parte inferior del granito y de la parte superior de las capas de basalto tienen lugar los procesos de formación del granito y la nucleación de aquellas soluciones y gases calientes de los que se desprenden diversos minerales. cristalizan más arriba, a medida que ascienden a la superficie. Saber qué es realmente una capa de basalto significa comprender mejor los procesos de formación de minerales metálicos en la corteza terrestre y las leyes de su distribución. Por eso merece todo el apoyo el proyecto de perforar pozos ultraprofundos para estudiar la estructura de todo el granito y al menos de la parte superior de la capa de basalto.
La capa de basalto es la capa inferior de la corteza terrestre continental. Debajo está separada de las partes más profundas de la Tierra por una división muy marcada llamada Sección de Mohorovicic(llamado así en honor al sismólogo yugoslavo que descubrió la existencia de este tramo a principios de nuestro siglo). En este tramo de Mohorovicic (o Moho para abreviar), la velocidad de las ondas sísmicas longitudinales cambia bruscamente: por encima del tramo suele ser de 6,5 km/s, e inmediatamente debajo aumenta a 8 km/s. Esta sección se considera el límite inferior de la corteza terrestre. Su distancia a la superficie, por tanto, es el espesor de la corteza terrestre. Las observaciones muestran que el espesor de la corteza debajo de los continentes está lejos de ser uniforme. En promedio es de 35 km, pero bajo las montañas aumenta a 50, 60 e incluso 70 km. Además, cuanto más altas son las montañas, más gruesa es la corteza terrestre: una gran protuberancia hacia arriba de la superficie terrestre corresponde a una protuberancia mucho mayor hacia abajo; Así, las montañas tienen, por así decirlo, “raíces” que descienden profundamente hacia las capas más profundas de la Tierra. En las llanuras, por el contrario, el espesor de la corteza es inferior a la media. El papel relativo de las capas de granito y basalto en la sección de la corteza terrestre también varía de una región a otra. Es especialmente interesante que bajo algunas montañas las "raíces" se forman principalmente debido a un aumento en el espesor de la capa de granito, y en otras, debido a un aumento en el espesor de la capa de basalto. El primer caso se observa, por ejemplo, en el Cáucaso, el segundo, en Tien Shan. Además veremos que el origen de estas montañas es diferente; Esto también se reflejó en la diferente estructura de la corteza terrestre debajo de ellos.
Cabe destacar especialmente una propiedad de la corteza terrestre, estrechamente relacionada con las "raíces" de las montañas: la llamada isostasia o equilibrio. Las observaciones de la magnitud de la fuerza de gravedad en la superficie de la Tierra muestran, como hemos visto, la presencia de algunas fluctuaciones en este valor de un lugar a otro, es decir, la existencia de determinadas anomalías de la gravedad. Sin embargo, estas anomalías (después de restar la influencia de la posición geográfica y altitudinal del punto de observación) son extremadamente pequeñas; pueden hacer que el peso de una persona cambie tan solo unos pocos gramos. Estas desviaciones de la gravedad normal son extremadamente pequeñas en comparación con las que cabría esperar, teniendo en cuenta la topografía de la superficie terrestre. De hecho, si las cadenas montañosas fueran un montón de masas superfluas en la superficie de la Tierra, entonces estas masas tendrían que crear una atracción más fuerte. Por el contrario, sobre los mares, donde en lugar de rocas densas el cuerpo que atrae es agua menos densa, la fuerza de gravedad debería debilitarse.
En realidad no existen tales diferencias. La fuerza de gravedad no aumenta en las montañas ni disminuye en el mar, es aproximadamente la misma en todas partes y las desviaciones observadas del valor medio son significativamente menores que la influencia que debería tener el terreno irregular o la sustitución de rocas por agua de mar. tenía. De aquí sólo es posible una conclusión: las masas adicionales en la superficie que forman las crestas deben corresponder a una escasez de masas en profundidad; sólo en este caso la masa total y la atracción general de las rocas ubicadas debajo de las montañas no excederán el valor normal. Por el contrario, la falta de masas en la superficie de los mares debe corresponder a algunas masas más pesadas en las profundidades. Los cambios mencionados anteriormente en el espesor de la corteza debajo de las montañas y llanuras corresponden precisamente a estas condiciones. La densidad media de la corteza terrestre es 2,7. Debajo de la corteza terrestre, inmediatamente debajo de la sección Moho, la sustancia tiene una densidad mayor, alcanzando 3,3. Por lo tanto, donde la corteza terrestre es más delgada (bajo las tierras bajas), un “sustrato” subcortesal pesado se acerca a la superficie y su influencia atractiva compensa la “falta” de masa en la superficie. Por el contrario, en las montañas, un aumento en el espesor de la corteza ligera reduce la fuerza de atracción general, compensando así el aumento de la atracción causado por masas superficiales adicionales. Se crean condiciones bajo las cuales la corteza terrestre parece flotar sobre un sustrato pesado, como témpanos de hielo sobre el agua: un témpano de hielo más grueso se hunde más profundamente en el agua, pero también sobresale más por encima de ella; un témpano de hielo más delgado se hunde menos, pero también sobresale menos.
Este comportamiento de los témpanos de hielo corresponde a la conocida ley de Arquímedes, que determina el equilibrio de los cuerpos flotantes. La corteza terrestre también obedece a la misma ley: cuando es más gruesa, se adentra más profundamente en el sustrato en forma de “raíces”, pero también sobresale más en la superficie; donde la corteza es más delgada, el sustrato pesado se acerca a la superficie y la superficie de la corteza desciende relativamente y forma una llanura o el fondo del mar. Así, el estado de la corteza corresponde al equilibrio de los cuerpos flotantes, por lo que este estado se denomina isostasia.
Cabe señalar que la conclusión sobre el equilibrio de la corteza terrestre en relación con su gravedad y su sustrato es válida si tenemos en cuenta el espesor promedio de la corteza y la altura promedio de su superficie para grandes áreas, de varios cientos de kilómetros de diámetro. . Si aclaramos el comportamiento de secciones mucho más pequeñas de la corteza terrestre, descubriremos desviaciones del equilibrio, discrepancias entre el espesor de la corteza y la altura de su superficie, que se expresan en forma de las correspondientes anomalías de la gravedad. Imaginemos un gran témpano de hielo. Su equilibrio, como un cuerpo flotando sobre el agua, dependerá de su espesor medio. Pero en diferentes lugares el témpano de hielo puede tener espesores muy diferentes, puede corroerse con el agua y su superficie inferior puede tener muchas pequeñas bolsas y protuberancias. Dentro de cada bolsa o de cada protuberancia, la posición del hielo en relación con el agua puede diferir mucho del equilibrio: si cortamos el trozo de hielo correspondiente del témpano, se hundirá más profundamente que el témpano circundante o flotará. sobre eso. Pero, en general, el témpano de hielo está en equilibrio y este equilibrio depende del espesor medio del témpano de hielo.
Debajo de la corteza terrestre entramos en la siguiente capa de la Tierra, muy poderosa, llamada manto de la tierra. Se extiende tierra adentro por 2900 km. A esta profundidad se produce la siguiente división marcada en la sustancia de la Tierra, que separa el manto de El núcleo de la Tierra. En el interior del manto, a medida que se profundiza, la velocidad de propagación de las ondas sísmicas aumenta y en el fondo del manto alcanza los 13,6 km/s para las ondas longitudinales. Pero el aumento de esta velocidad es desigual: es mucho más rápido en la parte superior, hasta una profundidad de unos 1.000 km, y extremadamente lento y gradual a mayores profundidades. En este sentido, el manto se puede dividir en dos partes: el manto superior y el inferior. Hoy en día se acumulan cada vez más datos que indican que esta división del manto en superior e inferior es de gran importancia fundamental, ya que el desarrollo de la corteza terrestre aparentemente está directamente relacionado con los procesos que tienen lugar en el manto superior. La naturaleza de estos procesos se discutirá más adelante. El manto inferior aparentemente tiene poco efecto directamente sobre la corteza terrestre.
La sustancia que forma el manto es sólida. Esto confirma la naturaleza del paso de las ondas sísmicas a través del manto. Existen diferencias de opinión sobre la composición química del manto. Algunas personas piensan que el manto superior está formado por una roca llamada peridotita. Esta roca contiene muy poca sílice; su componente principal es el mineral olivino, un silicato rico en hierro y magnesio. Otros sugieren que el manto superior es mucho más rico en sílice y tiene una composición similar al basalto, pero los minerales que componen este basalto profundo son más densos que los del basalto superficial. Por ejemplo, en el basalto profundo, los granates juegan un papel importante: minerales con un "empaquetado" muy denso de átomos en red cristalina. Este basalto profundo, obtenido como resultado de la compresión del basalto superficial ordinario, se llama eclogita.
Hay argumentos para ambos puntos de vista. En particular, el segundo punto de vista se ve confirmado por la gran cantidad de basaltos que se derramaron y se están derramando durante las erupciones volcánicas, muy uniformes en su composición química. Su origen sólo puede estar en el manto superior.
Si este punto de vista resulta ser correcto, entonces debemos considerar que en la sección Moho no hay un cambio en la composición química de una sustancia, sino una transición de una sustancia de la misma composición química a una nueva, más densa, estado "profundo", a otra, como dicen, "fase". Estas transiciones se denominan "transiciones de fase". Esta transición depende del cambio de presión con la profundidad. Cuando se alcanza una determinada presión, el basalto ordinario se transforma en eclogita y los feldespatos menos densos son sustituidos por granates más densos. Estas transiciones también están influenciadas por la temperatura: aumentarla a la misma presión complica la transición del basalto a la eclogita. Por lo tanto, el límite inferior de la corteza terrestre se vuelve móvil, dependiendo de los cambios de temperatura. Si la temperatura aumenta, parte de la eclogita vuelve a convertirse en basalto ordinario, el límite de la corteza cae y la corteza se vuelve más gruesa; en este caso, el volumen de la sustancia aumenta en un 15%. Si la temperatura disminuye, entonces, a la misma presión, parte del basalto de las capas inferiores de la corteza se transforma en eclogita, el límite de la corteza aumenta, la corteza se vuelve más delgada y el volumen de material que ha pasado a una nueva fase disminuye en 15%. Estos procesos pueden explicar las oscilaciones de la corteza terrestre hacia arriba y hacia abajo: como resultado de su engrosamiento, la corteza flotará y se elevará, pero a medida que su espesor disminuye, se hundirá y se hundirá.
Sin embargo, la cuestión de la composición química y el estado físico del manto superior se resolverá finalmente, aparentemente, sólo como resultado de una perforación ultraprofunda, cuando los agujeros que atraviesen toda la corteza alcanzarán la sustancia del manto superior. manto.
Una característica importante de la estructura del manto superior es el “cinturón de ablandamiento” situado a una profundidad de entre 100 y 200 km. En este cinturón, que también se llama astenosfera, la velocidad de propagación de las vibraciones elásticas es ligeramente menor que por encima y por debajo, y esto indica un estado ligeramente menos sólido de la sustancia. En el futuro veremos que el “cinturón de ablandamiento” juega un papel muy importante en la vida de la Tierra.
En el manto inferior, el material se vuelve mucho más pesado. Su densidad aparentemente aumenta a 5,6. Se supone que está formado por silicatos, muy ricos en hierro y magnesio y pobres en sílice. Es posible que el sulfuro de hierro esté muy extendido en el manto inferior.
A una profundidad de 2900 km, como se indicó, el manto termina y comienza El núcleo de la Tierra. La característica más importante del núcleo es que permite el paso de las vibraciones sísmicas longitudinales, pero es impenetrable a las vibraciones transversales. Dado que las vibraciones elásticas transversales atraviesan sólidos, pero se desvanecen rápidamente en líquidos, mientras que las vibraciones longitudinales atraviesan tanto sólidos como cuerpos líquidos, se debe concluir que el núcleo de la Tierra se encuentra en estado líquido. Por supuesto, no es tan líquido como el agua; es una sustancia muy espesa, cercana al estado sólido, pero aún mucho más fluida que la sustancia del manto.
Dentro del núcleo también hay núcleo central o nucleolo. Su límite superior se encuentra a una profundidad de 5000 km, es decir a una distancia de 1370 km del centro de la Tierra. Aquí hay una sección no muy pronunciada, en la que la velocidad de las vibraciones sísmicas vuelve a caer rápidamente y luego, hacia el centro de la Tierra, comienza a aumentar nuevamente. Se supone que el núcleo interno es sólido y que sólo el núcleo externo es líquido. Sin embargo, dado que este último impide el paso de vibraciones transversales, la cuestión del estado del núcleo interno aún no puede resolverse definitivamente.
Ha habido mucho debate sobre la composición química del núcleo. Continúan hasta el día de hoy. Muchos todavía se adhieren al viejo punto de vista, creyendo que el núcleo de la Tierra está formado por hierro con una pequeña mezcla de níquel. El prototipo de esta composición son los meteoritos de hierro. Los meteoritos generalmente se consideran fragmentos de planetas previamente existentes y desintegrados, o pequeños cuerpos cósmicos "no utilizados" a partir de los cuales se "ensamblaron" los planetas hace varios miles de millones de años. En ambos casos, los meteoritos deberían parecer representar la composición química de una u otra capa del planeta. Los meteoritos de piedra probablemente corresponden a la composición química del manto, al menos a la inferior. Los meteoritos de hierro, más pesados, corresponden, como muchos piensan, al interior más profundo: el núcleo del planeta.
Sin embargo, otros investigadores encuentran argumentos en contra de la idea de una composición de hierro del núcleo y creen que el núcleo debe estar formado por silicatos, en general los mismos que forman el manto, pero que estos silicatos se encuentran en una “forma” Estado metálico como resultado de la enorme presión en el núcleo sobre limite superior En el núcleo equivale a 1,3 millones de atmósferas, y en el centro de la Tierra a 3 millones de atmósferas). Esto significa que bajo la influencia de la presión, los átomos de silicato se destruyeron parcialmente y de ellos se desprendieron electrones individuales, que pudieron moverse de forma independiente. Esto, como ocurre con los metales, determina algunas de las propiedades metálicas del núcleo: alta densidad; La conductividad eléctrica y térmica alcanza 12,6 en el centro de la Tierra.
Finalmente, hay un punto de vista intermedio, que ahora comienza a prevalecer, a saber, que el núcleo interior es de hierro y el exterior está compuesto de silicatos en estado metálico.
De acuerdo a teoría moderna, el campo magnético de la Tierra está asociado con el núcleo exterior. Los electrones cargados se mueven en el núcleo externo a una profundidad de entre 2.900 y 5.000 km, describiendo círculos o bucles, y es su movimiento el que conduce a la aparición de un campo magnético. Es bien sabido que los cohetes soviéticos lanzados a la Luna no detectaron ningún campo magnético en nuestro satélite natural. Esto es bastante consistente con la suposición de que la Luna no tiene un núcleo similar al de la Tierra.
Consideremos ahora la estructura del interior de la Tierra bajo los océanos.
aunque para Últimamente Desde el Año Geofísico Internacional, el fondo de los océanos y las profundidades de la Tierra bajo los océanos se han estudiado de manera extremadamente intensa (son bien conocidos los numerosos viajes del barco de investigación soviético Vityaz); todavía conocemos mucho peor la estructura geológica de los territorios oceánicos. que la estructura de los continentes. Se ha establecido, sin embargo, que en el fondo de los océanos no existen escudos, plataformas y zonas plegadas similares a las conocidas en los continentes. Según la topografía del fondo de los océanos, los elementos más grandes pueden identificarse como llanuras (o cuencas), dorsales oceánicas y fosas marinas profundas.
Las llanuras ocupan amplios espacios en el fondo de todos los océanos. Casi siempre se encuentran a la misma profundidad (5-5,5 km).
Las dorsales oceánicas son crestas anchas y onduladas. La Cordillera Atlántica es especialmente característica. Se extiende de norte a sur, exactamente a lo largo de la línea media del océano, curvándose paralelamente a las costas de los continentes limítrofes. Su cresta suele encontrarse a una profundidad de unos 2 km, pero algunos picos se elevan sobre el nivel del mar en forma de islas volcánicas (Azores, San Pablo, Ascensión, Tristán da Cunha). Islandia con sus volcanes se encuentra justo en la continuación de la cresta submarina.
La cresta submarina del Océano Índico también se extiende en dirección meridional a lo largo de la línea media del océano. En las islas Chagos esta cresta se bifurca. Uno de sus ramales va directamente hacia el norte, donde en su continuación en la región de Bombay se conocen enormes corrientes heladas de basaltos volcánicos (meseta de Deccan). El otro brazo se dirige al noroeste y se pierde antes de entrar en el Mar Rojo.
Las dorsales submarinas del Atlántico y la India están conectadas. A su vez, Indian Ridge se conecta con East Pacific Underwater Ridge. Este último se extiende en dirección latitudinal al sur de Nueva Zelanda, pero en el meridiano de 120° de longitud oeste gira bruscamente hacia el norte. Se acerca a las costas de México y aquí se pierde en las aguas poco profundas antes de adentrarse en el Golfo de California.
Una serie de dorsales submarinas más cortas ocupan el Océano Pacífico central. Casi todos ellos se extienden de sureste a noroeste. En la cima de una de esas crestas submarinas se encuentran las islas hawaianas, en la cima de otras hay numerosos archipiélagos de islas más pequeñas.
Un ejemplo de dorsal oceánica submarina es también la dorsal de Lomonosov, descubierta por científicos soviéticos en el Océano Ártico.
Casi todas las grandes crestas submarinas están interconectadas y forman, por así decirlo, sistema unificado. Aún no está clara la relación de la cresta Lomonosov con otras crestas.
Las fosas oceánicas profundas son fosas estrechas (100-300 km) y largas (varios miles de kilómetros) en el fondo del océano, dentro de las cuales se observan profundidades máximas. Fue en uno de estos baches, el "Mariana", donde el barco de expedición soviético "Vityaz" encontró la mayor profundidad del Océano Mundial, alcanzando los 11.034 m. Los baches de aguas profundas se encuentran a lo largo de la periferia de los océanos. La mayoría de las veces bordean arcos de islas. Estos últimos en varios lugares son un rasgo característico de la estructura de las zonas de transición entre los continentes y el océano. Los arcos de islas están especialmente extendidos a lo largo de la periferia occidental del Océano Pacífico, entre el océano, por un lado, y Asia y Australia, por el otro. De norte a sur, los arcos de las islas Aleutianas, Kuriles, Japonesas, Bonino-Marianas, Filipinas, Tonga, Kermadec y Nueva Zelanda descienden como guirnaldas. Casi todos estos arcos están bordeados en el lado exterior (convexo) por baches de aguas profundas. El mismo bache bordea el arco insular de las Antillas en Centroamérica. Otro bache bordea el costado océano Indio Arco insular de Indonesia. Algunos baches, ubicados en la periferia del océano, no están asociados con arcos de islas. Este es, por ejemplo, el Atacama Pothole frente a las costas de América del Sur. La posición periférica de los baches en las profundidades marinas, por supuesto, no es accidental.
Hablando de la estructura geológica del fondo del océano, en primer lugar hay que señalar que en mar abierto el espesor de los sedimentos sueltos acumulados en el fondo es pequeño: no más de un kilómetro y, a menudo, menos. Estos sedimentos consisten en limos calcáreos muy delgados, formados principalmente por conchas microscópicamente pequeñas de organismos unicelulares, globigerina, así como las llamadas arcillas rojas de aguas profundas que contienen pequeños granos de óxidos de hierro y manganeso. Recientemente, en muchos lugares, a grandes distancias de la costa, se han descubierto franjas enteras de sedimentos de origen clástico: arenas. Claramente fueron traídos a estas áreas de los océanos desde las zonas costeras y su existencia indica la presencia de fuertes corrientes marinas profundas en los océanos.
Otra característica es el enorme y generalizado desarrollo de rastros de actividad volcánica. En el fondo de todos los océanos se sabe un gran número de enormes montañas en forma de cono; Estos son volcanes antiguos extintos. Hay muchos fondos oceánicos y volcanes activos. De estos volcanes solo brotaron y están en erupción basaltos, y al mismo tiempo son muy uniformes en su composición, iguales en todas partes. A lo largo de la periferia de los océanos, en los arcos de islas, se conocen otras lavas que contienen más sílice: las andesitas, pero en las partes medias de los océanos las erupciones volcánicas son solo basálticas. En general, en las partes medias de los océanos casi no se conocen otras rocas sólidas excepto los basaltos. El dragado oceanográfico siempre ha extraído del fondo únicamente fragmentos de basalto, a excepción de algunas rocas sedimentarias. También cabe mencionar las enormes y profundas grietas latitudinales, de varios miles de kilómetros de longitud, que atraviesan el fondo de la parte nororiental del Océano Pacífico. A lo largo de estas grietas se pueden rastrear salientes afilados en el fondo del océano.
La estructura profunda de la corteza terrestre en el océano es mucho más simple que debajo de los continentes. En los océanos no hay una capa de granito y los sedimentos sueltos se encuentran directamente sobre una capa de basalto, cuyo espesor es mucho menor que en los continentes: normalmente es de sólo 5 km. Así, la parte sólida de la corteza terrestre en los océanos está formada por un kilómetro de sedimentos sueltos y cinco kilómetros de capa de basalto. El hecho de que esta capa esté compuesta realmente de basalto es mucho más probable en los océanos que en los continentes, dada la amplia distribución de los basaltos en el fondo del océano y en las islas oceánicas. Si a esto le sumamos cinco kilómetros del espesor medio de la capa de agua del océano, entonces la profundidad del límite inferior de la corteza terrestre (sección Moho) bajo los océanos será de sólo 11 km, mucho menos que bajo los continentes. Por tanto, la corteza oceánica es más delgada que la corteza continental. Por lo tanto, los ingenieros estadounidenses comenzaron a perforar toda la corteza terrestre en el océano, desde una plataforma de perforación flotante, con la esperanza de que allí fuera más fácil llegar a las capas superiores del manto y descubrir su composición.
Hay pruebas que sugieren que la corteza oceánica se está volviendo más gruesa bajo las dorsales submarinas. Allí su espesor es de 20-25 km y permanece basáltico. Curiosamente, la corteza tiene una estructura oceánica no solo en los océanos abiertos, sino también en algunos mares profundos: se ha descubierto una corteza basáltica y la ausencia de una capa de granito en las partes profundas del Mar Negro, en el Mar Caspio Meridional, en las fosas más profundas del Mar Caribe, bajo el Mar del Japón y en otros lugares. Los mares de profundidad intermedia tienen estructura intermedia Corteza: debajo es más delgada que la corteza continental típica, pero más gruesa que la corteza oceánica; tiene capas de granito y basalto, pero la capa de granito es mucho más delgada que en el continente. Esta corteza intermedia se observa en zonas poco profundas del Mar Caribe, el Mar de Okhotsk y otros lugares.
La estructura del manto y del núcleo bajo los océanos es generalmente similar a su estructura bajo los continentes. La diferencia se observa en el manto superior: el “cinturón de ablandamiento” (astenosfera) debajo de los océanos es más grueso que debajo de los continentes; Bajo los océanos, este cinturón comienza ya a una profundidad de 50 km y continúa hasta una profundidad de 400 km, mientras que en los continentes se concentra entre 100 y 200 km de profundidad. Así, las diferencias estructurales entre continentes y océanos se extienden no sólo a todo el espesor de la corteza terrestre, sino también al manto superior hasta una profundidad de al menos 400 km. Más profundo, en las capas inferiores del manto superior, en el manto inferior, en el núcleo exterior e interior, no se han encontrado cambios en la estructura en dirección horizontal, ni diferencias entre los sectores continental y oceánico de la Tierra.
En conclusión, digamos algunas palabras sobre algunas propiedades generales del globo.
El globo irradia calor. Un flujo constante de calor fluye desde el interior de la Tierra hacia la superficie. En este sentido, existe el llamado gradiente de temperatura: un aumento de temperatura con la profundidad. En promedio, este gradiente se considera de 30° por 1 km, es decir, con una profundización de 1 km, la temperatura aumenta 30° Celsius. Este gradiente, sin embargo, varía mucho de un lugar a otro. Además, sólo es correcto para las partes más superficiales de la corteza terrestre. Si permaneciera igual hasta el centro de la Tierra, entonces en las regiones internas de la Tierra la temperatura sería tan alta que nuestro planeta simplemente explotaría. Ahora bien, no hay duda de que con la profundidad la temperatura sube cada vez más lentamente. En el manto inferior y en el núcleo aumenta muy ligeramente y en el centro de la Tierra aparentemente no supera los 4000°.
A partir del gradiente de temperatura cerca de la superficie, así como de la conductividad térmica de las rocas, es posible calcular cuánto calor fluye desde las profundidades hacia el exterior. Resulta que cada segundo la Tierra pierde 6 ∙ 10 12 calorías de toda su superficie. Recientemente, se han realizado muchas mediciones del tamaño del flujo de calor de la Tierra en diferentes lugares. -en los continentes y en el fondo de los océanos. Resultó que, en promedio, el flujo de calor es de 1,2 ∙ 10 -6 cal/cm 2 por segundo. En algunos de los casos más comunes, fluctúa entre 0,5 y 3 ∙ 10 -6 cal/cm 2 por segundo, y no hay diferencias en la liberación de calor en los continentes y en el océano. Sin embargo, en este contexto uniforme se descubrieron zonas anómalas, con una transferencia de calor muy alta, 10 veces mayor que el flujo de calor normal. Estas zonas son dorsales oceánicas submarinas. Se realizaron especialmente muchas mediciones en la Cordillera del Pacífico Oriental.
Estas observaciones desafían a los geofísicos. interés preguntar. Ahora está bastante claro que la fuente de calor dentro de la Tierra son los elementos radiactivos. Están presentes en todos. rocas, en todo el material del globo y durante su desintegración liberan calor. Si tenemos en cuenta el contenido medio de elementos radiactivos en las rocas, asumimos que su contenido en el manto es igual al contenido en los meteoritos pedregosos, y el contenido en el núcleo se considera igual al contenido en los meteoritos de hierro, entonces resulta que la cantidad total de elementos radiactivos es más que suficiente para formar el flujo de calor observado. Pero se sabe que los granitos contienen en promedio 3 veces más elementos radiactivos que los basaltos y, en consecuencia, deberían generar más calor. Dado que la capa de granito está presente en la corteza terrestre debajo de los continentes y ausente debajo de los océanos, se podría suponer que el flujo de calor en los continentes debería ser mayor que en el fondo del océano. En realidad este no es el caso, en general el flujo es el mismo en todas partes, pero en el fondo de los océanos hay zonas con un flujo térmico anormalmente alto. A continuación intentaremos explicar esta anomalía.
La forma de la Tierra, como saben, es una esfera ligeramente achatada en los polos. Debido al achatamiento, el radio desde el centro de la Tierra hasta el polo es 1/300 más corto que el radio dirigido desde el centro hasta el ecuador. Esta diferencia es de aproximadamente 21 km. En un globo con un diámetro de 1 m, medirá poco más de un milímetro y medio y es prácticamente invisible. Se calculó que una bola líquida del tamaño de la Tierra, girando a la misma velocidad, tomaría esta forma. Esto significa que, gracias a la propiedad de fluencia, que discutimos anteriormente, el material de la Tierra, sometido a la influencia de la fuerza centrífuga a muy largo plazo, se deformó y adoptó una forma de equilibrio tal que (por supuesto, mucho más rápido ) tomaría un líquido.
Es interesante la inconsistencia de las propiedades de la sustancia terrestre. Las vibraciones elásticas provocadas por los terremotos se propagan en él como en un cuerpo muy sólido, y ante la fuerza centrífuga de acción prolongada la misma sustancia se comporta como un líquido muy móvil. Esta inconsistencia es común a muchos cuerpos: se vuelven sólidos cuando sobre ellos actúa una fuerza de corta duración, un impacto similar a un choque sísmico, y se vuelven plásticos cuando la fuerza actúa sobre ellos lenta y gradualmente. Esta propiedad ya se ha mencionado al describir el colapso de capas de rocas duras en pliegues. Sin embargo, recientemente han aparecido datos que sugieren que la sustancia terrestre se adapta a la acción de la fuerza centrífuga con cierto retraso. El caso es que la Tierra está desacelerando gradualmente su rotación. La razón de esto son las mareas marinas provocadas por la atracción de la Luna. Siempre hay dos protuberancias en la superficie del Océano Mundial, una de las cuales mira hacia la Luna y la otra en la dirección opuesta. Estas protuberancias se mueven por la superficie debido a la rotación de la Tierra. Pero debido a la inercia y la viscosidad del agua, la cresta del bulbo que mira hacia la Luna siempre llega un poco tarde, siempre ligeramente desplazada en la dirección de rotación de la Tierra. Por tanto, la Luna atrae la onda no perpendicular a la superficie terrestre, sino a lo largo de una línea ligeramente inclinada. Es esta inclinación la que hace que la gravedad de la Luna ralentice ligeramente la rotación de la Tierra. Hay muy poca frenada. Gracias a ello, el día aumenta dos milésimas de segundo cada 100 años. Si esta tasa de desaceleración se mantuvo sin cambios a lo largo del tiempo geológico, entonces en el período Jurásico el día era una hora más corto, y hace dos mil millones de años, al final de la era Arcaica, la Tierra giraba dos veces más rápido.
Junto con la desaceleración de la rotación, la fuerza centrífuga también debería disminuir; por lo tanto, la forma de la Tierra debería cambiar: su planitud debería disminuir gradualmente. Sin embargo, los cálculos muestran que la forma observada actualmente de la Tierra no corresponde a su velocidad de rotación actual, sino a la que tenía hace aproximadamente 10 millones de años. La sustancia de la Tierra, aunque fluida en condiciones de presión prolongada, tiene una viscosidad significativa, una alta fricción interna y, por lo tanto, está sujeta a nuevos condiciones mecanicas con un notable retraso.
Para concluir, señalemos algunas consecuencias interesantes de los terremotos. Las vibraciones provocadas por los terremotos ordinarios tienen diferentes períodos. Algunos terremotos tienen una duración corta, aproximadamente un segundo. El registro de tales vibraciones es extremadamente importante para estudiar los terremotos que ocurrieron cerca de una estación sísmica, es decir, los terremotos locales. A medida que nos alejamos de la fuente del terremoto, estas vibraciones se desvanecen rápidamente. Por el contrario, las oscilaciones con un período largo (18-20 segundos) se extienden mucho; durante un gran terremoto, pueden atravesar el globo o rodearlo a lo largo de la superficie. Estas vibraciones se registran en muchas estaciones sísmicas y son convenientes para estudiar terremotos distantes. Precisamente con la ayuda de oscilaciones de largo período la estación sísmica de Moscú puede registrar los terremotos que se producen en América del Sur o Filipinas.
En los últimos años se han descubierto oscilaciones provocadas por terremotos con periodos muy largos de aproximadamente una hora. Las ondas sísmicas ultralargas, por ejemplo, se formaron a raíz de un potente terremoto en Chile en 1960. Estas ondas, antes de extinguirse, dan la vuelta al mundo entre siete y ocho veces, o incluso más.
Los cálculos muestran que las ondas ultralargas son causadas por vibraciones de todo el globo. La energía de algunos terremotos es tan grande que parecen sacudir todo el globo, haciendo que palpite como un todo. Es cierto que la amplitud de tales oscilaciones es insignificante: lejos de la fuente del terremoto, sólo puede ser notado por instrumentos sensibles y desaparece por completo en unos pocos días. Sin embargo, el fenómeno del "temblor" de toda la Tierra en su conjunto no puede dejar de causar impresión. Las vibraciones generales de toda la Tierra han resultado útiles para determinar algunas de las propiedades físicas del globo.
Métodos para estudiar la estructura interna y composición de la Tierra.Los métodos para estudiar la estructura interna y la composición de la Tierra se pueden dividir en dos grupos principales: métodos geológicos y métodos geofísicos. Métodos geológicos se basan en los resultados del estudio directo de los estratos rocosos en afloramientos, explotaciones mineras (minas, socavones, etc.) y pozos. Al mismo tiempo, los investigadores tienen a su disposición todo el arsenal de métodos para estudiar la estructura y composición, lo que determina el alto grado de detalle de los resultados obtenidos. Al mismo tiempo, las capacidades de estos métodos para estudiar las profundidades del planeta son muy limitadas: el pozo más profundo del mundo tiene una profundidad de sólo -12262 m (Kola Superdeep en Rusia), y se logran profundidades aún menores al perforar el fondo del océano (aproximadamente -1500 m, perforación desde el tablero del buque de investigación estadounidense Glomar Challenger). Así, se encuentran disponibles para estudio directo profundidades que no superan el 0,19% del radio del planeta.
La información sobre la estructura profunda se basa en el análisis de datos indirectos obtenidos. métodos geofísicos, principalmente los patrones de cambios con la profundidad en varios parámetros físicos (conductividad eléctrica, factor de calidad mecánica, etc.) medidos durante la investigación geofísica. El desarrollo de modelos de la estructura interna de la Tierra se basa principalmente en los resultados de la investigación sísmica, a partir de datos sobre los patrones de propagación de las ondas sísmicas. En el origen de los terremotos y de las poderosas explosiones surgen ondas sísmicas (vibraciones elásticas). Estas ondas se dividen en ondas volumétricas, que se propagan en las entrañas del planeta y las "transparentan" como rayos X, y ondas superficiales, que se propagan paralelas a la superficie y "sondean" las capas superiores del planeta a una profundidad de decenas a cientos de kilómetros.
Las ondas corporales, a su vez, se dividen en dos tipos: longitudinales y transversales. Las ondas longitudinales, que tienen una alta velocidad de propagación, son las primeras en ser registradas por los receptores sísmicos; se denominan ondas primarias o P ( De inglés primario - primario), las ondas transversales más lentas se llaman ondas S ( De inglés secundaria - secundaria). Se sabe que las ondas transversales tienen característica importante– se difunden sólo en medios sólidos.
En los límites de los medios con diferentes propiedades, las ondas se refractan, y en los límites de los cambios bruscos de propiedades, además de las refractadas, surgen ondas reflejadas e intercambiadas. Las ondas de corte pueden tener un desplazamiento perpendicular al plano de incidencia (ondas SH) o un desplazamiento en el plano de incidencia (ondas SV). Al cruzar los límites de medios con diferentes propiedades, las ondas SH experimentan una refracción normal y las ondas SV, además de las ondas SV refractadas y reflejadas, excitan las ondas P. Así surge un complejo sistema de ondas sísmicas que “transparentan” las entrañas del planeta.
Al analizar los patrones de propagación de las ondas, es posible identificar faltas de homogeneidad en las entrañas del planeta: si a cierta profundidad se registra un cambio brusco en las velocidades de propagación de las ondas sísmicas, su refracción y reflexión, podemos concluir que en A esta profundidad se encuentra el límite de las capas internas de la Tierra, que se diferencian en sus propiedades físicas.
El estudio de las trayectorias y velocidades de propagación de las ondas sísmicas en las entrañas de la Tierra permitió desarrollar un modelo sísmico de su estructura interna.
Las ondas sísmicas, que se propagan desde la fuente del terremoto hacia las profundidades de la Tierra, experimentan los cambios bruscos de velocidad más significativos, se refractan y reflejan en secciones sísmicas ubicadas a profundidades. 33 kilometros Y 2900 kilometros desde la superficie (ver figura). Estos marcados límites sísmicos permiten dividir el interior del planeta en 3 geosferas internas principales: la corteza, el manto y el núcleo de la Tierra.
La corteza terrestre está separada del manto por una marcada frontera sísmica, en la que la velocidad de las ondas longitudinales y transversales aumenta bruscamente. Así, la velocidad de las ondas de corte aumenta bruscamente de 6,7 a 7,6 km/s en la parte inferior de la corteza a 7,9 a 8,2 km/s en el manto. Este límite fue descubierto en 1909 por el sismólogo yugoslavo Mohorovicic y posteriormente recibió el nombre de Frontera de Mohorovicic(a menudo llamado brevemente límite de Moho o límite M). La profundidad promedio del límite es de 33 km (cabe señalar que este es un valor muy aproximado debido a los diferentes espesores en las diferentes estructuras geológicas); Al mismo tiempo, bajo los continentes, la profundidad de la sección Mohorovichichi puede alcanzar los 75-80 km (que se registra bajo estructuras montañosas jóvenes: los Andes, el Pamir), bajo los océanos disminuye, alcanzando un espesor mínimo de 3-4. km.
En profundidad se registra un límite sísmico aún más nítido que separa el manto y el núcleo 2900 kilometros. En esta sección sísmica, la velocidad de la onda P cae abruptamente de 13,6 km/s en la base del manto a 8,1 km/s en el núcleo; Ondas S: de 7,3 km/s a 0. La desaparición de las ondas transversales indica que la parte exterior del núcleo tiene propiedades de líquido. El límite sísmico que separa el núcleo y el manto fue descubierto en 1914 por el sismólogo alemán Gutenberg y a menudo se le llama Frontera de Gutenberg, aunque este nombre no es oficial.
Se registran cambios bruscos en la velocidad y la naturaleza del paso de las olas a profundidades de 670 km y 5150 km. Frontera 670 kilómetros divide el manto en manto superior (33-670 km) y manto inferior (670-2900 km). Frontera 5150 kilometros Divide el núcleo en un líquido exterior (2900-5150 km) y un sólido interior (5150-6371 km).
También se notan cambios significativos en el apartado sísmico. 410 kilometros, dividiendo el manto superior en dos capas.
Los datos obtenidos sobre los límites sísmicos globales proporcionan la base para considerar un modelo sísmico moderno de la estructura profunda de la Tierra.
La capa exterior de la Tierra sólida es la corteza terrestre, delimitado por el límite de Mohorovicic. Se trata de una capa relativamente delgada, cuyo espesor oscila entre 4 y 5 km bajo los océanos hasta 75-80 km bajo las estructuras montañosas continentales. La corteza superior es claramente visible en la composición de la corteza central. capa sedimentaria, formado por rocas sedimentarias no metamorfoseadas, entre las que pueden estar presentes rocas volcánicas, y subyacentes consolidado, o cristalino,ladrar, formado por rocas intrusivas metamorfoseadas e ígneas. Hay dos tipos principales de corteza terrestre: continental y oceánica, fundamentalmente diferentes en estructura, composición, origen y edad.
corteza continental se encuentra debajo de los continentes y sus márgenes submarinos, tiene un espesor de 35-45 km a 55-80 km, en su sección se distinguen 3 capas. La capa superior suele estar compuesta de rocas sedimentarias, incluida una pequeña cantidad de rocas ígneas y débilmente metamorfoseadas. Esta capa se llama sedimentaria. Geofísicamente, se caracteriza por bajas velocidades de onda P en el rango de 2 a 5 km/s. El espesor medio de la capa sedimentaria es de unos 2,5 km.
Debajo se encuentra la corteza superior (granito-gneis o capa “granítica”), compuesta por rocas ígneas y metamórficas ricas en sílice (en promedio, correspondientes en composición química a la granodiorita). La velocidad de las ondas P en esta capa es de 5,9 a 6,5 km/s. En la base de la corteza superior se distingue una sección sísmica de Conrad, que refleja un aumento en la velocidad de las ondas sísmicas durante la transición a la corteza inferior. Pero esta sección no se registra en todas partes: en la corteza continental, a menudo se registra un aumento gradual de la velocidad de las ondas con la profundidad.
La corteza inferior (capa granulita-máfica) se caracteriza por una mayor velocidad de onda (6,7-7,5 km/s para las ondas P), lo que se debe a un cambio en la composición de las rocas durante la transición desde el manto superior. Según el modelo más aceptado, su composición corresponde a la granulita.
En la formación de la corteza continental participan rocas de diversas edades geológicas, hasta las más antiguas, de unos 4 mil millones de años.
corteza oceánica Tiene un espesor relativamente pequeño, en promedio 6-7 km. En su contexto en su mismo vista general Se pueden distinguir 2 capas. La capa superior es sedimentaria y se caracteriza por un espesor reducido (en promedio, unos 0,4 km) y una velocidad de onda P baja (1,6-2,5 km/s). La capa inferior es "basáltica", compuesta de rocas ígneas básicas (en la parte superior, basaltos, debajo, rocas intrusivas básicas y ultrabásicas). La velocidad de las ondas longitudinales en la capa de “basalto” aumenta de 3,4 a 6,2 km/s en los basaltos a 7 a 7,7 km/s en los horizontes más bajos de la corteza.
La edad de las rocas más antiguas de la corteza oceánica moderna es de unos 160 millones de años.
Manto Es la capa interior más grande de la Tierra en términos de volumen y masa, limitada arriba por el límite de Moho y abajo por el límite de Gutenberg. Consta de un manto superior y un manto inferior, separados por un límite de 670 km.
Según las características geofísicas, la manía superior se divide en dos capas. Capa superior - manto subcrustal- se extiende desde la frontera de Moho hasta profundidades de 50 a 80 km bajo los océanos y de 200 a 300 km bajo los continentes y se caracteriza por un suave aumento de la velocidad de las ondas sísmicas longitudinales y transversales, lo que se explica por la compactación de las rocas. debido a la presión litostática de los estratos suprayacentes. Debajo del manto subcortal hasta la interfaz global de 410 km hay una capa de bajas velocidades. Como sugiere el nombre de la capa, las velocidades de las ondas sísmicas en ella son menores que en el manto subcortal. Además, en algunas zonas hay lentes que no transmiten ondas S en absoluto, lo que permite afirmar que el material del manto en estas zonas se encuentra parcialmente fundido. Esta capa se llama astenosfera ( del griego "asthenes" - débil y "sphair" - esfera); El término fue introducido en 1914 por el geólogo estadounidense J. Burrell, en la literatura en inglés a menudo denominado LVZ. Zona de baja velocidad. De este modo, astenosfera- Se trata de una capa del manto superior (ubicada a una profundidad de unos 100 km bajo los océanos y unos 200 km o más bajo los continentes), identificada sobre la base de una disminución en la velocidad de las ondas sísmicas y que tiene una fuerza y reducción reducidos. viscosidad. La superficie de la astenosfera está bien establecida y fuerte descenso resistividad(hasta valores de unos 100 Ohm . metro).
La presencia de una capa astenosférica plástica, que difiere en propiedades mecánicas de las capas sólidas superpuestas, da motivos para identificar litosfera- la capa sólida de la Tierra, incluida la corteza terrestre y el manto subcortical ubicado sobre la astenosfera. El espesor de la litosfera oscila entre 50 y 300 km. Cabe señalar que la litosfera no es una capa rocosa monolítica del planeta, sino que está dividida en placas separadas que se mueven constantemente a lo largo de la astenosfera plástica. Los focos de terremotos y vulcanismo moderno se limitan a los límites de las placas litosféricas.
Por debajo de la sección de 410 km, tanto las ondas P como las S se propagan por todo el manto superior y su velocidad aumenta de forma relativamente monótona con la profundidad.
EN manto inferior, separados por una marcada frontera global de 670 km, la velocidad de las ondas P y S aumenta monótonamente, sin cambios bruscos, respectivamente a 13,6 y 7,3 km/s hasta la sección de Gutenberg.
En el núcleo exterior, la velocidad de las ondas P disminuye bruscamente hasta 8 km/s y las ondas S desaparecen por completo. La desaparición de las ondas transversales sugiere que el núcleo exterior de la Tierra se encuentra en estado líquido. Debajo de la sección de 5150 km hay un núcleo interno en el que la velocidad de las ondas P aumenta y las ondas S comienzan a propagarse nuevamente, lo que indica su estado sólido.
La conclusión fundamental del modelo de velocidad de la Tierra descrito anteriormente es que nuestro planeta consta de una serie de capas concéntricas que representan un núcleo de hierro, un manto de silicato y una corteza de aluminosilicato.
Características geofísicas de la Tierra.
Distribución de masa entre geosferas interiores.
La mayor parte de la masa de la Tierra (alrededor del 68%) cae sobre su manto relativamente ligero pero de gran volumen, con aproximadamente el 50% en el manto inferior y alrededor del 18% en el superior. El 32% restante de la masa total de la Tierra proviene principalmente del núcleo, siendo su parte exterior líquida (29% de la masa total de la Tierra) mucho más pesada que la parte interior sólida (alrededor del 2%). En la corteza terrestre sólo queda menos del 1% de la masa total del planeta.
Densidad
La densidad de las capas aumenta naturalmente hacia el centro de la Tierra (ver figura). La densidad media de la corteza es de 2,67 g/cm3; en el límite de Moho aumenta abruptamente de 2,9-3,0 a 3,1-3,5 gramos/cm3. En el manto, la densidad aumenta gradualmente debido a la compresión de la sustancia de silicato y a las transiciones de fase (reorganización de la estructura cristalina de la sustancia durante la "adaptación" al aumento de presión) de 3,3 g/cm 3 en la parte subcortal a 5,5 g/cm 3 en las partes inferiores del manto inferior. En la frontera de Gutenberg (2.900 km), la densidad casi se duplica bruscamente: hasta 10 g/cm 3 en el núcleo exterior. Otro salto en la densidad, de 11,4 a 13,8 g/cm 3, se produce en el límite entre el núcleo interior y el exterior (5.150 km). Estos dos saltos bruscos de densidad tienen naturalezas diferentes: en el límite manto/núcleo, se produce un cambio en la composición química de la sustancia (transición del manto de silicato al núcleo de hierro), y el salto en el límite de 5150 km está asociado con un cambio en el estado de agregación (transición del núcleo externo líquido al núcleo interno sólido). En el centro de la Tierra, la densidad de la materia alcanza los 14,3 g/cm 3 .
Presión
La presión en el interior de la Tierra se calcula en base a su modelo de densidad. El aumento de presión con la distancia a la superficie se debe a varias razones:
compresión debida al peso de las conchas superpuestas (presión litostática);
transiciones de fase en conchas de composición química homogénea (en particular, en el manto);
diferencias en la composición química de las conchas (corteza y manto, manto y núcleo).
En la base de la corteza continental, la presión es de aproximadamente 1 GPa (más precisamente 0,9 * 10 9 Pa). En el manto terrestre la presión aumenta gradualmente; en la frontera de Gutenberg alcanza los 135 GPa. En el núcleo exterior el gradiente de presión aumenta y en el núcleo interior, por el contrario, disminuye. Los valores de presión calculados en el límite entre los núcleos interior y exterior y cerca del centro de la Tierra son 340 y 360 GPa, respectivamente.
Temperatura. Fuentes de energía térmica.
Los procesos geológicos que ocurren en la superficie y en el interior del planeta son causados principalmente por la energía térmica. Las fuentes de energía se dividen en dos grupos: endógenas (o fuentes internas), asociadas a la generación de calor en las entrañas del planeta, y exógenas (o externas al planeta). La intensidad del flujo de energía térmica desde el subsuelo a la superficie se refleja en la magnitud del gradiente geotérmico. gradiente geotérmico– aumento de temperatura con la profundidad, expresado en 0 C/km. La característica “inversa” es etapa geotérmica– profundidad en metros, al bucear a la que la temperatura aumentará en 1 0 C. valor promedio El gradiente geotérmico en la parte superior de la corteza es de 30 0 C/km y oscila entre 200 0 C/km en áreas de magmatismo activo moderno y 5 0 C/km en áreas con un régimen tectónico tranquilo. Con la profundidad, el valor del gradiente geotérmico disminuye significativamente, con un promedio de aproximadamente 10 0 C/km en la litosfera y menos de 1 0 C/km en el manto. La razón de esto radica en la distribución de las fuentes de energía térmica y la naturaleza de la transferencia de calor.
Fuentes de energía endógena. son los siguientes.
1. Energía de diferenciación gravitacional profunda., es decir. Liberación de calor durante la redistribución de una sustancia por densidad durante sus transformaciones químicas y de fase. El factor principal en tales transformaciones es la presión. El límite entre el núcleo y el manto se considera el principal nivel de liberación de esta energía.
2. Calor radiogénico, surgido de la decadencia isótopos radioactivos. Según algunos cálculos, esta fuente determina alrededor del 25% del flujo de calor emitido por la Tierra. Sin embargo, hay que tener en cuenta que el mayor contenido de los principales isótopos radiactivos de larga duración (uranio, torio y potasio) se observa sólo en la parte superior de la corteza continental (zona de enriquecimiento isotópico). Por ejemplo, la concentración de uranio en los granitos alcanza el 3,5 · 10 -4%, en las rocas sedimentarias - 3,2 · 10 -4%, mientras que en la corteza oceánica es insignificante: alrededor del 1,66 · 10 -7%. Así, el calor radiogénico es una fuente adicional de calor en la parte superior de la corteza continental, lo que determina el alto valor del gradiente geotérmico en esta zona del planeta.
3. Calor residual, conservado en las profundidades desde la formación del planeta.
4. Mareas sólidas, provocado por la atracción de la Luna. La transición de la energía cinética de las mareas a calor se produce debido a la fricción interna en los estratos rocosos. La proporción de esta fuente en el balance térmico total es pequeña: alrededor del 1-2%.
En la litosfera predomina el mecanismo conductor (molecular) de transferencia de calor; en el manto sublitosférico de la Tierra, se produce una transición a un mecanismo predominantemente convectivo de transferencia de calor.
Los cálculos de temperaturas en el interior del planeta dan los siguientes valores: en la litosfera, a una profundidad de unos 100 km, la temperatura es de unos 1300 0 C, a una profundidad de 410 km - 1500 0 C, a una profundidad de 670 km - 1800 0 C, en el límite del núcleo y el manto - 2500 0 C, a una profundidad de 5150 km - 3300 0 C, en el centro de la Tierra - 3400 0 C. En este caso, solo el principal (y el más probable) para zonas profundas) se tuvo en cuenta la fuente de calor: la energía de diferenciación gravitacional profunda.
El calor endógeno determina el curso de los procesos geodinámicos globales. incluido el movimiento de las placas litosféricas
En la superficie del planeta, el papel más importante lo desempeña fuente exógena calor - radiación solar. Debajo de la superficie, la influencia del calor solar se reduce drásticamente. Ya a poca profundidad (hasta 20-30 m) hay una zona de temperaturas constantes, una región de profundidades donde la temperatura permanece constante y es igual a la temperatura media anual de la región. Por debajo del cinturón de temperaturas constantes, el calor está asociado con fuentes endógenas.
Magnetismo terrestre
La Tierra es un imán gigante con un campo de fuerza magnético y polos magnéticos que se ubican cerca de los geográficos, pero no coinciden con ellos. Por tanto, en las lecturas de la aguja de la brújula magnética se distingue entre declinación magnética e inclinación magnética.
Declinación magnética es el ángulo entre la dirección de la aguja de la brújula magnética y el meridiano geográfico en un punto determinado. Este ángulo será mayor en los polos (hasta 90 0) y menor en el ecuador (7-8 0).
Inclinación magnética– el ángulo formado por la inclinación de la aguja magnética hacia el horizonte. A medida que se acerque al polo magnético, la aguja de la brújula adoptará una posición vertical.
Se supone que la aparición de un campo magnético se debe a sistemas de corrientes eléctricas que surgen durante la rotación de la Tierra, en relación con movimientos convectivos en el núcleo externo líquido. El campo magnético total está formado por los valores del campo principal de la Tierra y el campo provocado por los minerales ferromagnéticos en las rocas de la corteza terrestre. Propiedades magnéticas Característica de los minerales ferromagnéticos, como magnetita (FeFe 2 O 4), hematita (Fe 2 O 3), ilmenita (FeTiO 2), pirrotita (Fe 1-2 S), etc., que son minerales y se establecen por anomalías magnéticas. . Estos minerales se caracterizan por el fenómeno de magnetización residual, que hereda la orientación del campo magnético terrestre que existió durante la formación de estos minerales. La reconstrucción de la ubicación de los polos magnéticos de la Tierra en diferentes eras geológicas indica que el campo magnético experimentó periódicamente inversión- un cambio en el que los polos magnéticos cambiaron de lugar. El proceso de cambio del signo magnético del campo geomagnético dura desde varios cientos hasta varios miles de años y comienza con una disminución intensiva de la fuerza del campo magnético principal de la Tierra hasta casi cero, luego se establece la polaridad inversa y después de un tiempo Sigue una rápida restauración de la tensión, pero de signo opuesto. El Polo Norte tomó el lugar del Polo Sur y viceversa, con una frecuencia aproximada de 5 veces cada 1 millón de años. La orientación actual del campo magnético se estableció hace unos 800 mil años.
