La corteza continental, tanto en composición como en estructura, difiere marcadamente de la corteza oceánica. Su espesor varía de 20 a 25 km bajo los arcos insulares y áreas con un tipo de corteza de transición hasta 80 km bajo los cinturones plegados jóvenes de la Tierra, por ejemplo, bajo los Andes o el cinturón alpino-himalaya. En promedio, el espesor de la corteza continental bajo plataformas antiguas es de aproximadamente 40 km y su masa, incluida la corteza subcontinental, alcanza los 2,2510 × 25 g. El relieve de la corteza continental es muy complejo. Sin embargo, contiene vastas llanuras llenas de sedimentos, generalmente ubicadas sobre plataformas proterozoicas, protuberancias de los escudos más antiguos (arqueanos) y sistemas montañosos más jóvenes. El relieve de la corteza continental también se caracteriza por desniveles máximos, que alcanzan los 16-17 km desde el pie de los taludes continentales en las fosas marinas profundas hasta los picos más altos de las montañas.

La estructura de la corteza continental es muy heterogénea, sin embargo, al igual que en la corteza oceánica, en su espesor, especialmente en las plataformas antiguas, a veces se distinguen tres capas: una capa sedimentaria superior y dos capas inferiores compuestas por rocas cristalinas. En las zonas móviles jóvenes, la estructura de la corteza resulta más compleja, aunque su división general se acerca a dos capas.

La capa sedimentaria de los continentes se ha estudiado bastante a fondo utilizando métodos de exploración geofísica y perforación directa. La estructura de la superficie de la corteza consolidada en los lugares donde estuvo expuesta en escudos antiguos se estudió tanto mediante métodos geológicos y geofísicos directos como en plataformas continentales cubiertas por sedimentos, principalmente mediante métodos de investigación geofísica. Así, se ha descubierto que la velocidad de las ondas sísmicas en las capas de la corteza terrestre aumenta de arriba a abajo de 2-3 a 4,5-5,5 km/s en los estratos sedimentarios inferiores; hasta 6-6,5 km/s en la capa superior de rocas cristalinas y hasta 6,6-7,0 km/s en la capa inferior de la corteza. Casi en todas partes, la corteza continental, al igual que la corteza oceánica, está sustentada por rocas de alta velocidad de la frontera de Mohorovicic con velocidades de onda sísmica de 8,0 a 8,2 km/s, pero estas son ya propiedades de la litosfera subcortal, compuesta de rocas del manto. .

El espesor de la capa sedimentaria superior de la corteza continental varía ampliamente: desde cero en los escudos antiguos hasta 10-12 e incluso 15 km en los márgenes pasivos de los continentes y en las depresiones marginales de las plataformas. El espesor medio de los sedimentos en plataformas proterozoicas estables suele rondar los 2-3 km. Los sedimentos de dichas plataformas están dominados por sedimentos arcillosos y carbonatos de cuencas marinas poco profundas. En las profundidades y en los márgenes pasivos de los continentes de tipo atlántico, las secciones sedimentarias suelen comenzar con facies clásticas gruesas, dando paso más arriba a sedimentos arenosos-arcillosos y carbonatos de facies costeras. Tanto en la base como en las partes superiores de las secciones de estratos sedimentarios de depresiones marginales, a veces se encuentran sedimentos quimiogénicos: evaporitas, que marcan las condiciones de sedimentación en estrechas cuencas marinas semicerradas con un clima árido. Por lo general, tales cuencas surgen solo en la etapa inicial o final de desarrollo de las cuencas marinas y océanos, si, por supuesto, estos océanos y cuencas en el momento de su formación o cierre estaban ubicados en zonas de clima árido. Ejemplos de deposición de tales formaciones en primeras etapas La formación de cuencas oceánicas puede ser evaporitas en la base de secciones sedimentarias de las zonas de la plataforma africana en el Océano Atlántico y depósitos salinos del Mar Rojo. Ejemplos de deposición de formaciones salinas confinadas a cuencas de cierre son las evaporitas de la zona renanoherciniana en Alemania y los estratos portadores de sal y yeso del Pérmico en el fondo Cis-Ural en el este de la Plataforma Rusa.

La parte superior de la sección de la corteza continental consolidada suele estar representada por rocas antiguas, principalmente precámbricas, de composición granítica-gneis o granitoides alternos con cinturones de rocas verdes de composición básica. A veces, esta parte de la sección de la corteza dura se denomina capa de "granito", lo que enfatiza el predominio de rocas granitoides en ella y la subordinación de los basaltoides. Las rocas de la capa de “granito” generalmente se transforman mediante procesos de metamorfismo regional hasta la facies de anfibolita inclusive. La parte superior de esta capa siempre representa una superficie de denudación, a lo largo de la cual una vez tuvo lugar la erosión de estructuras tectónicas y formaciones magmáticas de los antiguos cinturones plegados (montañosos) de la Tierra. Por lo tanto, los sedimentos superpuestos sobre el lecho rocoso de la corteza continental siempre ocurren con discordancia estructural y generalmente con un gran cambio de edad.

En las partes más profundas de la corteza (aproximadamente a una profundidad de unos 15-20 km), a menudo es visible un límite difuso e inestable, a lo largo del cual la velocidad de propagación de las ondas longitudinales aumenta en aproximadamente 0,5 km/s. Este es el llamado límite de Conrad, que delinea desde arriba la capa inferior de la corteza continental, a veces llamada convencionalmente "basalto", aunque todavía tenemos muy pocos datos definitivos sobre su composición. Lo más probable es que las partes inferiores de la corteza continental estén compuestas por rocas de composición intermedia y básica, metamorfoseadas en facies de anfibolita o incluso granulita (a temperaturas superiores a 600 ° C y presiones superiores a 3-4 kbar). Es posible que en la base de esos bloques de corteza continental que se formaron en un momento debido a las colisiones de arcos de islas, puedan encontrarse fragmentos de la antigua corteza oceánica, incluidas no solo rocas básicas, sino también ultrabásicas serpentinizadas.

La heterogeneidad de la corteza continental es especialmente visible incluso con un simple vistazo al mapa geológico de los continentes. Por lo general, los bloques de la corteza separados y estrechamente entrelazados, heterogéneos en composición y estructura, representan estructuras geológicas de diferentes edades: los restos de antiguos cinturones plegados de la Tierra, sucesivamente adyacentes entre sí durante el crecimiento de los macizos continentales. A veces, estas estructuras, por el contrario, son vestigios de antiguas divisiones de continentes antiguos (por ejemplo, aulacógenos). Estos bloques suelen contactar entre sí a lo largo de zonas de sutura, a menudo no muy bien llamadas fallas profundas.

Los estudios de la estructura profunda de la corteza continental realizados en la última década utilizando el método sísmico de ondas de reflexión con acumulación de señales (proyecto COCORT) han demostrado que las zonas de sutura que separan los cinturones plegados de diferentes edades son, por regla general, fallas de cabalgamiento gigantes. . Las superficies de empuje que son empinadas en las partes superiores de la corteza se aplanan rápidamente con la profundidad. Horizontalmente, estas estructuras de empuje a menudo se pueden rastrear a lo largo de muchas decenas y hasta cientos de kilómetros, mientras que en profundidad a veces se acercan a la base misma de la corteza continental, marcando zonas antiguas y ahora extintas de subempuje de placas litosféricas o empujes secundarios asociados con ellas. .

La capa C no puede considerarse homogénea. Sufre un cambio en la composición química o transiciones de fase (o ambas).

En cuanto a la capa B, que se encuentra directamente debajo de la corteza terrestre, lo más probable es que aquí también haya cierta heterogeneidad y esté formada por rocas como dunita, peridotitas y eclogitas.

Al estudiar un terremoto ocurrido a 40 km de Zagreb (Yugoslavia), A. Mohorovicic observó en 1910 que a una distancia de más de 200 km de la fuente, en el sismograma aparece primero una onda longitudinal de diferente tipo que a distancias más cercanas. Lo explicó diciendo que en la Tierra, a una profundidad de unos 50 km, hay un límite en el que la velocidad aumenta repentinamente. Esta investigación fue continuada por su hijo S. Mohorovicic después de Conrad, quien en 1925 descubrió otra fase de las ondas longitudinales P * mientras estudiaba las ondas de los terremotos en los Alpes orientales. La correspondiente fase de onda de corte S* se identificó más tarde. Las fases P* y S* indican la existencia de al menos un límite, el "límite de Conrad", entre la base de la secuencia sedimentaria y el límite de Mohorovicic.

Ondas que surgen durante terremotos y explosiones artificiales y se propagan en la corteza terrestre, en últimos años han sido intensamente estudiados. Se utilizaron métodos de ondas reflejadas y refractadas. Los resultados de la investigación son los siguientes. Según mediciones realizadas por diferentes investigadores, los valores de las velocidades longitudinal V p y transversal V S resultaron ser iguales: en granito - V p = 4,0 ÷ 5,7, V s = 2,1 ÷ 3,4, en basalto - V p = 5,4 ÷ 6,4, V s ≈ 3,2, V

gabro - V p = 6,4 ÷ 6,7, V s ≈ 3,5, en dunita - V p = 7,4, V s = 3,8 y en eclogita - V p = 8,0, V s = 4,3

km/s

Además, en diversas zonas se obtuvieron indicios de la existencia de olas con otras velocidades y límites dentro de la capa de granito. Por otro lado, no hay indicios de la existencia de una capa de granito debajo del fondo del océano más allá de las plataformas. En muchas zonas continentales la base de la capa de granito es el límite de Conrad.

Ahora hay indicios de límites distintos adicionales entre las superficies de Conrad y Mohorovicic; para varias regiones continentales se indican incluso capas con velocidades de onda longitudinal de 6,5 a 7 y de 7 a 7,5 km/s. Se ha sugerido que puede haber una capa de "diorita" (V p = 6,1

km/s) y la capa “gabro” (V p = 7 km/s).

En muchas zonas oceánicas, la profundidad del límite de Moho debajo del fondo del océano es inferior a 10 km. Para la mayoría de los continentes, su profundidad aumenta al aumentar la distancia desde la costa y bajo montañas altas Puede alcanzar más de 50 km. Estas “raíces” montañosas se descubrieron por primera vez utilizando datos de gravedad.

En la mayoría de los casos, las determinaciones de velocidades por debajo del límite de Moho dan las mismas cifras: 8,1 - 8,2 km/s para ondas longitudinales y alrededor de 4,7 km/s para ondas transversales.

La corteza terrestre [Sorokhtin, Ushakov, 2002, p. 39-52]

La corteza terrestre es la capa superior de la capa rígida de la Tierra: su litosfera y se diferencia de las partes subcortales de la litosfera en estructura y composición química. La corteza terrestre está separada del manto litosférico subyacente por el límite de Mohorovicic, en el que la velocidad de propagación de las ondas sísmicas aumenta bruscamente hasta 8,0 - 8,2 km/s.

La superficie de la corteza terrestre se forma por los efectos multidireccionales de los movimientos tectónicos que crean un relieve desigual, la denudación de este relieve por la destrucción y erosión de sus rocas constituyentes y por procesos de sedimentación. Como resultado, un sistema en constante evolución y simultáneamente

La superficie alisada de la corteza terrestre resulta bastante compleja. El máximo contraste de relieve se observa solo en los lugares de mayor actividad tectónica moderna de la Tierra, por ejemplo, en el margen continental activo. Sudamerica, donde la diferencia en los niveles de relieve entre la fosa profunda peruano-chilena y los picos de los Andes alcanza los 16-17 km. En las zonas de colisión continentales modernas, por ejemplo, en el cinturón plegado alpino-himalayo, se observan importantes contrastes de altitud (hasta 7-8 km) y un gran relieve disecado.

corteza oceánica

La corteza oceánica es primitiva en su composición y, en esencia, representa la capa superior diferenciada del manto, cubierta por una fina capa de sedimentos pelágicos. La corteza oceánica suele estar dividida en tres capas, la primera de las cuales (superior) es sedimentaria.

La parte inferior de la capa sedimentaria suele estar compuesta por sedimentos carbonatados depositados a profundidades inferiores a 4-4,5 km. A profundidades superiores a 4-4,5 km, la parte superior de la capa sedimentaria está compuesta principalmente por sedimentos libres de carbono: arcillas rojas de aguas profundas y limos silíceos. La segunda capa, o basáltica, de la corteza oceánica en la parte superior está compuesta por lavas basálticas de composición toleítica. El espesor total de la capa basáltica de la corteza oceánica, a juzgar por los datos sísmicos, alcanza los 1,5, a veces 2 km. Según datos sísmicos, el espesor de la capa de gabro-serpentita (tercera) de la corteza oceánica alcanza los 4,5-5 km. A lo largo de las crestas de las dorsales oceánicas, el espesor de la corteza oceánica suele reducirse a 3-4 e incluso 2-2,5 km directamente debajo de los valles del rift.

El espesor total de la corteza oceánica sin la capa sedimentaria alcanza, por tanto, entre 6,5 y 7 km. Abajo, la corteza oceánica está sustentada por rocas cristalinas del manto superior, que forman las secciones subcortales de las placas litosféricas. Debajo de las crestas de las dorsales oceánicas, la corteza oceánica se encuentra directamente encima de bolsas de basalto fundido liberado del manto caliente (de la astenosfera).

El área de la corteza oceánica es de aproximadamente 306 millones de km2, la densidad promedio de la corteza oceánica (sin sedimentos) es cercana a los 2,9 g/cm3, por lo tanto, la masa de la corteza oceánica consolidada se puede estimar en (5,8-6,2 )·1024 gramos. El volumen y la masa de la capa sedimentaria en las cuencas de aguas profundas del océano mundial, según A.P. Lisitsyn, son respectivamente 133 millones de km 3 y aproximadamente 0,1·1024 g. El volumen de sedimentos concentrados en las plataformas y taludes continentales es algo mayor: unos 190 millones de km 3, que en términos de masa (teniendo en cuenta la compactación de los sedimentos) es aproximadamente

(0,4-0,45) 1024 gramos.

La corteza oceánica se forma en las zonas de rift de las dorsales oceánicas debido a la separación de los derretimientos basálticos del manto caliente (de la capa astenosférica de la Tierra) que ocurre debajo de ellas y su vertido sobre la superficie del fondo del océano. Cada año, en estas zonas, al menos 5,5-6 km 3 de derretimiento basáltico se elevan desde la astenosfera, se vierten en el fondo del océano y cristalizan, formando toda la segunda capa de la corteza oceánica (teniendo en cuenta la capa de gabro, el volumen de los derretimientos introducidos en la corteza aumentan a 12 km 3) . Estos enormes procesos tectonomagmáticos, que se desarrollan constantemente bajo las crestas de las dorsales oceánicas, no tienen igual en tierra y van acompañados de una mayor sismicidad.

En las zonas de rift ubicadas en las crestas de las dorsales oceánicas, se produce un estiramiento y expansión del fondo del océano. Por lo tanto, todas estas zonas están marcadas por terremotos frecuentes pero de foco superficial con predominio de mecanismos de desplazamiento de ruptura. Por el contrario, bajo arcos de islas y márgenes continentales activos, es decir, En las zonas de subempuje de placas, generalmente ocurren terremotos más fuertes con predominio de mecanismos de compresión y cizallamiento. Según datos sísmicos,

El hundimiento de la corteza oceánica y la litosfera se puede rastrear en el manto superior y la mesosfera a profundidades de unos 600 a 700 km. Según los datos de la tomografía, el hundimiento de las placas litosféricas oceánicas se ha rastreado a profundidades de aproximadamente 1400-1500 km y, posiblemente, más profundas, hasta la superficie del núcleo de la Tierra.

El fondo del océano se caracteriza por anomalías magnéticas en bandas características y bastante contrastantes, generalmente ubicadas paralelas a las dorsales oceánicas (Fig. 7.8). El origen de estas anomalías está asociado a la capacidad de los basaltos del fondo del océano, cuando se enfrían, de ser magnetizados por el campo magnético de la Tierra, recordando así la dirección de este campo en el momento de su vertido a la superficie del fondo del océano. .

El mecanismo "transportador" de renovación del fondo del océano con la inmersión constante de secciones más antiguas de la corteza oceánica y los sedimentos acumulados en ella en el manto debajo de los arcos insulares explica por qué, durante la vida de la Tierra, las cuencas oceánicas nunca tuvieron tiempo de ser lleno de sedimentos. De hecho, al ritmo actual de llenado de las depresiones oceánicas con sedimentos terrígenos transportados desde la tierra, 2,2 × 1016 g/año, el volumen total de estas depresiones, aproximadamente igual a 1,37 × 1024 cm 3, se llenaría por completo en aproximadamente 1.200 millones de años. . Ahora podemos decir con gran seguridad que los continentes y las cuencas oceánicas han existido juntos durante unos 3.800 millones de años y durante este tiempo no se ha producido ningún llenado significativo de sus depresiones. Además, después de perforar en todos los océanos, ahora sabemos con certeza que no hay sedimentos en el fondo del océano que tengan más de 160-190 millones de años. Pero esto sólo puede observarse en un caso: si existe un mecanismo eficaz para eliminar los sedimentos de los océanos. Este mecanismo, como se sabe ahora, es el proceso por el cual los sedimentos son arrastrados bajo arcos de islas y márgenes continentales activos en zonas de empuje de placas.

corteza continental

La corteza continental, tanto en composición como en estructura, difiere marcadamente de la corteza oceánica. Su espesor varía de 20 a 25 km bajo los arcos insulares y áreas con un tipo de corteza de transición hasta 80 km bajo los cinturones plegados jóvenes de la Tierra, por ejemplo, bajo los Andes o el cinturón alpino-Himalaya. En promedio, el espesor de la corteza continental bajo plataformas antiguas es de aproximadamente 40 km y su masa, incluida la corteza subcontinental, alcanza los 2,25·1025 g. El relieve de la corteza continental también se caracteriza por desniveles máximos, que alcanzan los 16-17 km desde el pie de los taludes continentales en las fosas marinas profundas hasta los picos más altos de las montañas.

La estructura de la corteza continental es muy heterogénea, sin embargo, al igual que en la corteza oceánica, en su espesor, especialmente en las plataformas antiguas, a veces se distinguen tres capas: la sedimentaria superior y dos inferiores, compuestas por rocas cristalinas. Bajo las zonas móviles jóvenes, la estructura de la corteza resulta más compleja, aunque su división general se acerca a una estructura de dos capas.

El espesor de la capa sedimentaria superior de la corteza continental varía ampliamente: desde cero en los escudos antiguos hasta 10-12 e incluso 15 km en los márgenes pasivos de los continentes y en las depresiones marginales de las plataformas. El espesor medio de los sedimentos en plataformas proterozoicas estables suele rondar los 2-3 km. Los sedimentos de dichas plataformas están dominados por sedimentos arcillosos y carbonatos de cuencas marinas poco profundas.

La parte superior de la sección de la corteza continental consolidada suele estar representada por rocas antiguas, principalmente precámbricas. A veces, esta parte de la sección de la corteza dura se denomina capa de "granito", lo que enfatiza el predominio de rocas granitoides en ella y la subordinación de los basaltoides.

En las partes más profundas de la corteza (aproximadamente a una profundidad de unos 15-20 km), a menudo es visible un límite difuso e inestable, a lo largo del cual la velocidad de propagación de las ondas longitudinales aumenta en aproximadamente 0,5 km/s. Este es el llamado

Los continentes alguna vez se formaron a partir de macizos de la corteza terrestre, que en un grado u otro sobresale del nivel del agua en forma de tierra. Estos bloques de la corteza terrestre se han dividido, desplazado y partes de ellos han sido aplastados durante millones de años para aparecer en la forma que conocemos ahora.

Hoy veremos el espesor mayor y menor de la corteza terrestre y las características de su estructura.

Un poco sobre nuestro planeta.

Al comienzo de la formación de nuestro planeta, aquí estaban activos múltiples volcanes y se producían constantes colisiones con cometas. Sólo después de que cesó el bombardeo se congeló la superficie caliente del planeta.
Es decir, los científicos están seguros de que inicialmente nuestro planeta era un desierto árido sin agua ni vegetación. De dónde vino tanta agua sigue siendo un misterio. Pero no hace mucho tiempo se descubrieron grandes reservas de agua bajo tierra, y tal vez se convirtieron en la base de nuestros océanos.

Por desgracia, todas las hipótesis sobre el origen de nuestro planeta y su composición son más suposiciones que hechos. Según A. Wegener, inicialmente la Tierra estaba cubierta por una fina capa de granito, que en el Paleozoico se transformó en el protocontinente Pangea. Durante la era Mesozoica, Pangea comenzó a dividirse en pedazos y los continentes resultantes se alejaron gradualmente unos de otros. El Océano Pacífico, sostiene Wegener, es un remanente del océano primario, mientras que el Atlántico y el Índico se consideran secundarios.

la corteza terrestre

La composición de la corteza terrestre es casi similar a la composición de nuestros planetas. sistema solar- Venus, Marte, etc. Después de todo, las mismas sustancias sirvieron de base para todos los planetas del sistema solar. Y recientemente, los científicos están seguros de que la colisión de la Tierra con otro planeta, llamado Theia, provocó la fusión de dos cuerpos celestes y a partir de un fragmento roto se formó la Luna. Esto explica que la composición mineral de la Luna sea similar a la de nuestro planeta. A continuación veremos la estructura de la corteza terrestre: un mapa de sus capas en la tierra y el océano.

La corteza constituye sólo el 1% de la masa de la Tierra. Se compone principalmente de silicio, hierro, aluminio, oxígeno, hidrógeno, magnesio, calcio y sodio y otros 78 elementos. Se supone que, en comparación con el manto y el núcleo, la corteza terrestre es una capa delgada y frágil, compuesta principalmente de sustancias ligeras. Las sustancias pesadas, según los geólogos, descienden al centro del planeta y las más pesadas se concentran en el núcleo.

En la siguiente figura se presenta la estructura de la corteza terrestre y un mapa de sus capas.

corteza continental

La corteza terrestre tiene 3 capas, cada una de las cuales cubre a la anterior en capas desiguales. La mayor parte de su superficie son llanuras continentales y oceánicas. Los continentes también están rodeados por una plataforma que, después de una curva pronunciada, pasa al talud continental (la zona del margen submarino del continente).
La corteza continental terrestre se divide en capas:

1. Sedimentario.
2. Granito.
3. Basalto.

La capa sedimentaria está recubierta por rocas sedimentarias, metamórficas e ígneas. El espesor de la corteza continental es el porcentaje más pequeño.

Tipos de corteza continental

Las rocas sedimentarias son acumulaciones que incluyen arcilla, carbonato, rocas volcánicas y otros sólidos. Se trata de una especie de sedimento que se formó como resultado de determinadas condiciones naturales que existían anteriormente en la Tierra. Permite a los investigadores sacar conclusiones sobre la historia de nuestro planeta.

La capa de granito está formada por rocas ígneas y metamórficas similares al granito en sus propiedades. Es decir, no solo el granito constituye la segunda capa de la corteza terrestre, sino que estas sustancias son muy similares en composición y tienen aproximadamente la misma resistencia. La velocidad de sus ondas longitudinales alcanza los 5,5-6,5 km/s. Está formado por granitos, esquistos cristalinos, gneises, etc.

La capa de basalto está compuesta de sustancias de composición similar a los basaltos. Es más densa en comparación con la capa de granito. Debajo de la capa de basalto fluye un manto viscoso de sólidos. Convencionalmente, el manto está separado de la corteza por el llamado límite de Mohorovicic, que, de hecho, separa capas de diferentes composiciones químicas. Se caracteriza por un fuerte aumento en la velocidad de las ondas sísmicas.
Es decir, una capa relativamente delgada de la corteza terrestre es una frágil barrera que nos separa del manto caliente. El espesor del manto es de 3.000 km de media. Junto con el manto, también se mueven las placas tectónicas que, como parte de la litosfera, forman parte de la corteza terrestre.

A continuación consideramos el espesor de la corteza continental. Son hasta 35 km.

Espesor de la corteza continental

El espesor de la corteza terrestre varía de 30 a 70 km. Y si bajo las llanuras su capa es de sólo 30-40 km, bajo los sistemas montañosos alcanza los 70 km. Bajo el Himalaya, el espesor de la capa alcanza los 75 km.

El espesor de la corteza continental oscila entre 5 y 80 km y depende directamente de su edad. Por lo tanto, las plataformas antiguas y frías (Europa del Este, Siberia, Siberia Occidental) tienen un espesor bastante alto: 40-45 km.

Además, cada capa tiene su propio espesor y espesor, que puede variar en las distintas zonas del continente.

El espesor de la corteza continental es:

1. Capa sedimentaria - 10-15 km.

2. Capa de granito - 5-15 km.

3. Capa de basalto - 10-35 km.

Temperatura de la corteza terrestre

La temperatura aumenta a medida que te adentras en él. Se cree que la temperatura del núcleo es de hasta 5.000 C, pero estas cifras siguen siendo arbitrarias, ya que su tipo y composición aún no están claros para los científicos. A medida que se profundiza en la corteza terrestre, su temperatura aumenta cada 100 m, pero sus cifras varían según la composición de los elementos y la profundidad. La corteza oceánica tiene una temperatura más alta.

corteza oceánica

Inicialmente, según los científicos, la Tierra estaba cubierta por una capa de corteza oceánica, algo diferente en espesor y composición de la capa continental. Probablemente surgió de la capa superior diferenciada del manto, es decir, tiene una composición muy cercana a ella. El espesor de la corteza terrestre de tipo oceánico es 5 veces menor que el espesor de tipo continental. Además, su composición en zonas profundas y poco profundas de mares y océanos difiere ligeramente entre sí.

Capas de la corteza continental

El espesor de la corteza oceánica es:

1. Una capa de agua del océano, cuyo espesor es de 4 km.

2. Capa de sedimentos sueltos. El espesor es de 0,7 km.

3. Capa compuesta por basaltos con rocas carbonatadas y silíceas. El espesor medio es de 1,7 km. No destaca mucho y se caracteriza por la compactación de la capa sedimentaria. Esta variante de su estructura se llama suboceánica.

4. Capa basáltica, no diferente de la corteza continental. El espesor de la corteza oceánica en esta capa es de 4,2 km.

La capa basáltica de la corteza oceánica en las zonas de subducción (zonas en las que una capa de corteza absorbe a otra) se convierte en eclogitas. Su densidad es tan alta que se sumergen profundamente en la corteza a una profundidad de más de 600 km y luego descienden al manto inferior.

Teniendo en cuenta que el espesor más delgado de la corteza terrestre se observa debajo de los océanos y es de solo 5 a 10 km, los científicos llevan mucho tiempo jugando con la idea de comenzar a perforar la corteza en las profundidades de los océanos, lo que les permitiría estudiar con más detalle la estructura interna de la Tierra. Sin embargo, la capa de corteza oceánica es muy fuerte y la investigación en las profundidades del océano hace que esta tarea sea aún más difícil.

Conclusión

La corteza terrestre es quizás la única capa estudiada en detalle por la humanidad. Pero lo que hay debajo todavía preocupa a los geólogos. Sólo nos queda esperar que algún día se exploren las profundidades inexploradas de nuestra Tierra.

Plan

1. La corteza terrestre (continental, oceánica, de transición).

2. Los principales componentes de la corteza terrestre son elementos químicos, minerales, rocas y cuerpos geológicos.

3. Conceptos básicos de clasificación de rocas ígneas.

La corteza terrestre (continental, oceánica, de transición)

A partir de datos de sondeos sísmicos profundos se han identificado varias capas en la corteza terrestre, caracterizadas por diferentes índices de vibraciones elásticas. De estas capas, tres se consideran primarias. La superior de ellas se conoce como capa sedimentaria, la del medio es granítica-metamórfica y la inferior es basáltica (Fig.).

Arroz. . Esquema de la estructura de la corteza y el manto superior, incluida la litosfera sólida.

y astenosfera plástica

capa sedimentaria compuesto principalmente por las rocas más blandas, sueltas y densas (debido a la cementación de rocas sueltas). Las rocas sedimentarias suelen presentarse en estratos. El espesor de la capa sedimentaria en la superficie de la Tierra es muy variable y varía desde varios ma 10-15 km. Hay zonas donde la capa sedimentaria está completamente ausente.

Capa de granito-metamórfica Compuesto principalmente por rocas ígneas y metamórficas ricas en aluminio y silicio. Los lugares donde no existe una capa sedimentaria y una capa de granito sale a la superficie se llaman escudos de cristal(Kolsky, Anabarsky, Aldansky, etc.). El espesor de la capa de granito es de 20 a 40 km, en algunos lugares esta capa está ausente (en el fondo del Océano Pacífico). Según el estudio de la velocidad de las ondas sísmicas, la densidad de las rocas en el límite inferior cambia bruscamente de 6,5 km/s a 7,0 km/s. Este límite de la capa de granito, que separa la capa de granito de la capa de basalto, se llama Las fronteras de Conrad.

capa de basalto Se destaca en la base de la corteza terrestre, está presente en todas partes, su espesor oscila entre 5 y 30 km. La densidad de la sustancia en la capa de basalto es de 3,32 g/cm 3, su composición se diferencia de la de los granitos y se caracteriza por un contenido de sílice significativamente menor. En el límite inferior de la capa se observa un cambio brusco en la velocidad de paso de las ondas longitudinales, lo que indica un cambio brusco en las propiedades de las rocas. Este límite se considera el límite inferior de la corteza terrestre y se denomina límite de Mohorovicic, como se analizó anteriormente.

En diferentes partes del mundo, la corteza terrestre es heterogénea tanto en composición como en espesor. Tipos de corteza terrestre - continental o continental, oceánico y de transición. La corteza oceánica ocupa alrededor del 60% y la corteza continental aproximadamente el 40% de la superficie terrestre, lo que difiere de la distribución del área de los océanos y la tierra (71% y 29%, respectivamente). Esto se debe al hecho de que el límite entre los tipos de corteza considerados pasa por el pie continental. Los mares poco profundos, como, por ejemplo, los mares Báltico y Ártico de Rusia, pertenecen al Océano Mundial sólo desde un punto de vista geográfico. En la zona de los océanos hay tipo oceánico, caracterizado por una fina capa sedimentaria, debajo de la cual se encuentra una capa de basalto. Además, la corteza oceánica es mucho más joven que la continental: la edad de la primera no supera los 180-200 millones de años. La corteza terrestre debajo del continente contiene las 3 capas, tiene un gran espesor (40-50 km) y se llama continente. La corteza de transición corresponde a los márgenes continentales submarinos. A diferencia del continental, la capa de granito aquí disminuye drásticamente y desaparece en el océano, y luego el espesor de la capa de basalto disminuye.

Las capas sedimentarias, graníticas metamórficas y basálticas forman juntas una capa llamada sial, de las palabras silicio y aluminio. Se suele creer que en la capa siálica conviene identificar el concepto de corteza terrestre. También se ha establecido que a lo largo de la historia geológica, la corteza terrestre absorbe oxígeno y hasta la fecha está compuesta por el 91% del mismo en volumen.

Los principales componentes de la corteza terrestre son elementos químicos, minerales, rocas, cuerpos geológicos.

La sustancia de la Tierra está formada por elementos químicos. Dentro de la capa de roca, los elementos químicos forman minerales, los minerales forman rocas y las rocas, a su vez, forman cuerpos geológicos. Nuestro conocimiento de la química de la Tierra, o de la geoquímica, disminuye catastróficamente con la profundidad. Por debajo de los 15 kilómetros, nuestros conocimientos se van sustituyendo progresivamente por hipótesis.

El químico estadounidense F.W. Clarke, junto con G.S. Washington, que a principios del siglo pasado inició el análisis de diversas rocas (5159 muestras), publicó datos sobre el contenido medio de una decena de los elementos más comunes en la corteza terrestre. Frank Clark partió de la posición de que la corteza terrestre sólida hasta una profundidad de 16 km está compuesta por un 95% de rocas ígneas y un 5% de rocas sedimentarias formadas a partir de rocas ígneas. Por lo tanto, para el cálculo, F. Clark utilizó 6000 análisis de varias rocas, tomando su promedio aritmético. Posteriormente, estos datos se complementaron con datos promedio sobre el contenido de otros elementos. Resultó que los elementos más comunes de la corteza terrestre son (% en peso): O – 47,2; Si – 27,6; Al – 8,8; Fe – 5,1; Ca – 3,6; Na – 2,64; mg – 2,1; K – 1,4; H – 0,15, lo que suma 99,79%. Estos elementos (excepto el hidrógeno), así como el carbono, el fósforo, el cloro, el flúor y algunos otros, se denominan formadores de rocas o petrogénicos.

Posteriormente, estas cifras fueron aclaradas repetidamente por varios autores (tabla).

Comparación de varias estimaciones de la composición de la corteza continental,

Las fracciones de masa promedio de elementos químicos en la corteza terrestre fueron nombradas por sugerencia del académico A.E. Fersman. Clarks. últimos datos sobre composición química Las esferas de la Tierra se resumen en el siguiente diagrama (Fig.

Toda la materia de la corteza y el manto terrestres está formada por minerales que varían en forma, estructura, composición, abundancia y propiedades. Actualmente se han identificado más de 4.000 minerales. Es imposible dar una cifra exacta porque cada año el número de especies minerales se repone con 50-70 nombres de especies minerales. Por ejemplo, en el territorio de la antigua URSS se descubrieron alrededor de 550 minerales (320 especies se conservan en el Museo A.E. Fersman), de los cuales más del 90% se descubrieron en el siglo XX.

La composición mineral de la corteza terrestre es la siguiente (% en volumen): feldespatos - 43,1; piroxenos - 16,5; olivino - 6,4; anfíboles - 5,1; mica - 3,1; minerales arcillosos - 3,0; ortosilicatos – 1,3; cloritas, serpentinas - 0,4; cuarzo – 11,5; cristobalita - 0,02; tridimita - 0,01; carbonatos - 2,5; minerales minerales - 1,5; fosfatos - 1,4; sulfatos - 0,05; hidróxidos de hierro - 0,18; otros - 0,06; materia orgánica - 0,04; cloruros - 0,04.

Estas cifras son, por supuesto, muy relativas. En general, la composición mineral de la corteza terrestre es la más variada y rica en comparación con la composición de las geosferas y meteoritos más profundos, la sustancia de la Luna y las capas exteriores de otros planetas terrestres. Así, se han identificado 85 minerales en la Luna y 175 en meteoritos.

Los agregados minerales naturales que forman cuerpos geológicos independientes en la corteza terrestre se denominan rocas. El concepto de “cuerpo geológico” es un concepto de múltiples escalas; incluye volúmenes desde un cristal mineral hasta continentes. Cada roca forma un cuerpo tridimensional en la corteza terrestre (capa, lente, macizo, cubierta...), caracterizado por una determinada composición material y una estructura interna específica.

El término "roca" fue introducido en la literatura geológica rusa a finales del siglo XVIII por Vasily Mikhailovich Severgin. El estudio de la corteza terrestre ha demostrado que está compuesta por diversas rocas, las cuales, según su origen, se pueden dividir en 3 grupos: ígneas o ígneas, sedimentarias y metamórficas.

Antes de pasar a una descripción de cada uno de los grupos de rocas por separado, es necesario detenerse en sus relaciones históricas.

Generalmente se acepta que inicialmente Tierra Representaba un cuerpo fundido. A partir de este derretimiento primario o magma se formó por enfriamiento la corteza terrestre sólida, compuesta inicialmente enteramente por rocas ígneas, que deben considerarse como el grupo de rocas históricamente más antiguo.

Sólo en una fase posterior del desarrollo de la Tierra pudieron surgir rocas de otro origen. Esto fue posible después de la aparición de todas sus capas exteriores: la atmósfera, la hidrosfera, la biosfera. Las rocas ígneas primarias fueron destruidas bajo su influencia y la energía solar, el material destruido fue movido por el agua y el viento, clasificado y cementado nuevamente. Así surgieron las rocas sedimentarias, que son secundarias a las rocas ígneas a partir de las cuales se formaron.

Tanto las rocas ígneas como las sedimentarias sirvieron como materiales para la formación de rocas metamórficas. Como resultado de diversos procesos geológicos, grandes áreas de la corteza terrestre se hundieron y en estas áreas se acumularon rocas sedimentarias. Durante estos hundimientos, las partes inferiores de los estratos caen a profundidades cada vez mayores en la región de altas temperaturas y presiones, en la región de penetración de diversos vapores y gases del magma y de la circulación de soluciones de agua caliente, introduciendo nuevos elementos químicos en las rocas. El resultado de esto es el metamorfismo.

La distribución de estas razas varía. Se estima que la litosfera está compuesta por un 95% de rocas ígneas y metamórficas y sólo un 5% de rocas sedimentarias. Superficialmente la distribución es algo diferente. Las rocas sedimentarias cubren el 75% de la superficie terrestre y sólo el 25% son rocas ígneas y metamórficas.