Hoja de referencia: Estructura y origen de los continentes. La estructura de la corteza terrestre de los continentes y el fondo de los océanos.

Estructura y edad de la corteza terrestre.

Los principales elementos del relieve superficial de nuestro planeta son los continentes y las cuencas oceánicas. Esta división no es aleatoria; se debe a profundas diferencias en la estructura de la corteza terrestre debajo de los continentes y océanos. Por tanto, la corteza terrestre se divide en dos tipos principales: corteza continental y oceánica.

El espesor de la corteza terrestre varía de 5 a 70 km y difiere mucho en los continentes y el fondo del océano. La corteza más gruesa debajo de las regiones montañosas de los continentes tiene entre 50 y 70 km, debajo de las llanuras su espesor disminuye a 30-40 km y bajo el fondo del océano, solo entre 5 y 15 km.

La corteza terrestre de los continentes consta de tres capas gruesas, que se diferencian en su composición y densidad. La capa superior está compuesta de rocas sedimentarias relativamente sueltas, la capa intermedia se llama granito y la capa inferior se llama basalto. Los nombres “granito” y “basalto” provienen de la similitud de estas capas en composición y densidad con el granito y el basalto.

La corteza terrestre bajo los océanos se diferencia de la continental no solo por su espesor, sino también por la ausencia de una capa de granito. Así, bajo los océanos solo hay dos capas: sedimentaria y basáltica. En la plataforma hay una capa de granito, aquí se desarrolla una corteza de tipo continental. El cambio de corteza continental a oceánica se produce en la zona del talud continental, donde la capa de granito se adelgaza y se desprende. La corteza oceánica aún está muy poco estudiada en comparación con la corteza continental.

Según datos astronómicos y radiométricos, la edad de la Tierra se estima actualmente entre 4.200 y 6.000 millones de años. La edad de las rocas más antiguas de la corteza continental estudiadas por el hombre tiene hasta 3,98 mil millones de años (parte suroeste de Groenlandia), y las rocas de la capa de basalto tienen más de 4 mil millones de años. No hay duda de que estas rocas no son la sustancia primaria de la Tierra. La prehistoria de estas rocas antiguas duró muchos cientos de millones, y quizás miles de millones de años. Por tanto, se estima que la edad de la Tierra es aproximadamente de hasta 6 mil millones de años.

Estructura y desarrollo de la corteza continental.

Las estructuras más grandes de la corteza continental son los cinturones plegados geosinclinales y las plataformas antiguas. Se diferencian mucho entre sí en su estructura e historia de desarrollo geológico.

Antes de pasar a una descripción de la estructura y desarrollo de estas estructuras principales, es necesario hablar del origen y esencia del término “geosinclinal”. Este término proviene de las palabras griegas "geo" - tierra y "synclino" - desviación. Fue utilizado por primera vez por el geólogo estadounidense D. Dana hace más de 100 años, mientras estudiaba los Montes Apalaches. Encontró que los sedimentos marinos paleozoicos que forman los Apalaches tienen un espesor máximo en la parte central de las montañas, mucho mayor que en sus laderas. Dana explicó este hecho de forma absolutamente correcta. Durante el período de sedimentación en la era Paleozoica, en lugar de los Montes Apalaches hubo una depresión hundida, a la que llamó geosinclinal. En su parte central, el hundimiento fue más intenso que en las alas, como lo demuestra el gran espesor de los sedimentos. Dana confirmó sus conclusiones con un dibujo que representa el geosinclinal de los Apalaches. Dado que la sedimentación paleozoica se produjo en condiciones marinas, trazó a partir de una línea horizontal (el supuesto nivel del mar) todos los espesores de sedimento medidos en el centro y las laderas de los Montes Apalaches. La imagen muestra una gran depresión claramente definida en el lugar de los modernos Montes Apalaches.

A principios del siglo XX, el famoso científico francés E. Og demostró que los geosinclinales desempeñaron un papel importante en la historia del desarrollo de la Tierra. Estableció que en lugar de geosinclinales se formaban cadenas montañosas plegadas. E. Og dividió todas las áreas de los continentes en geosinclinales y plataformas; desarrolló los fundamentos del estudio de los geosinclinales. Los científicos soviéticos A.D. Arkhangelsky y N.S. Shatsky hicieron una gran contribución a esta doctrina, quienes descubrieron que el proceso geosinclinal no solo ocurre en depresiones individuales, sino que también cubre vastas áreas de la superficie terrestre, a las que llamaron regiones geosinclinales. Posteriormente se empezaron a identificar enormes cinturones geosinclinales, dentro de los cuales se ubican varias áreas geosinclinales. Hoy en día, la doctrina de los geosinclinales se ha convertido en una teoría fundamentada del desarrollo geosinclinal de la corteza terrestre, en cuya creación los científicos soviéticos desempeñan un papel destacado.

Los cinturones de pliegue geosinclinales son secciones móviles de la corteza terrestre, cuya historia geológica se caracterizó por una intensa sedimentación, repetidos procesos de plegado y una fuerte actividad volcánica. Aquí se acumularon gruesas capas de rocas sedimentarias, se formaron rocas ígneas y a menudo se produjeron terremotos. Los cinturones geosinclinales ocupan vastas áreas de continentes, ubicadas entre plataformas antiguas o a lo largo de sus bordes en forma de franjas anchas. Los cinturones geosinclinales surgieron en el Proterozoico; tienen una estructura compleja y una larga historia de desarrollo. Hay 7 cinturones geosinclinales: Mediterráneo, Pacífico, Atlántico, Ural-Mongol, Ártico, Brasileño e Intraafricano.

Las plataformas antiguas son las partes más estables y sedentarias de los continentes. A diferencia de los cinturones geosinclinales, las plataformas antiguas experimentaron movimientos oscilatorios lentos, en ellas se acumularon rocas sedimentarias de espesor generalmente bajo, no hubo procesos de plegamiento y rara vez ocurrieron vulcanismo y terremotos. Las plataformas antiguas forman secciones de continentes que son los esqueletos de todos los continentes. Estas son las partes más antiguas de los continentes, formadas en el Arcaico y el Proterozoico Temprano.

En los continentes modernos existen de 10 a 16 plataformas antiguas. Los más grandes son los de Europa del Este, Siberia, Norteamérica, Sudamérica, África-Árabe, Indostán, Australia y la Antártida.

La corteza continental tiene una estructura de tres capas:

1) capa sedimentaria formado principalmente por rocas sedimentarias. Aquí predominan las arcillas y lutitas, y las rocas arenosas, carbonatadas y volcánicas están ampliamente representadas. En la capa sedimentaria existen depósitos de minerales como carbón, gas y petróleo. Todos ellos son de origen ecológico.

2) Capa de “granito” Está formado por rocas metamórficas e ígneas, similares en sus propiedades al granito. Los más habituales aquí son los gneises, granitos, esquistos cristalinos, etc. La capa de granito no se encuentra en todas partes, pero en los continentes donde está bien expresada su espesor máximo puede alcanzar varias decenas de kilómetros.

3) Capa de “basalto” Formado por rocas cercanas a los basaltos. Se trata de rocas ígneas metamorfoseadas, más densas que las rocas de la capa de “granito”.

22. Estructura y desarrollo de cinturones móviles.

Un geosinclinal es una zona móvil de alta actividad, importante disección, caracterizada en las primeras etapas de su desarrollo por el predominio de un intenso hundimiento, y en las etapas finales por un intenso levantamiento, acompañado de importantes deformaciones de cabalgamiento y magmatismo.

Los cinturones geosinclinales móviles son un elemento estructural extremadamente importante de la corteza terrestre. Suelen ubicarse en la zona de transición del continente al océano y en el proceso de su evolución forman la corteza continental. Hay dos etapas principales en el desarrollo de cinturones, regiones y sistemas móviles: geosinclinal y orogénico.

La primera tiene dos etapas principales: geosinclinal temprano y geosinclinal tardío.

Geosinclinal temprano la etapa se caracteriza por procesos de estiramiento, expansión del fondo del océano mediante expansión y, al mismo tiempo, compresión en las zonas marginales.

Geosinclinal tardío la etapa comienza en el momento de complicación de la estructura interna de la correa móvil, causada por procesos de compresión, que se manifiestan cada vez más en relación con el inicio del cierre de la cuenca oceánica y el contramovimiento de las placas litosféricas.

orogénico la etapa reemplaza a la etapa geosinclinal tardía. La etapa orogénica del desarrollo de los cinturones móviles consiste en el hecho de que primero, delante del frente de levantamientos crecientes, aparecen depresiones delanteras en las que se acumulan gruesos estratos de rocas clásticas finas con estratos que contienen carbón y sal (melaza fina).

23. Plataformas y etapas de su desarrollo.

Plataforma, en geología, una de las principales estructuras profundas de la corteza terrestre, caracterizada por una baja intensidad de movimientos tectónicos, actividad magmática y topografía plana. Estas son las regiones más estables y tranquilas de los continentes.

En la estructura de los andenes se distinguen dos pisos estructurales:

1) Fundación. El piso inferior está compuesto por rocas metamórficas e ígneas, trituradas en pliegues y rotas por numerosas fallas.

2) Caso. El piso estructural superior está compuesto por estratos estratificados no metamorfoseados que se encuentran suavemente: depósitos sedimentarios, marinos y continentales.

Por edad, estructura e historia de desarrollo. Las plataformas continentales se dividen en dos grupos:

1) plataformas antiguas Ocupan alrededor del 40% del área de los continentes.

2) Plataformas jóvenes Ocupan un área significativamente más pequeña de los continentes (alrededor del 5%) y están ubicados a lo largo de la periferia de plataformas antiguas o entre ellas.

Etapas del desarrollo de la plataforma.

1) Inicial. Etapa de cratonización, se caracteriza por un predominio de levantamientos y un magmatismo básico final bastante fuerte.

2) Etapa aulacogénica, que se desprende progresivamente del anterior. Poco a poco aulacógenos (un graben profundo y estrecho en el sótano de una antigua plataforma, cubierto por una cubierta de plataforma. Es una antigua grieta llena de sedimentos). se convierten en depresiones y luego en sineclisis. A medida que las sineclisas van creciendo van cubriendo toda la plataforma con una cubierta sedimentaria, y se inicia su etapa de desarrollo en losa.

3) Etapa de losa. En plataformas antiguas cubre todo el Fanerozoico, y en las más jóvenes comienza desde el período Jurásico de la era Mesozoica.

4) Etapa de activación. Orógenos epiplataforma ( montaña, estructura de pliegue montañoso que surgió en lugar de un geosinclinal)

1. Formación de continentes y océanos.

Hace mil millones de años, la Tierra ya estaba cubierta por una capa fuerte, en la que destacaban protuberancias continentales y depresiones oceánicas. En ese momento, el área de los océanos era aproximadamente 2 veces mayor que el área de los continentes. Pero desde entonces, el número de continentes y océanos ha cambiado significativamente, al igual que su ubicación. Hace unos 250 millones de años había un continente en la Tierra: Pangea. Su área era aproximadamente la misma que la de todos los continentes e islas modernos juntos. Este supercontinente estaba bañado por un océano llamado Panthalassa, que ocupaba el resto del espacio de la Tierra.

Sin embargo, Pangea resultó ser una formación frágil y de corta duración. Con el tiempo, el flujo del manto dentro del planeta cambió de dirección, y ahora, elevándose desde las profundidades debajo de Pangea y extendiéndose en diferentes direcciones, la sustancia del manto comenzó a estirar el continente y no a comprimirlo, como antes. Hace unos 200 millones de años, Pangea se dividió en dos continentes: Laurasia y Gondwana. Entre ellos apareció el océano Tetis (ahora estas son las partes de aguas profundas del Mediterráneo, los mares Negro, Caspio y el golfo Pérsico poco profundo).

Los flujos del manto continuaron cubriendo Laurasia y Gondwana con una red de grietas y dividiéndolas en muchos fragmentos, que no permanecieron en un lugar determinado, sino que divergieron gradualmente en diferentes direcciones. Fueron movidos por corrientes dentro del manto. Algunos investigadores creen que fueron estos procesos los que causaron la muerte de los dinosaurios, pero esta pregunta sigue abierta. Poco a poco, entre los fragmentos divergentes, los continentes, el espacio se fue llenando de materia del manto, que se elevaba desde las entrañas de la Tierra. A medida que se enfrió, formó el fondo de los futuros océanos. Con el tiempo, aparecieron aquí tres océanos: Atlántico, Pacífico, Índico. Según muchos científicos, el Océano Pacífico es un remanente del antiguo Océano Panthalassa.

Más tarde, nuevas fallas se apoderaron de Gondwana y Laurasia. La tierra que ahora forma Australia y la Antártida se separó por primera vez de Gondwana. Comenzó a derivar hacia el sureste. Luego se dividió en dos partes desiguales. El más pequeño, Australia, se precipitó hacia el norte, el más grande, la Antártida, hacia el sur y ocupó un lugar dentro del Círculo Antártico. El resto de Gondwana se divide en varias placas, las más grandes de las cuales son las placas africana y sudamericana. Estas placas ahora se están alejando unas de otras a un ritmo de 2 cm por año (ver Placas litosféricas).

Las fisuras también cubrieron a Laurasia. Se dividió en dos placas: la placa norteamericana y la euroasiática, que constituyen la mayor parte del continente euroasiático. El surgimiento de este continente es el mayor cataclismo en la vida de nuestro planeta. A diferencia de todos los demás continentes, que se basan en un fragmento del antiguo continente, Eurasia incluye 3 partes: las placas litosféricas euroasiática (parte de Laurasia), árabe (protuberancia de Gondwana) e Indostán (parte de Gondwana). Al acercarse unos a otros, casi destruyeron el antiguo océano de Tetis. África también participa en la configuración de la apariencia de Eurasia, cuya placa litosférica, aunque lentamente, se acerca a la euroasiática. El resultado de este acercamiento son las montañas: los Pirineos, los Alpes, los Cárpatos, los Sudetes y los Montes Metálicos (ver Placas litosféricas).

El acercamiento de las placas litosféricas euroasiática y africana todavía se está produciendo, lo que recuerda la actividad de los volcanes Vesubio y Etna, que perturban la paz de los habitantes de Europa.

La convergencia de las placas litosféricas árabe y euroasiática provocó el aplastamiento y plegamiento de las rocas a lo largo de su trayectoria. Esto estuvo acompañado de violentas erupciones volcánicas. Como resultado de la convergencia de estas placas litosféricas surgieron las Tierras Altas de Armenia y el Cáucaso.

La convergencia de las placas litosféricas de Eurasia e Indostán hizo temblar todo el continente, desde el Océano Índico hasta el Ártico, mientras que el propio Indostán, que inicialmente se separó de África, sufrió pocos daños. El resultado de este acercamiento fue el surgimiento de la meseta más alta del mundo, el Tíbet, rodeada de cadenas montañosas aún más altas: el Himalaya, el Pamir y el Karakoram. No es de extrañar que sea aquí, en el lugar de mayor compresión de la corteza terrestre de la placa litosférica euroasiática, donde se encuentre el pico más alto de la Tierra: el Everest (Chomolungma), que se eleva a una altura de 8848 m.

La “marcha” de la placa litosférica del Indostán podría provocar una división completa de la placa euroasiática si no hubiera partes en su interior que pudieran resistir la presión del sur. Siberia oriental actuó como un digno "defensor", pero las tierras ubicadas al sur fueron plegadas, fragmentadas y trasladadas.

Entonces, la lucha entre continentes y océanos se prolonga durante cientos de millones de años. Los principales participantes en él son las placas litosféricas continentales. Cada cadena montañosa, cada arco de islas y cada fosa oceánica más profunda es el resultado de esta lucha.

2. Estructura de continentes y océanos.

Los continentes y los océanos son los elementos más grandes en la estructura de la corteza terrestre. Cuando se habla de océanos, hay que tener en cuenta la estructura de la corteza dentro de las áreas ocupadas por los océanos.

La composición de la corteza terrestre es diferente entre continental y oceánica. Esto, a su vez, deja una huella en las características de su desarrollo y estructura.

El límite entre el continente y el océano se traza a lo largo del pie del talud continental. La superficie de esta estribación es una llanura acumulativa con grandes colinas, que se forman debido a deslizamientos de tierra submarinos y abanicos aluviales.

En la estructura de los océanos, las áreas se distinguen según el grado de movilidad tectónica, que se expresa en manifestaciones de actividad sísmica. En base a esto distinguen:

áreas sísmicamente activas (cinturones de movimiento oceánico),

· zonas sísmicas (cuencas oceánicas).

Los cinturones móviles en los océanos están representados por dorsales en medio del océano. Su longitud es de hasta 20.000 km, su ancho es de hasta 1.000 km y su altura alcanza los 2-3 km del fondo del océano. En la parte axial de tales crestas, se pueden rastrear zonas de ruptura casi continuamente. Se caracterizan por valores elevados de flujo de calor. Las dorsales en medio del océano se consideran áreas de extensión de la corteza o zonas de expansión.

El segundo grupo de elementos estructurales son las cuencas oceánicas o talasocratones. Se trata de zonas del fondo marino planas y ligeramente montañosas. El espesor de la capa sedimentaria aquí no supera los 1000 m.

Otro gran elemento de la estructura es la zona de transición entre el océano y el continente (continente), algunos geólogos lo llaman cinturón geosinclinal móvil. Esta es el área de máxima disección de la superficie terrestre. Esto incluye:

1 arcos de islas, 2 – trincheras de aguas profundas, 3 – depresiones de aguas profundas de mares marginales.

Los arcos de islas son estructuras montañosas largas (hasta 3000 km) formadas por una cadena de estructuras volcánicas con manifestaciones modernas de vulcanismo andesita-basáltico. Un ejemplo de arcos de islas es la cordillera Kuril-Kamchatka, las Islas Aleutianas, etc. Desde el lado del océano, los arcos de islas son reemplazados por trincheras de aguas profundas, que son depresiones de aguas profundas con una longitud de 1500 a 4000 km y una profundidad de 5 a 10 km. . El ancho es de 5 a 20 km. El fondo de los canalones está cubierto de sedimentos que llegan hasta aquí gracias a las corrientes de turbidez. Las pendientes de los canalones están escalonadas con diferentes ángulos de inclinación. No se encontraron sedimentos sobre ellos.

El límite entre el arco de la isla y la pendiente de la trinchera representa una zona de concentración de fuentes sísmicas y se denomina zona Wadati-Zavaritsky-Benioff.

Considerando los signos de las márgenes oceánicas modernas, los geólogos, basándose en el principio del actualismo, realizan un análisis histórico comparativo de estructuras similares formadas en períodos más antiguos. Estos signos incluyen:

· tipo de sedimentos marinos con predominio de sedimentos de aguas profundas,

forma lineal de estructuras y cuerpos de estratos sedimentarios,

· un cambio brusco en el espesor y la composición material de los estratos sedimentarios y volcánicos en el curso transversal de estructuras plegadas,

· alta sismicidad,

· un conjunto específico de formaciones sedimentarias e ígneas y la presencia de formaciones indicadoras.

De los signos enumerados, el último es uno de los principales. Por tanto, definamos qué es una formación geológica. En primer lugar, es una categoría real. En la jerarquía de la materia en la corteza terrestre, conoces la siguiente secuencia:

Una formación geológica es una etapa más compleja de desarrollo que sigue a una roca. Representa asociaciones naturales de rocas, conectadas por la unidad de su composición material y estructura, que está determinada por su origen o ubicación común. Las formaciones geológicas se distinguen en grupos de rocas sedimentarias, ígneas y metamórficas.

Para la formación de asociaciones estables de rocas sedimentarias, los principales factores son el entorno tectónico y el clima. Consideraremos ejemplos de formaciones y las condiciones para su formación al analizar el desarrollo de los elementos estructurales de los continentes.

Hay dos tipos de regiones en los continentes.

El tipo I coincide con zonas montañosas en las que los depósitos sedimentarios se encuentran plegados y rotos por diversas fallas. Los estratos sedimentarios son invadidos por rocas ígneas y metamorfoseados.

El tipo II coincide con zonas planas en las que los sedimentos se encuentran casi horizontalmente.

El primer tipo se llama región plegada o cinturón plegado. El segundo tipo se llama plataforma. Estos son los principales elementos de los continentes.

Se forman áreas plegadas en lugar de cinturones geosinclinales o geosinclinales. Un geosinclinal es un área móvil extendida de profunda depresión de la corteza terrestre. Se caracteriza por la acumulación de gruesos estratos sedimentarios, vulcanismo prolongado y un cambio brusco en la dirección de los movimientos tectónicos con la formación de estructuras plegadas.

Los geosinclinales se dividen en:

El tipo continental de corteza terrestre es oceánico. Por lo tanto, el fondo del océano propiamente dicho incluye las depresiones del fondo del océano ubicadas detrás del talud continental. Estas enormes depresiones se diferencian de los continentes no sólo por la estructura de la corteza terrestre, sino también por sus estructuras tectónicas. Las áreas más extensas del fondo del océano son las llanuras de aguas profundas ubicadas a profundidades de 4 a 6 km y...

Y depresiones con cambios bruscos de altura, medidos en cientos de metros. Todas estas características estructurales de la franja axial de las crestas medias deben entenderse obviamente como una manifestación de una intensa tectónica de bloques, con depresiones axiales grabens, y a ambos lados de ellas la cresta media está dividida en bloques elevados y derribados por discontinuidades. Todo el conjunto de rasgos estructurales que caracterizan...

Se formó la capa primaria de basalto de la Tierra. El Arcaico se caracterizó por la formación de grandes masas de agua primarias (mares y océanos), la aparición de los primeros signos de vida en el medio acuático y la formación del antiguo relieve de la Tierra, similar al relieve de la Luna. . En el Arcaico se produjeron varias eras de plegamiento. Se formó un océano poco profundo con muchas islas volcánicas. Se ha formado una atmósfera que contiene parejas...

La temperatura del agua en la corriente de los vientos alisios del sur es de 22...28 °C, en la corriente de Australia Oriental en invierno cambia de norte a sur de 20 a 11 °C, en verano de 26 a 15 °C. La Circumpolar Antártica, o Corriente de Viento Occidental, ingresa al Océano Pacífico al sur de Australia y Nueva Zelanda y se desplaza en dirección sublatitudinal hacia las costas de América del Sur, donde su rama principal se desvía hacia el norte y, pasando por las costas...

1. Estructura profunda de la Tierra

La envoltura geográfica interactúa, por un lado, con la sustancia profunda del planeta y, por otro, con las capas superiores de la atmósfera. La estructura profunda de la Tierra tiene un impacto significativo en la formación de la envoltura geográfica. El término “estructura de la Tierra” suele referirse a su estructura interna, es decir, profunda, desde la corteza terrestre hasta el centro del planeta.

La masa de la Tierra es 5,98 x 10 27 g.

La densidad media de la Tierra es de 5,517 g/cm3.

Composición de la Tierra. Según las ideas científicas modernas, la Tierra se compone de los siguientes elementos químicos: hierro - 34,64%, oxígeno - 29,53%, silicio - 15,20%, magnesio - 12,70%, níquel - 2,39%, azufre - 1,93%, cromo - 0,26 %, manganeso - 0,22%, cobalto - 0,13%, fósforo - 0,10%, potasio - 0,07%, etc.

Los datos más fiables sobre la estructura interna de la Tierra provienen de observaciones de ondas sísmicas, es decir, movimientos oscilatorios de la materia terrestre provocados por terremotos.

Un cambio brusco en la velocidad de las ondas sísmicas (registradas en sismógrafos) a profundidades de 70 km y 2900 km refleja un aumento abrupto de la densidad de la materia en estos límites. Esto da motivos para aislar las siguientes tres capas (geoesferas) en el cuerpo interno de la Tierra: a una profundidad de 70 km, la corteza terrestre, de 70 km a 2900 km, el manto, y desde allí hasta el centro de la Tierra. - el núcleo. El núcleo tiene un núcleo externo y un núcleo interno.

La Tierra se formó hace unos 5 mil millones de años a partir de una nebulosa fría de gas y polvo. Después de que la masa del planeta alcanzó su valor actual (5,98 x 10 27 g), comenzó su autocalentamiento. Las principales fuentes de calor fueron: en primer lugar, la compresión gravitacional y, en segundo lugar, la desintegración radiactiva. Como resultado del desarrollo de estos procesos, la temperatura en el interior de la Tierra comenzó a aumentar, lo que provocó la fusión de los metales. Dado que la materia estaba muy comprimida en el centro de la Tierra y se enfriaba desde la superficie mediante radiación, el derretimiento se producía principalmente a poca profundidad. Así, se formó una capa fundida, a partir de la cual los materiales de silicato, al ser los más ligeros, se elevaron hacia arriba, dando lugar a la corteza terrestre. Los metales se mantuvieron en el nivel de fusión. Como su densidad es mayor que la de la materia profunda indiferenciada, se fueron hundiendo gradualmente. Esto llevó a la formación de un núcleo metálico.

El NÚCLEO es 85-90% de hierro. A una profundidad de 2.900 km (límite entre el manto y el núcleo), la sustancia se encuentra en un estado supersólido debido a una enorme presión (1.370.000 atm). Los científicos suponen que el núcleo exterior está fundido y el núcleo interior es sólido. La diferenciación de la materia terrestre y la separación del núcleo es el proceso más poderoso en la Tierra y el principal y primer mecanismo impulsor interno para el desarrollo de nuestro planeta.

El papel del núcleo en la formación de la magnetosfera terrestre. El núcleo tiene un poderoso efecto en la formación de la magnetosfera de la Tierra, que protege la vida de la dañina radiación ultravioleta. En el núcleo líquido exterior, conductor de electricidad, de un planeta que gira rápidamente, se producen movimientos complejos e intensos de materia que conducen a la excitación de un campo magnético. El campo magnético se extiende hacia el espacio cercano a la Tierra a lo largo de varios radios terrestres. Al interactuar con el viento solar, el campo geomagnético crea la magnetosfera de la Tierra. El límite superior de la magnetosfera se encuentra a una altitud de unos 90 mil km. La formación de la magnetosfera y el aislamiento de la naturaleza terrestre del plasma de la corona solar fue la primera y una de las más importantes condiciones para el origen de la vida, el desarrollo de la biosfera y la formación de la envoltura geográfica.

EL MANTO se compone principalmente de Mg, O, FeO y SiO2, que forman el magma. El magma contiene agua, cloro, flúor y otras sustancias volátiles. El proceso de diferenciación de la materia ocurre continuamente en el manto. Las sustancias aligeradas por la eliminación de metales ascienden hacia la corteza terrestre, mientras que las sustancias más pesadas descienden. Estos movimientos de materia en el manto se definen con el término "corrientes de convección".

El concepto de astenosfera. La parte superior del manto (entre 100 y 150 km) se llama astenosfera. En la astenosfera, la combinación de temperatura y presión es tal que la sustancia se encuentra en un estado móvil y fundido. En la astenosfera se producen no sólo corrientes de convección constantes, sino también corrientes astenosféricas horizontales.

La velocidad de las corrientes astenosféricas horizontales alcanza sólo unas pocas decenas de centímetros por año. Sin embargo, a lo largo del tiempo geológico, estas corrientes provocaron la división de la litosfera en bloques separados y su movimiento horizontal, conocido como deriva continental. La astenosfera contiene volcanes y centros sísmicos. Los científicos creen que los geosinclinales se forman sobre las corrientes descendentes y las dorsales en medio del océano y las zonas de ruptura se forman sobre las corrientes ascendentes.

2. El concepto de corteza terrestre. Hipótesis que explican el origen y desarrollo de la corteza terrestre.

La corteza terrestre es un complejo de capas superficiales del cuerpo sólido de la Tierra. En la literatura científica geográfica no existe una idea única sobre el origen y las vías de desarrollo de la corteza terrestre.

Existen varias hipótesis (teorías) que explican el mecanismo de formación y desarrollo de la corteza terrestre. Las hipótesis más razonables son las siguientes:

• 1. La teoría del fijismo (del latín fixus - inmóvil, inmutable) afirma que los continentes siempre han permanecido en los lugares que ocupan actualmente. Esta teoría niega cualquier movimiento de continentes y de gran parte de la litosfera (Charles Darwin, A. Wallace, etc.).
• 2. La teoría del movilismo (del latín mobilis - móvil) demuestra que los bloques de la litosfera están en constante movimiento. Este concepto se ha consolidado especialmente en los últimos años en relación con la adquisición de nuevos datos científicos del estudio del fondo del Océano Mundial.
• 3. El concepto de crecimiento continental a expensas del fondo del océano cree que los continentes originales se formaron en forma de macizos relativamente pequeños que ahora forman antiguas plataformas continentales. Posteriormente, estos macizos crecieron debido a la formación de montañas en el fondo del océano adyacentes a los bordes de los núcleos terrestres originales. El estudio del fondo del océano, especialmente en la zona de las dorsales oceánicas, ha dado motivos para dudar de la exactitud de este concepto.
• 4. La teoría de los geosinclinales establece que el aumento del tamaño del terreno se produce mediante la formación de montañas en los geosinclinales. El proceso geosinclinal, como uno de los principales en el desarrollo de la corteza continental, constituye la base de muchas explicaciones científicas modernas.
• 5. La teoría de la rotación basa su explicación en la proposición de que dado que la figura de la Tierra no coincide con la superficie de un esferoide matemático y se reordena debido a una rotación desigual, las franjas zonales y los sectores meridionales de un planeta en rotación son inevitablemente tectónicamente desiguales. . Reaccionan con diversos grados de actividad a las tensiones tectónicas provocadas por procesos intraterrestres.

Corteza oceánica y continental. Hay dos tipos principales de corteza terrestre: oceánica y continental. También se distingue su tipo transicional.

Corteza oceánica. El espesor de la corteza oceánica en la era geológica moderna oscila entre 5 y 10 km. Consta de las siguientes tres capas:

• 1) capa superior delgada de sedimentos marinos (espesor no superior a 1 km);
• 2) capa media de basalto (espesor de 1,0 a 2,5 km);
• 3) capa inferior de gabro (espesor de unos 5 km).

Corteza continental (continental). La corteza continental tiene una estructura más compleja y de mayor espesor que la oceánica. Su espesor promedio es de 35 a 45 km y en los países montañosos aumenta a 70 km. Consta de las siguientes tres capas:

• 1) capa inferior (basáltica), compuesta de basaltos (espesor de unos 20 km);
• 2) capa media (granito), formada principalmente por granitos y gneises; forma el espesor principal de la corteza continental, no se extiende bajo los océanos;
• 3) capa superior (sedimentaria) de unos 3 km de espesor.

En algunas zonas, la densidad de las precipitaciones alcanza los 10 km: por ejemplo, en las tierras bajas del Caspio. En algunas zonas de la Tierra no existe ninguna capa sedimentaria y aparece una capa de granito en la superficie. Estas áreas se denominan escudos (por ejemplo, escudo ucraniano, escudo báltico).

En los continentes, como resultado de la erosión de las rocas, se forma una formación geológica llamada corteza erosionada.

La capa de granito está separada de la capa de basalto por la superficie de Conrad. En este límite, la velocidad de las ondas sísmicas aumenta de 6,4 a 7,6 km/s.

El límite entre la corteza terrestre y el manto (tanto en continentes como en océanos) discurre a lo largo de la superficie de Mohorovicic (línea Moho). La velocidad de las ondas sísmicas aumenta bruscamente hasta 8 km/hora.

Además de los dos tipos principales de corteza terrestre (oceánica y continental), también existen áreas de tipo mixto (de transición).

En los bancos o plataformas continentales, la corteza tiene unos 25 km de espesor y en general es similar a la corteza continental. Sin embargo, puede caerse una capa de basalto. En el este de Asia, en la región de los arcos insulares (islas Kuriles, islas Aleutianas, islas japonesas, etc.), la corteza terrestre es de tipo transicional. Por último, la corteza de las dorsales oceánicas es muy compleja y hasta ahora ha sido poco estudiada. Aquí no existe el límite de Moho y el material del manto se eleva a lo largo de fallas hacia la corteza e incluso hasta su superficie.

El concepto de "corteza terrestre" debe distinguirse del concepto de "litosfera". El concepto de "litosfera" es más amplio que el de "corteza terrestre". La ciencia moderna considera que la litosfera no sólo incluye la corteza terrestre, sino también el manto superior hasta la astenosfera, es decir, hasta una profundidad de unos 100 km.

El concepto de isostasia. Un estudio de la distribución de la gravedad mostró que todas las partes de la corteza terrestre (continentes, países montañosos, llanuras) están en equilibrio sobre el manto superior. Esta posición equilibrada se llama isostasia (del latín isoc - par, estasis - posición). El equilibrio isostático se logra debido a que el espesor de la corteza terrestre es inversamente proporcional a su densidad. La corteza oceánica pesada es más delgada que la corteza continental más ligera.

La isostasia ni siquiera es un equilibrio, sino un deseo de equilibrio, continuamente perturbado y restablecido. Por ejemplo, el Escudo Báltico, tras el derretimiento del hielo continental de la glaciación del Pleistoceno, aumenta aproximadamente 1 cm por año. La superficie de Finlandia aumenta constantemente debido al fondo marino. El territorio de los Países Bajos, por el contrario, está disminuyendo. La línea de equilibrio cero actualmente corre ligeramente al sur de la latitud 600 N. El San Petersburgo moderno es aproximadamente 1,5 m más alto que el San Petersburgo de la época de Pedro el Grande. Como muestran los datos de la investigación científica moderna, incluso el peso de las grandes ciudades es suficiente para que el territorio que se encuentra debajo de ellas fluctúe isostáticamente. Por tanto, la corteza terrestre en las zonas de las grandes ciudades es muy móvil. En general, el relieve de la corteza terrestre es una imagen especular de la superficie de Moho (el fondo de la corteza terrestre): las áreas elevadas corresponden a depresiones en el manto, las áreas más bajas corresponden a un nivel más alto de su límite superior. Así, bajo el Pamir la profundidad de la superficie de Moho es de 65 km, y en las tierras bajas del Caspio es de unos 30 km.

Propiedades térmicas de la corteza terrestre. Las fluctuaciones diarias de la temperatura del suelo se extienden a una profundidad de 1,0 a 1,5 m, y las fluctuaciones anuales en latitudes templadas en países con clima continental, a una profundidad de 20 a 30 m. En la profundidad donde la influencia de las fluctuaciones anuales de temperatura debido al calentamiento De la superficie terrestre por el Sol cesa, queda una capa de suelo de temperatura constante. Se llama capa isotérmica. Debajo de la capa isotérmica en lo profundo de la Tierra, la temperatura aumenta. Pero este aumento de temperatura es provocado por el calor interno de las entrañas de la tierra. El calor interno prácticamente no participa en la formación de los climas. Sin embargo, sirve como única base energética para todos los procesos tectónicos.

El número de grados que aumenta la temperatura por cada 100 m de profundidad se llama gradiente geotérmico.

La distancia en metros, que cuando se baja la temperatura aumenta 10°C, se llama paso geotérmico. La magnitud del paso geotérmico depende de la topografía, la conductividad térmica de las rocas, la proximidad de fuentes volcánicas, la circulación de agua subterránea, etc. En promedio, el paso geotérmico es de 33 m, en las zonas volcánicas el paso geotérmico puede ser de sólo 5 m, y en zonas geológicamente tranquilas (en plataformas) puede alcanzar los 100 m.

3. Principio estructural-tectónico de separación de continentes. El concepto de continentes y partes del mundo.

Dos tipos cualitativamente diferentes de corteza terrestre, continental y oceánica, corresponden a dos niveles principales del relieve planetario: la superficie de los continentes y el lecho de los océanos. La identificación de continentes en la geografía moderna se realiza sobre la base del principio estructural-tectónico.

Principio estructural-tectónico de separación de continentes.

La diferencia fundamentalmente cualitativa entre la corteza continental y la oceánica, así como algunas diferencias significativas en la estructura del manto superior debajo de los continentes y océanos, nos obligan a distinguir los continentes no según su entorno aparente de océanos, sino según la estructura. principio tectónico.

El principio estructural-tectónico establece que, en primer lugar, el continente incluye una plataforma continental (plataforma) y un talud continental; en segundo lugar, en la base de cada continente existe un núcleo o plataforma antigua; en tercer lugar, cada bloque continental está isostáticamente equilibrado en el manto superior.

Desde el punto de vista del principio estructural-tectónico, un continente es un macizo de la corteza continental isostáticamente equilibrado, que tiene un núcleo estructural en forma de una plataforma antigua, a la que se unen estructuras plegadas más jóvenes.

En total, hay seis continentes en la Tierra: Eurasia, África, América del Norte, América del Sur, la Antártida y Australia. Cada continente contiene una plataforma, y ​​solo en la base de Eurasia hay seis: Europa del Este, Siberia, China, Tarim (China occidental, desierto de Taklamakan), Arabia e Indostán. Las plataformas árabe e hindú son partes de la antigua Gondwana adyacente a Eurasia. Por tanto, Eurasia es un continente anómalo heterogéneo.

Los límites entre los continentes son bastante obvios. La frontera entre América del Norte y América del Sur discurre a lo largo del Canal de Panamá. La frontera entre Eurasia y África se traza a lo largo del Canal de Suez. El estrecho de Bering separa Eurasia de América del Norte.

Dos filas de continentes. En la geografía moderna se distinguen las siguientes dos series de continentes:

• 1. Serie ecuatorial de continentes (África, Australia y América del Sur).
• 2. Serie de continentes del norte (Eurasia y América del Norte).

La Antártida, el continente más austral y más frío, queda fuera de estas filas.

La ubicación moderna de los continentes refleja la larga historia del desarrollo de la litosfera continental.

Los continentes del sur (África, América del Sur, Australia y la Antártida) son partes (“fragmentos”) del único megacontinente paleozoico Gondwana. Los continentes del norte en ese momento estaban unidos en otro megacontinente: Laurasia. Entre Laurasia y Gondwana en el Paleozoico y Mesozoico existía un sistema de vastas cuencas marinas llamado Océano Tetis. Este océano se extendía desde el norte de África (a través del sur de Europa, el Cáucaso, Asia occidental, el Himalaya hasta Indochina) hasta la moderna Indonesia. En el Neógeno (hace unos 20 millones de años), surgió un cinturón plegado alpino en el lugar de este geosinclinal.

Según su gran tamaño, el supercontinente de Gondwana, según la ley de isostasia, tenía una corteza gruesa (hasta 50 km), que estaba profundamente enterrada en el manto. Debajo de este supercontinente, las corrientes de convección eran especialmente intensas en la astenosfera; la sustancia blanda del manto se movía muy activamente. Esto condujo primero a la formación de una protuberancia en el centro del continente y luego a su división en bloques separados que, bajo la influencia de las mismas corrientes de convección, comenzaron a moverse horizontalmente. Se sabe que el movimiento de un contorno en la superficie de una esfera siempre va acompañado de su rotación (Euler et al.). Por lo tanto, partes de Gondwana no sólo se movieron, sino que también se desplegaron en el espacio geográfico.

La primera desintegración de Gondwana se produjo en el límite Triásico-Jurásico (hace unos 190-195 millones de años); Afroamérica se separó. Luego, en el límite Jurásico-Cretácico (hace unos 135-140 millones de años), América del Sur se separó de África. En la frontera del Mesozoico y el Cenozoico (hace unos 65-70 millones de años), el bloque Indostán chocó con Asia y la Antártida se alejó de Australia. En la era geológica actual, la litosfera, según los científicos, está dividida en seis bloques de placas que continúan en movimiento.

La desintegración de Gondwana explica con éxito la forma, la similitud geológica, así como la historia de la vegetación y la fauna de los continentes del sur. La historia de la división de Laurasia no se ha estudiado tan a fondo como la de Gondwana.

Patrones de ubicación de los continentes. La ubicación actual de los continentes se caracteriza por los siguientes patrones:

• 1. La mayor parte del territorio está ubicado en el hemisferio norte. El hemisferio norte es continental, aunque aquí sólo el 39% es tierra y alrededor del 61% es océano.
• 2. Los continentes del norte son bastante compactos. Los continentes del sur están muy dispersos y fragmentados.
• 3. El relieve del planeta es antisemita. Los continentes están ubicados de tal manera que cada uno de ellos en el lado opuesto de la Tierra ciertamente tiene su correspondiente océano. Esto se puede ver mejor comparando el océano Ártico y la tierra antártica. Si el globo está instalado de modo que cualquiera de los continentes esté en uno de los polos, entonces definitivamente habrá un océano en el otro polo. Sólo hay una pequeña excepción: el final de América del Sur en la antípoda del Sudeste Asiático. La antípoda, al no tener casi excepciones, no puede ser un fenómeno aleatorio. Este fenómeno se basa en el equilibrio de todas las partes de la superficie de la Tierra en rotación.

El concepto de partes del mundo. Además de la división de la tierra geológicamente determinada en continentes, también existe una división de la superficie de la tierra en partes separadas del mundo que se ha desarrollado en el proceso de desarrollo cultural e histórico de la humanidad. Hay seis partes del mundo en total: Europa, Asia, África, América, Australia y Oceanía, Antártida. En un continente de Eurasia se encuentran dos partes del mundo (Europa y Asia), y dos continentes del hemisferio occidental (América del Norte y América del Sur) forman una parte del mundo: América.

La frontera entre Europa y Asia es muy arbitraria y se traza a lo largo de la línea divisoria de aguas de la cordillera de los Urales, el río Ural, la parte norte del Mar Caspio y la depresión de Kuma-Manych. Las profundas fallas que separan Europa de Asia atraviesan los Urales y el Cáucaso.

Área de continentes y océanos. La superficie terrestre se calcula dentro de la costa moderna. La superficie del globo es de aproximadamente 510,2 millones de km 2. Aproximadamente 361,06 millones de km 2 están ocupados por el Océano Mundial, que representa aproximadamente el 70,8% de la superficie total de la Tierra. La superficie terrestre representa aproximadamente 149,02 millones de km 2, es decir. alrededor del 29,2% de la superficie de nuestro planeta.

El área de los continentes modernos se caracteriza por los siguientes valores:

Eurasia - 53,45 km2, incluida Asia - 43,45 millones de km2, Europa - 10,0 millones de km2;

África: 30, 30 millones de km2;

América del Norte: 24, 25 millones de km2;

América del Sur: 18,28 millones de km2;

Antártida: 13,97 millones de km2;

Australia: 7,70 millones de km2;

Australia con Oceanía - 8,89 km2.

Los océanos modernos tienen una superficie de:

Océano Pacífico: 179,68 millones de km2;

Océano Atlántico: 93,36 millones de km2;

Océano Índico: 74,92 millones de km2;

Océano Ártico: 13,10 millones de km2.

Entre los continentes norte y sur (de acuerdo con su diferente origen y desarrollo) existe una diferencia significativa en el área y naturaleza de la superficie. Las principales diferencias geográficas entre los continentes del norte y del sur son las siguientes:

• 1. Eurasia tiene un tamaño incomparable con otros continentes y concentra más del 30% de la superficie terrestre de nuestro planeta.
• 2. Los continentes del norte tienen una superficie de plataforma importante. La plataforma es especialmente importante en el Océano Ártico y el Océano Atlántico, así como en los mares Amarillo, Chino y de Bering del Océano Pacífico. Los continentes del sur, a excepción de la continuación submarina de Australia en el mar de Arafura, casi carecen de plataforma.
• 3. La mayoría de los continentes del sur se encuentran sobre plataformas antiguas. En América del Norte y Eurasia, las plataformas antiguas ocupan una parte más pequeña del área total y la mayoría de ellas se encuentran en áreas formadas por la orogenia Paleozoica y Mesozoica. En África, alrededor del 96% de su territorio se encuentra en plataformas y solo el 4% en montañas del Paleozoico y Mesozoico. En Asia, sólo el 27% del territorio está ocupado por plataformas antiguas y el 77% por montañas de diversas edades.
• 4. El litoral de los continentes australes, formado en su mayor parte por fallas tectónicas, es relativamente recto; Hay pocas penínsulas e islas continentales. Los continentes del norte se caracterizan por una costa excepcionalmente sinuosa, una gran cantidad de islas y penínsulas, que a menudo se adentran en el océano. Del área total, las islas y penínsulas representan alrededor del 39% en Europa, América del Norte - 25%, Asia - 24%, África - 2,1%, América del Sur - 1,1% y Australia (excluida Oceanía) - 1,1%.
• 4. Disección vertical del terreno.

Cada uno de los niveles planetarios principales (la superficie de los continentes y el lecho oceánico) se divide en una serie de niveles secundarios. La formación de niveles primarios y secundarios ocurrió en el proceso de desarrollo a largo plazo de la corteza terrestre y continúa en el momento geológico actual. Detengámonos en la división moderna de la corteza continental en pasos de gran altitud. Los pasos se cuentan desde el nivel del mar.

• 1. Depresiones: áreas terrestres que se encuentran por debajo del nivel del mar. La depresión más grande de la Tierra es la parte sur de las tierras bajas del Caspio con una elevación mínima de -28 m. Dentro de Asia Central hay una depresión de Turfan extremadamente seca con una profundidad de aproximadamente -154 m. La depresión más profunda de la Tierra es el Mar Muerto. cuenca; Las costas del Mar Muerto se encuentran a 392 m bajo el nivel del mar. Las depresiones ocupadas por agua, cuyos niveles se encuentran por encima del nivel del océano, se denominan criptodepresiones. Ejemplos típicos de criptodepresiones son el lago Baikal y el lago Ladoga. El Mar Caspio y el Mar Muerto no son criptodepresiones, porque el nivel del agua en ellos no alcanza el nivel del océano. El área ocupada por las depresiones (sin criptodepresiones) es relativamente pequeña y asciende a unos 800 mil km2.
• 2. Tierras bajas (llanuras bajas): áreas de tierra que se encuentran a una altitud de 0 a 200 m sobre el nivel del mar. Las tierras bajas son numerosas en todos los continentes (excepto África) y ocupan una superficie mayor que cualquier otro nivel de tierra. La superficie total de todas las llanuras bajas del mundo es de unos 48,2 millones de km2.
• 3. Las colinas y las mesetas se encuentran a una altitud de 200 a 500 m y se diferencian entre sí por las formas predominantes del relieve: en las colinas el relieve es accidentado, en la meseta es relativamente plano. Las colinas se elevan gradualmente sobre las tierras bajas y la meseta se eleva como una repisa notable. Las colinas y las mesetas se diferencian entre sí por su estructura geológica. La superficie ocupada por tierras altas y mesetas es de unos 33 millones de km2.

Las montañas se encuentran por encima de los 500 m. Pueden ser de diferentes orígenes y edades. Por altura, las montañas se dividen en bajas, medias y altas.

• 4. Las montañas bajas no superan los 1.000 m. Por lo general, las montañas bajas son antiguas montañas destruidas o las estribaciones de sistemas montañosos modernos. Las montañas bajas ocupan unos 27 millones de km2.
• 5. Las montañas medias tienen una altura de 1.000 a 2.000 m. Ejemplos de montañas medias altas son: los Urales, los Cárpatos, Transbaikalia, algunas crestas de Siberia oriental y muchos otros países montañosos. La superficie ocupada por montañas de tamaño mediano es de unos 24 millones de km2.
• 6. Las altas montañas (alpinas) se elevan por encima de los 2.000 m. El término "montañas alpinas" se aplica a menudo sólo a las montañas de la edad cenozoica situadas a una altitud de más de 3.000 m. Las altas montañas representan alrededor de 16 millones de km2.

Debajo del nivel del océano, inundadas de agua, continúan las tierras bajas continentales: la plataforma o banco de arena continental. Hasta hace poco, según el mismo relato condicional que los pasos de tierra, la plataforma se llamaba llanuras submarinas con profundidades de hasta 200 m. Ahora el límite de la plataforma no se traza a lo largo de una isóbata elegida formalmente, sino a lo largo de la línea de la línea real. , extremo geológicamente determinado de la superficie continental y su transición al talud continental. Por tanto, la plataforma continúa en el océano a diferentes profundidades en cada mar, superando a menudo los 200 m y alcanzando los 700 e incluso los 1.500 m.

En el borde exterior de la plataforma relativamente plana hay una marcada ruptura en la superficie hacia el talud continental y el pie continental. La plataforma, la pendiente y el pie juntos forman el margen submarino de los continentes. Continúa hasta una profundidad media de 2.450 m.

Los continentes, incluidos sus márgenes submarinos, ocupan aproximadamente el 40% de la superficie terrestre, mientras que la superficie terrestre representa aproximadamente el 29,2% de la superficie terrestre total.

Cada continente está isostáticamente equilibrado en la astenosfera. Existe una relación directa entre el área de los continentes, la altura de su relieve y la profundidad de inmersión en el manto. Cuanto mayor es el área del continente, mayor es su altura promedio y el espesor de la litosfera. La altura media del país es de 870 m, la altura media de Asia es de 950 m, de Europa de 300 m y de Australia de 350 m.

El concepto de curva hipsométrica (batigráfica). El perfil generalizado de la superficie terrestre está representado por una curva hipsométrica. La parte de ella relacionada con el océano se llama curva batigráfica. La curva se construye de la siguiente manera. Las dimensiones de las áreas que se encuentran a distintas alturas y profundidades se toman de mapas hipsométricos y batigráficos y se trazan en un sistema de ejes de coordenadas: las alturas se trazan a lo largo de la línea de ordenadas desde 0 hacia arriba y las profundidades hacia abajo; a lo largo de la abscisa - área en millones de kilómetros cuadrados.

5. Relieve y estructura del fondo del Océano Mundial. Islas

La profundidad media del Océano Mundial es de 3.794 m.

El fondo del Océano Mundial consta de las siguientes cuatro formas morfoescultóricas planetarias:

• 1) márgenes continentales submarinos,
• 2) zonas de transición,
• 3) fondo del océano,
• 4) dorsales en medio del océano.

El margen submarino de los continentes consta de una plataforma, un talud continental y un pie continental. Desciende a una profundidad de 2.450 m. Aquí la corteza terrestre es de tipo continental. La superficie total de los márgenes continentales submarinos es de unos 81,5 millones de km2.

El talud continental se hunde en el océano de manera relativamente pronunciada; las pendientes promedian alrededor de 40, pero a veces llegan a 400.

El pie continental es una depresión en el límite de la corteza continental y oceánica. Morfológicamente es una llanura acumulativa formada por sedimentos arrastrados desde el talud continental.

Las dorsales oceánicas son un sistema único y continuo que abarca todos los océanos. Son enormes estructuras montañosas que alcanzan un ancho de 1 a 2 mil km y se elevan sobre el fondo del océano entre 3 y 4 mil km. A veces, las dorsales oceánicas se elevan por encima del nivel del océano y forman numerosas islas (Islandia, Azores, Seychelles, etc.). En términos de grandeza, superan significativamente a los países montañosos de los continentes y son comparables a los continentes. Por ejemplo, la Cordillera del Atlántico Medio es varias veces más grande que el sistema montañoso terrestre más grande, la Cordillera y los Andes. Todas las dorsales oceánicas se caracterizan por una mayor actividad tectónica.

El sistema de dorsales en medio del océano incluye las siguientes estructuras:

• - Cordillera del Atlántico Medio (se extiende desde Islandia a lo largo de todo el Océano Atlántico hasta la isla de Tristán da Cunha);
• - Mid-Indian Ridge (sus picos están expresados ​​por las Islas Seychelles);
• - Ascenso del Pacífico Oriental (se extiende al sur de la Península de California).

Según el relieve y las características de la actividad tectónica, las dorsales en medio del océano son: 1) rift y 2) no rift.

Las crestas del rift (por ejemplo, el Atlántico Medio) se caracterizan por la presencia de un valle "rift": un desfiladero profundo y estrecho con pendientes pronunciadas (el desfiladero corre a lo largo de la cresta de la cresta a lo largo de su eje). El ancho del valle del rift es de 20 a 30 km, y la profundidad de la falla puede ubicarse debajo del fondo del océano hasta 7.400 m (Fosa Romanche). El relieve de las crestas del rift es complejo y accidentado. Todas las crestas de este tipo se caracterizan por valles de rift, cadenas montañosas estrechas, fallas transversales gigantes, depresiones intermontanas, conos volcánicos, volcanes submarinos e islas. Todas las crestas del rift se caracterizan por una alta actividad sísmica.

Las crestas sin rift (por ejemplo, la East Pacific Rise) se caracterizan por la ausencia de un valle de "rift" y tienen un terreno menos complejo. La actividad sísmica no es típica de las crestas sin fisuras. Sin embargo, comparten una característica común de todas las dorsales en medio del océano: la presencia de enormes fallas transversales.

Las características geofísicas más importantes de las dorsales oceánicas son las siguientes:

• -aumento del flujo de calor desde las entrañas de la Tierra;
• -estructura específica de la corteza terrestre;
• -anomalías del campo magnético;
• -vulcanismo;
• -actividad sísmica.

La distribución de los sedimentos que forman la capa superior de la corteza terrestre en las dorsales oceánicas obedece al siguiente patrón: en la propia cresta, los sedimentos son finos o están completamente ausentes; A medida que nos alejamos de la cresta, aumenta el espesor de los sedimentos (hasta varios kilómetros) y su edad. Si en la propia hendidura la edad de las lavas es de aproximadamente 13 mil años, a 60 km de distancia ya tienen 8 millones de años. En el fondo del Océano Mundial no se han encontrado rocas de más de 160 millones de años. Estos hechos indican la constante renovación de las dorsales en medio del océano.

Mecanismos de formación de dorsales oceánicas. La formación de dorsales en medio del océano está asociada con el magma superior. El magma superior es un enorme sistema de convección. Según los científicos, la formación de dorsales en medio del océano hace que el interior de la Tierra se eleve. A lo largo de los valles del rift, la lava fluye y forma una capa de basalto. Al unirse a la antigua corteza, nuevas porciones de lava provocan el desplazamiento horizontal de los bloques litosféricos y la expansión del fondo del océano. La velocidad de los movimientos horizontales en diferentes lugares de la Tierra varía de 1 a 12 cm por año: en el Océano Atlántico, alrededor de 4 cm/año; en el Océano Índico, alrededor de 6 cm/año, en el Océano Pacífico, hasta 12 cm/año. Estos valores insignificantes, multiplicados por millones de años, dan distancias enormes: en los 150 millones de años transcurridos desde la división de América del Sur y África, estos continentes se han separado 5 mil km. América del Norte se separó de Europa hace 80 millones de años. Y hace 40 millones de años, el Indostán chocó con Asia y comenzó la formación del Himalaya.

Como resultado de la expansión del fondo del océano en la zona de las dorsales oceánicas, no se produce ningún aumento en la materia terrestre, sino solo su flujo y transformación. La corteza basáltica, que crece a lo largo de las dorsales oceánicas y se extiende horizontalmente desde ellas, recorre miles de kilómetros a lo largo de millones de años y, en algunos bordes de los continentes, desciende nuevamente a las entrañas de la Tierra, llevándose consigo los océanos. sedimentos. Este proceso explica las diferentes edades de las rocas en las crestas de las dorsales y en otras partes de los océanos. Este proceso también provoca la deriva continental.

Las zonas de transición incluyen fosas de aguas profundas, arcos de islas y cuencas de mares marginales. En las zonas de transición, las áreas de corteza continental y oceánica se combinan de manera compleja.

Las fosas oceánicas profundas se encuentran en las siguientes cuatro regiones de la Tierra:

• - en el Océano Pacífico a lo largo de las costas de Asia Oriental y Oceanía: Fosa de las Aleutianas, Fosa de Kuril-Kamchatka, Fosa del Japón, Fosa de las Filipinas, Fosa de las Marianas (con una profundidad máxima de 11.022 m para la Tierra), Fosa de la Melanesia Occidental, Tonga;
• - en el Océano Índico - la Fosa de Java;
• - en el Océano Atlántico - la Fosa de Puerto Rico;
• - en el Océano Austral - Sandwich del Sur.

El fondo del océano, que representa aproximadamente el 73% de la superficie total del Océano Mundial, está ocupado por llanuras de aguas profundas (de 2.450 a 6.000 m). Por lo general, estas llanuras de aguas profundas corresponden a plataformas oceánicas. Entre las llanuras hay dorsales en medio del océano, así como colinas y elevaciones de otros orígenes. Estos aumentos dividen el fondo del océano en cuencas separadas. Por ejemplo, desde la Cordillera del Atlántico Norte, al oeste se encuentra la cuenca de América del Norte y al este, las cuencas de Europa Occidental y Canarias. Hay numerosos conos volcánicos en el fondo del océano.

Islas. En el proceso de desarrollo de la corteza terrestre y su interacción con el Océano Mundial, se formaron islas grandes y pequeñas. El número total de islas cambia constantemente. Algunas islas aparecen, otras desaparecen. Por ejemplo, se forman y erosionan islas del delta, y se están derritiendo masas de hielo que antes se confundían con islas (“tierras”). Las lenguas de mar adquieren un carácter insular y, a la inversa, las islas se unen a la tierra y se convierten en penínsulas. Por lo tanto, el área de las islas se calcula sólo de forma aproximada. Son unos 9,9 millones de km2. Aproximadamente el 79% de toda la masa continental de las islas se encuentra en 28 islas grandes. La isla más grande es Groenlandia (2,2 millones de km2).

EN Las 28 islas más grandes del mundo incluyen las siguientes:

• 1. Groenlandia;
• 2. Nueva Guinea;
• 3. Kalimantán (Borneo);
• 4. Madagascar;
• 5. Isla de Baffin;
• 6. Sumatra;
• 7. Gran Bretaña;
• 8. Honshu;
• 9. Victoria (archipiélago ártico canadiense);
• 10. Tierra de Ellesmere (archipiélago ártico canadiense);
• 11. Célebes (Célebes);
• 12. Isla Sur de Nueva Zelanda;
• 13.Java;
• 14. Isla Norte de Nueva Zelanda;
• 15. Terranova;
• 16. Cuba;
• 17. Luzón;
• 18. Islandia;
• 19. Mindanao;
• 20. Nueva Tierra;
• 21. Haití;
• 22. Sajalín;
• 23. Irlanda;
• 24. Tasmania;
• 25. Banks (archipiélago ártico canadiense);
• 26. Sri Lanka;
• 27. Hokkaidō;
• 28. Devon.

Tanto las islas grandes como las pequeñas se encuentran solas o en grupos. Los grupos de islas se llaman archipiélagos. Los archipiélagos pueden ser compactos (por ejemplo, la Tierra de Francisco José, Spitsbergen, las Islas Mayores de la Sonda) o alargados (por ejemplo, las Antillas Japonesas, Filipinas, Mayores y Menores). Los archipiélagos alargados a veces se denominan crestas (por ejemplo, la cresta de las Kuriles, la cresta de las Aleutianas). Los archipiélagos de pequeñas islas esparcidas por las extensiones del Océano Pacífico se unen en los siguientes tres grandes grupos: Melanesia, Micronesia (Islas Carolinas, Islas Marianas, Islas Marshall), Polinesia.

Por origen, todas las islas se pueden agrupar de la siguiente manera:

I. Islas Continentales:

• 1) islas de plataforma,
• 2) islas del talud continental,
• 3) islas orogénicas,
• 4) arcos de islas,
• 5) islas costeras: a) skerries, b) dálmata, c) fiordo, d) asadores y flechas, e) delta.

II. Islas independientes:

• 1) islas volcánicas, incluidas a) efusión de lava de fisuras, b) efusión de lava central: escudo y cónica;
• 2) islas de coral: a) arrecifes costeros, b) barreras de coral, c) atolones.

Las islas continentales están genéticamente conectadas con los continentes, pero estas conexiones son de diferente naturaleza, lo que afecta la naturaleza y edad de las islas, su flora y fauna.

Las islas de plataforma se encuentran en aguas poco profundas del continente y geológicamente representan una continuación del continente. Las islas de la plataforma están separadas de la masa continental principal por estrechos poco profundos. Ejemplos de islas de plataforma son: las Islas Británicas, el archipiélago de Spitsbergen, la Tierra de Francisco José, Severnaya Zemlya, las islas de Nueva Siberia y el archipiélago ártico canadiense.

La formación de estrechos y la transformación de parte de los continentes en islas se remonta a época geológica reciente; por lo tanto, la naturaleza del territorio insular difiere poco del continente.

Las islas del talud continental también forman parte de continentes, pero su separación se produjo antes. Estas islas están separadas de los continentes adyacentes no por una suave depresión, sino por una profunda falla tectónica. Además, los estrechos son de naturaleza oceánica. La flora y fauna de las islas del talud continental es muy diferente a la del continente y generalmente es de naturaleza insular. Ejemplos de islas de talud continental son: Madagascar, Groenlandia, etc.

Las islas orogénicas son una continuación de los pliegues montañosos de los continentes. Así, por ejemplo, Sakhalin es uno de los pliegues del país montañoso del Lejano Oriente, Nueva Zelanda es una continuación de los Urales, Tasmania son los Alpes australianos, las islas del mar Mediterráneo son ramas de los pliegues alpinos. El archipiélago de Nueva Zelanda también es de origen orogénico.

Los arcos de islas adornan el este de Asia, América y la Antártida. La región más grande de arcos de islas se encuentra frente a las costas del este de Asia: la cordillera de las Aleutianas, la cordillera de las Kuriles, la cordillera japonesa, la cordillera de Ryukyu, la cordillera de Filipinas, etc. La segunda región de arcos de islas se encuentra frente a las costas de América. : las Antillas Mayores, las Antillas Menores. La tercera región es un arco de islas ubicado entre América del Sur y la Antártida: el archipiélago de Tierra del Fuego, las Islas Malvinas, etc. Tectónicamente, todos los arcos de islas se limitan a geosinclinales modernos.

Las islas continentales frente a la costa tienen diferentes orígenes y representan diferentes tipos de costa.

Las islas independientes nunca han formado parte de los continentes y en la mayoría de los casos se formaron independientemente de ellos. El grupo más grande de islas independientes son volcánicas.

Hay islas volcánicas en todos los océanos. Sin embargo, hay especialmente muchos de ellos en las zonas de las dorsales oceánicas. El tamaño y las características de las islas volcánicas están determinados por la naturaleza de la erupción. Los flujos de lava por fisuras crean grandes islas, que no son inferiores en tamaño a las de plataforma. La isla de origen volcánico más grande de la Tierra es Islandia (103 mil km2).

La masa principal de islas volcánicas está formada por erupciones de tipo central. Naturalmente, estas islas no pueden ser muy grandes. Su superficie depende de la naturaleza de la lava. La lava principal se extiende a largas distancias y forma volcanes en escudo (por ejemplo, las islas hawaianas). La erupción de lava ácida forma un cono afilado de un área pequeña.

Las islas de coral son productos de desecho de pólipos de coral, diatomeas, foraminíferos y otros organismos marinos. Los pólipos de coral son bastante exigentes con las condiciones del hábitat. Sólo pueden vivir en aguas cálidas con una temperatura de al menos 200°C. Por lo tanto, las estructuras de coral son comunes solo en latitudes tropicales y se extienden más allá de ellas en un solo lugar: en el área de las Bermudas, bañada por la Corriente del Golfo.

Dependiendo de su ubicación en relación con la tierra moderna, las islas de coral se dividen en los siguientes tres grupos:

• 1) arrecifes costeros,
• 2) barrera de arrecifes,
• 3) atolones.

Los arrecifes costeros comienzan directamente frente a la costa del continente o de la isla durante la marea baja y la bordean en forma de una amplia terraza. Cerca de las desembocaduras de los ríos y cerca de los manglares, se ven interrumpidos debido a la baja salinidad del agua.

Los arrecifes de barrera se encuentran a cierta distancia de la tierra, separados de ella por una franja de agua: una laguna. El arrecife más grande disponible actualmente es la Gran Barrera de Coral. Su longitud es de unos 2.000 km; El ancho de la laguna varía de 35 a 150 km con una profundidad de 30 a 70 m. Los arrecifes costeros y de barrera bordean casi todas las islas de las aguas ecuatoriales y tropicales del Océano Pacífico.

Los atolones se encuentran entre los océanos. Se trata de islas bajas en forma de anillo abierto. El diámetro del atolón oscila entre 200 ma 60 km. Dentro del atolón hay una laguna de hasta 100 m de profundidad, la profundidad del estrecho entre la laguna y el océano es la misma. La pendiente exterior del atolón es siempre empinada (de 9 a 450). Las pendientes frente a la laguna son suaves; Están habitados por una variedad de organismos.

La relación genética de los tres tipos de estructuras coralinas es un problema científico no resuelto. Según la teoría de Charles Darwin, los arrecifes de barrera y los atolones se forman a partir de arrecifes costeros durante el hundimiento gradual de las islas. En este caso, el crecimiento de los corales compensa el descenso de su base. En lugar de la cima de la isla aparece una laguna y el arrecife costero se convierte en un atolón circular.

La tierra consta de varias capas: atmósfera, hidrosfera, biosfera, litosfera.

Biosfera- una capa especial de la tierra, un área de actividad vital de los organismos vivos. Incluye la parte inferior de la atmósfera, toda la hidrosfera y la parte superior de la litosfera. La litosfera es la capa más dura de la tierra:

Estructura:

1. la corteza terrestre

2. manto (Si, Ca, Mg, O, Fe)

3. núcleo exterior

4. núcleo interno

centro de la tierra - temperatura 5-6 mil o C

Composición del núcleo – Ni\Fe; densidad del núcleo – 12,5 kg/cm 3 ;

Kimberlitas- (del nombre de la ciudad de Kimberley en Sudáfrica), roca ígnea ultrabásica brechada de apariencia efusiva, que produce tubos de explosión. Se compone principalmente de olivino, piroxenos, granate piropo-almandina, picroilmenita, flogopita, menos comúnmente circón, apatita y otros minerales incluidos en la masa fundamental de grano fino, generalmente alterados por procesos posvolcánicos a una composición de carbonato de serpentina con perovskita, clorita. , etc.

eclogita- roca metamórfica compuesta de piroxeno con un alto contenido de jadeíta (onfacita) y granate grosular-piropo-almandina, cuarzo y rutilo. La composición química de las eclogitas es idéntica a la de las rocas ígneas de composición básica: gabro y basaltos.

Estructura de la corteza terrestre.

Espesor de capa = 5-70 km; tierras altas - 70 km, fondo marino - 5-20 km, promedio 40-45 km. Capas: sedimentaria, granito-gneis (no en la corteza oceánica), granito-bosita (basalto)

La corteza terrestre es un complejo de rocas que se encuentran por encima del límite de Mohorovichic. Las rocas son agregados regulares de minerales. Estos últimos se componen de varios elementos químicos. La composición química y la estructura interna de los minerales dependen de las condiciones de su formación y determinan sus propiedades. A su vez, la estructura y composición mineral de las rocas indican el origen de estas últimas y permiten determinar las rocas en campo.

Hay dos tipos de corteza terrestre: continental y oceánica, que difieren marcadamente en composición y estructura. El primero, más claro, forma áreas elevadas: continentes con sus márgenes submarinos, el segundo ocupa el fondo de las depresiones oceánicas (2500-3000 m). La corteza continental consta de tres capas: sedimentaria, granítica-gneis y granulita-máfica, con un espesor de 30 a 40 km en las llanuras y 70 a 75 km debajo de las montañas jóvenes. La corteza oceánica, de hasta 6-7 km de espesor, tiene una estructura de tres capas. Debajo de una fina capa de sedimentos sueltos se encuentra la segunda capa oceánica, formada por basaltos, la tercera capa está compuesta por gabro con rocas ultrabásicas subordinadas. La corteza continental está enriquecida en sílice y elementos ligeros: Al, sodio, potasio, C, en comparación con la oceánica.

Corteza continental (continental) Se caracteriza por un gran espesor: en promedio 40 km, en algunos lugares alcanza los 75 km. Consta de tres "capas". Encima se encuentra una capa sedimentaria formada por rocas sedimentarias de diversas composiciones, edades, génesis y grados de dislocación. Su espesor varía de cero (en los escudos) a 25 km (en depresiones profundas, por ejemplo, el Caspio). Debajo se encuentra la capa de "granito" (granito-metamórfico), formada principalmente por rocas ácidas, de composición similar al granito. El mayor espesor de la capa de granito se observa bajo altas montañas jóvenes, donde alcanza los 30 km o más. Dentro de las zonas planas de los continentes, el espesor de la capa de granito disminuye a 15-20 km.
Debajo de la capa de granito se encuentra la tercera capa de "basalto", que también recibe su nombre de manera convencional: las ondas sísmicas la atraviesan a la misma velocidad con la que, en condiciones experimentales, atraviesan los basaltos y las rocas cercanas. La tercera capa, de 10 a 30 km de espesor, está compuesta por rocas altamente metamorfoseadas de composición predominantemente básica. Por eso también se le llama granulita-máfica.

corteza oceánica difiere marcadamente del continental. En la mayor parte del fondo del océano, su espesor oscila entre 5 y 10 km. Su estructura también es peculiar: bajo una capa sedimentaria con un espesor que va desde varios cientos de metros (en cuencas de aguas profundas) hasta 15 km (cerca de los continentes) se encuentra una segunda capa compuesta de lavas almohadilladas con finas capas de rocas sedimentarias. La parte inferior del segundo estrato está compuesta por un peculiar complejo de diques paralelos de composición basáltica. La tercera capa de la corteza oceánica, de 4 a 7 km de espesor, está representada por rocas ígneas cristalinas de composición predominantemente básica (gabro). Así, la característica específica más importante de la corteza oceánica es su escaso espesor y la ausencia de una capa de granito.