È giusto dire che la diffusione della crosta continentale. Tipi di crosta terrestre

Lo strato C non può essere considerato omogeneo. Subisce un cambiamento nella composizione chimica o transizioni di fase (o entrambi).

Per quanto riguarda lo strato B, che si trova direttamente sotto la crosta terrestre, molto probabilmente anche qui c'è una certa eterogeneità ed è costituito da rocce come dunite, peridotiti ed eclogiti.

A. Mohorovicic, studiando un terremoto avvenuto a 40 km da Zagabria (Jugoslavia), nel 1910 notò che a una distanza di oltre 200 km dalla sorgente, sul sismogramma appare prima un'onda longitudinale di tipo diverso rispetto a distanze più ravvicinate. Lo spiegò dicendo che nella Terra, a una profondità di circa 50 km, c'è un confine oltre il quale la velocità aumenta improvvisamente. Questa ricerca fu continuata dal figlio S. Mohorovicic dopo Conrad, che nel 1925 scoprì un'altra fase delle onde longitudinali P * mentre studiava le onde dei terremoti nelle Alpi orientali. La corrispondente fase dell'onda di taglio S* è stata identificata successivamente. Le fasi P* e S* indicano l'esistenza di almeno un confine - il "confine di Conrad" - tra la base della sequenza sedimentaria e il confine di Mohorovicic.

Negli ultimi anni sono state studiate intensamente le onde generate da terremoti ed esplosioni artificiali e che si propagano nella crosta terrestre. Sono stati utilizzati sia il metodo delle onde rifratte che quelle riflesse. I risultati della ricerca sono i seguenti. Secondo misurazioni effettuate da diversi ricercatori, i valori delle velocità longitudinale V p e trasversale V S risultavano uguali: nel granito - V p = 4,0 ÷ 5,7, V s = 2,1 ÷ 3,4, nel basalto - V p = 5,4 ÷ 6,4, Vs ≈ 3,2, V

gabbro - V p = 6,4 ÷ 6,7, V s ≈ 3,5, in dunite - V p = 7,4, V s = 3,8 e in eclogite - V p = 8,0, V s = 4,3

km/s

Inoltre in diverse zone si sono ottenute indicazioni dell'esistenza di onde con altre velocità e confini all'interno dello strato granitico. D'altra parte, non vi è alcuna indicazione dell'esistenza di uno strato di granito sotto il fondale oceanico oltre gli scaffali. In molte aree continentali la base dello strato granitico è il confine di Conrad.

Ci sono ora indicazioni di ulteriori confini distinti tra le superfici Conrad e Mohorovicic; per alcune regioni continentali sono addirittura indicati strati con velocità delle onde longitudinali da 6,5 ​​a 7 e da 7 a 7,5 km/s. È stato suggerito che possa esserci uno strato di "diorite" (V p = 6,1

km/s) e lo strato “gabbro” (V p = 7 km/s).

In molte aree oceaniche, la profondità del confine di Moho sotto il fondale oceanico è inferiore a 10 km. Per la maggior parte dei continenti la sua profondità aumenta con l'aumentare della distanza dalla costa e sotto le alte montagne può raggiungere più di 50 km. Queste “radici” di montagna furono scoperte per la prima volta utilizzando i dati sulla gravità.

Nella maggior parte dei casi, le determinazioni delle velocità al di sotto del limite di Moho danno le stesse cifre: 8,1 - 8,2 km/s per le onde longitudinali e circa 4,7 km/s per quelle trasversali.

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

La crosta terrestre è lo strato superiore del guscio rigido della Terra - la sua litosfera e differisce dalle parti subcrostali della litosfera per struttura e composizione chimica. La crosta terrestre è separata dal mantello litosferico sottostante dal confine di Mohorovicic, dove la velocità di propagazione delle onde sismiche aumenta bruscamente fino a 8,0 - 8,2 km/s.

La superficie della crosta terrestre si forma a causa degli effetti multidirezionali dei movimenti tettonici che creano rilievi irregolari, della denudazione di questo rilievo attraverso la distruzione e l'erosione delle rocce che lo costituiscono e a causa dei processi di sedimentazione. Di conseguenza, un'evoluzione continua e simultanea

La superficie levigante della crosta terrestre risulta essere piuttosto complessa. Il massimo contrasto di rilievo si osserva solo nei luoghi di maggiore attività tettonica moderna della Terra, ad esempio, sul margine continentale attivo del Sud America, dove la differenza nei livelli di rilievo tra la fossa di acque profonde peruviano-cilena e le cime del le Ande raggiungono i 16-17 km. Contrasti di altitudine significativi (fino a 7-8 km) e grandi rilievi sezionati si osservano nelle moderne zone di collisione continentale, ad esempio nella cintura di pieghe alpino-himalayana.

crosta oceanica

La crosta oceanica è primitiva nella sua composizione e, in sostanza, rappresenta lo strato superiore differenziato del mantello, ricoperto da un sottile strato di sedimenti pelagici. La crosta oceanica è solitamente divisa in tre strati, il primo dei quali (superiore) è sedimentario.

La parte inferiore dello strato sedimentario è solitamente composta da sedimenti carbonatici depositati a profondità inferiori a 4-4,5 km. A profondità superiori a 4-4,5 km, la parte superiore dello strato sedimentario è composta principalmente da sedimenti privi di carbonio: argille rosse di acque profonde e limi silicei. Il secondo strato, o basaltico, di crosta oceanica nella parte superiore è composto da lave basaltiche di composizione tholeiitica. Lo spessore totale dello strato di basalto della crosta oceanica, a giudicare dai dati sismici, raggiunge 1,5, a volte 2 km. Secondo i dati sismici, lo spessore dello strato di gabbro-serpentite (terzo) della crosta oceanica raggiunge i 4,5-5 km. Presso le dorsali medio-oceaniche, lo spessore della crosta oceanica è solitamente ridotto a 3-4 e anche a 2-2,5 km direttamente sotto le valli del rift.

Lo spessore totale della crosta oceanica senza lo strato sedimentario raggiunge quindi i 6,5-7 km. Al di sotto, la crosta oceanica è ricoperta da rocce cristalline del mantello superiore, che costituiscono le sezioni subcrostali delle placche litosferiche. Sotto le creste delle dorsali oceaniche, la crosta oceanica si trova direttamente sopra sacche di fusi basaltici rilasciati dal mantello caldo (dall'astenosfera).

L'area della crosta oceanica è di circa 306 milioni di km2, la densità media della crosta oceanica (senza sedimenti) è vicina a 2,9 g/cm3, pertanto la massa della crosta oceanica consolidata può essere stimata in (5,8-6,2 )·1024 gr. Il volume e la massa dello strato sedimentario nei bacini marini profondi dell'oceano mondiale, secondo A.P. Lisitsyn, sono rispettivamente 133 milioni di km 3 e circa 0,1·1024 g. Il volume dei sedimenti concentrati sulle piattaforme e sui pendii continentali è leggermente maggiore: circa 190 milioni di km 3, che in termini di massa (tenendo conto della compattazione dei sedimenti) è di circa

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

La crosta oceanica si forma nelle zone di rift delle dorsali medio-oceaniche a causa della separazione dei fusi basaltici dal mantello caldo (dallo strato astenosferico della Terra) che si verifica sotto di esse e del loro riversamento sulla superficie del fondale oceanico. Ogni anno in queste zone almeno 5,5-6 km 3 di fusi basaltici salgono dall'astenosfera, si riversano sul fondale oceanico e cristallizzano, formando l'intero secondo strato della crosta oceanica (tenendo conto dello strato di gabbro, il volume di i fusi introdotti nella crosta aumentano a 12 km 3) . Questi enormi processi tettonomagmatici, che si sviluppano costantemente sotto le creste delle dorsali medio-oceaniche, non hanno eguali sulla terraferma e sono accompagnati da un aumento della sismicità.

Nelle zone di rift situate sulle creste delle dorsali oceaniche si verifica lo stiramento e l'espansione del fondale oceanico. Pertanto, tutte queste zone sono caratterizzate da terremoti frequenti ma superficiali con una predominanza di meccanismi di spostamento di rottura. Al contrario, sotto gli archi insulari e i margini continentali attivi, cioè nelle zone sottosposte alle placche, si verificano solitamente terremoti più forti con la predominanza di meccanismi di compressione e taglio. Secondo i dati sismici,

il cedimento della crosta oceanica e della litosfera può essere rintracciato nel mantello superiore e nella mesosfera fino a profondità di circa 600-700 km. Secondo i dati tomografici, il cedimento delle placche litosferiche oceaniche è stato rintracciato a profondità di circa 1400-1500 km e, forse, anche più in profondità, fino alla superficie del nucleo terrestre.

Il fondale oceanico è caratterizzato da anomalie magnetiche a bande caratteristiche e abbastanza contrastanti, solitamente situate parallelamente alle dorsali medio-oceaniche (Fig. 7.8). L'origine di queste anomalie è associata alla capacità dei basalti del fondale oceanico, quando si raffreddano, di essere magnetizzati dal campo magnetico terrestre, ricordando così la direzione di questo campo al momento del loro riversamento sulla superficie del fondale oceanico .

Il meccanismo “trasportatore” di rinnovamento del fondale oceanico con la costante immersione delle sezioni più antiche della crosta oceanica e dei sedimenti su di essa accumulati nel mantello sotto gli archi insulari spiega perché, durante la vita della Terra, i bacini oceanici non hanno mai avuto il tempo di essere pieno di sedimenti. Infatti, all’attuale ritmo di riempimento delle depressioni oceaniche con sedimenti terrigeni trasportati dalla terra, pari a 2,2 × 1016 g/anno, l’intero volume di tali depressioni, pari a circa 1,37 × 1024 cm 3, verrebbe completamente riempito in circa 1,2 miliardi di anni. . Ora possiamo affermare con grande sicurezza che i continenti e i bacini oceanici esistono insieme da circa 3,8 miliardi di anni e durante questo periodo non si è verificato alcun riempimento significativo delle loro depressioni. Inoltre, dopo aver perforato tutti gli oceani, ora sappiamo con certezza che non ci sono sedimenti sul fondo dell'oceano più vecchi di 160-190 milioni di anni. Ma questo può essere osservato solo in un caso: se esiste un meccanismo efficace per rimuovere i sedimenti dagli oceani. Questo meccanismo, come è ormai noto, è il processo mediante il quale i sedimenti vengono trascinati sotto gli archi insulari e i margini continentali attivi nelle zone di spinta delle placche.

crosta continentale

La crosta continentale, sia per composizione che per struttura, differisce nettamente dalla crosta oceanica. Il suo spessore varia da 20-25 km sotto gli archi insulari e le aree con un tipo di crosta transitoria a 80 km sotto le giovani cinture ripiegate della Terra, ad esempio sotto le Ande o la cintura alpino-himalayana. In media, lo spessore della crosta continentale sotto le antiche piattaforme è di circa 40 km e la sua massa, inclusa la crosta subcontinentale, raggiunge i 2,25·1025 g. Il rilievo della crosta continentale è caratterizzato anche da dislivelli massimi, che raggiungono i 16-17 km dai piedi delle pendici continentali nelle fosse profonde fino alle vette più alte.

La struttura della crosta continentale è molto eterogenea, tuttavia, come in quella oceanica, nel suo spessore, soprattutto nelle piattaforme antiche, si distinguono talvolta tre strati: quello sedimentario superiore e due inferiori, composti da rocce cristalline. Sotto le giovani cinture mobili, la struttura della corteccia risulta essere più complessa, sebbene la sua divisione generale si avvicini a una struttura a due strati.

Lo spessore dello strato sedimentario superiore della crosta continentale varia ampiamente: da zero sugli scudi antichi a 10-12 e persino 15 km sui margini passivi dei continenti e nelle cavità marginali delle piattaforme. Lo spessore medio dei sedimenti sulle piattaforme proterozoiche stabili è solitamente vicino a 2-3 km. I sedimenti su tali piattaforme sono dominati da sedimenti argillosi e carbonati di bacini marini poco profondi.

La parte superiore della sezione consolidata della crosta continentale è solitamente rappresentata da rocce antiche, principalmente precambriane. A volte questa parte della sezione della crosta dura è chiamata strato di “granito”, sottolineando così la predominanza delle rocce granitoidi in essa e la subordinazione dei basaltoidi.

Nelle parti più profonde della crosta (all'incirca a profondità di circa 15-20 km) è spesso visibile un confine diffuso e instabile, lungo il quale la velocità di propagazione delle onde longitudinali aumenta di circa 0,5 km/s. Questo è il cosiddetto

Esistono 2 tipi principali di crosta terrestre: continentale e oceanica e 2 tipi transitori: subcontinentale e suboceanica (vedi figura).

1- rocce sedimentarie;

2- rocce vulcaniche;

3- strato di granito;

4- strato di basalto;

5- Confine Mohorovicic;

6- mantello superiore.

Il tipo continentale della crosta terrestre ha uno spessore da 35 a 75 km, nell'area della piattaforma - 20 - 25 km, e si restringe sulla pendenza continentale. Ci sono 3 strati di crosta continentale:

1° – superiore, composto da rocce sedimentarie con spessore da 0 a 10 km. su piattaforme e 15 – 20 km. nelle deflessioni tettoniche delle strutture montane.

2° – medio “granito-gneiss” o “granito” - 50% graniti e 40% gneiss e altre rocce metamorfosate. Il suo spessore medio è di 15-20 km. (nelle strutture montane fino a 20 - 25 km.).

3° – inferiore, “basalto” o “granito-basalto”, compositivamente vicino al basalto. Potenza da 15 – 20 a 35 km. Il confine tra gli strati di “granito” e “basalto” è la sezione Conrad.

Secondo dati moderni, il tipo oceanico della crosta terrestre ha anche una struttura a tre strati con uno spessore compreso tra 5 e 9 (12) km, più spesso 6-7 km.

1° strato – superiore, sedimentario, costituito da sedimenti sciolti. Il suo spessore varia da diverse centinaia di metri a 1 km.

2° strato – basalti con intercalari di rocce carbonatiche e siliciche. Spessore da 1 – 1,5 a 2,5 – 3 km.

Il 3° strato è quello inferiore, non aperto mediante foratura. È composto da rocce ignee basiche di tipo gabbro con rocce subordinate ultrabasiche (serpentiniti, pirosseniti).

Il tipo subcontinentale della superficie terrestre è simile nella struttura a quello continentale, ma non ha una sezione di Conrad chiaramente definita. Questo tipo di crosta è solitamente associato agli archi insulari: i margini curili, aleutini e continentali.

1° strato – superiore, sedimentario – vulcanico, spessore – 0,5 – 5 km. (in media 2 – 3 km.).

2° strato – arco insulare, “granito”, spessore 5 – 10 km.

Il 3° strato è “basalto”, a profondità di 8 – 15 km, con uno spessore da 14 – 18 a 20 – 40 km.

Il tipo suboceanico della crosta terrestre è limitato alle parti del bacino dei mari marginali e interni (Okhotsk, Giappone, Mediterraneo, Nero, ecc.). È vicino nella struttura a quello oceanico, ma si distingue per un maggiore spessore dello strato sedimentario.

1° superiore – 4 – 10 o più km, situato direttamente sul terzo strato oceanico con uno spessore di 5 – 10 km.

Lo spessore totale della crosta terrestre è di 10–20 km, in alcuni punti fino a 25–30 km. a causa dell'aumento dello strato sedimentario.

Una struttura peculiare della crosta terrestre si osserva nelle zone di rift centrali delle dorsali medio-oceaniche (Medio Atlantico). Qui, sotto il secondo strato oceanico, è presente una lente (o sporgenza) di materiale a bassa velocità (V = 7,4 – 7,8 km/s). Si ritiene che si tratti della sporgenza di un mantello riscaldato in modo anomalo o di una miscela di materia crostale e del mantello.

Struttura della crosta terrestre

Sulla superficie della Terra, nei continenti, si trovano rocce di età diverse in luoghi diversi.

Alcune aree dei continenti sono composte sulla superficie dalle rocce più antiche di età Archeana (AR) e Proterozoica (PT). Sono altamente metamorfosati: argille trasformate in scisti metamorfici, arenarie in quarziti cristalline, calcari in marmi. Tra questi ci sono molti graniti. Le zone sulla cui superficie emergono queste rocce più antiche sono chiamate massicci o scudi cristallini (Baltico, Canadese, Africano, Brasiliano, ecc.).

Altre aree dei continenti sono occupate da rocce di età prevalentemente più giovane: Paleozoico, Mesozoico, Cenozoico (Pz, Mz, Kz). Si tratta principalmente di rocce sedimentarie, anche se tra queste si trovano anche rocce di origine ignea, eruttate in superficie sotto forma di lava vulcanica o incastonate e congelate a una certa profondità. Esistono due categorie di terre emerse: 1) piattaforme - pianure: strati di rocce sedimentarie giacciono calmi, quasi orizzontalmente, in essi si osservano rare e piccole pieghe. In tali rocce c'è pochissima roccia ignea, soprattutto intrusiva; 2) zone piegate (geosincline) - montagne: le rocce sedimentarie sono fortemente piegate, penetrate da profonde fessure; Si incontrano spesso rocce ignee intruse o eruttate. Le differenze tra piattaforme o zone piegate risiedono nell'età delle rocce riposanti o piegate. Esistono quindi piattaforme antiche e piattaforme giovani. Dicendo che le piattaforme potrebbero essersi formate in tempi diversi, indichiamo con ciò diverse età delle zone piegate.

Le mappe che descrivono la posizione di piattaforme e zone piegate di diverse età e alcune altre caratteristiche della struttura della crosta terrestre sono chiamate tettoniche. Servono come complemento alle carte geologiche, che rappresentano i documenti geologici più oggettivi che illuminano la struttura della crosta terrestre.

Tipi di crosta terrestre

Lo spessore della crosta terrestre non è lo stesso sotto i continenti e gli oceani. È più grande sotto le montagne e le pianure, più sottile sotto le isole oceaniche e gli oceani. Pertanto, esistono due tipi principali di crosta terrestre: continentale e oceanica.

Lo spessore medio della crosta continentale è di 42 km. Ma in montagna aumenta fino a 50-60 e anche 70 km. Poi parlano delle “radici delle montagne”. Lo spessore medio della crosta oceanica è di circa 11 km.

Pertanto, i continenti rappresentano, per così dire, inutili accumuli di masse. Ma queste masse dovrebbero creare un'attrazione più forte, e negli oceani, dove il corpo attrattivo è l'acqua più leggera, la forza di gravità dovrebbe indebolirsi. Ma in realtà non ci sono tali differenze. La forza di gravità è più o meno la stessa ovunque nei continenti e negli oceani. Ciò porta alla conclusione: le masse continentali e oceaniche sono in equilibrio. Obbediscono alla legge dell'isostasia (equilibrio), che recita così: masse aggiuntive sulla superficie dei continenti corrispondono ad una mancanza di masse in profondità, e viceversa - la mancanza di masse sulla superficie degli oceani deve corrispondere ad alcune masse pesanti in profondità.

Piano

1. Crosta terrestre (continentale, oceanica, transitoria).

2. I componenti principali della crosta terrestre sono elementi chimici, minerali, rocce, corpi geologici.

3. Nozioni di base sulla classificazione delle rocce ignee.

Crosta terrestre (continentale, oceanica, di transizione)

Sulla base dei dati di sondaggio sismico profondo, nella crosta terrestre vengono identificati numerosi strati, caratterizzati da diverse velocità di vibrazioni elastiche. Di questi strati, tre sono considerati primari. Il più alto di essi è noto come guscio sedimentario, quello centrale è granitico-metamorfico e quello inferiore è basaltico (Fig.).

Riso. . Schema della struttura della crosta e del mantello superiore, compresa la litosfera solida

e astenosfera plastica

Strato sedimentario composto principalmente dalle rocce più morbide, sciolte e dense (a causa della cementazione di rocce sciolte). Le rocce sedimentarie di solito si presentano in strati. Lo spessore dello strato sedimentario sulla superficie terrestre è molto variabile e varia da alcuni m a 10-15 km. Ci sono zone dove lo strato sedimentario è completamente assente.

Strato granitico-metamorfico composto principalmente da rocce ignee e metamorfiche ricche di alluminio e silicio. Vengono chiamati luoghi dove non è presente uno strato sedimentario e uno strato di granito affiora in superficie scudi di cristallo(Kolsky, Anabarsky, Aldansky, ecc.). Lo spessore dello strato di granito è di 20-40 km, in alcuni punti questo strato è assente (sul fondo dell'Oceano Pacifico). Secondo lo studio della velocità delle onde sismiche, la densità delle rocce al limite inferiore da 6,5 ​​km/sec a 7,0 km/sec cambia bruscamente. Questo confine dello strato di granito, che separa lo strato di granito dallo strato di basalto, viene chiamato I confini di Corrado.

Strato di basalto risalta alla base della crosta terrestre, è presente ovunque, il suo spessore varia dai 5 ai 30 km. La densità della sostanza nello strato di basalto è di 3,32 g/cm 3; la sua composizione differisce dai graniti ed è caratterizzata da un contenuto di silice notevolmente inferiore. Al limite inferiore dello strato si osserva un brusco cambiamento nella velocità di passaggio delle onde longitudinali, che indica un brusco cambiamento nelle proprietà delle rocce. Questo confine è considerato il confine inferiore della crosta terrestre ed è chiamato confine di Mohorovicic, come discusso sopra.

In diverse parti del globo, la crosta terrestre è eterogenea sia nella composizione che nello spessore. Tipi di crosta terrestre - continentale o continentale, oceanica e di transizione. La crosta oceanica occupa circa il 60% e la crosta continentale circa il 40% della superficie terrestre, il che differisce dalla distribuzione dell'area degli oceani e della terra (rispettivamente 71% e 29%). Ciò è dovuto al fatto che il confine tra i tipi di crosta considerati passa lungo il piede continentale. I mari poco profondi, come ad esempio il Mar Baltico e il Mar Artico della Russia, appartengono all'Oceano Mondiale solo da un punto di vista geografico. Nella zona degli oceani ci sono tipo oceanico, caratterizzato da un sottile strato sedimentario, sotto il quale si trova uno strato basaltico. Inoltre, la crosta oceanica è molto più giovane di quella continentale: l'età della prima non supera i 180-200 milioni di anni. La crosta terrestre sotto il continente contiene tutti e 3 gli strati, ha un grande spessore (40-50 km) e viene chiamata terraferma. La crosta di transizione corrisponde ai margini continentali sottomarini. A differenza di quello continentale, lo strato di granito qui diminuisce bruscamente e scompare nell'oceano, quindi lo spessore dello strato di basalto diminuisce.

Gli strati sedimentari, granitici metamorfici e basaltici formano insieme un guscio, chiamato sial - dalle parole silicio e alluminio. Si ritiene comunemente che nella conchiglia sialica sia opportuno individuare il concetto di crosta terrestre. È stato inoltre accertato che nel corso della storia geologica la crosta terrestre assorbe ossigeno e ad oggi ne è costituita per il 91% in volume.

I componenti principali della crosta terrestre sono elementi chimici, minerali, rocce, corpi geologici

La sostanza della Terra è costituita da elementi chimici. All'interno del guscio roccioso, gli elementi chimici formano minerali, i minerali formano rocce e le rocce, a loro volta, formano corpi geologici. La nostra conoscenza della chimica della Terra, o altrimenti della geochimica, diminuisce catastroficamente con la profondità. Al di sotto dei 15 km, le nostre conoscenze vengono gradualmente sostituite da ipotesi.

Il chimico americano F.W. Clarke, insieme a G.S. Washington, dopo aver iniziato all'inizio del secolo scorso l'analisi di diverse rocce (5159 campioni), ha pubblicato i dati sul contenuto medio di una decina degli elementi più comuni nella crosta terrestre. Frank Clark è partito dalla posizione che la crosta terrestre solida fino a una profondità di 16 km è costituita per il 95% da rocce ignee e per il 5% da rocce sedimentarie formate da rocce ignee. Pertanto, per il calcolo, F. Clark ha utilizzato 6000 analisi di varie rocce, prendendo la loro media aritmetica. Successivamente, questi dati sono stati integrati dai dati medi sul contenuto di altri elementi. Si è scoperto che gli elementi più comuni della crosta terrestre sono (in 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, che equivale al 99,79%. Questi elementi (eccetto l'idrogeno), così come il carbonio, il fosforo, il cloro, il fluoro e alcuni altri sono chiamati formatori di rocce o petrogenici.

Successivamente tali cifre sono state più volte chiarite da vari autori (tabella).

Confronto di varie stime della composizione della crosta continentale,

Le frazioni di massa media degli elementi chimici nella crosta terrestre sono state nominate su suggerimento dell'accademico A.E. Fersman Clarks. I dati più recenti sulla composizione chimica delle sfere terrestri sono riassunti nel diagramma seguente (Figura).

Tutta la materia presente nella crosta e nel mantello terrestre è costituita da minerali che variano per forma, struttura, composizione, abbondanza e proprietà. Attualmente sono stati identificati più di 4.000 minerali. È impossibile fornire una cifra esatta perché ogni anno il numero di specie minerali viene reintegrato con 50-70 nomi di specie minerali. Ad esempio, sul territorio dell'ex Unione Sovietica sono stati scoperti circa 550 minerali (320 specie sono conservate nel Museo A.E. Fersman), di cui oltre il 90% sono stati scoperti nel XX secolo.

La composizione minerale della crosta terrestre è la seguente (vol.%): feldspati - 43,1; pirosseni - 16,5; olivina - 6,4; anfiboli - 5.1; mica - 3.1; minerali argillosi - 3.0; ortosilicati – 1,3; cloriti, serpentine - 0,4; quarzo – 11,5; cristobalite - 0,02; tridimite - 0,01; carbonati - 2,5; minerali minerali - 1,5; fosfati - 1,4; solfati - 0,05; idrossidi di ferro - 0,18; altri - 0,06; materia organica - 0,04; cloruri - 0,04.

Questi numeri sono, ovviamente, molto relativi. In generale, la composizione minerale della crosta terrestre è la più varia e ricca rispetto alla composizione delle geosfere e dei meteoriti più profondi, della sostanza della Luna e dei gusci esterni di altri pianeti terrestri. Quindi, sulla Luna sono stati identificati 85 minerali e 175 nei meteoriti.

Gli aggregati minerali naturali che costituiscono corpi geologici indipendenti nella crosta terrestre sono chiamati rocce. Il concetto di “corpo geologico” è un concetto multiscala; comprende volumi dal cristallo minerale ai continenti. Ogni roccia forma nella crosta terrestre un corpo tridimensionale (strato, lente, massiccio, copertura...), caratterizzato da una determinata composizione materiale e da una specifica struttura interna.

Il termine "roccia" fu introdotto nella letteratura geologica russa alla fine del XVIII secolo da Vasily Mikhailovich Severgin. Lo studio della crosta terrestre ha dimostrato che è composta da varie rocce che, in base alla loro origine, possono essere suddivise in 3 gruppi: ignee o ignee, sedimentarie e metamorfiche.

Prima di passare alla descrizione separata di ciascuno dei gruppi di rocce, è necessario soffermarsi sulle loro relazioni storiche.

È generalmente accettato che il globo fosse originariamente un corpo fuso. Da questa fusione primaria o magma si formò per raffreddamento la solida crosta terrestre, inizialmente composta interamente da rocce ignee, che è da considerarsi il gruppo di rocce storicamente più antico.

Solo in una fase successiva dello sviluppo della Terra potrebbero formarsi rocce di diversa origine. Ciò è diventato possibile dopo l'emergere di tutti i suoi gusci esterni: l'atmosfera, l'idrosfera, la biosfera. Le rocce ignee primarie furono distrutte sotto la loro influenza e l'energia solare, il materiale distrutto fu spostato dall'acqua e dal vento, selezionato e nuovamente cementato. Nacquero così le rocce sedimentarie, secondarie alle rocce ignee da cui si formarono.

Sia le rocce ignee che quelle sedimentarie servirono come materiali per la formazione di rocce metamorfiche. Come risultato di vari processi geologici, vaste aree della crosta terrestre si abbassarono e all'interno di queste aree si accumularono rocce sedimentarie. Durante questi cedimenti, le parti inferiori degli strati cadono a profondità sempre maggiori nella regione delle alte temperature e pressioni, nella regione della penetrazione di vari vapori e gas dal magma e della circolazione di soluzioni di acqua calda, introducendo nuovi elementi chimici nell'ambiente. le rocce. Il risultato di ciò è il metamorfismo.

La distribuzione di queste razze varia. Si stima che la litosfera sia composta per il 95% da rocce ignee e metamorfiche e solo per il 5% da rocce sedimentarie. In superficie la distribuzione è leggermente diversa. Le rocce sedimentarie ricoprono il 75% della superficie terrestre e solo il 25% sono rocce ignee e metamorfiche.

Tipi di crosta terrestre: oceanica, continentale

La crosta terrestre (il guscio solido della Terra sopra il mantello) è costituita da due tipi di crosta e ha due tipi di struttura: continentale e oceanica. La divisione della litosfera terrestre in crosta e mantello superiore è abbastanza convenzionale; vengono spesso usati i termini litosfera oceanica e continentale.

La crosta continentale terrestre

La crosta continentale della Terra (crosta continentale, crosta continentale) che è costituita da strati sedimentari, granitici e basaltici. La crosta continentale ha uno spessore medio di 35-45 km, con uno spessore massimo fino a 75 km (sotto le catene montuose).

La struttura della crosta continentale “stile americano” è leggermente diversa. Contiene strati di rocce ignee, sedimentarie e metamorfiche.

La crosta continentale ha un altro nome "sial" - perché. i graniti e alcune altre rocce contengono silicio e alluminio - da qui l'origine del termine sial: silicio e alluminio, SiAl.

La densità media della crosta continentale è di 2,6-2,7 g/cm³.

Lo gneiss è una roccia metamorfica (di solito con struttura a strati sciolti) composta da plagioclasio, quarzo, feldspato di potassio, ecc.

Il granito è “una roccia ignea intrusiva, acida, costituita da quarzo, plagioclasio, feldspato potassico e miche” (articolo “Granito”, link a fondo pagina). I graniti sono costituiti da feldspati e quarzo. Non sono stati rinvenuti graniti su altri corpi del sistema solare.

Crosta oceanica della Terra

Per quanto è noto, nella crosta terrestre sul fondo degli oceani non è stato trovato uno strato di granito; lo strato sedimentario della crosta giace immediatamente sullo strato di basalto. Il tipo di crosta oceanica è anche chiamata "sima", le rocce sono dominate da silicio e magnesio - simile al sial, MgSi.

Lo spessore della crosta oceanica (spessore) è inferiore a 10 chilometri, solitamente 3-7 chilometri. La densità media della crosta suboceanica è di circa 3,3 g/cm³.

Si ritiene che l'oceano si formi nelle dorsali oceaniche e venga assorbito nelle zone di subduzione (il motivo per cui non è molto chiaro) - come una sorta di trasportatore dalla linea di crescita della dorsale oceanica al continente.

8. struttura dei minerali e degli aggregati minerali. Tipi genetici di minerali. Serie di reazioni di Bowen. Polimorfismo e isomorfismo. Paragenesi dei minerali. Pseudomorfismo dei minerali
Un minerale è una sostanza naturale costituita da un elemento o da una combinazione regolare di elementi, formata a seguito di processi naturali che si verificano in profondità nella crosta terrestre o in superficie. Ogni minerale ha una struttura specifica e ha le proprie caratteristiche fisiche e chimiche.
Serie di reazioni (Bowen)
- la sequenza di cristallizzazione dei minerali dal magma, stabilita empiricamente da Bowen, sotto forma di due serie di reazioni:
1. serie discontinua di minerali femici: olivina -> pirosseno ortorombico -> pirosseno monoclino -> anfibolo -> biotite;
2. una serie continua di minerali salici: plagioclasio basico -> plagioclasio intermedio -> plagioclasio acido -> feldspato potassico. La cristallizzazione congiunta dei minerali delle due serie avviene con la formazione di eutettico, e in questo caso la sequenza di precipitazione dipende dalla composizione del fuso. La serie di reazioni di cristallizzazione dei minerali proposta da Bowen può essere interrotta a seconda della composizione del fuso, della temperatura, della pressione e di altri fattori. condizioni.

9. Proprietà fisiche dei minerali. Composizione chimica dei minerali
Colore. Per la maggior parte dei minerali, il colore cambia a causa di varie impurità.
Colore del tratto. Questo è il colore del minerale in polvere. Il fatto è che non tutti i minerali in un pezzo e in polvere hanno lo stesso colore. Per ottenere la polvere è sufficiente strofinare il minerale sulla superficie non smaltata di un piatto di porcellana. Il colore della linea è dato solo da quei minerali la cui durezza è inferiore alla durezza di un piatto di porcellana.
Trasparenza. In base al grado di trasparenza, i minerali sono suddivisi in gruppi: (gesso lamellare trasparente, muscovite, salgemma), attraverso i quali gli oggetti sono chiaramente visibili; traslucido attraverso il quale sono visibili solo i contorni degli oggetti; traslucidi, che trasmettono la luce e i contorni degli oggetti sono indistinguibili; opaco, attraverso il quale non passa la luce.
Splendore. Esistono lustri metallici e non metallici.
Scollatura. La scissione si riferisce alla capacità di un minerale di dividersi in determinate direzioni, formando così piani di scissione lucidi lisci o lisci come uno specchio. Esistono diversi tipi di scollatura: perfettissima, perfetta, media o netta e imperfetta.
Kinky- Questo è il tipo di superficie che si forma quando un minerale viene rotto. La frattura può essere: 1) uniforme, molto spesso nei minerali con sfaldatura perfetta (calcite, salgemma); 2) irregolare - caratterizzato da una superficie irregolare senza aree lucide e adesive (apatite); 3) scheggiato - caratteristico dei minerali fibrosi (gesso fibroso, orneblenda); 4) granulare - inerente ai minerali con struttura granulare (olivina); 5) concoidale - molto caratteristico dei minerali di ossido di silicio (quarzo, calcedonio, opale); 6) uncinato (malachite, rame nativo); 7) terroso (caolino, fosforite).
Durezza. La durezza si riferisce alla resistenza che un minerale oppone a un altro minerale o a un corpo che si scontra con esso. Questo è il segno più importante, poiché è il più costante.
Densità. In condizioni di campo, i minerali sono divisi in tre gruppi in base alla densità: leggero (fino a 2,5), medio (2,5 - 4,0) e pesante (più di 4). I pesi leggeri includono gesso, grafite, opale, salgemma; a quelli centrali: quarzo, corindone, limonite, calcite, magnesite; a quelli pesanti: pirite, calcopirite, magnesite, oro, argento. Il più comune è il gruppo di minerali di peso specifico medio.
Gusto.
0 proprietà ottiche. Un tipo di calcite, lo spato islandese, è birifrangente; la labradorite ha una tinta blu sui piani di clivaggio.
La base per la classificazione dei minerali è composizione chimica dei minerali. Su questa base si distinguono le seguenti classi di minerali: Silicati - Ossidi - Idrossidi (idrossidi) - Carbonati - Solfati - Solfuri - Fosfati - Alogenuri - Elementi nativi - Composti organici

10. Le caratteristiche diagnostiche più importanti dei minerali
Le caratteristiche più importanti dei minerali sono la loro struttura cristallina e la composizione chimica. Tutte le altre proprietà dei minerali derivano da esse o sono interconnesse con esse. Le principali proprietà dei minerali, che sono segni diagnostici e ne consentono la determinazione, sono le seguenti:
-Aspetto cristallino e la forma delle facce è determinata principalmente dalla struttura del reticolo cristallino.
-Durezza. Determinato secondo la scala di Mohs
-Splendore- un effetto luminoso causato dalla riflessione di parte del flusso luminoso incidente su un minerale. Dipende dalla riflettività del minerale.
-Scollatura- la capacità di un minerale di dividersi lungo determinate direzioni cristallografiche.
-Kinky- specificità della superficie del minerale su un frammento fresco e non sfaldabile.
-Colore- un segno che caratterizza decisamente alcuni minerali (malachite verde, lapislazzuli blu, cinabro rosso), ed è molto ingannevole in numerosi altri minerali, il cui colore può variare in un ampio intervallo a seconda della presenza di impurità di elementi cromofori o difetti specifici nella struttura cristallina (fluoriti, quarzo, tormalina).
-Colore del tratto- il colore di un minerale in polvere fine, solitamente determinato grattando la superficie ruvida di un pan di spagna in porcellana.
Magneticità- dipende dal contenuto di ferro prevalentemente bivalente, rilevato utilizzando un magnete convenzionale.
Appannamento- una sottile pellicola colorata o multicolore che si forma sulla superficie alterata di alcuni minerali a causa dell'ossidazione.
Fragilità- la forza dei grani minerali (cristalli), rivelata durante la scissione meccanica. Talvolta la fragilità viene collegata o confusa con la durezza, il che non è vero. Altri minerali molto duri possono facilmente dividersi, ad es. essere fragile (come il diamante)
Queste proprietà dei minerali sono facilmente determinabili sul campo.

11. Minerali che formano rocce e minerali
Minerali che formano le rocce- si tratta di parti costitutive di rocce che differiscono tra loro per composizione chimica e proprietà fisiche.
Tra i minerali che formano le rocce ci sono:
-Minerali caratteristici, tipomorfi, di origine esclusivamente ignea, sedimentaria o metamorfica.
-Minerali formati durante vari processi geologici e presenti nelle rocce di qualsiasi genesi.
I minerali contenuti nelle rocce si dividono in formanti rocce e minori. I primi, circa 40...50 minerali, partecipano alla formazione delle rocce e ne determinano le proprietà; quelli minori si trovano in essi solo sotto forma di impurità. Tra i materiali che formano le rocce si distinguono quelli primari e secondari.
Quelli primari sono sorti durante la formazione delle rocce, quelli secondari - successivamente come prodotti della modifica dei minerali primari.
I minerali hanno una serie di proprietà caratteristiche che hanno una grande influenza sulle proprietà tecniche delle rocce, tra le quali dovrebbero essere particolarmente evidenziate la durezza, la sfaldatura, la frattura, la lucentezza, il colore e la densità. Queste proprietà dipendono dalla struttura e dalla forza dei legami nel reticolo cristallino.
Un minerale minerale è un minerale contenente un metallo. Solo pochi metalli si presentano in forma elementare allo stato nativo. Questi sono principalmente oro, platino e argento. Ma la stragrande maggioranza dei metalli si trova nei minerali in combinazione con altri elementi chimici. Questo si osserva nei solfuri: galena - minerale di piombo, zinco, mercurio, pirite di rame
- negli ossidi: ematite, magnetite, pirolusite, cassiterite, rutilo, cromite, sono importanti materie prime per la produzione dei metalli.
- nei carbonati: siderite (longarone ferroso) FeCO 3 - minerale per il ferro.
Molti minerali sono di natura complessa, poiché contengono due o più minerali con metalli diversi. Pertanto, il minerale di rame spesso contiene argento e oro e quantità significative di ferro.
I minerali svolgono un ruolo molto importante nell’attività economica umana. Molti minerali hanno un grande fascino estetico non solo quando vengono lavorati come pietre preziose, ma anche nella loro forma naturale. Materiale da collezione.
Molti minerali hanno valore come materie prime minerarie. Questa qualità dei minerali risiede nella loro composizione chimica, poiché è la composizione chimica che determina quali elementi possono essere estratti da un minerale sciogliendo o distruggendo in altro modo la sua struttura. Ad esempio, la calcocite, la galena e la sfalerite (solfuri di rame, piombo e zinco), la cassiterite (ossido di stagno) e molti altri minerali hanno un tale valore.

12. tipi genetici di rocce, loro consistenza, struttura, composizione materiale
Secondo la classificazione genetica, le rocce sono divise in tre grandi gruppi: 1) ignee (magmatiche), 2) sedimentarie e 3) metamorfiche.
1) Rocce ignee formato dal magma fuso che risale dalle profondità della Terra e si indurisce raffreddandosi. le rocce profonde sono massicce, dense e costituite da cristalli più o meno grandi ravvicinati; hanno alta densità, elevata resistenza alla compressione e al gelo, basso assorbimento d'acqua ed elevata conduttività termica. Le rocce profonde hanno una struttura cristallina granulare, chiamata anche granito
-Rocce eruttate formatesi sulla superficie terrestre in assenza di pressione e con il rapido raffreddamento del magma. nella maggior parte dei casi le rocce eruttate sono costituite da singoli cristalli ben formati inglobati nella massa criptocristallina principale; Questa struttura è chiamata porfido. Nei casi in cui le rocce eruttate si solidificavano in uno spesso strato, la loro struttura era simile a quella delle rocce profonde. Se lo strato era relativamente sottile, il raffreddamento si è verificato rapidamente e la loro massa si è rivelata vetrosa, e gli strati superiori della lava eruttata sono diventati porosi a causa del rilascio energetico di gas dal magma quando la pressione è diminuita. Le rocce clastiche si sono formate durante il rapido raffreddamento della lava frantumata espulsa durante le eruzioni vulcaniche (pomice, cenere vulcanica.
2)Rocce sedimentarie formato durante la precipitazione di sostanze da qualsiasi ambiente, principalmente acqua.In base alla natura della formazione e della composizione, le rocce sedimentarie sono divise in tre gruppi: chimiche, organogene e meccaniche.
-I sedimenti chimici sono rocce formatesi durante la precipitazione di sostanze minerali da soluzioni acquose, seguita dalla loro compattazione e cementazione (gesso, anidrite, tufi calcarei, ecc.).
-Le rocce organogeniche si sono formate in seguito alla deposizione dei resti di alcune alghe e organismi animali, seguita dalla loro compattazione e cementazione (la maggior parte dei calcari, gesso, diatomiti, ecc.).
-I depositi meccanici si formano a seguito della deposizione o dell'accumulo di prodotti sciolti durante la decomposizione fisica e chimica delle rocce. Alcuni di essi furono ulteriormente cementati con materia argillosa, composti ferruginosi, carbonati o altri cementi di carbonio, formando rocce sedimentarie cementate - conglomerati, brecce.
3)Metamorfico (specismo fuse) le rocce si sono formate a seguito di una trasformazione più o meno profonda di rocce ignee o sedimentarie sotto l'influenza di alte temperature e pressioni e talvolta di influenze chimiche.
In queste condizioni la ricristallizzazione dei minerali può avvenire senza fusione; le rocce risultanti sono generalmente più dense delle rocce sedimentarie originali. Durante il processo di metamorfismo, la struttura delle rocce è cambiata. Nella maggior parte dei casi, le rocce metamorfiche hanno una struttura scistosa

13. Rocce ignee, loro classificazione chimica e minerale. composizione, secondo le condizioni dell'istruzione. Il concetto di analoghi intrusivi, venosi ed effusivi. Struttura e consistenza
La formazione delle rocce ignee è strettamente legata ai problemi più complessi dell'origine dei magmi e della struttura della Terra.
A seconda delle condizioni di istruzione
-Profondo: si tratta di rocce formate quando il magma si solidifica a diverse profondità nella crosta terrestre.
-Le rocce eruttive si sono formate a causa dell'attività vulcanica, della fuoriuscita di magma dalle profondità e della solidificazione in superficie.
Le basi della classificazione chimica si trova la percentuale di silice (SiO 2) nella roccia. 1. ultraacido, 2. rocce acide, 3.medie, 4.basiche 5.ultrabasiche.
Invadente. Le rocce sono olocristalline, con cristalli ben visibili. Costituiscono batoliti, laccoliti, ceppi, davanzali e altri corpi intrusivi.
Effusivo. Porfido denso o quasi denso. Sono costituiti da colate laviche, ma anche da intrusioni subvulcaniche.
Vena. Porfirico o da finemente a microcristallino. Comporre venature, davanzali, parti marginali di intrusioni, piccole intrusioni
Struttura- una caratteristica essenziale che determina le proprietà fisiche e meccaniche della roccia. Le più durevoli sono le rocce a grana uniforme, mentre le rocce della stessa composizione minerale, ma con struttura porfirica a grana grossa, vengono distrutte più rapidamente sia sotto stress meccanico che durante improvvisi sbalzi di temperatura (vedi Tetra pratici)
Struttura Tutte le rocce intrusive hanno struttura olocristallina, tessitura massiccia o screziata, mentre le rocce effusive hanno struttura prevalentemente vetrosa, porfirica, criptocristallina, tessitura massiccia, scorie, amigdaloide.
Secondo la classificazione genetica, le rocce sono divise in tre grandi gruppi: ignee, sedimentarie e metamorfiche.

14. rocce sedimentarie, loro classificazione per origine e composizione materiale. Strutture e tessiture delle rocce sedimentarie
roccia sedimentaria si forma in condizioni di rideposizione dei prodotti atmosferici e distruzione di varie rocce, precipitazioni chimiche e meccaniche dall'acqua e attività vegetale.
Classificazione per origine:
1) rocce clastiche - prodotti di alterazione prevalentemente fisica di rocce madri e minerali con successivo trasferimento di materiale e sua deposizione in altre aree;
2) rocce colloidali-sedimentarie - il risultato di una decomposizione prevalentemente chimica con la transizione di una sostanza in uno stato colloidale (soluzioni colloidali);
3) rocce chemogene - sedimenti che cadono da soluzioni acquose, principalmente vere, - le acque di mari, oceani, laghi e altri bacini con mezzi chimici, ad es. a seguito di reazioni chimiche o sovrasaturazione di soluzioni causate da vari motivi;
4) rocce biochimiche, comprese rocce formate durante reazioni chimiche con la partecipazione di microrganismi e rocce che possono avere due origini: chimica e biogenica;
5) rocce organogeniche formatesi con la partecipazione di organismi viventi;
Classificazione per composizione, struttura (quaderno di esercitazione).
Struttura: -stratificato - la roccia è costituita da strati eterogenei per composizione, colore e densità con confini più o meno ben definiti tra loro
- poroso - roccia con abbondanza di grandi tane, caverne, non riempite di minerali secondari

15. Rocce metamorfiche: composizione minerale, struttura, tessitura. Facies metamorfiche
Rocce metamorfiche- il risultato della trasformazione di rocce di diversa genesi, che porta ad un cambiamento nella struttura primaria, nella tessitura e nella composizione minerale in conformità con la nuova situazione fisico-chimica. I principali fattori del metamorfismo sono il calore endogeno, la pressione uniforme e l'azione chimica di gas e fluidi. Il graduale aumento dell'intensità dei fattori metamorfici permette di osservare tutte le transizioni dalle rocce primarie sedimentarie o ignee alle rocce metamorfiche formatesi lungo di esse.
STRUTTURA: Le rocce metamorfiche hanno una struttura olocristallina. Le dimensioni dei grani cristallini tendono ad aumentare all'aumentare della temperatura metamorfica.
STRUTTURA: - tessitura scistosa, causata dalla disposizione parallela tra loro di granuli minerali di forma prismatica o lamellare;
- gneiss, o tessitura simile allo gneiss, caratterizzata dall'alternanza di strisce di diversa composizione minerale;
- nel caso di striature alternate costituite da grani di minerali chiari e colorati, la tessitura è detta fasciata. Esternamente, queste trame assomigliano alla stratificazione delle rocce sedimentarie, ma la loro origine non è associata al processo di accumulo dei sedimenti, ma alla ricristallizzazione e al riorientamento dei grani minerali in condizioni di pressione orientata. Tutte le rocce metamorfiche hanno una tessitura densa. Poiché le rocce metamorfiche con composizione simile, strutture e tessiture possono formarsi a causa dell'alterazione sia delle rocce ignee che di quelle sedimentarie. Facies metamorfismo - insieme di rocce metamorfiche di varia composizione che soddisfano determinate condizioni di formazione in relazione ai principali fattori di metamorfismo (temperatura, pressione litostatica e pressioni parziali dei componenti volatili nei fluidi) coinvolti nelle reazioni metamorfiche tra minerali .
Tipi di facies in base al nome delle rocce principali:
1. scisto verde e glaucofaneschisto (bassa temperatura, media e alta pressione); 2. epidoto-anfibolite e anfibolite (media temperatura, media e alta pressione); 3. granulite ed eclogite (alta temperatura e pressione); 4. corni sanidinitici e pirossenici (temperatura molto alta e pressione molto bassa).

17. Processi esogeni. Agenti atmosferici. Esogeno (esterno) sono processi che si verificano sulla superficie terrestre o a basse profondità nella crosta terrestre. Questi processi vengono effettuati, ad esempio, dalle acque correnti, dai ghiacciai, dal vento, ecc. L'attività di questi processi comprende due tipi di lavoro più importanti: la distruzione delle rocce e il loro accumulo (accumulo). La natura del lavoro svolto è determinata, da un lato, dalla velocità di movimento e dalla massa dell'agente geologico e, dall'altro, dalla natura dei pori della roccia. Pertanto, maggiore è la velocità e la massa dell'agente geologico, più attiva è la distruzione delle rocce e il trasporto dei detriti. Man mano che la velocità diminuisce, inizia il processo di accumulo, in cui sulla superficie si depositano prima le particelle più grandi e poi quelle sempre più piccole. Le principali fonti di energia dei processi esogeni sono la radiazione solare e la gravità. Poiché la radiazione solare è distribuita in modo zonale e non uniforme sulla superficie terrestre, il suo arrivo varia a seconda delle stagioni dell'anno e l'attività dei processi esterni è soggetta agli stessi schemi. Il lavoro delle forze esterne porta a un tale cambiamento nella superficie terrestre, che mira a cambiare le forme create dai processi interni. Alla fine, un tale cambiamento porta alla ridistribuzione delle rocce e al livellamento del rilievo. Cioè, le sporgenze terrestri create dalle forze interne vengono distrutte e abbassate, e i frammenti di roccia rimossi da esse si accumulano negli oceani e ne riducono la profondità.
Agenti atmosfericiè un insieme di processi di distruzione fisica e chimica di rocce e minerali. Gli organismi viventi svolgono un ruolo importante in questo. Esistono due tipi principali di agenti atmosferici: fisici e chimici . Degradazione fisica porta alla frammentazione sequenziale delle rocce in frammenti sempre più piccoli. Può essere suddiviso in due gruppi di processi: invecchiamento termico e meccanico. Agenti atmosferici termici si verifica a seguito di bruschi sbalzi di temperatura giornalieri, che portano all'espansione delle rocce quando riscaldate e alla compressione quando vengono raffreddate. Pertanto, l'intensità della distruzione delle rocce è influenzata da: l'entità del calo di temperatura giornaliero; composizione minerale delle rocce; colorazione delle rocce; la dimensione dei granuli minerali che compongono le rocce. L'alterazione della temperatura più intensa si verifica sulle vette e sui pendii esposti delle alte montagne, così come nella zona desertica, dove, in condizioni di bassa umidità e mancanza di vegetazione, la differenza di temperatura giornaliera sulla superficie delle rocce può superare i 60 ° C. In questo caso, il processo viene osservato desquamazione(sfaldamento) di cenge rocciose, espresso nella separazione strato per strato di scaglie e placche di roccia parallele alla superficie della cengia.
Agenti atmosferici meccanici effettuato dal congelamento dell'acqua, nonché da organismi viventi e cristalli minerali di nuova formazione. Il valore massimo del congelamento dell'acqua nei pori e nelle fessure delle rocce, che allo stesso tempo aumenta di volume del 9-10% e incunea la roccia in frammenti separati. Questo agenti atmosferici si chiama gelido.È più attivo durante le frequenti transizioni di temperatura (giornaliere) fino a 0° C e si osserva a latitudini alte e moderate e al di sopra del limite delle nevi in ​​montagna. Anche le radici delle piante, gli animali scavatori e i cristalli minerali che crescono nei pori e nelle fessure delle rocce hanno un effetto di incuneamento sulle rocce. Agenti atmosferici chimici porta a un cambiamento nella composizione minerale delle rocce o alla loro completa dissoluzione. I fattori più importanti qui sono l'acqua, così come l'ossigeno, l'acido carbonico e gli acidi organici in essa contenuti. La maggiore attività dei processi di alterazione chimica si osserva nei climi umidi e caldi
Come risultato degli agenti atmosferici, sulla superficie terrestre si forma uno speciale tipo genetico di sedimenti: eluvium- uno strato di prodotti atmosferici sciolti e non spostati. La composizione e lo spessore dell'eluvio sono determinati dalla composizione delle rocce primarie e dal fattore tempo, nonché dalla natura dei processi di alterazione, che dipende innanzitutto dal clima. Di conseguenza, nello sviluppo dei processi di alterazione atmosferica si osservano ritmicità stagionale e zonalità latitudinale. corteccia esposta agli agenti atmosferici chiamato insieme di formazioni eluviali della parte superiore della crosta terrestre.

Origine della Terra. Come già sai. La Terra è un piccolo corpo cosmico, parte del Sistema Solare. Come è nato il nostro pianeta? Gli scienziati del mondo antico hanno cercato di rispondere a questa domanda. Ci sono molte ipotesi diverse. Acquisirai familiarità con loro quando studierai astronomia al liceo.

Tra le visioni moderne sull'origine della Terra, la più diffusa è l'ipotesi di O. Yu. Schmidt sulla formazione della Terra da una nube di gas e polvere fredda. Le particelle di questa nuvola, ruotando attorno al Sole, si scontravano e "si attaccavano insieme", formando grumi che crescevano come una palla di neve.

Esistono anche ipotesi sulla formazione di pianeti a seguito di catastrofi cosmiche: potenti esplosioni causate dal decadimento della materia stellare. Gli scienziati continuano a cercare nuovi modi per risolvere il problema dell'origine della Terra.

La struttura della crosta continentale e oceanica. La crosta terrestre è la parte più superficiale della litosfera. È come un sottile “velo”, sotto il quale si nascondono le inquiete profondità della terra. Rispetto alle altre geosfere, la crosta terrestre sembra essere una pellicola sottile nella quale è avvolto il globo. In media, lo spessore della crosta terrestre è solo lo 0,6% della lunghezza del raggio terrestre.

L'aspetto del nostro pianeta è determinato dalle sporgenze dei continenti e dalle depressioni degli oceani pieni d'acqua. Per rispondere alla domanda su come si sono formati, è necessario conoscere le differenze nella struttura della crosta terrestre. È possibile determinare queste differenze dalla Figura 8.

1. Quali tre strati compongono la crosta terrestre?
2. Quanto è spessa la crosta dei continenti? Sotto gli oceani?
3. Identificare due caratteristiche che distinguono la crosta continentale dalla crosta oceanica.

Come spiegare le differenze nella struttura della crosta terrestre? La maggior parte degli scienziati ritiene che sul nostro pianeta si sia formata per la prima volta una crosta di tipo oceanico. Sotto l'influenza dei processi che si verificano all'interno della Terra, sulla sua superficie si sono formate pieghe, cioè aree montuose. Lo spessore della crosta aumentò e si formarono sporgenze continentali. Esistono numerose ipotesi sull'ulteriore sviluppo dei continenti e dei bacini oceanici. Alcuni scienziati affermano che i continenti sono immobili, altri, al contrario, parlano del loro costante movimento.

Negli ultimi anni è stata creata una teoria della struttura della crosta terrestre, basata sul concetto di placche litosferiche e sull'ipotesi della deriva dei continenti, formulata all'inizio del XX secolo. Scienziato tedesco A. Wegener. Tuttavia, a quel tempo non riuscì a trovare una risposta alla domanda sull'origine delle forze che muovono i continenti.

Riso. 8. La struttura della crosta terrestre sui continenti e sotto gli oceani

Placche litosferiche. Secondo la teoria delle placche litosferiche, la crosta terrestre, insieme a parte del mantello superiore, non è un guscio monolitico del pianeta. È rotto da una complessa rete di profonde fessure che arrivano a grandi profondità e raggiungono il mantello. Queste gigantesche fessure dividono la litosfera in diversi blocchi molto grandi (placche) di spessore compreso tra 60 e 100 km. I confini tra le placche corrono lungo le dorsali oceaniche - giganteschi rigonfiamenti sul corpo del pianeta o lungo le fosse profonde - gole sul fondo dell'oceano. Ci sono crepe simili anche sulla terraferma. Passano attraverso cinture montuose come l'Alysh-Himalayan, gli Urali, ecc. Queste cinture montuose sono come "suture al posto di vecchie ferite guarite sul corpo del pianeta". Ci sono anche "ferite fresche" sulla terraferma: le famose faglie dell'Africa orientale.

Ci sono sette lastre enormi e dozzine di lastre più piccole. La maggior parte delle placche comprende sia la crosta continentale che quella oceanica (Figura 9).

Riso. 9. Placche della litosfera

Le placche giacciono su uno strato plastico relativamente morbido del mantello, lungo il quale scivolano. Le forze che causano il movimento delle placche nascono quando la materia si muove nel mantello superiore (Fig. 10). Potenti flussi verso l'alto di questa sostanza lacerano la crosta terrestre, formandovi profonde faglie. Queste faglie esistono sulla terraferma, ma sono più abbondanti sulle dorsali medio-oceaniche, sul fondo degli oceani, dove la crosta terrestre è più sottile. Qui, la materia fusa risale dall'interno della Terra e separa le placche, costruendo la crosta terrestre. I bordi delle faglie si stanno allontanando gli uni dagli altri.

Riso. 10. Movimento stimato delle placche litosferiche: 1. Oceano Atlantico. 2. Dorsale medio-oceanica. 3. Subduzione delle placche nel mantello. 4. Fossa oceanica. 5. Ande. 6. Sollevamento della materia dal mantello

Le placche si muovono lentamente dalla linea delle creste sottomarine alle linee delle fosse ad una velocità compresa tra 1 e 6 cm all'anno. Questo fatto è stato stabilito confrontando le immagini prese dai satelliti artificiali della Terra. Le placche vicine si avvicinano, divergono o scivolano l'una rispetto all'altra (vedi Fig. 10). Galleggiano sulla superficie del mantello superiore, come pezzi di ghiaccio sulla superficie dell'acqua.

Se le placche, una delle quali ha crosta oceanica e l'altra continentale, si avvicinano, la placca coperta dal mare si piega, come se si immergesse sotto il continente (vedi Fig. 10). In questo caso si formano fosse di acque profonde, archi di isole e catene montuose, ad esempio la fossa delle Curili. Isole giapponesi, Ande. Se due placche con crosta continentale si uniscono, i loro bordi, insieme a tutte le rocce sedimentarie accumulate su di esse, vengono schiacciati in pieghe. È così che si è formato l'Himalaya, ad esempio, al confine tra la placca eurasiatica e quella indo-australiana.

Riso. 11. Cambiamenti nei contorni dei continenti in tempi diversi

Secondo la teoria delle placche litosferiche, la Terra un tempo aveva un continente circondato da un oceano. Nel corso del tempo, su di esso sorsero profonde faglie e si formarono due continenti: Gondwana nell'emisfero meridionale e Laurasia nell'emisfero settentrionale (Fig. 11). Successivamente questi continenti furono spezzati da nuove faglie. Si formarono continenti moderni e nuovi oceani: l'Atlantico e l'Indiano. Alla base dei continenti moderni si trovano le più antiche sezioni relativamente stabili e livellate della crosta terrestre: piattaforme, ad es. placche formate nel lontano passato geologico della Terra. Quando le placche si scontrarono, sorsero strutture montuose. Alcuni continenti hanno conservato tracce della collisione di diverse placche. La loro area è gradualmente aumentata. È così che si è formata, ad esempio, l'Eurasia.

Lo studio delle placche litosferiche consente di guardare al futuro della Terra. Si presume che tra circa 50 milioni di anni gli oceani Atlantico e Indiano si espanderanno e il Pacifico diminuirà di dimensioni. L’Africa si sposterà verso nord. L'Australia attraverserà l'equatore ed entrerà in contatto con l'Eurasia. Tuttavia, questa è solo una previsione che richiede chiarimenti.

Gli scienziati sono giunti alla conclusione che nei luoghi in cui la crosta terrestre è rotta e allungata nelle creste centrali, si forma una nuova crosta oceanica, che si diffonde gradualmente in entrambe le direzioni dalla profonda faglia che l'ha generata. Sul fondo dell'oceano c'è qualcosa come un gigantesco nastro trasportatore. Trasporta giovani blocchi di placche litosferiche dal luogo di origine ai margini continentali degli oceani. La velocità è bassa, il percorso è lungo. Pertanto questi blocchi raggiungono la costa dopo 15-20 milioni di anni. Superato questo percorso, la placca scende in una fossa di acque profonde e, “immergendosi” sotto il continente, sprofonda nel mantello da cui si è formata nelle parti centrali delle dorsali mediane. Questo chiude il cerchio della vita di ogni placca litosferica.

Mappa della struttura della crosta terrestre. Antiche piattaforme, regioni montuose piegate, la posizione delle dorsali medio-oceaniche, le zone di faglia sulla terraferma e sul fondale oceanico e le proiezioni di rocce cristalline sui continenti sono mostrati sulla mappa tematica “Struttura della crosta terrestre”.

Fasce sismiche della Terra. Le aree di confine tra le placche litosferiche sono chiamate cinture sismiche. Queste sono le aree in movimento più irrequiete del pianeta. Qui si concentra la maggior parte dei vulcani attivi e si verifica almeno il 95% di tutti i terremoti. Le aree sismiche si estendono per migliaia di chilometri e coincidono con aree di faglie profonde sulla terra, nell'oceano, con dorsali oceaniche e fosse profonde. Ci sono più di 800 vulcani attivi sulla Terra, che emettono molta lava, gas e vapore acqueo sulla superficie del pianeta.

La conoscenza della struttura e della storia dello sviluppo della litosfera è importante per la ricerca di depositi minerali e per fare previsioni sui disastri naturali associati ai processi che si verificano nella litosfera. Si presume, ad esempio, che sia ai margini delle placche che si formano minerali minerali, la cui origine è associata all'intrusione di rocce ignee nella crosta terrestre.

1. Che struttura ha la litosfera? Quali fenomeni si verificano ai confini delle placche?
2. Come si trovano le cinture sismiche sulla Terra? Raccontaci dei terremoti e delle eruzioni vulcaniche che conosci dai servizi radiofonici e televisivi. giornali. Spiegare le ragioni di questi fenomeni.
3. Come dovresti lavorare con una mappa della struttura della crosta terrestre?
4. È vero che la distribuzione della crosta continentale coincide con la superficie terrestre? 5. Dove pensi che potrebbero formarsi nuovi oceani sulla Terra in un lontano futuro? Nuovi continenti?